Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Геологическое строение Западного сан Гилена 9
Глава 2. Базитовые комплексы Западного Сангилена 29
2.1. Карашатский дунит-верлит-клинопироксенит-габбровый массив 29
2.2. Правотарлашкинский троктолит-анортозит-габбровый массив 54
2.3. Габбро-монцодиоритовые массивы Западного Сангилена 78
2.3.1. Баяпкольский массив 78
2.3.2. Эрзинский массив 87
2.3.3. Башкымугурский массив 92
2.4. Щелочнобазальтоидные дайки агардагского комплекса 117
Глава 3. Эволюция базитового магматизма Западного Сангилена 133
Заключение 140
Литература 142
- Геологическое строение Западного сан Гилена
- Правотарлашкинский троктолит-анортозит-габбровый массив
- Башкымугурский массив
- Эволюция базитового магматизма Западного Сангилена
Введение к работе
Диссертационная работа посвящена изучению проблеме современной петрологии - образованию и кристаллизации базалыоидных расплавов. В рабоге рассмотрена изменчивость базитового магматизма Западного Сангилена - блока земной коры, образовавшейся в процессе раннекаледонского аккреционно-коллизионного тектогенеза.
Объектами исследований являются Карашатский ультрабазит-базитовый, І Іравогарлашкинский троктолит-габбровый, Ьаянкольский, Эрзинский и Башкьімуіурский габбро-монцодиоритовые массивы, а также дайки агардагского щелочнобазальтоидного комплекса Западного Сангилена.
Актуальность исследований
Проблема связи между вещественным составом магматических комплексов и тектоническими режимами их проявления относится к одной из фундаментальных проблем геологии. Эта проблема была сформулирована ЮЛ. Кузнецовым (1960, 1964). В настоящее время обнаруживающиеся связи вещественного состава магматических ассоциаций и геодинамического режима широко используются при геодинамических реконструкциях для отдельных мегаструктур, включая внутриконтинентальные складчатые пояса (Рсагсе, Сапп, 1973; Зоненшайн, Кузьмин, 1993; Коваленко, Ярмолюк, 1990; Rollingson, 1993). Большое значение имеет разработка геологических и геохимических критериев выделения магматических ассоциаций, индикаторных для коллизионных обстановок, поскольку признание коллизионных проявлений базитового магматизма произошло в 90-х годах XX века. Особенности состава интрузивных комплексов особенно актуальны для восстановления палеогеодинамических обстановок в глубоко -зродированных районах, где вулканические и осадочные образования представлены фрагментарно. На Западном Сангилене были установлены главные рубежи проявления гранитоидного магматизма и метаморфизма (Козаков и др., 1999, 2001; Петрова, 2001; Лебедев и др., 1993, и др.). Комплексное исследование
габброидных массивов Западного Сангилена, с конкретной временной привязкой к геодинамическим стадиям развития коллизионного орогена, несомненно, представляет интерес для понимания связи тектонических и магматических процессов.
Цель исследования проследить эволюцию базитового магматизма в процессе развития сложного иокровно-складчатого сооружения, образовавшегося в ходе кембро-ордовикского коллизионного тектогенеза.
Задачи исследования:
Картирование интрузивов, выяснение их взаимоотношений с вмещающими породами и гранитоидами. Выявление особенностей их внутреннего строения, характера расслоенности и ритмичности.
Петрографическое, минералогическое, геохимическое и изучение слагающих интрузивы пород и определение их возраста.
Формационный анализ магматических ассоциаций.
Оценка состава исходных магм базитовых интрузий.
Изучение эволюции химического состава базитов в процессе становления коллизионного орогена.
В основу работы положен материал, полученный автором, во время экспедиционных работ 1998-2002 годов. Было изучено более 250 образцов горных пород разнообразных базитовых интрузивов Западного Сангилена. При решении поставленных задач использовался широкий спектр геологических, аналитических и расчетных методов. В процессе работы автором был получен представительный аналитический материал, включающий 90 химических анализов пород, 200 химических анализов породообразующих минералов, 30 анализов содержания в породах редких элементов. Было проведено 5 геохронологических определений абсолютного возраста 40Аг/",9Аг методом но мономинеральным фракциям биотита и амфибола.
