Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Постановка задачи, объект и методы исследования 11
1.1 .Постановка задачи 11
1.2. Объект исследований 18
1.3. Методология и методы исследований 21
Глава 2. Тектоническая структура Байкало-Муйского вулканоплутоннческого пояса 34
2.1 Тектоническая структура Северобайкальского сегмента Байкало- Муйского пояса 39
2.2. Тектоническая структура Муйского сегмента Байкало-Муйского пояса 55
Глава 3. Офиолитовая ассоциация Байкало-Муйского вулкано-плутонического пояса 61
3.1. Офиолиты Северобайкальского сегмента БМВПП 61
3.1.1. Реститовый комплекс 64
3.1.2. Габброидный и вулканогенный комплексы офиолитов 67
3.2. Офиолиты Муйского сегмента БМВПП 73
3.2.1. Реститовый комплекс офиолитов 73
3.2.2. Габброидный и вулканогенный комплексы офиолитов 82
3.3. Вещественный состав офиолитов БМВПП 96
3.3.1. Минералогия пород офиолитовой ассоциации 96
3.3.2. Петро-геохимические особенности пород офиолитовойассоциации 108
3.4. Петрология и геодинамическая обстановка формирования офиолитов 122
Глава 4. Островодужная ассоциация Байкало-Муйского вулкано- плутонического пояса 146
4.1. Геологическое строение 147
4.1.1. Вулканический комплекс остр оводу ясной ассоциации 148
4.1.2. Плутонический комплекс островодужной ассоциации 154
4.2, Вещественный состав пород островодужной ассоциации 168
4.2.1. Минералогия пород плутонического комплекса 169
4.2.2. Петро-геохимические особенности пород островодужной ассоциации 173
4.2.3. Абсолютный возраст гранитоидов 199
4.3. Петрология и геодинамическая обстановка формирования островодужной вулкано-плутонической ассоциации 202
4.3.1. Габброиды и ультрамафиты 202
4.3.2. Гранитоиды и кислые метавулканиты 218
Глава 5. Магматизм коллизионного этапа развития БМВПП 226
5.1. Ультрамафит-мафитовый магматизм 2 26
5.1.1. Геологическое строение типоморфных массивов 228
5.1.2. Петро-геохимическая характеристика синколлизионных ультрамафит-мафитов 256
5.1.3. Флюидосодержание, Р-Т условия кристаллизации и состав исходного расплава 270
5.1.4. Моделирование процессов кристаллизации 277
5.1.5. Геодинамическая обстановка формирования синколлизионных ультрамафит-мафитов 291
5.2. Магматиты метаморфогенного происхождения 299
5.2.1. Мигматит - плагиогранитная ассоциация Кичеро-Мамской зоны 300
5.2.2. Эндербит-аляскитовая ассоциация Слюдинского участка 306
Глава 6. Магматическая эволюция Байкало-Муйского пояса 320
6.1. Абсолютный возраст 321
6.2. Палеогеодинамические реконструкции 327 ЗАКЛЮЧЕНИЕ 339 Литература 343
- Тектоническая структура Муйского сегмента Байкало-Муйского пояса
- Офиолиты Муйского сегмента БМВПП
- Вещественный состав пород островодужной ассоциации
- Магматиты метаморфогенного происхождения
Введение к работе
Актуальность исследования. Геологическое положение комплексов, ассоциаций или отдельных магматических тел, их минералогические и геохимические характеристики, соотношения с окружающими образованиями, позволяют реконструировать геодинамическую обстановку проявления того или иного типа магматической деятельности. Вместе с тем, связь магматизма и тектоники (геодинамики в более широком смысле) далеко не однозначна, поэтому одним из важнейших направлений геологических исследований является установление этой связи для выделения индикаторных ассоциаций магматических пород, характерных для определённых геодинамических обстановок. Необходимость исследований в этом направлении обусловлена тем, что по мере углубления знаний выясняется, что близкие по строению и составу комплексы и ассоциации магматических пород формируются в существенно различающихся геодинамических условиях.
В складчатых поясах континентов, особенно древних, претерпевших многократные тектоно-магматические и метаморфические преобразования, как правило, совмещены продукты магматической деятельности нескольких геодинамических обстановок: океанической, островодужной и коллизионной. Особенностью Байкало-Муйского пояса является то, что магматиты коллизионного этапа представлены не только гранитоидами, но и ультрамафит-мафитами, широкое проявление которых обусловлено существенно сдвиговой кинематикой тектонических движений коллизионного этапа развития этой структуры.
Актуальность работы, применительно к данному региону определяется, с одной стороны, необходимостью установить или уточнить геодинамические обстановки формирования типоморфных комплексов и ассоциаций магматических пород, составляющих Байкало-Муйский вулкано-плутонический пояс, а с другой - выявить их петрологические особенности.
В соответствии с этим целью настоящей работы является: реконструкция геодинамических обстановок формирования магматических ассоциаций складчатых поясов континентов (на примере Байкало-Муйского пояса), основанная на геологических, петролого-геохимических и геохронологических признаках; реконструкция условий петрогенезиса магматических пород, формирующихся на разных стадиях эволюции земной коры.
