Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Геологическое строение Олъхонского региона 10
1.1. История геологической изученности 10
1.2. Тектоническое районирование 19
1.3. Главные этапы тектонических деформаций 25
1 .4. Метаморфизм 27
1.5. Магматизм 31
ГЛАВА 2. Магматические комплексы Чернорудской гранулитовой зоны 37
2.1. Чернорудский габбро-пироксенитовый комплекс 40
Чернорудский петротипический массив 40
- тектоническая позиция и внутреннее строение 40
- петрография и минеральный состав 40
-химический состав 44
Массив Тонта 54
- тектоническая позиция и внутреннее строение 54
- петрография и минеральный состав 56
- химический состав 56
Массив Улан-Харгана (юго-восточное тело) 66
- тектоническая позиция и внутреннее строение 66
- петрография и минеральный состав 69
- химический состав 69
Резюме 74
2.2. Сашішлансішй комплекс гиперстеновых плагиогранитов 83
Тектоническая позиция и внутреннее строение Сапшиланского петротипического массива 83
Петрография и минеральный состав 85
Химический состав 85
Результаты U-Pb изотопного датирования 95
Резюме 99
2.3. Уланхаргинский сиенит-габбровый комплекс 99
Тектоническая позиция и внутреннее строение северо-западного тела в составе массива Улан-Харгана 99
Петрография и минеральный состав 101
Химический состав Ill
Результаты геохроиодогических исследований 123
Резюме 127
2.4. Шаранурский комплекс гранат-биотитовых гранитов в пределах Чернорудской зоны 127
ГЛАВА 3. Магматические комплексы амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты 138
3.1. Шидинский комплекс альпинотиш-шх гипербазитов 142
Тектоническая позиция 144
Петрография и минеральный состав 147
Химический состав 147
Резюме 154
3.2. Шаранурский комплекс синметаморфических гранитов 154
Тектоническая позиция 156
Петрография и минеральный состав 160
Химический состав 162
Результаты геохронологических исследований 179
Резюме 186
3.3. Синметаморфические дайки диабазов 186
ГЛАВА 4. Петрологические индикаторы коллизионного тектогенеза на глубинных уровнях земной коры 193
4.1. Магматизм и коллизионная тектоника 193
4.2. Корреляция магматических комплексов Чернорудской граїїулитовой зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты и их значимость как петрологических индикаторов геодинамических обстановок на глубинных уровнях земной коры 197
Чернорудская гранулитовая зона 197
Амфиболитовая зона Анга-Сатюрты 203
4.3. Геодинамическая модель взаимодействия Сибирской континентальной плиты с раинепалеозойекими аккреционно-коллизионными комплексами (на примере Ольховского региона, Западное Прибайкалье) 207
Заключение 217
Литература
- Главные этапы тектонических деформаций
- петрография и минеральный состав
- Петрография и минеральный состав
- Геодинамическая модель взаимодействия Сибирской континентальной плиты с раинепалеозойекими аккреционно-коллизионными комплексами (на примере Ольховского региона, Западное Прибайкалье)
Введение к работе
Актуальность исследований. Тектоническая позиция, вещественный состав и возраст магматических комплексов, формирование которых происходит на глубинных уровнях земной коры, является одной из фундаментальных проблем петрологии, геохимии и геодинамики. Понимание петрогенезиса этих магматических образований позволяет не только по-новому взглянуть на рост земпой коры в фаперозое, но и разработать петрологические индикаторы геодинамических обстановок, отражающих мантийно-коровое взаимодействие [Condie, 1976; Добрепов, 1981; Летников, 1990, 1992; Розен, Федоровский, 2001; Скляров и др., 2001]. Изучение этих проблем актуально как для решения фундаментальных задач петрологии и геохимии, так и для конкретных прикладных задач, связанных с геологическим картированием метаморфических и магматических комплексов Центрально-Азиатского складчатого пояса.
Объектами исследования выбраны магматические комплексы Чернорудской гранулитовой зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатгарты Ольхонского региона, которые представляют собой наиболее глубинные срезы раннекапедонской коллизионной системы Западного Прибайкалья.
Цели и задачи исследования. Главной целью работы являлся анализ этапов, масштабов и источников раннекаледонских магматических комплексов Ольхонского региона, формирование которых происходило в условиях гранулитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма, построение на этой основе петрогенетических моделей и реконструкция геодинамических обстановок коллизионного тектогенеза. В ходе проведения исследований решались следующие задачи:
Изучение тектонической позиции и внутреннего строения массивов, минералого-петрографические и петрогеохимические исследования габброидов и гиперстеноЕых плагиогранитов в Чернорудской гранулитовой зоне, гипербазитов и синметаморфических гранитов в амфиболитовой зоне Анга-Сатюрты, а также U-Pb изотопное датирование петротипических массивов.
Корреляция магматических комплексов и разработка диагностических признаков петрологических индикаторов, отражающих процессы гранитообразования и мантийно-корового взаимодействия в условиях вязкопластичных деформаций на уровне гранулитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма.