Определение валового состава пород было проведено методом РФА с использованием рентгеновского анализатора СРМ-25 в ОИГГМ СО РАН
(аналитик А.Д. Киреев). Анализы породообразующих минералов были выполнены на рентг еноспектралыюм микроанализаторе с электронным зондом "Camebax-micro" (аналитик Л.Н. Поспелова). Анализы редких элементов в породах выполнены инструментальным нейтронно-акгивационным методом в Аналитическом центре ОИГГМ СО РАН (аналитик М.С. Мелыунов) и методом ICP-MS в ИГХ СО РАН. Иркутск (аналитики Л.В. Смирнова, I'.II. Сандимирова). Определения абсолютного возраста пород проводились 40Ar/39Ar в Аналитическом центре ОИГГМ СО РАН (аналитик А.В. Травин). Минеральные фракции крупностью не менее 0,15 мм были запакованы в А1 фольгу и запаяны после предварительной откачки в кварцевых ампулах. Облучение производилось в кадмированном канале исследовательского ВВР-К реактора Томского политехнического института. Для калибровки нейтронного потока между каждыми двумя образцами была помещена навеска биотита МСА-11. Градиент нейтронного потока не превышает 0,5% в размере образца. Выделение аргона проводилось в кварцевом реакторе с печью внешнего прогрева. Холостой опыт по Аг при 1200С в течение 40 мин. не превышал 5x10"" г. После очистки выделенного аргона с использованием Ті и ZrAl SAHS геттеров изотопный состав аргона измерялся на масс-спеюрометре "Noble Gas 5400" фирмы Микромасс (Великобритания).
При модельных расчетах процесса кристаллизации базальтовых расплавов использовались программные комплексы COMAGMAT (Ariskin et al., 1993) и PLUTON (Лавреичук, 2004).
Защищаемые положения; 1. Назитовый магматизм Западного Сангилена проявился в широком временном диапазоне: на вендском этане образуются массивы иеридотит-пироксенит-габбровой формации, входящие в состав офиолитов, на кембрийском этапе - иеридотит-габбровой формации, завершается базитовый магматизм проявлением в ордовике габбро-могщодиорнтовой и щелочно-базальтоидной формаций.
Ранне и среднеордовикские, неотличающиеея по минералого-геохимическому составу, массивы габбро-монцодиориговой формации Западного Сангилсна (Баянкольский и Эрзипский - 490 млн. лет и Ьашкымугурский - 465 млн. лет) но своим геохимическим характеристикам близки к массивам неридотит-габбровой формации (Правогарлашкинский -524 млн. лет), но характеризуются более высоким содержаниями некогерентных элементов.
Эволюция химического состава базитов Западного Сангилена с обогащением щелочами, титаном и несовместимыми элементами свидетельствует о смене типа мантийного источника с деплетированпого в венде через надсубдукционный на более глубинный обогащенный в позднем ордовике.
Научная новизна.
Впервые проведено комплексное исследование всех проявлений базитового магматизма Западного Сангилена. Получены оригинальные данные о возрасте базитовых интрузий, позволяющие утверждать, что генерация базитовых расплавов происходила на всём протяжении формирования коллизионного орогена. Впервые проведен формационный анализ .базитового магматизма Западного -Сангилена и показано существование интрузивов, относимых к габбро-монцодиориговой формации. На основе полученных минералого-петрографических и геохимических данных проведен формационный анализ базитового магматизма Западного Сангилена и показано, что ряд интрузивов, которые ранее относились к іранитоидньш ассоциациям, необходимо относить к габбро-монцодиоритовой формации. С использованием оригинальных геохимических данных и методов численного моделирования выполнены оценки состава исходных магм для дифференцированных интрузивов и на этой основе установлена эволюция химического состава базитов Западного Сангилена.
Практическая значимость
Установленные особенности геологического строения и состава интрузивов Западного Сангилена и даек агардагского комплекса, необходимы для разработки легенд и сосгавления геологических и гемагичееких карг, а также для реконструкции истории формирования уникального геологического района Юго-Восгочной Тувы. Хорошая геологическая изученность базитового магматизма региона позволяет использовать его в качестве полигона при проведении учебных практик студентов.
Публикации и апробация работы
По теме диссертации опубликовано 24 работы, в том числе 2 статьи и 22 тезисов докладов. Результаты исследований были представлены в виде устных и стендовых докладов на Объединённой ассамблее HGS - AGU - EUG в Ницце, Франция, 2003; XV Российской молодежной конференции "Геология и геоэкология европейской России и сопредельных территорий", 2004, Санкт-Петербург; на XIX и XX Всероссийских молодежных конференциях «Строение литосферы и геодинамика», 2001, 2003, 2005, Иркутск; на Международном симпозиуме "Геодинамика и геоэкологические проблемы высокогорных регионов", 2002, Кыргызстан, Всероссийской научной конференции, посвященной 10-летию Российского фонда фундаментальных исследований, Иркутск, 2002. Результаты исследований публиковались в трудах конференций: Второго Всероссийского совещания в Сыктывкаре, Россия, 2000; 5th International Symposium on Eastern Mediterranean Geology, Thessaloniki, Greece, 2004; Первой Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле, 2002, третьей и четвертой ежегодной научной конференции «Петрология магматических и матаморфических комплексов», Томск, Россия, 2002; Всероссийской научной конференции, Томск, 2004; 32nd International Geological Congress, Florence. Italy, 2004; Объединённой ассамб леи LGS--AGU—HUG, Вена, Австрия. 2004.
