Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Геологическое строение и история изучения северо-западного Пай-Хоя .8
1.1. История изучения докембрийских образований 10
1.2. Стратиграфия и геологическое строение докембрийских толщ .14
1.3. Позднерифейский интрузивный магматизм .20
Глава 2. Петрографическая характеристика магматических образований 23
Глава 3. Минералогическая характеристика магматических образований 55
Глава 4. Петрохимическая характеристика магматических образований .66
Глава 5. Геохимическая характеристика магматических образований 79
Глава 6. Геодинамическая интерпретация геохимических данных 84
Глава 7. Обоснование возраста вулканогенно-осадочных толщ Амдерминского блока 92
Заключение 103
Литература .104
- Стратиграфия и геологическое строение докембрийских толщ
- Позднерифейский интрузивный магматизм
- Минералогическая характеристика магматических образований
- Геохимическая характеристика магматических образований
Введение к работе
Актуальность работы. В пределах западного склона Полярного Урала известны выходы вулканогенных пород рифейско-вендского возраста, выделяемых в
составе единой островодужной бедамельской серии (RF –V bd). Они распро-3
странены фрагментарно в пределах поднятий Оченырд, Манитанырд и Енганепэ.
На Пай-Хое в ядре антиклинальной структуры находятся докембрийские образования, которые по характеру разреза сопоставимы с позднедокембрийскими комплексами Полярного Урала.
Стратиграфическая последовательность верхнерифейско-вендских вул-каногенно-осадочных толщ в составе Амдерминского блока Пайхойского анти-клинория до сих пор является предметом многочисленных дискуссий. До настоящего времени позднедокембрийские магматические образования в отношении минерального и химического составов, их эволюции были недостаточно изучены. Вызывает интерес геодинамическая обстановка формирования позднедокем-брийских образований территории северо-западного Пай-Хоя, выяснение которой поможет сделать еще один шаг к пониманию докембрийской истории ее развития и более точно оценить перспективы ее рудоносности.
Объект исследования и фактический материал. Объектом исследования
диссертационной работы являются позднедокембрийские стратифицированные
вулканические и вулканогенно-осадочные породы морозовской (RF mr) и со-3
кольнинской (RF –V sk) свит и связанные с ними субвулканические образо-3
вания северо-западного Пай-Хоя.
В основу работы положен фактический материал полевых экспедиций на хребте Пай-Хой, собранный автором (2012–2014 гг.) и дополненный материалом, предоставленным ЗАО «Поляргео» (г. Санкт-Петербург) и сотрудниками лаборатории петрографии К. В. Куликовой, А. А. Соболевой, О. В. Удо-ратиной.
В процессе исследований автором изучены более 400 петрографических шлифов, обработаны результаты 200 силикатных анализов, 64 определений элементов-примесей, 4 определений изотопного состава Sm-Nd, данных 32 минералогических анализов и сделано одно определение возраста U-Pb методом.
Методика исследований. При выполнении работы использованы методы оптической и электронной микроскопии, изотопного датирования. Петрографические шлифы были сделаны сотрудниками шлифовальной мастерской ИГ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар). Содержания породообразующих оксидов в породах определялись классическим химическим методом в ЦКП «Геонаука» ИГ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар). Концентрации редких и рассеянных элементов изучались методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ISP-MS) во Всероссийском научно-исследовательском геологическом институте им. А. П. Карпинского (ВСЕГЕИ) и в Институте геологии рудных
месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук (ИГЕМ РАН). Определения U-Pb изотопного возраста цирконов проведены с помощью установки лазерной абляции UP-213 (NewVawe Research) и одноколлекторного магнитно-секторного масс-спектрометра с индуктивно-связанной плазмой Element XR (LA-ICP-MS метод) в лаборатории физических методов анализа ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ) В. Б. Хубановым. Для интерпретации результатов использовался модуль Isoplot 4.15 для программы MS Excel. Микрозондовый анализ проводился на спектральном электронном микроскопе Tescan Vega 3 LMH с эдс X-MAX 50mm Oxford Instruments в ИГ Коми НЦ УрО РАН (г. Сыктывкар) С. С. Шевчуком. Определения изотопного состава Sm-Nd проведены в Институте геологии и геохронологии докембрия Российской академии наук (ИГГД РАН) (аналитик В. М. Саватенков). Для обработки данных химического состава пород и минералов применялась программа MS Excel 2007.
Целью работы является выявление условий петрогенезиса и реконструкция палеогеодинамической обстановки формирования магматических образований северо-западного Пай-Хоя в позднем докембрии на основе синтеза геологических, петрографических, минералогических и петрогеохимических данных.