Основные задачи исследований:
Выявить новые и уточнить известные геологические и минералого-геохимические признаки магматитов офиолитовой ассоциации Байкало-Муйского пояса, отличающие их от плутонических ультрамафит-мафитов и эффузивных метабазитов других геодинамических типов. Установить их пет-рогенетические особенности и на этой основе уточнить геодинамическую обстановку формирования офиолитов.
Установить типоморфные структурно-вещественные признаки и петрологические особенности островодужной вулкано-плутонической ассоциации, определить время её формирования и основные тенденции развития.
Обосновать выделение вендского этапа ультрамафит-мафитового магматизма, выявить его типоморфные признаки, разработать петрогенетическую модель и установить геодинамическую обстановку проявления продуктов этого этапа магматизма.
Разработать модель позднедокембрийской эволюции Байкало-Муйского вулка-но-плутонического пояса (БМВПП).
Фактический материал и методы исследования. В основу работы положены материалы, собранные автором за период с 1986 - 2001гг. в процессе исследований по плановым темам НИР ГИН СО РАН. В разные периоды проводимые исследования частично финансировались в рамках конкурсных программ СО РАН, были поддержаны грантами РФФИ (97-05-96445, 99-05-65019) и грантом Министерства образования России по фундаментальным исследованиям в области геологии (1998г.). По отдельным объектам кроме собственных, использовались опубликованные аналитические данные А.Э.Изоха, П.А.Балыкина, Г.С.Гусева и некоторых других авторов. Для обоснования временных рубежей эволюции магматизма БМВПП привлечены все геохронологические данные, опубликованные к началу 2002г.
С 1986 по 1995 годы изучение магматических образований Байкало-Муйского пояса проводилось под руководством д.г.-м.н. Э.Г.Конникова. Им были определены задачи и направления исследований, результаты которых отражены в публикациях, где Э.Г.Конников является первым автором. С 1995 года исследования проводились непосредственно под руководством соискателя, что отражено в коллективных публикациях, важнейшие из них приведены в списке литературы.
Для решения поставленных задач был использован комплекс геологических, петролого-геохимических и геохронологических методов. Геодинамические реконструкции условий формирования магматических ассоциаций БМВПГТ базируются на современных теориях плейт - и плюмтектонических процессов. Выделение геодинамических типов магматических ассоциаций и комплексов основывалось на геологических и петролого-геохимических признаках в совокупности с геохронологическими данными. В основу петрологических построений положены геологические наблюдения в сочетании с детальными петрографическими и минералого-геохимическими исследованиями, масс-балансовыми расчетами (программа Newmelt) и ЭВМ-моделированием условий кристаллизации магм с использованием программного комплекса Comagmat 3.51, любезно предоставленного А.А.Арискиным (ГЕОХИ РАН). Петрографически изучено более 4000 шлифов. Характеристика вещественного состава пород основывается на результатах 850 полных силикатных анализов, выполненных методом "мокрой" химии, аналитики А.А.Цыренова, В.А.Иванова, Н.Л.Гусева, Г.И.Булдаева; более 90% силикатных анализов сопровождались определением элементов-примесей, выполненным рентген-флюоресцентным (Си, Rb, В a, Sr, Zr, Nb, Y, Ni) методом на установке VRA-30, аналитики Б.Ж.Жалсараев, О.Г.Цыганкова, Т.И.Казанцева и атомно-абсорбционным (Сг, Со, V,) методом, аналитики А.А.Цыренова, В.А.Иванова, Н.Л.Гусева, Г.И.Булдаева. Все аналитические работы выполнены в ГИН СО РАН. Содержания редкоземельных элементов определены в 200 пробах, анализы выполнены химико-спектральным методом в ГИН СО РАН, аналитики Т.И.Казанцева, Л.В.Левантуева, нейтронно-активационным методом в Аналитическом центре ГИН РАН (ООО «ЭКО-ДАЙН») г.Москва, аналитик С.М.Ляпунов, ICP-MS методом в ИПТМ РАН П.Черноголовка, в лаборатории В.К.Карандашева и ICP-MS методом в Институте геохимии СО РАН г.Иркутск, аналитики Е.В.Смирнова, Г.П.Сандимирова. При изучении особенностей состава породообразующих и акцессорных минералов использовано более 1500 микрозондовых анализов, выполненных на рентгено-спектральном микроанализаторе MS-46 «Сатеса» и модернезированном микроанализаторе МАР-3, аналитики Н.СХарманов, С.В.Канакин, Г.Н.Загузин. Rb-Sr изотопные исследования и определения абсолютного возраста проводились в ГИН СО РАН на масспектрометре МИ-120IE В.Ф.Посоховым, химическая подготовка проб осуществлялась Е.Д. Утиной,
М.Х.Леминовой, В.Л.Посоховой. Sm-Nd определения абсолютного возраста были выполнены в ИГТД РАН г.Санкт-Петербург (Л. А.Неймарк). Новизна и практическое значение работы.
Впервые обоснована стадийность формирования Байкало-Муйского пояса: выделены три стадии: 1) океаническая, 2) островодужная, 3) коллизионная; остро-водужные вулканогенные и плутонические образования сформировались в ранне- и позднеостроводужный этапы.