Структура и объем работы
Диссертация состоит из введения, 3 глав и заключения, содержит 155 страниц, 37 рисунков и 30 таблиц. Список литературы включает 116 наименований.
Особенно хочется поблагодарить за ценные советы и неизменную поддержку А.Э. Изоха, В.М. Калугина, Н.Д. Толстых, О.М. Туркину, В.Г. Владимирова, А.В. Лавренчука, В.В. Егорову, А.А. Гибшер, А.С. Гибшера, Е.Ф. Летникову, Е.В. Бородину, Н.И. Волкову, С.Н. Руднева. И, конечно, работа не могла быть написана без постоянной поддержки семьи.
Исследования проводилось в рамках проектов РФФИ №04-05-64439, руководитель - д.г.-м.н. А.Э. Изох, №04-05-64437, руководитель к.г.-м.н. В.Г. Владимиров, №04-05-64467, руководитель к.г.-м.н. В.М. Калугин, ВМТК ОИГГМ СО РАН №1730 "Проблема генезиса граната в габброидах", а также при поддержке Совета по грантам Президента РФ для поддержки молодых российских ученых и ведущих научных школ НШ-4933.2006.5.
Геологическое строение Западного сан Гилена
Традиционно Западный Сангилен относится к Тувино-Монгольскому массиву (ТММ) Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП), который простирается более чем на 5 000 километров от Тихого океана до Уральских гор при ширине 1000-2000 км. ЦАСП расположен между двумя докембрийскими кратонами Сибирским с севера и Северокитайским с юга. Тектоническая структура ЦАСП традиционно рассматривается как коллаж островных дуг, континентальных блоков и фрагментов океанической коры аккретированных к Сибирскому кратону в течении неопротерозоя и палеозоя (Kovalenko et al., 2004, Kuz michev et al., 2001).
Полученные за последние 15 лет геохронологические данные по метаморфическим и магматическим ассоциациям ЦАСП (рис. 1.1) позволяют выделить кембро-ордовикский аккреционно-коллизионный этап в развитии этой мегаструктуры (520-440 млн. лет) (Владимиров и др., 1999). Для этого возрастного рубежа также фиксируются структуры, сформировавшиеся в ірансформно-сдвиговьіх обстановках, которые играли существенную роль в ходе палеозойского роста Сибирского континента (Гибшер и др., 2000; Ханчук и др., 2002). Таким образом, на территории ЦАСП на кембро-ордовикском возрастном рубеже выделяются фрагменты конвергентных орогенов1 (Миясиро и др., 1985), контролируемые транспрессией и процессами субдукпии, обдукции и коллизии.
Для кембро-ордовикского аккреционно-коллизионного этапа в ЦАСП характерно развитие гранитоидных батолитов, сшивающих терреины разного типа (Владимиров и др., 1999) и развитие высокотемпературных зональных метаморфических комплексов (Федоровский и др., 1995; Каргоиолов 1997). В это же время в ЦАСП проявились разнообразные ультрабазит-базитовые ассоциации, синхронные с метаморфическими образованиями высоких температур/низких давлений (I1T/LP тип). На одном и том же возрастном уровне и в одних и тех же районах фиксируются ультрабазит-базитовые и базитовые ассоциации разного формациошюго типа: расслоенные низкотитанистые низкощелочные ультрабазит-базитовых интрузии, высокотитанистые умеренно-щелочные и щелочные габброиды, дифференцированные габбро-клинопироксенит-дунитовые массивы, массивы габбро-монцодиорит-сиенитовой и габбро-диоритовой формации (Изох и др., 1995, 2001). Отнесение их к коллизионному этапу стало возможным только после изотопно-геохронологических исследований (Изох и др., 1998). К расслоенным низкотитанистым низкощелочным ультрабазит-базитовым итрузиям относятся: Запевалихинский- 487±25 млн. лет; Шильдырхейский -496±28 млн. лет; Тебинский - 490 млн. лет (Изох, 1995, Изох и др. 1998), Мажалыкский - 484±2 млн. лет (Бородина и .др., 2004) массивы. Эти интрузивы, но вещественным особенностям можно рассматривать как проявления надсубдукционного мантийного магматизма, сходного по своим геохимическим характеристикам с островодужными высокоглиноземистыми перидотит-габбровыми ассоциациями.