В процессе исследования позднедокембрийских магматических образований северо-западного Пай-Хоя ставились следующие задачи :
1 . Изучение петрографического состава пород.
2. Исследование особенностей минерального состава пород.
-
. Петрогеохимическая характеристика пород.
-
. Выявление петрогенетических факторов, обусловивших особенности состава пород.
5. Установление палеогеодинамической обстановки формирования изучаемых комплексов.
6 . Применение U–Pb датирования детритовых цирконов для уточнения стратиграфии района.
Научная новизна:
1 . Впервые проведены детальные геохимические и минералогические исследования позднедокембрийских вулканитов северо-западного Пай-Хоя, на основе которых выявлены критерии различия магматических пород соколь-нинской и морозовской свит, а также пород субвулканической и покровной фаций морозовской свиты.
2. Установлено, что позднедокембрийские вулканиты северо-западного Пай-Хоя формировались в надсубдукционной обстановке. Предложена палеогеодинамическая схема, согласно которой породы морозовской и соколь-нинской свит формировались в пределах двух палеоостровных дуг – поздне-рифейской Морозовской и позднерифейско-вендской Сокольнинской.
-
. В позднедокембрийских вулканитах северо-западного Пай-Хоя впервые выполнены определения изотопного состава неодима, на основе которых установлено, что расплавы, из которых формировались вулканические породы моро-зовской и сокольнинской свит, были образованы из единого мантийного резервуара.
-
. Впервые проведено U-Pb датирование детритовых цирконов из осадочных пород сокольнинской свиты, подтвердившее ее позднерифейско-вендский возраст.
Практическая ценность. Результаты исследований магматических образований северо-западного Пай-Хоя могут быть использованы при проведении геолого-съемочных работ для уточнения возрастного положения картируемых подразделений. Предложенный вариант реконструкции палеогеодинамических обстановок, с которыми обычно связано разнотипное оруденение, позволяет более целенаправленно ставить тематические работы по поиску полезных ископаемых.
Защищаемые положения:
1 . Позднедокембрийские магматические образования северо-западного Пай-Хоя формировались в островодужной надсубдукционной обстановке и обстановке задугового спрединга. Геологические, петрографические и пет-рогеохимические данные свидетельствуют о существовании двух пространственно разобщенных палеодуг. Породы морозовской свиты представляют собой фрагменты позднерифейской Морозовской палеоостровной дуги и области задугового спрединга, а вулканиты сокольнинской свиты являются реликтами более молодой Сокольнинской палеоостровной дуги рифейско-вендского возраста.
2. Низкотитанистые базальтоиды морозовской и сокольнинской свит образовались из сходных по составу верхнемантийных источников с примесью субдукционной компоненты при близких степенях частичного плавления. Высокотитанистые базальты морозовской свиты сформировались из более глубинного мантийного источника с примесью рециклированной компоненты.
3 . Фракционная кристаллизация являлась главным механизмом эволюции расплавов, из которых были сформированы магматические породы основного состава морозовской и сокольнинской свит.
Апробация работы и публикации. Полученные по теме диссертации данные и выводы изложены в 13 печатных работах, в том числе в 3 статьях в рецензируемых научных изданиях. Основные результаты исследований были представлены на XXII, XXIII и XXV научных конференциях «Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента» (г. Сыктывкар, 2013, 2014, 2016), I Всероссийской научной конференции студентов и аспирантов «Человек и окружающая среда» (г. Сыктывкар, 2013), XVI Геологическом съезде РК «Гео-
логия и минеральные ресурсы Европейского Северо-Востока России» (г. Сыктывкар, 2014), XXV молодежной научной конференции, посвященной 100-летию К. О. Кратца «Актуальные проблемы геологии докембрия, геофизики и геоэкологии» (Санкт-Петербург, 2014), минералогическом семинаре с международным участием «Проблемы и перспективы современной минералогии (Юшкинские чтения – 2014)» (Сыктывкар, 2014), V и VII Всероссийской школе молодых ученых «Экспериментальная минералогия, петрология и геохимия» (Черноголовка, 2014, 2016), XXVI и XXVII молодeжной научной школе-конференции, посвященной памяти члена-корреспондента АН СССР К. О. Кратца и академика РАН Ф. П. Митрофанова «Актуальные проблемы геологии докембрия, геофизики и геоэкологии» (Петрозаводск, 2015, Апатиты, 2016), XII Всероссийском Петрографическом совещании с участием зарубежных ученых «Петрография магматических и метаморфических горных пород» (Петрозаводск, 2015), Российском совещании «Минерально-сырьевые ресурсы арктических территорий Республики Коми и Ненецкого автономного округа» (Сыктывкар, 2015).