Фактический материал и методы исследования. В основу работы положены материалы, полученные автором при проведении экспедиционных работ 2002-2005 гг.,
а также геологические коллекции научного руководителя, д.г.-мл-і. А.Г. Владимирова, собранные в ходе экспедиционных работ 1993-2001 гг. Автор имел возможность проводить совместные маршруты и использовать материалы, предоставленные д.г.-м.н. B.C. Федоровским и к.г.-м.н. А.С. Мехоношиным (аэрофотоснимки, детальные геологические схемы ключевых участков, коллекции шлифов, аналитические базы данных). Всего в рассмотрение включена коллекция из 520 образцов и прозрачных шлифов. Аналитический материал включает 340 силикатных и 90 редкозлементных анализов пород, более 100 микрозондовых анализов породообразующих минералов. Содержания петрогенных компонентов определены методом РФА в ИГМ СО РАН (аналитик А.Д.Киреев), редких и редкоземельных элементов - методом JCP-MS в ИГМ СО РАН (аналитики И.В. Николаева, СВ. Палесский) и ИГХ СО РАН (аналитики Е.В. Смирнова, Н.Н. Пахомова). Определение состава породообразующих минералов проведено методом микрорентгеиоспектральиого анализа на анализаторе Camebax Micro в ИГМ СО РАН (аналитики О.С. Хмельникова, Е.Н. Нигматулина). Определение возраста пород U-Pb изотопным методом проводилось по индивидуальным зернам циркона на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (аналитики Д.И. Матуков, Е.Н. Лепехина). Защищаемые положения:
1. В Чернорудской граиулитовой зоне Ольхонского региона выделены
следующие магматические комплексы:
чернорудский комплекс габброидов и пироксенитов и ассоциированных с ними гранатовые пироксенитов, имеющих единый мантийный источник, и отвечающих по составу островодужным толеитам (> 500 млн. лет);
еапшиланский комплекс синметаморфических гиперстеновых плагиогранитов, протолитом для которых являлись двупироксеновые гнейсы островодужно-толеитовой серии Чернорудской зоны (500-495 млн. лет);
- уланхаргинский сиенит-габбровый комплекс, для которого характерна
ассоциация иизкощелочных толеитовых габброидов и щелочных нефелиннормативных
сиенитов (~ 485 млн. лет);
- гранат-биотитовые гранит-лейкограниты шаранурского комплекса (470^460
млн. лет).
2. В амфиболитовой зоне Анга-Сатюрты Ольхонского региона выделены:
- гдидинский комплекс альпинотипных гипербазитов офиолитового типа (>500
млн. лет);
гааранурский комплекс синметаморфических граннт-лейкогранитов, участвующих в строении гранитогнейсовых куполов, и более поздних по отношению к ним синсдвиговых жил стресс-гранитов "strike slip" и "duplex" типов (475 - 465 млн. лет);
- синметаморфические дайки диабазов (~ 460 млн. лет).
3. На основании выделенных магматических комплексов н их корреляции обоснован следующий геодинамический сценарий развития Ольхоиского региона:
- алытинотипные гипербазиты шидинского комплекса свидетельствуют о
существовании коры океанического типа между Сибирским континентом и
Ольхонским террейном на доколлизионной стадии (> 500 млн. лет).
островодужная стадия (> 500 млн. лет) идентифицируется по островодужно-толеитовым вулканитам (двупироксеновым гнейсам) Чернорудской зоны и комагматичных им массивам габброидов и пироксепитов чернорудского комплекса;
раинеорогенная стадия (500^85 млн. лет) характеризуется метаморфизмом в условиях гранулитовой фации и глубинным анатексисом, петрологическим индикатором этих процессов являются гиперстеновые плагиограниты сапшиланского комплекса (496±3 млн. лет). Петрологическим индикатором активной роли мантии на раннеорогеяной стадии являются габброиды и сиениты уланхаргинского комплекса (485±1.5 млн. лет), формирование которых, вероятнее всего, было связано с отрывом субдуцируемой океанической литосферы (слэба), произошедшего при сближении континентальных масс Сибирской плиты и Ольхонского террейна;
- позднеорогеипая стадия (475 - 465 млн. лет) характеризуется ростом
гранитогнейсовых куполов и последующим массовым декомпрессиоиным плавлением,
что привело к формированию многочисленных жил гранитов шарапурского комплекса.
Их тектоническая позиция и состав являются петрологическими индикаторами
вязкопластичных сдвиговых деформаций в глубинных уровнях коллизионных систем;
- синметаморфические диабазовые дайки (461 млн. лет) являются индикатором
начала коллапса горно-складчатого сооружения и перехода к посторогеппой стадии
тектогенеза.
Научная новизна. Получены новые данные о тектонической позиции, составе и возрасте магматических образований, на основе которых проведена их корреляция для Чернорудской гранулитовой зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатгорты, оценены масштабы и источники. На основе полученных данных впервые проведено разделение базит- ультрабазитов в Чернорудской гранулитовой зоне на два самостоятельных
комплекса - чернорудский габбро-пироксенитовый и уланхаргинский сиенит-габбровый. Также впервые обоснована автономность гиперстеновых гранитов в Чернорудскои зоне, которые выделены в самостоятельный сапшиланский комплекс. Построены петротенетические модели и определены геодинамические обстановки формирования магматических ассоциаций. Детально охарактеризованы синметаморфические стресс-граниты как петрологический индикатор интенсивных вязкопластичных сдвиговых деформаций на глубинных уровнях земной коры.