Среди высокотитанистых умеренно-щелочных и щелочных габброидов следует выделить раннеордовикские габброиды Бэлтэсгольского массива Западного Прихубсуіулья, 480±15 млн. лет (Ногнибов и др., 1992). В некоторых районах на кембро-ордовикском рубеже установлены дифференцированные габбро-клинопироксенит-дунитовые массивы: Нижнедербинский массив Восточного Саяна (490 млн. лет) и Кайгадатский массив Кузнецкого Алатау (Изох и др., 2001). Для этого возрастного рубежа характерны массивы габбро-монцодиорит-(сиенитовой) формации: зубовский комплекс в Туве, габбро-монцодиоритовые интрузивы Западной Монголии.
Тувино-Монгольский массив, как часть ЦАСП, располагается в центральной зоне пояса, на границе Тувы, Монголии и Бурятии. В строении ТММ обособленно выделяется Сангилснский блок, отделенный от рифейских структур ТММ позднерифейской Шишхид-Даривской сутурной зоной, являющейся продолжением Байкало-Муйского пояса (Гибшер и др., 1991; Конников и др. 1994; Хаин и др., 1995). На юге Сангилснский блок отделен субширотной зоной Ханхухейского глубинного разлома (синонимы -Хангайский, разлом 1905 года, Балнайский разлом) от структур Озерной зоны и Центрально-Монгольского массива. Западным и северо-западным ограничением является Агардагский офиолитовый пояс (Агардагская зона глубинного разлома), по которому Сангилснский блок соприкасается с каледонскими структурами Таннуольского вулкаио-илутонического пояса. Северное ограничение - субширотная зона разлома (продолжение одной, из ветвей Агардагской зоны), но которому он граничит с Хаданским блоком и Восточно-Тувинским прогибом. Восточное ограничение - зона субмеридионалыюго Шишхид-Хугейнского (Дархатского) разлома, по которому Сангиленский блок сопрягается со структурами Боксон-Сархойского (Дархат-Хубсугульского) блока (Кузьмичев, 2004).
Тесхем-Улорский сегмент северо-западной окраины Сангилена, выделяемый как высокометаморфизованный Западносангиленский террейн, наиболее сложная и дискуссионная, но в тоже время и изученная часть ТММ (Кузьмичев, 2004; Sal nikova et. al., 2001; Беличенко и др., 2003; и др.). Исследование продолжительности и характера тектонических режимов на территории Западного Сангилена показало, что он сформировался в ходе последовательной смены тектонических обстановок от аккреционно-субдукционных в конце венда через коллизионную в кембрии до трансформно-сдвиговой в ордовике (Владимиров и др., 2005). Более раннему этапу соответствует стадия максимального открытия Палео-Азиатского океана, на которой формировались офиолитовые ассоциации Монголии, Тувы и Восточного Саяна (Dobretsov et.al., 2003). Это хорошо согласуется с предположением о том, что Заиадносангиленский террейн является южным продолжением Шишхидского офиолитового пояса и Окинской аккреционной призмы (рис. 1.2, 1.3) (Кузьмичев, 2004). Другие исследователи считают, что Западносангиленский террейн причленился к Сангилснскому блоку Тувино-Монгольского массива (ТММ) в ходе раннепалеозойских коллизионных событий (Беличенко и др., 2003). По мнению Добрецова и соавторов, структура Западного Сангилена, включая Агардагский пояс, отражает внутриконтинентальный рифтогенез, сопоставимый с Красноморской рифтовой зоной (Добрецов и др., 2005).
За последние 30 лет на Западном Сангилене проведен большой объем геологических, петрологических, структурных и геохронологических исследований, позволивших реконструировать эволюцию сложного орогена (работы И.К. Козакова, СЮ. Беляева, А.С. Гибшера, С.А. Каргополова, В.Е. Гоникберга, Г.Г. Лепезина, А.Г. Владимирова, Ю.А. Костицина. А.Э. Изоха, СП. Руднева, Н.В. Рогова, В.И. Лебедева и др.). В геологическом строении" северо-западной окраины Сангилепского блока выделяют Агардагскую, Мугуро-Чинчилигскую и Эрзино-Нарынскую структурно-формацйонные зоны (СФЗ) (рис. 1.4) (Гоникберг, 1995). Агардагская структурно-формационная зона является частью Агардагского офиолитового пояса, в строении которого широко распространены ультрабазит-базитовые ассоциации офиолитового разреза, перекрытые вулканогенно-осадочными породами кускунугской и серлигской свит нижнего кембрия.