Впервые выделен новый - синколлизионный геодинамический тип многофазных дифференцированных ультрамафит-мафитовых интрузий вендского еоз-раста. Показано, что ультрамафит-мафитовый магматизм данного типа пространственно и генетически связан со структурами присдвигового растяжения земной коры. Разработана петрогенетическая модель синколлизионного ульт-рамафит-мафитового магматизма.
Определены геологические, минералого-петрографические и петро-геохимические характеристики, отражающие специфику условий формирования офиолитовой и островодужной ассоциаций Байкало-Муйского пояса.
Получены дополнительные данные, позволившие пересмотреть временные рубежи островодужного магматизма и определить основные тенденции его развития.
Предложена модель геодинамической эволюции Байкало-Муйского вулкано-плутонического пояса в позднем рифее - венде - раннем кембрии. Результаты исследований, изложенные в работе, могут быть использованы при
разработке схем корреляции магматических и метаморфических комплексов Байкальской складчатой области, а также при составлении легенд к геологическим картам нового поколения.
Основные защищаемые положения. 1. Байкало-Муйский вулкано-плутонический пояс представляет собой гетерогенную структуру, в которой пространственно совмещены фрагменты древней сиаличе-ской коры и структурно-вещественные комплексы океанического, островодужного и коллизионного типов, каждый из которых представлен характерным набором магматических и метаморфических комплексов и ассоциаций.
Офиолиты Байкало-Муйского пояса представляют собой парагенетическую ассоциацию мантийных реститов, ультрамафит-мафитовых кумулатов, габброидов и метавулканитов, образовавшихся на разных корово-мантийных уровнях, при разных Р-Т условиях выплавления и кристаллизации магм, взаимодействии первичных магм с мантийным веществом и участии «субдукционных компонентов» в магмогенерации. Формирование офиолитовой ассоциации БМВПП происходило в надсубдукционной геодинамической обстановке в этап заложения Байкало-Муйской островной дуги.
Геохимическая специфика главного объёма позднедокембрийских магматических пород Байкало-Муйского пояса определялась составом протолита, варьирующей величиной парциального плавления и разным вкладом «субдукционных компонентов» в их состав. По комплексу признаков они относятся к островодужному типу и подразделяются на раннеостроводужную ассоциацию, представленную контрастной базальт-риолитовой серией с бонинитоподобными вулканитами, и позднеостроводужную ассоциацию, включающую дифференцированную базальт-андезит-риолитовую серию, интрузии ультрамафит-мафитов и габбро-тоналит-плагиогранит-гранитов.
Комплекс многофазных дифференцированных ультрамафит-мафитовых интрузий сформировался на коллизионной стадии развития Байкало-Муйского пояса в результате полибарической кристаллизации мантийных магм, их фракционирования в промежуточных нижнєкоровых камерах и кристалл изационно-гравитационной дифференциации на мезоабиссальном уровне. Генерация и пространственная локализация магм контролировалась структурами растяжения, сопровождающими сдвиговые швы регионального масштаба.
В позднедокембрийской истории развития Байкало-Муйского пояса выделено три стадии эволюции: океаническая раскрытие Палеоазиатского океанического бассейна и формирование океанической коры - 1.2 - 1.0 млрд. лет; островодужная -заложение и эволюция Байкало-Муйской островной дуги - 1.0 - 0.65 млрд. лет; коллизионная - аккреция Байкало-Муйской островной дуги к окраине Сибирского континента, метаморфизм и синколлизионный ультрамафит-мафитовый магматизм - 0.65 - 0.57 млрд. лет.
Апробация работы.
Основные результаты работы представлялись и докладывались на всероссийских, международных и региональных конференциях: на XTI Всесоюзном симпозиуме по стабильным изотопам в геохимии (Москва, 1989); международном симпозиуме по проекту МПГК-283 «Геодинамическая эволюция Палеоазиатского океана» (Улан-Удэ, 1990); совещании «Геохимия и критерии рудоносности базитов и гипербазитов» (Иркутск, 1990); петрографических совещаниях в г.Уфе (1995) и г.Иркутске (1997); офиолитовом симпозиуме (Оулу, Финляндия, 1998); чтениях А.Н.Заварицкого (Екатеринбург, 1998); металлогеническом совещании (Иркутск, 1998); научных конференциях в г.Томске (1998; 2000; 2001) и г. Новосибирске (2001). По теме диссертации опубликовано 60 работ, включая одну монографию.
Структура и объём работы. Диссертация состоит из введения, шести глав и заключения, общим объёмом 370 страниц, включая 84 рисунка и 30 таблиц. Список литературы насчитывает 342 наименования.
Благодарности. Работа выполнена в Геологическом институте СО РАН в ла
боратории петро- и рудогенеза, Автор выражает искреннюю благодарность
Э.Г.Конникову, по чьей инициативе и под руководством которого начинались и про
водились до 1995 года исследования, послужившие основой диссертационной работы.