Практическая значимость. Результаты исследований базит-ультрабазитовых и граиитоидных комплексов Чернорудскои гранулитовои зоны и амфиболитовой зоны Анга-Сатюрты были использованы при построении геологической карты юго-западной части Ольхонского региона масштаба 1 : 100 000 [Федоровский, 2004а].
Апробация работы и публикации. По теме диссертации опубликовано 25 работ, в том числе 3 статьи, диссертационные материалы включены в путеводитель международной экскурсии по проекту IGCP-480. Результаты исследований представлены в виде устных докладов на 9 российских и международных конференциях в Москве (2003 г.), Новосибирске (2003-2004 гг.), Иркутске (2003-2005 гг.). Исследования по теме диссертации поддержаны РФФИ (гранты № 02-05-64481, 03-05-65099), СО РАН в рамках Интеграционного проекта № 6.7.2 "Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)", Советом по грантам Президента РФ по поддержке ведущих научных школ (НШ-768.2003.5).
Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав и заключения, изложена на 220 страницах, содержит 94 рисунка и 40 таблиц. Список литературы включает 145 наименований.
Автор выражает глубокую признательность д.г.-м.н. А.Г. Владимирову за научное руководство работой, д.г.-м.н. В.С.Федоровскому и к.г.-м.н. А.С. Мехоношину за предоставленные материалы и обсуждение работы в целом. Автор благодарен академикам В.Е. Хаину, Ф.А, Летникову и Н.Л. Добрецову, члеиу-корресцоиденту РАН Е.В. Склярову, докторам геол.-мин. наук Д.П. Гладкочубу, А.Э. Изоху, В.П. Ковалеву, Ю.А. Костицыну, A.M. Мазукабзову, О.М. Туркиной, кандидатам геол.-мин. наук В.Г. Владимирову, Н.И. Волковой, К.А. Докукиной, Ї.В. Донской, Т.Б. Колотилиной, И.Н. Круку, А.В. Лавренчуку, С.Н. Рудневу, А.В. Травину, Е.В. Хаину, В.В. Хлестову за обсуждение отдельных положений работы, дискуссии, ценные советы и рекомендации, которые проводились не только в лабораторных стенах, но и непосредственно на
геологических объектах в полевых условизх. Болыпую помощь на всех стадиях подготовки диссертационной работы оказали мои коллеги из ИГМ СО РАН: О.П. Герасимов, М.Л. Куйбида, Я.В. Куйбида, Т.В. Мирясова, Е.Н. Мороз, В.П. Сухорухюв, И.В. Шемелина, Д.С. Юдин. Всем перечисленным лицам автор выражает искреннюю признательность.
ПРИНЯТЫЕ СОКРАЩЕНИЯ
мас.% - массовые проценты; объем.% - объемные проценты; РЭ - редкие элементы; РЗЭ - редкоземельные элементы; Fe
г (атома) л г\г.<\/
j= ——— -' —- х 100% -железистость;
(атоми)
#Mg- — — (m№.mj_ ] xl00% - магиезиалыюсть;
Щш»,,,,,) +Р%ши„) +Мп(ш,ю,,„)
# An - основность плагиоклаза (содержание анортитового компонента);
коэффициенты глиноземи стости: ALO,
CaO + Na20 + K20
A/CNK =
A/NK= А!Л
Na20 + K20
Структуры пород: г/з - гигантозернистая; к/з - крупнозернистая; с/з - среднезернистая; м/з - мелкозернистая.
Обозначения минералов:
АЬ - альбит;
Amf- амфибол;
An - анортит;
And-андалузит;
Ар - апатит;
Bt - биотит;
Cal - кальцит;
СЫ - хорит;
СРх - клинопйроксен; Crd - кордиерит; Cm - корунд; Di - диопсид; En - энсташт; Fs - ферросилит; Grt - гранат; Hbl - роговая обманка; Hyp-гиперстен; Ига. - ильменит; ' Kfs - калиевый полевой шпат; Ms - мусковит; Ne ~ нефелин; ОРх - ортопироксен; Or-ортоклаз; Р1 - плагиоклаз; Qtz ~ кварц; Sep - скаполит; Sil - силлиманит; Sp - шпинель; St - ставролит; Ttn - титанит (сфен); Wo - волластонит; Zm- циркон.
Главные этапы тектонических деформаций
По результатам детального картирования площади Ольхонского региона [Федоровский, Добржинецкая, Молчанова, Лихачев, 1993; Федоровский, Владимиров, Хаии и др., 1995, Федоровский, 1997] выделены три последовательно сменявших друг друга парагенезиса деформаций: покровный, купольный и сдвиговый [Розен, Федоровский, 2001].