Правотарлашкинский троктолит-анортозит-габбровый массив
На геологических картах Правотарлашкинский массив рассматривается в составе раннекембрийского таннуольского комплекса, хотя проведенные исследования позволяют отнести его к перидотит-габбровому мажалыкскому комплексу (Мошуш и др., 1999). Массив находится в нижнем течении реки Тарлашкин-Хем, обнажаясь преимущественно в ее правобережной части (рис. 1.6, 2.2.1). Плутон располагается в подошве надвига и ирорываег породы моренского комплекса, метаморфизованные гинербазиты и бластомилониты но метабазитам кускунугской свиты. Породы массива прорываются іранодиоритами и гранитами натровой серии, которые в свою очередь рвутся аляскитами, которые датируются ордовиком - 468,6±6 млн. лет (Козаков и др., 1999). Гранитоиды образуют дайки многочисленные дайки, которые образуют положительные формы рельефа, габброиды массива занимают понижения между дайками. Массив также прорывается щелочнобазальтоидными дайками агардагского комплекса. Проведенное 40Ar/"l9Ar геохронологическое исследование пойкилитового магматического амфибола позволило установить возраст образования пород Правотарлашкинского массива. В возрастном спектре амфибола наблюдается седлообразный спектр выделенного Аг, в котором минимальный возраст определяется 524±9 млн. лет (табл. 2.2.1, рис. 2.2.2). Геологические положение массива и геохронологические данные позволяют относить становление Правотарлашкинского массива к коллизионному этапу развития Западного Сангилена.
Это небольшой (S»25 км ) субизометричной формы габброидный массив (рис. 2.2.1). На контакте с габброидами вмещающие породы изменены с образованием мелкозернистых двуиироксеновых роговиков и известковых скарнов, что позволяет оценить давление становления интрузива не более чем 2 кбар.
Правотарлашкинского массива. фацию. Породы расслоенной серии массива представлены габброноритами, оливиновыми габбро, габбро различной степени меланократовости с преобладанием лейкократовых разностей, троктолитами и анортозитами. Они чередуются между собой, с образованием слоистости северо-восточного простирания. Угол падения слоев составляет 20-30 к северо-западу, а их мощность колеблется от первых метров (1-3 м) до первых десятков метров. Краевая фация массива сложена мезо- и лейкократовыми массивными габброноритами. В юго-восточной части массива обнажается нижняя часть разреза расслоенной серии, где габбронориты краевой фации массива сменяются средне-, крупнозернистыми мезо- и лейкогаббро, оливиновыми габбро, для которых характерен кумулусный парагенезис плагиоклаза, оливина и иироксенов. Северо-западная часть массива сложена породами с резко выраженным кумулусным характером плагиоклаза - анортозитами, и плагиоклаза и оливина - троктолитами. В этой части разреза установлен горизонт оливиновых габбро и габброноритов, обогащенных рудными минералами. Изредка устанавливаются маломощные горизонты лейкогаббро и оливиновых габбро. Отмечается также тонкая кошрастная расслоенность, выражающаяся в чередовании лейкократовых и меланократовых прослоев, сложенных соответственно плагиоклазом и клиноиироксеном.
Особенность расслоенной серии Правотарлашкинского массива -преобладание лейкократовых габброидов, троктолитов и анортозитов. Набор пород расслоенной серии и их состав позволяют отнести 1 Іравотарлашкинский массив к троктолит-анортозит-лейкогаббровому типу интрузий, которые рассматриваются как аналог иеридотит-габбровой формации (Кузнецов, 1989; Габброидные..., 1990).
Петрография и минералогия Породы Правотарлашкинского массива представлены оливиновым габбро, троктолитами и анортозитами, в подчиненном количестве присутствуют габбронориты и габбро, структурные особенности приведены на рис. 2.2.3-2.2.5. Макроскопически это крупно- и среднезериистые породы серовато-зеленоватого цвета от мезо- до лейкократовых. Плагиоклаз, присутствующий во всех габброидах, представляет собой крупные идиоморфные призматические или таблитчатые сдвойникованные кристаллы слабозональные либо совсем незональные. Составы породообразующих минералов приведены в таблицах 2.2.2-2.2.6 и на рисунке 2.2.6.