Структура и объем работы. Работа состоит из введения, 7 глав и заключения. Объем работы составляет 151 страницу, включая рисунки, таблицы и приложения. Список литературы состоит из 80 наименований.
Стратиграфия и геологическое строение докембрийских толщ
Возраст морозовской свиты принят как поздний рифей на основании полученных абсолютных значений возрастов детритовых цирконов 710 млн лет и хемостратиграфическим методом – 750–650 млн лет (Зархидзе и др., 2014 г., Кузнецов и др., 2016). Сокольнинская свита (RF3–Vsk) названа по мысу Соколий на побережье Карского моря (крайний северо-запад Югорского полуострова). Выделена А. М. Ивановой в 1957 г. с первичной интерпретацией возраста в диапазоне позднего кембрия – раннего ордовика. Типовые разрезы расположены в бассейнах рр. Каменка, Яркоцаяха (среднее-верхнее течение), Латаяха, Пэхардъяха, Нензатояха, в районе возвышенностей Морпипэ, Гряда 1, Сывыпэ и серии бугров на левобережье р. Черная. Обнаженность свиты крайне низкая и неравномерная. Перечисленные водотоки вскрывают породы близко к простиранию, водораздельные пространства заболочены (Зархидзе и др., 2014 г.).
Свита объединяет разнообразные вулканогенно-осадочные и терригенные породы и делится на две подсвиты. Нижняя подсвита представлена вулканогенно-осадочными образованиями, а верхняя (обнажается вдоль побережья на мысах Лакорсаля, Ярасаля, Пэхард, Соколий) – терригенным (флишоидным) комплексом осадков.
В низах разреза нижней подсвиты преобладают породы основные вулканиты и грубообломочные породы (вулканомиктовые конгломераты, гравелиты, песчаники), которые постепенно сменяются существенно терригенными отложениями с подчиненным количеством эффузивов среднего-кислого состава и их туфов.
Нижняя часть подсвиты представлена чередованием черных сланцев и темно-серых мелкозернистых вулканомиктовых песчаников, сменяющихся туфами основного-среднего состава и андезибазальтами. Основной объем нижней части свиты расположен в районе г. Морпипэ (т. н. 4482–4487, 4805, 4806, 4900–4904) и по левобережью р. Черная (т. н. 4807–4809, 4908–4909). Породы образуют грубое незакономерное чередование с мощностью отдельных слоев от первых метров до первых десятков метров. Выше по разрезу появляются терригенные породы с прослоями андезитов и риодацитов. Разрез вскрывается в среднем-верхнем течении р. Каменка (т. н. 4474, 4488–4490, 4800).
В среднем течении р. Яркоцаяха (т. н. 4430, 4726) установлен тектонический контакт между нижнесокольнинской подсвитой и морозовской свитой. Наблюдается протяженный (около 500 м) задернованный интервал, что в совокупности с фактом тектонизации пород основания разреза, свидетельствует о наличии разлома по контакту свит в данном районе (Зархидзе и др., 2014 г.).
На севере полосы выходов сокольнинских отложений они с угловым и стратиграфическим несогласием перекрываются глинистыми известняками средней подсвиты хенгурской свиты. На юге прослеживается тектонический контакт с нижнепалеозойскими породами. В центральтной части изученного района на отложених сокольнинской свиты с угловым и стратиграфическим несогласием залегают терригенные породы нижней подсвиты хенгурской свиты.
В верхней подсвите установлен позднерифейско-вендский комплекс микрофитолитов (Лямин и др., 1983 г.; Дембовский, 1989 г.). Возраст отложений свиты, исходя из полученных значений датирования детритовых цирконов, составляет 634.20–704.80 млн лет (Канева и др., 2015), U-Pb-датировок (SHRIMP-RG) магматических цирконов сокольнинских субвулканических образований – 630±14 млн лет (Зархидзе и др., 2014 г.), что соответствует поздему рифею – венду и согласуется с данными предшественников (Шляхов, 1968 г.).
В поле нижней подсвиты сокольнинской свиты на крайнем северо-западе пай-Хоя (р. Латаяха, ручей между мысами Пэхард и Соколий) расположены субвулканические тела кислого состава (RF3–Vsk).
Общая мощность сокольнинской свиты составляет 1800–2000 м (Лямин и др., 1983 г.).