Покровный парагенезис структурных композиций представлен пакетами лежачих изоклинальных складок с субгоризонтальными шарнирами и такими же осевыми поверхностями, с соответствующим расположением сланцеватости и минеральной линейности [Добржинецкая, Молчанова, Сонюшкин и др., 1992]. Возникновение этих структур отражает режим формирования синхронных с метаморфизмом глубинных тектонических покровов. Покровный парагенезис завершается образованием узких и протяженных систем листрического типа [Кацура, Федоровский, 1996], которые сопровождаются развитием зон бластомилоиитовой полосчатости и сланцеватости. Покровный тектогенез имел региональное развитие, но его следы сохранились лишь фрагментарно. На большей части площади структуры покровного генезиса деформированы в процессе купольного и сдвигового тектогенеза.
Купольный парагенезис. На территории Ольхонского региона выделяется около десяти относительно крупных зон купольного тектогенеза (см. рис. 1.2.2). Ширина купольных зон невелика, в максимуме она достигает 3 км, протяженность значительно превышает ширину: 50-100 км. Структурный рисунок купольных зон характеризуется плотной упаковкой субизометричных структур, не соответствующих отчетливо линейным ограничениям самих зон, имеющих сдвиговую природу.
В строении куполов выделяются два главных компонента: гранитогнейсовое мигматитовое ядро и оболочка, образованная любыми другими породами, но без следов мигматизации [Федоровский, 1997]. Характерной чертой является структурное несоответствие ядра и обрамления куполов, внутренняя структура ядра оказывается гораздо сложнее структуры оболочки. С формированием ядер куполов пространственно и генетически тесно связаны синметаморфические гранитные жилы, ориентированные в соответствии с общим структурным рисунком куполов. Однако наиболее часто купольные зоны вовлекаются в сдвиговые деформации, что приводит к линеаризации структурных рисунков куполов и ориентировки гранитных жил [Федоровский, 1997].
В целом купольные зоны, образованные тесной упаковкой многочисленных куполов, в поперечном сечении всегда обрисовывают антиклш-юрные структуры, нередко с опрокинутыми крыльями. Детальное картирование показывает, что топологическая поверхность фронта ядер гранито-гнейсовых куполов всегда располагается у подошвы самых нижних покровных пластин тектонически наслоенного разреза. Ядра никогда не проникают в этот «разрез», составляя единый «слой», экранированный подошвой аллохтонных покровных пластин [Федоровский, Соколова, 1986; Федоровский, 1997].
Сдвиговый парагенезис. Последний акт деформаций, синхронных метаморфизму, связан с реализацией сдвигового тектогенеза, который сменяет куполообразоваиие. Он имеет тотальное развитие и определяет картируемую структуру Ольхонского региона на соврменном эрозионном срезе.
Выделено два эпизода сдвиговых деформаций [Розен, Федоровский, 2001]. Для ранних характерны крупные тесно сжатые складчатые формы с субвертикальными шарнирами и осевыми поверхностями, сланцеватость и линейность выражены минералами, указывающим на снижение параметров метаморфизма от гранулитовой до амфиболитовой фации. Все предшествующие структуры (покровные и купольные), попадая в зоны сдвигового тектогенеза, сильно искажаются или полностью утрачиваются. В частности, граиитогнейсовые купола получают директивную ориентацию и вытягиваются параллельно зонам синметаморфических сдвигов, а при дальнейшем нарастании интенсивности сдвиговой деформации признаки купольной морфологии практически исчезают, и на поверхности картируются лишь узкие линейные зоны гранитогнейсов. В зонах изгибов ранних пластических сдвигов зафиксирован специфический мраморный меланж [Федоровский, Добржинецкая,
Молчанова, Лихачев, 1993], который отжимается из таких зон и протрудирует в соседние, теневые по давлению участки.
С поздним эпизодом синметаморфических сдвиговых деформаций связаны крупные складчатые формы с вертикальными шарнирами и осевыми поверхностями, обрисовывающие в плане сигмоиды Z- и S-образной форм. Складки этой генерации перерабатывают все без исключения предшествующие им структуры, в том числе и ранние сдвиговые складки и бластомилоиитовые швы. Новообразованные при поздних деформациях бластомилоиитовые зоны пересекают все без исключения ранние тектонические структуры. В результате реализации сдвигового тектогенеза вся территория Ольхонского региона приобретает «нарезку» на многочисленные узкие полосы (литоны, пластины), и формируется четко картируемая в современном срезе генеральная региональная структура (см. рис. 1.2.2) [Розен, Федоровский, 2001].
На протяжении всего сдвигового режима реализуются и связанные с ним структуры трапспрессии, которые маркируют зоны «деформационных теней» и образуют специфические сжатые покровы. В строении таких покровов основную роль играют мраморные меланжи и гранитоиды. Меланж в пределах структур транспрессии залегает субгоризонтально, такую же позицию занимают и гранитоиды [Розеп. Федоровский, 2001; Докукина, 2005].