В разное время полевые и лабораторные исследования проводились совместно с
Т.Т.Врублевской, Е. В.Ки еловым, Д.А.Орсоевым, А.В.Филимоновым,
Т.Н.Анциферовой, Б.Ц.Цыреновым, А.В.Травкиным, З.С.Санжиевым. Различные аспекты региональной геологии, геохронологии, формационного анализа обсуждались с Н.А.Берзиным, А.Н.Булгатовым, П.А.Балыкиным, И.Ф.Гертнером, А.Э.Изохом, Е.В.Пушкарёвым, Е.Ю.Рыцком, Ф.Г.Рейфом, А.В.Татариновым, А.И.Чернышёвым. Всем им автор выражает искреннюю признательность. Особую благодарность автор выражает сотрудникам аналитических подразделений ГИН СО РАН Г.И.Булдаевой, Н.Л.Гусевой, Б.Ж.Жал Сараєву, Г.Н.Загузину, В.А.Ивановой, Т.И.Казанцевой, С.В.Канакину, Н.С.Карманову, Л.В.Левантуевой, М.Х.Леминовой, В.Ф.Посохову, В.Л.Посоховой, Е.Д.Утиной, О.Г.Цыганковой, А.А.Цыреновой, без работы которых данное исследование было бы невозможным, а также П.В.Андросову, оказавшему помощь в подготовке демонстрационной графики.
Тектоническая структура Муйского сегмента Байкало-Муйского пояса
Муйский сегмент протягивается от верховий р. Б. Чуй до широты рек Тулдуни и Бамбуйки, где Байкало-Муйский пояс обрезается Селенгино-Каларским разломом. От структур Северобайкальского сегмента он отделен субширотной зоной разломов, проходящей от верховий р.Чуй через среднее течение р. Правой Мамы к истокам р. Левой Мамы и полосой палеозойских гранитоидов (рис.2.2.). Этот сегмент имеет примерно равные размеры как в ширину, так и по простиранию - около 200-250 км. В осевой части его располагается Муйский кристаллический блок (рис. 2.7.), сложенный глубокометаморфизованными породами, условно AR2 - PRj возраста (Салоп, 1964), однако датирование эклогитов Северо-Муйской глыбы, выполненное В.С.Шацким с соавторами (Шацкий и др., 1996) (Sm-Nd-вый метод, минеральная изохрона) дало возраст 653+21 млн. лет. По мнению авторов указанной работы, полученный возраст фиксирует коллизионные события, связанные с причленением островной дуги к Сибирскому кратону. Муйский блок считается микроконтинентом (Гусев и др., 1991; 1992; Мосаковский, 1993; Гусев, Хаин, 1995), отделившимся от Алданского выступа Сибирской платформы, обрамлённый с запада и востока рифей-скими складчатыми структурами. К такому выводу склоняет сходство метаморфических комплексов Алдана, Чарской и Муйской глыб, хотя достаточного объема данных для столь уверенного заключения пока явно не хватает. Вместе с тем, на детальных сейсмических разрезах (рис. 2.8.), пройденных вкрест простирания складчатых структур Муйского сегмента БМВ ТТЛ (от Верхнеангарской впадины до западного края Алданского блока) (Мишенькин, и др., 1983; 1984) хорошо видно гетерогенное строение верхней коры этого региона. А.Н.Булгатовым (1988) предложен вариант интерпретации сейсмических данных, согласно которому Муйская «глыба» представляет собой гетерогенное пластинообразное тело, погружающееся в восточном направлении.
В более поздней работе (Булгатов, Гордиенко, 1999) офиолиты, вулканогенные образования островодужного типа и существенно осадочные комплексы выделены в качестве океанических, островодужных и турбидитовых террейнов, соответственно, а Муйская глыба и Чаро-Олёкминский блок - в качестве кратонных террейнов. В указанной работе высказывается предположение, что границы этих террейнов (плоскости надвигов, падающие на восток) могут быть плоскостями субдукции или обдукции. Вместе с тем, интерпретация структурного положения Муйской «глыбы» далеко не однозначна. Так, например, на разрезах, приведённых в работе С.Н.Коваленко с соавторами (1995), падение плоскостей сместителей, ограничивающих Муйскую глыбу, имеет западное направление, что согласуется с Геодинамической картой Муйского
Котерская зонарайона (Добрецов, Булгатов, 1991), и, в тоже время, противоречит приведённым выше геофизическим данным. Тем не менее, фактом остаётся то, что Муйская «глыба» - это более древний, по сравнению с окружающими складчатыми структурами, глубокоме-таморфизованный (Габов и др., 1985; Шацкий и др., 1996; Божко и др., 1999 и т.д.) чужеродный сиалический блок, вовлечённый в позднерифейскую складчатость и метаморфизм.
С запада Муйская «глыба» обрамляется Келяно-Иракиндинской структурно-формационной зоной (рис.2.2). В состав этой зоны входит детально изученный Усть-Келянский офиолитовый комплекс (Конников и др., 1994; 1999), включающий полный, но тектонически разобщённый, набор пород офиолитовой ассоциации. Южнее, в пределах Южно-Муйского хребта также известна целая серия небольших тел гипер базитов и апогипербазитовых серпентинитов, содержащих уникальное месторождение асбеста. К западу от полосы распространения офиолитов преимущественным развитием пользуются гранитоиды муйского габбро-тоналит-плагиогранит-гранитного комплекса (Цыганков и др., 1998) и комагматичные им вулканиты базальт-андезитобазальт-риолитовой серии (Цыганков, 1998), входящие в состав келянской свиты.