Габбро и оливиновые габбро встречаются в различных частях расслоенной серии и сложены плагиоклазом, моноклинным пироксеном, оливином и небольшим количеством акцессорных минералов. В зависимости от количества темноцветных минералов и плагиоклаза выделяются лейкократовыс разности, содержащие до 80% плагиоклаза, и мезократовые -35-65%. Оливиновые разновидности в среднем содержат оливина - 20%, клинопироксена - 30% и плагиоклаза - 50% (АП58-79Х а также незначительного количества магнетита. Иногда в небольших количествах присутствует ромбический пироксен, который в виде тонкой каймы (рис. 2.2.5) обрастает оливин. Оливин-хризолит (Mg# 71-77) изометричный либо вытянутый и, как правило, разбит сетью трещин, по которым замещается иддингситом (рис. 2.2.5). Структура пород габброофитовая, иногда габбровая (рис. 2.2.ЗА). Клинопироксен наблюдается в виде крупных призматических зерен, но чаще он образует крупные ойкокристаллы содержащие зерна идиоморфного вытянутого плагиоклаза и оливина, формируя пойкнлоофитовую структуру (рис. 2.2.4). По химическому составу клинопироксены отвечают диопсидам и авгитам (Morimoto et al., 1989) (рис. 2.2.6). Это практически безхромистые клинопироксены, магнезиалыюсть их изменяется от 71 до 78 ат.% (табл. 2.2.4). Вблизи гранитных даек плагиоклаз часто соссюритизирован, а клинопироксен замещается актинолитом. Кроме того, к контактам с іранитами приурочены коронитовые структуры (рис. 2.2.5Г), возникающие на контакте оливина и плагиоклаза.
Башкымугурский массив
На схематической структурно-геологической карте Сангилена (рис 1.4) (Козаков, 1986). Эрзинский массив отнесен к первой фазе таннуольского комплекса. Проведенные U-Pb методом по цирконам геохронологические исследования монцодиоритов массива показали его раниеордовикский возраст- 491,6+9,5 млн. лет (Козаков и др., 1999). Возраст прорывающих монцодиориты лейкоіранитов U-Pb методом по цирконам определяется как 489±2,6 млн. лет (Козаков и др., 1999), a Rb-Sr методом - 486±10 млн. лет (Петрова, 2001). По петрографическим (рис. 2.3.6) особенностям и химическому составу породы Эрзинского массива близки к породам Баянкольского и Башкымугурского массивов. 2.3.3. БАШКЫМУГУРСКИЙМАССИВ
Башкымугурский массив расположен в западной части нагорья Сангилен в междуречье рек Солчер и Тарлашкын-Хем. Массив образует крупное тело, вытянутое в меридиональном направлении почти на 20 км при ширине около 5 км (5x17 км), и сложено габброидами и монцодиоритами, внедренными в гомодромной последовательности (рис. 2.2.1). Башкьшуіурский плутон прорывает породы моренского комплекса. Массив пространственно приурочен к центру Мугурского зонального метаморфического комплекса, относящегося к высокоградиентному HT-LP типу метаморфизма (Каргополов, 1997). В контакте с монцодиоритами и габброидами наблюдаются ультраметаморфические породы (диатектиты), двупироксеновые ірубозернистьіе роговики и еиллиманит-калишпатовые гнейсы (Изох и др., 2001). U-Pb методом по цирконам для монцодиоритов получена датировка 464,6±5,7 млн. лет (Козаков и др., 19996). Аг-Аг датирование по биотитам из монцодиоритов дает сходные результаты -465±1,2 млн.лет (табл. 2.3.1, рис. 2.3.2) (Изох и др., 2001). С юга массив прорван граносиенитами и калиево-натровыми іранитами. Породы Башкымугурского массива и граносиениты прорываются дайками щелочных базальтов агардагского комплекса.
Па геологических схемах Западного Сангилена габброиды Башкьшуіурского массива сопоставлялись с Правотарлашкинским троктолит-анортозит-габбровым массивом (Гоникберг, 1995). Петрография Первая фаза Башкымугурского массива представлена дифференцированными габброидами, образующими крупное тело (6x7 км) в северной части Башкымугурского массива, а также рядом мелких тел среди монцодиоритов (рис. 2.2.1). Для габброидов характерна магматическая расслоенность, обусловленная ритмичным чередованием вебстеритов, оливиновых габброноригов различной меланократовости и анортозитов. Для расслоенной серии так же, как и для её отдельных ритмов устанавливается асимметричное строение, что проявляется в приуроченности вебстеритов (рис. 2.3.7 а) и меланоклатовых оливиновых габброноритов к низам разреза, тогда как лейкократовые габбронориты и анортозиты слагают верхнюю часть разреза. Кроме анортозитов и лейкократовых габброноригов в некоторых ритмах в верхних частях присутствуют монцодиориты.
Породообразующими минералами габброидов являются оливин, ортопироксен, клинопироксен и плагиоклаз, второстепенные минералы -амфибол, биотит и ортоклаз, которые имеют интеркумулусный характер. Акцессорные минералы представлены апатитом, титанитом и магнетитом.