Для пород Ольхонского региона характерны значительные колебания степени метаморфизма - от зеленослаицевой до гранулитовой фации включительно (рис. 1.4.1). Первые детальные исследования Р-Г-условий метаморфизма пород были проведены С.П.Кориковским [Кориковский, Федоровский, 1981; Розен, Федоровский, 2001]. Тип метаморфической зональности был определен как переходный между андалузит-силляманитовым и кианит-силлимаиитовым. Р-Г-параметры метаморфизма возрастают с юго-востока на северо-запад, а наиболее высокотемпературные породы локализованы в Чернорудской зоне. По критическим минеральным парагенезисам выделяются пять метаморфических зон: 1) объединенная ставролит-хлоритовая и ставролит-биотит-андалузитовая, 2) ставролит-силлиманитовая, 3) биотит-мусковит-гнейсовая, 4) биотит-силлиманит-ортоклазовая и кордиерит-гранат-ортоклазовая, 5) гранулитовая.
петрография и минеральный состав
Особенности редкоэлемектного состава пород Чернорудского массива проиллюстрированы на спектрах распределения редких и редкоземельных элементов (рис. 2.1.10). Габбро характеризуются слабым отрицательным наклоном кривой распределения РЗЭ, что свидетельствует об обогащении легкими лантаноидами. Пироксениты и гранатовые пироксениты имеют субгоризонтальные кривые распределения РЗЭ с обеднением легкими лантаноидами, причем концентрации РЗЭ в гранатовых пирокеенитах заметно ниже. Ыа спайдер-диаграмме для габбро и пироксенитов выделяются отчетливые положительные аномалии по содержаниям Sr, а для габбро также 2г и Ті, отрицательные аномалии - в содержаниях Nb. Гранатовые пнроксениты обладают ярко выраженными минимумами в содержаниях Nb и Hf. Сравнивая составы пород Чериорудского массива с составами базальтов срединно-океанических хребтов и толеитовых базальтов островных дуг (рис. 2.1.11), можно сделать вывод, что габбро и пироксениты Чернорудского массива близки к толеитам островных дуг.
Минеральные парагенезисы и вещественный состав гранатовых пироксенитов и безгранатовых габброидов и пироксенитов свидетельствуют об их кристаллизации на разноглубинных уровнях. По-видимому, гранатовые пироксениты являются наиболее ранними фазами с наиболее примитивным (основным) составом, кристаллизация которых происходила в глубинных магматических камерах. Габброиды и пироксениты, не содержащие гранат, скорее всего, отвечают дифференцированным расплавам (с повышенными относительно гранатовых пироксенитов содержаниями некогерентпых компонентов), кристаллизация которых происходила на менее глубинных уровнях. Пространственное совмещение разноглубинных пород в пределах Чернорудского массива свидетельствует об их одновременном тектоническом экспонировании, при этом гранатовые пироксениты оказались в качестве тектонических блоков среди габбро и пироксенитов. Необходимо отметить, что тектонические блоки гранатовых пироксенитов не всегда пространственно приурочены к габбро и пироксенитам, а встречаются и среди метаморфических пород Чернорудской зоны.
Габбро-пироксенитовый массив Тонша
Тектоническая позиция и внутреннее строение. Массив Тонта расположен в юго-западной части Чернорудской зоны. Он имеет форму трех пластин, расположенных кулисообразно и субсогласно простиранию вмещающих кварцитов и двупироксеновых гнейсов (рис. 2.1.12). Непосредственный контакт габброидов массива Тонта с вмещающими двупироксеновыми гнейсами задернован, однако никаких признаков изменения внутренней структуры габброидов в эндоконтактовых зонах не наблюдается. Таким образом, можно предположить, что массив представляет собой три тектонические пластины. Габброиды прорваны жилами гиперстенсодержащих плагиогранитов сапшилапского комплекса, возраст которых (496±3 млн. лет [Хромых. Сергеев, Матуков и др., 2004]) совпадает с возрастом гранулитового метаморфизма в Чернорудской зоне, то есть геологически породы массива Тонга являются дометаморфическими образованиями.
Петрография и минеральный состав. Породы массива Тонта представлены значительно измененными средиезернистыми меланократовыми габбро, реже пироксенитами. Первично-магматические минералы представлены плагиоклазом и клииопироксеном. Клииопироксен подвержен интенсивным постмагматическим изменениям, что выражается в образовании низкотемпературной роговой обманки (рис. 2.1.13). В юго-восточной части наиболее крупной пластины массива Тонта обнаружены гранатовые пироксениты, идентичные гранатовым пироксенитам Чернорудского массива. Они имеют пойкилитовую, участками аллотриоморфпозершистую структуру, первичный парагенезис представлен клииопироксеном, гранатом и плагяоїагазом (менее 10 объем. %), которые в значительной степени замещены вторичными роговой обманкой и герцинитом (рис. 2.1.14). Клииопироксен по составу соответствует фассаиту, плагиоклаз - лабрадору, гранат характеризуется высокими содержаниями пиропового и гроссулярового компонентов (табл. 2.1.3). Вторичная роговая обманка представлена паргаситом с #Mg = 0,81, Состав граната позволяет предполагать высокобарическую природу гранатовых пироксенитов, аналогично гранатовым пироксенитам Чернорудского массива. Характер постмагматических изменений минералов в габбро, пироксеиитах и гранатовых пироксеиитах (появление роговой обманки и герцинита) указывает на то. что все габброиды были подвержены позднему низкоградиеитному метаморфшзму.