В восточном складчатом обрамлении Муйской «глыбы» выделяются несколько структурно-формационных зон, в составе которых преобладают вулканогенные (Ян-гуда-Каменская, Каралонская) или терригенные (Шаманская, восточная часть Делюн-Уранской) образования, с наложенной Падринской орогенной впадиной, выполненной красноцветными терригенными осадками и субщелочными вулканитами (Булгатов, 1983). Для целей настоящей работы более целесобразным представляется объединить эти зоны в две - Каралон-Шаманскую, непосредственно примыкающую к Муйскому кристаллическому выступу, и Делюн-Уранскуго, граничащую с Чаро-Олёкминской зоной Алданского блока (рис. 2.2.).
Каралон-Шаманская структурно-формапионная зона неоднородна по своему строению и составу. В её южной части (Шаманская зона) по (Булгатов, 1983) преимущественным распространением пользуются высоко метаморфизованные терри-генно-карбонатные отложения самодуровской свиты, несогласно налегающие на метаморфический комплекс Чаро-Олёкминской зоны. В основании свиты залегают пес-чано-гравелито-конгломератовые слои, вверх по разрезу они сменяются песчаниками, алевролитами и филлитовидными сланцами (Булгатов, 1983). Самодуровская свита согласно перекрывается существенно карбонатными отложениями шаманской свиты, в составе которой преобладают доломиты, в подчинённом количестве присутствуют известняки и терригенные осадки. Наиболее примечательной особенностью Шаманской зоны является одноимённый массив гипербазитов, являющийся наиболее крупным во всей Байкальской складчатой области. Гипербазиты Шаманского массива по всем геологическим, минералого-петрографическим и геохимическим признакам принадлежат к реститовому комплексу офиолитов, что. по сути дела и даёт основание для объединения шаманской зоны с расположенной севернее Янгуда-Каменской и Каралонской, в которых также присутствуют офиолитьт, в единую структурно-формационную зону. В северной части этой зоны - район от устья р.Парамы (приток
Витима) до Томпуда-Нерпинского разлома, ограничивающего Муйский сегмент Бай-кало-Муйского пояса с севера, преимущественным развитием пользуются вулканогенные образования келянской толщи, представленные базальтами и риолитами, субвулканическими и плутоническими телами комагматичных плагиогранитов и габб-роидов. В составе этой зоны описан (Методика ...., 1991; Гусев и др., 1992) Парам-ский комплекс офиолитов, в состав которого входит Парамский гипербазитовый массив, лишь немногим уступающий по размерам Шаманскому массиву.
В северной части Каралон-Шаманской зоны келянская толща с несогласием перекрыта красноцветными вулканитами падринской свиты, которая ранее датировалась верхним рифеем 765±50 млн. лет (Митрофанов, и др., 1983). Однако В.В.Булдыгеровым с соавторами (1995) сейчас опубликована позднекембрийская дата для этих вулканитов - 496±5 млн. лет. Разрез в этом сегменте, как и в Северобайкальском, завершает терригенно-карбонатная толща венда - нижнего кембрия.
С определенной долей условности в состав Байкало-Муйского пояса включаются преимущественно кислые вулканиты горбылокской свиты, широко распространенной в междуречье рек Уакита, Муи, Ципы и Бамбуйки. Состав этих вулканогенных пород имеет ряд существенных отличий от аналогичных экструзивных образований келянской серии, что заставляет некоторых исследователей (Митрофанов, Митрофанова, 1980) рассматривать их в качестве позднерифейских субплатформенных образований. Не исключено, что горбылокский пояс принадлежит к группе формаций активной континентальной окраины предполагаемого Л.П.Зопеншайном с соавторами (1990) Баргузинского микроконтинента.
В целом, стратиграфия докембрийских образований Муйского сегмента БаЙка-ло-Муйского пояса представляется крайне сложной. Не случайно ещё Л.И.Салоп (Салоп, 1967) отмечал трудности в корреляции отдельных разрезов этого региона. Более поздние исследования (Булгатов, 1983; 1995; Козырева и др., 1990; Станевич, Железняков, 1990; Станевич, Переляев, 1997; Божко и др., 1999 и т.д.) отчасти прояснили этот вопрос. Результаты всех этих исследований в той или иной мере отражены в разрабатываемой легенде к новому поколению геологических карт (Геолкарта - 200), однако, как отмечалась, эта работа ещё не завершена. Вопросы структуры региона, его тектонической и геодинамической эволюции также рассматривались неоднократно и касались как частных (Божко и др., 1997; Королёк, Кирмасов, 1998; Кирмасов и
Офиолиты Муйского сегмента БМВПП
В Муйском сегменте БМВПП офиолиты имеют более широкое распространение, причём принадлежность тех или иных комплексов пород к офиолитовой ассоциации устанавливается, в большинстве случаев, достаточно определённо. Вместе с тем, несмотря на значительно больший объём, офиолиты Муйского сегмента также представляют собой крайне тектонизированные образования, в результате чего совместное нахождение всех составляющих офиолитового разреза является редким исключением. Чаще всего, фрагменты офиолитовой последовательности встречаются изолировано и нередко удалены друг от друга на значительное расстояние.