Анортозиты - это почти мономинеральные илапюклазовые породы (плагиоклаза более 90%), с редкими зернами моноклинного ромбического пироксенов и биотита, а также кварц-калишпатовыми микропегматитовыми срастаниями. Плагиоклаз образует удлиненно-таблитчатые зональные зерна, в которых ядра выполнены лабрадором (Ап64), периферия - андезином (An4s). В составе расслоенной серии анортозиты слагают самые верхние горизонты в ритмах, мощность анортозитов не превышает 2-3 метров. Акцессорные минералы представлены магнетитом.
Вторая фаза Башкьімуіурского массива представлена монцодиоритами, среди которых выделяются равномернозернистые и иорфировидные разновидности. Равномернозернистые монцодиориты (рис.2.3.9а) и кварцевые, монцодиориты наиболее распространенны среди пород массива и слагают южную часть массива. Порфировидные монцодиориты образуют вытянутое небольшое (1,5x4 км) тело в равномернозернистых монцодиоритах вблизи западного контакта массива. В иорфировидных разностях устанавливаются элементы директивное, обусловленные ориентированным расположением вкрапленников плагиоклаза. Порфировидные монцодиориты сложены крупными идиоморфными зернами (до 2 см в поперечнике, рис. 2.3.76)) ромбического и моноклинного пироксена и идиоморфными (до 2 см) удлиненно-таблитчатыми кристаллами плагиоклаза (рис. 2.3.9в), ксеноморфными зернами ортоклаза и кварца, мелкими (до 3 мм) чешуйками биотита. По минералогическому составу равномернозернистые монцодиориты идентичны иорфировидным разностям. Плагиоклаз (50-65%) образует крупные идиоморфные удлиненно-таблитчатые зерна со слабо выраженной зональностью.
Магнезиалыюсть оливинов в породах Башкымугурского массива варьирует от Mg#68 до Mg#72, в ритмах магнезиалыюсть оливина последовательно надает от вебстеритов (F072) к оливиновым лейкогаббро (F«67,7) (табл. 2.3.2, рис. 2.3.4). Для оливинов из габброидов характерны низкие содержания кальция (0,01-0,06 масс.%) и никеля (0,01-0,08 масс.%).
По химическому составу клинонироксен отвечает авгиту (Morimoto et. al., 1989) с магнезиалыюстью Mg# = 74-78 в габброидах, Mg# = 67-71 в монцодиоритах расслоенной серии (рис. 2.3.4). Содержание AI2O3 в клиноиироксенах составляет 1,1-3,4 масс.% (табл. 2.3.7.). В монцодиорите второй фазы И64/1-98 отмечено присутствие клинопироксснов с Mg#=84 и 62, различающиеся также и но содержанию глинозема (3,22 и 1,26 масс.% соответственно).
По составу ортопироксен отвечает энстатиту (Morimoto et. al., 1989) с широкими вариациями но магнезиальное от Mg# = 74 в вебстеритах, Mg# = 51-74 в габброидах, Mg# = 60 в анортозитах, Mg# - 52 в монцодиоритах расслоенной серии (табл. 2.3.8, рис. 2.3.4). При петрографическом изучении в нироксенах было отмечено ориентированное выделение очень тонких ламелей рудного минерала, вероятно ильменита.
Эволюция базитового магматизма Западного Сангилена
Базитовые комплексы доколлизионного этапа рассматривались как магматические тела уже существовавшие на момент начала коллизионных событий. Возникновение иостколллизионных интрузий рассматривалось как результат раскола консолидированной коры с образованием внутриплатных рифтогенных комплексов. Однако проведенные геохронологические исследования и сопоставление их с тектоническими этапами на Западном Сангилене показали, что базитовый магматизм проявлялся и во время коллизионных процессов, как на коллизионном так на трансформно-сдвиговом этапах (рис. 3.1, табл. 1.1-1.2) (Владимиров и др., 2005). Поэтому возникает вопрос, какими геохимическими характеристиками обладают коллизионные базиты?
Для Западного Сангилена можно привести следующую последовательность тектонических событий и- базитового магматизма. Начиная с венда (620-550 млн. лет), когда в иалео-азиатском океане фиксируется фаза максимального раскрытия, океаническая литосфрера начинает испытывать аккреционные процессы (570-535 млн. лет). Этапу максимального раскрытия палеоокеана отвечает Карашатский массив (до 570 млн. лет). На рубеже 535 млн. лет завершилось аккретирование Хамсаринско-Агардагской островной дуги к краю ТММ (Хаин и др., 2002, Кузьмичев, 2004). В последующие периоды происходит обдукция офиолитов (Владимиров и др, 2005) и коллизия (525-490 млн. лет), сопровождающаяся магматизмом и высокоградиентным метаморфизмом. Базитовый магматизм этого этапа проявился в становлении Правотарлашкинского (524±9 млн. лет) перидотит-габбрового, Баянкольского (489±3 млн. лет) и Эрзинского (491,6±9,5 млн. лет) габбро-моноцдиоритовых интрузивов. Развитие коллизионного орогена завершилась к 430 млн. лет проявлением трансформно-сдвиговой стадией (Владимиров и др., 2005) с проявлением Башкымугурского (465±1,2 млн. лет) габбро-монцодиоритового массива и агардагского іделочнобазальтоидного комплекса (441-447 млн. лет).