Химический состав. Петрогеохимическая характеристика габброидов массива Тонта приводится на основе 15 петрохимических и 4 редкоэлементных анализов. Содержание петрогеиных компонентов приведено в таблице 2.1.4, редких и редкоземельных элементов - в таблице 2.1.5.
Габброиды характеризуются пониженными содержаниями кремнезема (SiO = 38-47 мас. %) и щелочей (Na20 + К20 = 0,9-1,9 мае. %), Содержания АЬОз и СаО преобладают над содержаниями Fe203 и MgO (рис. 2.1.15). Существенных различий в химическом составе между габбро, пироксенитами и гранатовыми иироксенитами не наблюдается. Значения чисел Заварицкого (s, а, Ь, с, табл. 2.1.4) подтверждают высокую меланократовость и низкую щелочность пород (рис. 2.1.16). На классификационной диаграмме для базальтов «сумма щелочей - FeO - MgO» (рис. 2.1.17) составы пород массива Тонга находятся в поле пород толеитовой серии.
Особенности редкоэлементного состава габброидов и пироксенитов проиллюстрированы на спектрах распределения редких и редкоземельных элементов (рис. 2.1.18). Кривые распределения РЗЭ имеют слабый положительный наклон, что свидетельствует об обеднении легкими лантаноидами. На сиайдер-диаграмме выделяются ярко выраженные минимумы в содержаниях Th, Та и Nb и менее выраженный максимум в содержании Sr. Сравнение составов пород массива Топта с составами типичных базальтов срединно-океанических хребтов и островных дуг (рис. 2.1.19) показывает, что они соответствуют толеитовым базальтам островных дуг и идентичны габброидам Чернорудского массива.
Массив Улан-Харгана
Тектоническая позиция и внутреннее строение. Массив Улан-Харгана расположен в центральной части Чериорудской зоны и является наиболее крупным (0,5x1,3 км) базитовым телом. На аэрофотоснимке массив выглядит как три сплющенных овальных тела, прилегающих друг к другу (рис. 2.1.20). В ходе детального геологического картирования и последующего петрографического изучения пород установлено, что массив состоит из двух тектонически совмещенных гел: протяженного пластинообразного юго-восточного и штокообразного северо-западного (рис. 2.1.21). Изучение тектонической позиции и внутреннего строения, петрографических и петрогеохимических характеристик слагающих их пород выявило существенные различия между юго-восточным и северо-западным телами. Эти различия позволяют считать массив Улан-Харгана полихронным образованием, в котором совмещены габбро-пироксениты чернорудского комплекса (юго-иосточнос тело) и габбро-сиениты уланхаргинского комплекса (северо-западное тело, см. главу 2.3).
Петрография и минеральный состав
В зоне Анга-Сатюрты обнажены биотитовые и гранат-биотитовые плагиогнейсы, силикатно-карбоиатиые породы, мраморы, амфиболиты, кварциты [Федоровский, 2004а]. Наиболее распространены биотитовые и гранат-биотитовые плагиогнейсы. Изучение их химического состава, проведенное ЗЛПетровой и В.А.Макрыгиной [1994], показало, что плагиогнейсы соответствуют метатерригенным породам типа граувакков. Авторские данные позволяют охарактеризовать биотитовые и гранат-биотитовые плагиогнейсы как среднеглиноземистые метапелиты, минеральные ассоциации приведены в таблице 3.0.1. Представительные анализы плагиогнейсов приведены в таблице 3.0.2. На классификационной диаірамме «SiCyAbOs - K20/Na20» (рис. 3.0.1) составы плагиогнейсов отвечают фельзическому и плутоническому материалу развитых островных дуг. По концентрациям редкоземельных элементов плагиогнейсы близки к средним составам терригенных метапелитовых пород континентальной коры (по [Rollinson, 1994]), отличаясь лишь пониженным содержанием тяжелых лантаноидов (рис. 3.0.2). Р-Г-условия метаморфизма пород зоны Анга-Сатюрты были оценены С.П.Кориковским и составляют Р = 6,0 - 6,5 кбар. Т= 670 - 730 С [Кориковский, Федоровский, 1981; Розен, Федоровский, 2001].
Возраст метаморфических событий определен с помощью U-Pb изотопного датирования цирконов из плагиогнейсов и синметаморфических гранитов шаранурского комплекса (4б5±5 млн. лет [Бибикова, Карпенко, Сумин и др., 1990], 475-465 млн. лет [Юдин, Хромых, Владимиров и др., 2005], а также с помощью 3 Аг/40Аг датирования роговых обманок из амфиболитов (471 ±6 мли. лет [Юдин, Хромых, Владимиров и др., 2005]). При изучении цирконов из пород гранитогнейсовых куполов установлено, что их изотопные возрасты дискордантны. Верхнее пересечение дискордии составляет 1890±25 млн. лет, а нижнее - 465±70 млн. лет [Бибикова, Карпенко, Сумин и др., 1990]. Было сделано предположение, что возраст по верхнему пересечению отвечает реальному геологическому событию, возможно, раннему этапу метаморфизма [Розен, Федоровский, 2001]. Наличие цирконов с древними возрастами в породах гнейсово-купольных зон позволило предполагать присутствие здесь раннепротерозойского субстрата, переработанного в палеозое во время роста гранитогнейсовых куполов. Эти данные позволили предположить существование докембрийского цоколя, обладающего характеристиками коры континентального типа, погребенного под покровными аллохтонами раннепалеозойских метаморфитов, обозначенного как Ольхонский террейн [Федоровский, Владимиров, Хаин и др., 1995; Розен, Федоровский, 2001]. Существование древней коры континентального типа подтверждено недавно проведенными Sm-Nd изотопными исследованиями, указывающими на модельный возраст протолита в 2,2 - 3,6 млрд. лет [Мишина, Костицын, Федоровский, 2005].