В составе офиолитов Муйского сегмента Байкало-Муйс кого пояса реститовые гипербазиты развиты наиболее широко. К их числу относятся крупные, до 100 км2 массивы, такие как Шаманский и Парамский, а также ряд более мелких тел, площадь выхода на поверхность которых составляет первые квадратные километры - Келян-ский гипербазитовый массив, гипербазиты Молодёжной группы. Последние представлены метасоматизированными асбестоносными разностями и включают известное Молодёжное месторождение хризотил-асбеста. Описание этих гипербазитов приведено в (Башта, 1970), но нами они не изучались и поэтому в дальнейшем не рассматриваются.
Шаманский массив (рис.3.2.) представляет собой наиболее крупное тело гипербазитов во всей Байкальской горной области. Он расположен в северо-восточной части ГОжно-Муйского хребта (см. рис. 1.1.) в правобережье р.Витим в междуречье Тала-кана и Таксимы. В плане массив имеет линзовидную форму, вытянут в субмеридиональном направлении согласно с простиранием вмещающих толщ. Длина массива достигает 25 км при максимальной ширине около 6 км. Площадь выхода гипербази-тов на дневную поверхность составляет ПО км (Грудинин, 1979). В южной части массив, по-видимому, срезается разломом, а в северной наблюдается постепенное выклинивание. По данным М.И.Грудинина (1979) контактовые поверхности падают навстречу друг другу, при этом западный контакт более крутой - порядка 45, восточный более пологий. Максимальная мощность массива по геофизическим данным не превышает 3-4 км. С западной стороны гипербазиты Шаманского массива контактируют с амфиболитов о-карбонатной булундинской свитой, с востока - с метам орфизо-ванными песчаниками и кварцитами самокутской свиты. Возраст этих образований считается раннепротерозойским (Салоп, 1967), однако, учитывая значительное «омоложение» залегающей выше келянской свиты и интрузивных образований муйского комплекса, раннепротерозойский возраст следует принимать с определённой осторожностью. Важно подчеркнуть, что Шаманский массив залегает среди высокомета-морфизованньтх существенно терригенно-карбонатных образований.
Контакты массива с вмещающими породами тектонические, сопровождаются зонами дробления и рассланцевания в серпентинитах и во вмещающих породах. Вдоль западного контакта почти непрерывной полосой тянется зона интенсивно рас-сланцованных серпентинитов и тальк-карбонат-серпентиновых пород. С удалением от контакта степень вторичных изменений убывает, центральные части массива сложены массивными гарцбургитами и апогарцбургитовыми серпентинитами. Массив разбит многочисленными поперечными и продольными разломами, вдоль которых также наблюдается рассланцевание серпентинитов и образуются тальк-карбонат-серпентиновые разности пород. В центральной части массива среди серпентинизиро-ванных гарцбургитов нами было обнаружено несколько небольших тел мелкозернистых амфиболитов, ориентированных согласно с простиранием массива. Эти тела представляют собой кварц—амфибол-плагиоклазовые микрокристаллические сланцы с редкими порфиробластами (?) плагиоклаза. Происхождение этих тел в центре гипер
Вещественный состав пород островодужной ассоциации
Муйской островодужной вулкано-плутонической ассоциации преобладают породы базитового ряда (с ультраосновными дифференциатами в плу тонической фации) и кислые разности, представленные вулканогенными, субвулканическими и интрузивными образованиями, что, в значительной мере, определяет некоторую разнородность представленных ниже минералогических и петро-геохимических данных. Кроме того, в породах вулканического происхождения первичные минералы практически не сохранились, за редкими исключениями, поэтому приведённые ниже минералогические данные охватывают лишь интрузивные образования.
Наиболее представительные данные по составу породообразующих и акцессорных минералов получены по габброидам и ультрамафитам Среднемамаканского и Иракиндинского массивов. Краткие сведения о составе минералов гранитоидов приведены выше, поэтому здесь не рассматриваются.
Первой ликвидусной фазой ультрамафитов и некоторых разновидностей габб-роидов является оливин. Его состав варьирует от 80 до 75 % Fo минала, при содержании NiO достигающем 0.35 мас.%. На диаграмме ЫЮ(0!) - о(01) (см. рис. 3.3.) оливины ультрамафитов Среднемамаканского и Иракиндинского массивов лежат на линии фракционной кристаллизации, резко отличаясь от оливинов ультрамафитовых кумулатов офиолитов.
Ортопироксен в ультрамафитах и магнезиальных габброидах имеет состав бронзита, в наиболее поздних титанистых габброидах - гиперстена. На диаграмме А1203 п железистость) (рис. 4.7.) ортопирксены первой и второй фаз Среднемамаканского, Сунуекитского и титанистых габбро Иракиндинского массивов образуют единый эволюционный ряд, характеризующийся снижением глинозёмистости и увеличением железистости. Этот ряд отражает процесс фракционирования базитовых магм в разных условиях глубинности. При этом большая часть ортопироксенов ультрамафитов и магнезиальных габброидов Иракиндинского массива отличается очень низкой глинозёмистостью, при сравнительно высокой валовой глинозёмистости пород. По-видимому, это определяется низкобарическими условиями кристаллизации.