. Эволюция базитового магматизма Западного Сангилена и возраст магматических и метаморфических комплексов. Радиус окружности соответствует погрешности определения. Для Карашатского и Правотарлашкинского массивов приведены составы исходных магм. Геодинамические стадии развития Западного Сангилена: А - по данным Изох и др., 2001; Б - по данным Владимиров и др., 2005. Комплексы: 1 - гранитоидные, 2 - базитовые, 3 - метаморфические.
При сравнении составов магматических комплексов возникает вопрос насколько оно корректно. Очевидно, что состав пород расслоенного или дифференцированного интрузива отличен от состава того расплава, который, внедряясь в камеру, в результате процессов дифференциации закристаллизовался в виде этой дифференцированной серии пород. В свою очередь, состав исходной магмы скорее всего не будет отвечать составу расплава, образовавшегося в результате частичного плавления материала источника. На изменение состава будут оказывать влияние процессы ассимиляции, контаминации и дифференциации. Так как определить состав расплавов, отделившихся от мантии, на имеющемся материале является чрезвычайно сложной и часто практически неразрешимой задачей, то попытаемся установить, имеет ли какую-либо направленность изменение химического состава базитового магматизма Западного Сангилена, сравнивая составы исходных магм, проявившиеся на современном эрозионном срезе. Среди исследованных объектов можно выделить дифференцированные и недифференцированные магматические тела. К первым относятся все интрузивы, а ко вторым - дайки агардагского комплекса.
Для пород расслоенной серии Карашатского и Правотарлашкинского массивов состав исходной магмы был рассчитан с помощью программы Pluton (глава 2.1, 2.2). Сходство минералогических, петроірафических, петро- и геохимических особенностей пород габбро-монцодиоритовых массивов Западного Сангилена свидетельствует о том,, что их формирование происходило из одинаковых но составу исходных магм. В качестве исходного состава для этих массивов был взят слабодифференцированный биотит роговообманковый оливиновый меланократовый габбропорит Баяпкольского массива (обр. ШЗ-00), по этому образцу проводилось Аг-Аг геохронологическое исследование (см. главу 2.3). Гак как этот образец обладает самой высокой магнезиалыюстыо, отобран из слабодифференцированпого небольшой мощности тела, то он должен быть ближе всего по своему химическому составу к исходным магмам габбро-монцодиоритовых интрузивов. В работе Егоровой В.В. для Башкымугурского массива в качестве исходной магмы рассматривается состав оливинового базальта с повышенным содержанием щелочей. Образец ШЗ-00 можно охарактеризовать как пикробазальт с повышенным содержанием щелочей.
По геохимическим критериям для проявлений базитового магматизма, за исключением щелочно-базальтоидной формации установлены низкие содержания РЗЭ и других некогерентных элементов. Но если для доколлизионого этапа характерны спектры распределения РЗЭ с пологими ((La/Yb)N=0,24) положительными наклонами, то для коллизионного и постколлизионного этапов спектры распределения РЗЭ имеют отрицательные наклоны ((La/Yb)N=2-18). При этом содержание РЗЭ от до- к иостколлизионным последовательно увеличивается (рис. 3.2).
Анализ мультиэлементных диаграмм, показал, что для доколлизионных базитов Западного Сангилена характерны почти плоские спектры, с низкими содержаниями несовместимых элементов без значительного обогащения LILI2, характеризуясь максимумами но Ті, Zr и НГ, то есть отсутствует субдукционная компонента. Для синколлизионных перидотит-габбровыых, сип- и постколлизионных габбро-монцодиоритовых ассоциаций устанавливается их надсубдукционпая природа, выраженные по обедпениости HFS и обогащенности LIL элементами. Отличительной особенностью габбро-монцодиоритовых массивов от перидотит-габбровых является более высокое содержания щелочей, особенно калия, титана и вообще некогерентных элементов. Для постколлизионных щелочнобазальтоидных проявлений установлены самые высокие содержания щелочей и других некогерентных элементов. Мультиэлементиые спектры щелочно-базальтоидной формации Западного Сангилена характеризуются обогащенностыо LIL элементами, небольшими отрицательными аномалиями но Zr, Ilf и Ті, но в тоже время их отсутствием для Та и Nb.