Магматические комплексы зоны Анга-Сатюрты представлены мелкими телами гипербазитов шидинского комплекса (глава 3.1), многочисленными жилами и телами синметаморфических гранит-лейкогранитов шаранурского комплекса (глава 3.2), кроме того, в последнее время здесь обнаружены синметаморфнческие дайки диабазов глава 3.3.),
Тела гипербазитов достаточно широко распространены в пределах зоны Аига-Сатюрты. Они вытянуты в виде цепочек вдоль простирания главных структур региона. При изучении гипербазитов Приольхонья Э.ФЛавленко [1983] выделил три суб параллельные зоны развития гипербазитов: Кучелгинскую, Куркутскую и Сахюртинскуго (рис. З.1.1.). Всего насчитывается около 150 гипербазитовых тел, имеющих небольшие размеры (метры и десятки метров), лишь единичные массивы достигают в 300-500 м в ноперечнике. Вмещающими породами для гипербазитов являются преимущественно мраморы или ортоамфиболиты, реже кварциты, гнейсы или кристаллические сланцы.
Практически все гипербазитовые тела залегают конформно по отношению к вмещающим толщам и имеют линзообразную или округлую форму. Отмечено, что вместе с нарастанием дислоцироваш-гости вмещающих толщ возрастает деформированность тел и уменьшаются размеры массивов [Павленко, 1992]. Цепочечное расположение, морфология и степень деформированности гипербазитовых тел обусловлены дислоцированностью вмещающих метаморфических пород, то есть гипербазиты слагают будинированные тела. Детальное геологическое картирование территории Приольхонья, проведенное В.С.Федоровским [Федоровский, 2004а], подтверждает, что тела гипербазитов пространственно сопряжены с крупными бластомилонитовыми швами, которые разделяют сдвиговые пластины и маркируют главные сдвиговые зоны коллизионного коллажа.
В рамках настоящей работы рассмотрены два участка проявления гипербазитов - на полуострове Шида в северной части Приольхонья и наиболее крупный гинербазитовый массив Тог в центральной части зоны Анга-Сатюрты (см. рис. 3.1.1).
Тектоническая позиция. Полуострое Шида располагается на северо-западном берегу залива Мухор. В отличие от большинства гипербазитовых тел Приольхонья, гипербазиты полуострова Шида слабо подвержены серпентннизации и сохраняют первичный минеральный состав. Выбор этого участка обусловлен также небольшими размерами гипербазитовых будин и хорошей обнаженностью, как в плане, так и в вертикальном разрезе, что позволяет установить характер взаимоотношений гипербазитов с вмещающими метаморфическими породами.
На полуострове Шида закартированы четыре небольшие будины гипербазитов, находящиеся среди пород амфиболитовой фации метаморфизма (рис. 3.1.2). Будины имеют линзовидиую или округлую форму и полностью конформны к вмещающим мигматизированным граяат-биотитовым гнейсам, бластомилонитам, мраморам и амфиболитам. Вблизи контакта с гипербазитовыми будинами обычны мраморные прослои, а непосредственно в контактовых зонах наблюдаются магнезиальные скарпы с высокопиропистым гранатом, энстатитом, диопсидом и шпинелью.
Несмотря на то что тела гипербазитов конформны вмещающим породам, сами они были подвержены хрупким деформациями, что привело к образованию сети трещин, заполненных гранитами шараиурского комплекса (рис. 3.1-3). В результате десиликации граниты в пределах гипербазитов преобразованы в флогопитсодержаище плагиоклазиты, лишь в наиболее крупных жилах сохраняются реликты первичных магматических структур.
Геодинамическая модель взаимодействия Сибирской континентальной плиты с раинепалеозойекими аккреционно-коллизионными комплексами (на примере Ольховского региона, Западное Прибайкалье)
Граниты шаранурского комплекса являются наиболее распространенными магматическими образованиями в пределах Ольхонского региона. Они проявлены в Чернорудской зоне, где прорывают метаморфические породы гранулитовой фации и базит-ультрабазитовые тела, главный же объем сосредоточен в пределах амфнболитовой зоны Анга-Сатюрты (рис. 3.2.1).