Клинопироксен (диопсид-авгит) обычно преобладает над ромбическим и, судя по всему, кристаллизуется раньше последнего. На диаграммах AI2O3 - f (желе-зистость), СаО - f (железистость) (рис. 4.8.) клинопироксены островодужных ультра-мафит-мафитов образуют два эволюционных ряда (тренда), отмечавшихся выше (см. гл. 3). Клинопироксены Среднемамаканского массива характеризуются максимальной глинозёмистостью и чётким различием железистости клинопироксенов габброи-дов (I-фаза) и ультрамафитов (П-фаза). Дискретность состава пироксенов подтверждает справедливость выделения двух интрузивных фаз. Высокая глинозёмистость определяется большей глубиной формирования, по сравнению с Иракиндинским и Сунуекитским массивами (низкобарический эволюционный ряд), а также, вероятно, отражает более глинозёмистый состав пород в целом.
Хромшпинелиды островодужных ультрамафитов имеют очень широкий диапазон составов, причём резко отличаются как от хромшпинелидов офиолитовых ультрамафитов (реститов и кумулатов), так и от хромшпинелидов ультрамафитов синколлизионного типа. Характерной их особенностью является высокое содержаниеFeO и T1O2 - до 80 и 5 мас. % соответственно, при низком АІ2О3 и MgO, причём последний (MgO) в хромшпинелидах ультрамафитов Иракиндинского и Среднемамаканского массивов содержится в количестве менее 1 мас.%. Наиболее высокие концентрации AI2O3 характерны для хромшпинелидов Маринкинского массива - в основном 15-20 мас.%, тогда как в хромшпинелидах Иракинды и Среднемамаканского массива содержание этого компонента не превышает 4 мас. %. В результате, при низком содержании хрома (15-20 мас.%) хромистость оказывается очень высокой - до 70 - 80 %. В целом, хромшпинелиды островодужных ультрамафитов и магнезиальных габброидов образуют непрерывный изоморфный ряд от ферриалюмохромита до хроммагнетита (рис.4.9.). Схема изоморфизма представляется в следующем виде: Сг, А1, Mg - Fe2+, Fe3+, Ті. Изоморфизм подобного типа связан с возрастанием активности кислорода в процессе кристаллизации и характерен для относительно малоглубинных условий (Fisk, Вепсе, 1980), что согласуется с данными по составу пироксе-нов, приведёнными выше. С другой стороны, судя по составу пироксенов, Среднема-маканский массив является более глубинным, по сравнению с Иракиндинским, одна
Магматиты метаморфогенного происхождения
Метаморфические комплексы являются одним из важнейших индикаторов геодинамических режимов развития литосферы. Особую значимость, для геодинамических построений, имеют области проявления специфического метаморфизма, такие, например, как эклогит - глаукофановые комплексы или области развития зонального метаморфизма дистен - силлиманитового типа, фиксирующие древние зоны субдук-ции и коллизионно-сдвиговые швы. В пределах Байкало-Муйского пояса метаморфические процессы в наибольшем масштабе проявились в его Северобайкальском сегменте, где по данным разных авторов выделяется до пяти этапов метаморфизма. К настоящему времени получены хотя и не многочисленные, но тем не менее, представительные геохронологические данные, которые с одной стороны, позволяют определить место тех или иных метаморфических событий в истории развития региона, а с другой, являются косвенным подтверждением развиваемой в настоящей работе модели коллизионно-сдвигового орогена, коим, по мнению автора, является Байкало-Муйский пояс в целом, и его Северобайкальский сегмент в частности.
Целью данного раздела является петрологическая характеристика датированных метаморфогенно-магматических комплексов Северного Прибайкалья, а такжеместо этих событий в тектоно-магматической эволюции Северобайкальского сегмента БМВПП.
Плагиомигматиты и тесно связанные с ними тела параавтохтонных плагиогра-нитов (тоналитов и трондьемитов) наиболее широко развиты в осевой части Кичеро-Мамской зоны и протягиваются в виде узкой прерывистой полосы (средняя ширина около 3 км) более чем на 60 км, примерно от устья р.Рель (оз.Байкал) до бассейна р.Холодной. Вмещающими породами являются ортоамфиболиты нюрундуканской толщи. Плагиомигматиты образуют соскладчатые тела небольшой мощности (десятки сантиметров - метры) с гнейсовидной текстурой и варьирующим соотношением лей-кократовых (кварц - плагиоклаз) и фемических (амфибол) компонентов. Породы, чаще всего мезо - лейкократовые, обычно с катакластической и порфиробластовой микроструктурой. Переходы во вмещающие амфиболиты постепенные. Мигматиты сложены кислым плагиоклазом (олигоклаз, 29 - 30 % An), часто образующим порфи-робласты, и более мелкозернистой гранобластовой основной массой, обтекающей зёрна олигоклаза. Основная масса состоит из кварца, амфибола и альбита, в переменных количествах присутствуют биотит и хлорит. Акцессорные минералы - сфен, циркон, апатит.