Шаранурский комплекс интрузивных жильных гранитов был выделен Е.В.Павловским и А.С.Ескиным [1964] на основании изучения гранитоидов острова Ольхой. По этим данным іранитьі шаранурского комплекса считались аллохтонными постметаморфическими образованиями протерозойского возраста, в то время как синметаморфическяе мигматиты и параавтохтоиные граниты относились к комплексу архейских гранитоидов. Проведенное в последние десятилетия геологическое картирование позволило установить синметаморфическую природу жильных гранитов и объединить в составе шаранурского комплекса мигматиты, автохтонные и аллохтонные жильные граниты. Установлен палеозойский возраст гранитообразоваиия [Бибикова, Карпенко, Сумин и др., 1990] и доказана связь гранитов с реализацией купольного и сдвигового тектогенеза в условиях метаморфизма амфнболитовой фации на поздних стадиях эволюции коллизионной системы [Федоровский, 1997; Розеи, Федоровский, 2001; Владимиров, Федоровский, Хромых, Докукина, 2004].
Петрологическое изучение гранитов шаранурского комплекса впервые было проведено А.Н.Ивановым и Б.М.Шмакиньш [1980], а исследование их геохимических особенностей - В.А.Макрыгиной и З.И.Петровой [Макрыгина, Петрова, 1996; Петрова, Макрыгина, Бобров, 1999; Макрыгина, Петрова, Сандимирова. Пахольченко, 2000]. Показано, что граниты являются результатом частичного плавления в условиях амфиболитовой фации метаморфизма плагиогнейсов метапелитового состава, широко распространенных в зоне Анга-Сатюрты. Характерной чертой гранитов шаранурского комплекса, выявленной при проведении этих геохимических исследований, является их необычайно большое петрогеохимическое разнообразие. Предполагаемой причиной этого разнообразия было названо локально-очаговое развитие гранитообразующих процессов, обусловившее значительные вариации петрогеохимического фона вмещающих толщ [Макрыгина, Петрова, 1996]. Вместе с тем по результатам геологического картирования, граниты проявлены повсеместно на всей территории зоны Анга-Сатюрты, а состав исследованных метапелитовых плагиогнейсовых толщ ие отличается значительным разнообразием. Эти наблюдения заставили автора провести детальные исследования гранитов шаранурского комплекса, уделив особое внимание взаимосвязи тектонического положения конкретных гранитных тел с их минеральным и вещественным составом.
Тектоническая позиция гранитов шаранурского комплекса в настоящее время достоверно определена благодаря геологическому картированию и тектоническим исследованиям, проведенным В.С.Федоровским, результаты которых представлены на геологической карте юго-западной части Ольховского региона масштаба 1 : 100 000 [Федоровский, 2004а].
По тектонической позиции граниты шаранурского комплекса могут быть разделены на два главных типа: 1} граниты, участвующие в строении гранитогнейсовых куполов, формирование которых связано с реализацией купольного тектогенеза [Федоровский, 1997], и 2) граниты, слагающие многочисленные жилы, формирование которых сопровождало сдвиговый тектогенез [Кацура, Федоровский, 1996].
Мигматиты, автохтонные и параавтохтонныг граниты, связанные с купольным тектогенезом. В пределах региона выделено около 10 зон развития гранитогнейсовых куполов (см. рис. 1.2.2), имеющих относительно небольшую ширину (до 3 км) и значительную протяженность (до 50 км). Линейные ограничения купольных
зон не соотносятся с их внутренним строением, которое отличается плотной упаковкой субизометричных купольных структур (рис. 3.2.2). В строении куполов выделяется ядро, сложенное гранитогнейсами и мигматитами с участием автохтонных и параавтохтонных гранитов, и оболочка, которая моясет быть образована любыми другими породами (амфиболитами, мраморами, кварцитами) [Федоровский, 1997]. Детальное картирование показывает, что топологическая поверхность ядер гранитогнейсовых куполов располагается у подошвы перекрывающих их покровов, приникая в них не больше чем на первые метры, то есть ядра куполов составляют единый «слой», экранированный подошвой покровных пластин. Сами купольные структуры, генерированные ростом ядер, выражены и в породах оболочки, деформируя подошву перекрывающих покровов.
В ходе реализации последующего за купольным сдвигового тектогенеза большинство купольных зон были интенсивно деформированы и линеаризованы, слабодеформированные гранитогнейсовые купола и связанные с ними синметаморфические граниты сохранились лишь в Центральной купольной зоне (рис. 3.2.3). В ядрах куполов здесь можно наблюдать неподвержеиные поздним сдвиговым деформациям гнейсы, мигматиты и автохтонные граниты, смятые в слабые изоклинальные складки. Мигматиты содержат большое количество гранитного материала в лейкосомах (до 60 %), что свидетельствует о значительной степени плавления. Мощность лейкосом составляет не более 1-3 мм. Жилы автохтонных гранитов полностью конформны вмещающим породам (рис. 3.2.4). Мощность жил варьирует от 2 до 5 см, часто можно наблюдать увеличение мощности жил в замках складок.
В строении куполов принимают участие и параавтохтонные гранитные жилы, которые проявлены преимущественно в оторочке ядер куполов и маркируют общую структуру (см. рис. 3.2.3). Их мощность (10-80 см) и протяженность (5-50 м) скачкообразно возрастают в сравнении с автохтонными прожилками гранитов в мигматитах. Параавтохтонные жилы субконформны по отношению к мигматитам и гнейсам, а в некоторых случаях зафиксированы рвущие контакты.