Плагиомигматиты обычно сопровождаются многочисленными жило- и линзообразными телами плагиогранитоидов, мощностью от десятков сантиметров до десятков метров и протяжённостью от метров и десятков метров, до нескольких сотен метров. Соотношения гранитоидов с вмещающими амфиболитами различны: в одних случаях это постепенные переходы через венитовые плагиомигматиты, в других -контакты резкие, секущие, но без признаков контактового взаимодействия. Лейкократовые обособления и жилы часто сопровождаются меланократовыми сегрегациями, сложенными почти исключительно амфиболом. Плагиограниты имеют порфирокла-стическую, реликтовую гипидиоморфнозернистую структуру и состоят в основном из олигоклаза (18 — 30 % An), часто альбитизированного, кварца и амфибола. Калиевый полевой шпат практически отсутствует. Породы имеют лейкократовый облик, количество темноцветных минералов не превышает первых процентов, за исключением разностей, переходных к плагиомигматитам, которые характеризуются гнейсовидной текстурой и повышенным количеством темноцветных минералов. Вторичные и акцессорные минералы представлены эпидотом, биотитом, хлоритом, сфеном. Состав породообразующих минералов (амфибола) амфиболитов, мигматитов и плагиогранитов различается мало (Конников и др., 1999), что свидетельствует о генетическом родстве этих образований.
Геологические соотношения, приведённые выше, приводят к выводу, что мигматит - плагиогранитная ассоциация представляет собой продукт ультраметаморфизма амфиболитов. В целом, амфиболит — мигматит - плагиогранитная ассоциация может рассматриваться в качестве единого метаморфического комплекса, фиксирующего определённый этап развития рассматриваемого региона. Однако, на большинстве геологических карт и в некоторых публикациях (Неймарк, и др., 1995) плагиограни-тоиды Кичеро-Мамской зоны рассматриваются в качестве аналогов муйского интрузивного комплекса, описанного выше. Это заставляет детальнее остановиться на характеристике состава пород мигматит - плагиофанитнои ассоциации и условий их образования.
На модифицированной диафамме О Коннороа (Баркер, 1983) мигматиты и плагиофаниты занимают поля тоналитов и трондьемитов (рис.5.17. А), образуя ареал фигуративных точек, вытянутый вдоль Ab - An стороны нормативного треугольника. Петрофафические и петрохимические данные позволяют разделить всё многообразие пород рассматриваемой ассоциации на несколько дискретных фупп, причём удобнее всего сделать это не на нормативной основе, а по содержанию S1O2 (рис. 5.17.Б). Условными фаницами породных фупп приняты статистические минимумы: до 53 мас.% Si02 (верхняя фаница пород основного состава) - амфиболиты (таблица 5.8.), являющиеся протолитом мигматит-плагиофанитнои ассоциации; 53-60 мае. % Si02 - мигматиты, 60 -70 мас.% SiOz - тоналиты, более 70 мае. % SK - трондьемиты (лейкократовые плагиофаниты), представляющие собой разные степени сефегации кислого расплава, образующегося при парциальном плавлении амфиболитов.
Геологическое положение минералогический состав и геохимические особенности амфиболитов рассмотрены ранее (Глава 3), поэтому здесь основное внимание будет уделено продуктам их парциального плавления.лежит в области пород нормальной щёлочности. Некоторые отклонения в область субщелочных пород, в том числе и амфиболитов, обусловлены обогащением пород биотитом. Причины этого обогащения специально не рассматривались, не исключено, что это связано с более поздними метасоматическими процессами. Мигматиты отличаются от амфиболитов более высоким содержанием 8Ю2, А1203, щелочей и щёлочно-земельных элементов (Rb, В а), и, соответственно, пониженным содержанием мафических компонентов. При этом концентрации наименее подвижных компонентов, таких как Ті, Zr, Nb, Р, REE (таблица 5.8., рис. 5.18.) меняются мало. Это объясняется тем, что мигматиты отличаются от амфиболитов лишь небольшой добавкой, по-видимому, не более 10-15 об.% кислого материала, представляющего собой продукт плавления Q - полевошпатовой эвтектики (в амфиболитах всегда присутствует небольшое количество кварца).
Гранитоиды (тоналиты и трондьемиты) характеризуются повышенной глинозё-мистостью - до 17 мас.% А120з в тоналитах, что резко отличает их от близких покремнекислотности «муйских» тоналитов и плагиогранитов, содержание А120з в которых в среднем составляет 12-13 мас.%. Рассматриваемые гранитоиды имеют явно выраженный натровый уклон (Na.2OfK.2O к 4 — 4.5), при этом главным концентратором калия является биотит, тогда как в «муйских» гранитах, особенно в наиболее поздних дифференциатах, существенная роль принадлежит калиевому полевому шпату.
По сравнению с мигматитами в гранитоидах резко возрастают концентрации большинства некогерентных элементов-примесей (таблица 5.8.), причём максимальные их концентрации, включая щёлочи, характерны для тоналитов. В трондьемитах содержания многих элементов (Rb, Sr, Zr, отчасти К и Ва) приближаются к мигматитам, но при этом они резко обеднены Y и обогащены LREE (рис. 5.18). С одной стороны, это вполне логично объясняется «разбавляющим» эффектом кварца, содержа