Амдерминская свита (RF3–Vam). Названа по р. Амдерма (крайний север Пай-Хоя) и выделена А. М. Ивановой в 1957 г. с первичной интерпретацией среднекембрийского возраста толщи известняков с линзами кремней и прослоями глинистых сланцев (в нижней подсвите). Обнажается в восточной части Амдерминской антиклинали в виде полосы шириной до 6 км, протягивающейся субмеридионально от побережья лагуны Амдерма до верховий р. Хановейяха. Типовые разрезы расположены по берегу Амдерминской лагуны, рр. Крестовой, Пойма-Яга и левым притокам р. Амдермы.
Свита представлена карбонатными породами и разделяется на две подсвиты. Предшественниками (Шляхов и др., 1968 г.) было выделено три подсвиты, однако работами ЗАО «Поляргео» 2013 года установлено, что объединенные ранее в составе нижней подсвиты породы являются чередующимися блоками морозовских и амдерминских отложений в зоне принадвигового тектонического меланжа. Нижняя подсвита представлена однообразной толщей плитчатых слабослоистых углеродистых известняков, верхняя – органогенными массивными и слоистыми известняками (Зархидзе и др., 2014 г.). В поле развития нижнеамдерминских отложений близ восточной границы встречаются секущие тела долеритов тоинтинского гипабиссального комплекса. В бассейне р. Амдермы известняки вмещают эпигенетические рудные тела Амдерминского месторождения флюорита.
Строение свиты определяется как общей региональной структурой (восточное крыло антиклинория), так и наличием крупного дизъюнктива по западному контакту. Соответственно, западная часть выходов амдерминских отложений несет следы интенсивного тектонического воздействия. С вышележащей морозовской свитой контакты тектонические.
В ходе опытно-методических работ ПГО «Полярноуралгеология» в нижней подсвите был определен рифейский комплекс микрофоссилий (Лямин и др., 1983 г.).
Биостратиграфическая характеристика верхней подсвиты амдерминской свиты основывается на определениях онколитов и строматолитов, выполненных при геологосъемочных и тематических работах (Шляхов, 1968 г.; Забродин, Шляхова, 1970; Лямин, Терешко, 1983 г.; Дембовский, 1987 г.). Комплекс органических остатков соответствует позднерифейско-вендскому диапазону. В этот же интервал попадают и полученные U-Pb датировки детритовых цирконов ( 630 млн лет) из верхнеамдерминских песчаников и хемостратиграфические данные, показывающие интервал 650–580 млн лет из верхнеамдерминских песчаников. Однако в отчете ЗАО «Поляргео» возраст свиты условно принят как позднерифейский (Зархидзе и др., 2014).
Позднерифейский интрузивный магматизм
Цемент сложен агрегатом мелких зерен эпидот-клиноцоизита, чешуек хлорита, иголочек актинолита. Единичные маломощные (до 0.2 мм) прерывистые прожилки в туфах выполнены агрегатом карбоната. Кристаллолитокластические псефито-псаммитовые туфы андезибазальтового и трахиандезибазальтового состава (обр. 4919/2, 4920/1, 4920/4) на макроуровне представляют собой породы зеленовато-серого цвета с обломками зерен минералов и пород псефито-псаммитовой размерности. Структура туфов кристаллолитокластическая псефито-псаммитовая, текстура – обломочная, ориентированная. Порода метаморфизована в условиях зеленосланцевой фации, но сохранила вполне отчетливое обломочное строение и состоит из пирокластического материала, представленного обломками вулканитов среднего?-основного состава (70 об. %), кристаллокластическим материалом (20–30 об. %) и цементом (30 об. %), близким по составу литокластам.
Обломки вулканических пород среднего?-основного состава однонаправлено ориентированы, они изометрично-вытянутой и угловатой формы, имеют размеры 1.2– 2.0 мм. Породы порфирового строения состоит из вкрапленников плагиоклаза, менее многочисленных вкрапленников клинопироксена и редких зерен акцессорного рудного минерала, погруженных в основную массу. Вкрапленники плагиоклаза имеют таблитчатую форму, размеры 0.4–1.6 мм, деформированы, альбитизированы и слабо соссюритизированы. Вкрапленники клинопироксена короткопризматической формы и размером 0.3–1.1 мм, редко деформированы и хлоритизированы. Зерна акцессорного рудного минерала иногда заключены в фенокристаллах клинопироксена, размер их составляет 0.1–0.3 мм. Основная масса имеет реликтовую интерсертальную, микролитовую, гиалопилитовую структуру и выполнена очень тонким бластическим агрегатом альбита, хлорита, землистым агрегатом эпидота и лейкоксена.
Кристаллокластический материал представлен в основном сохранившими таблитчатую форму зернами измененного плагиоклаза (размер 0.6–1.6 мм) и их сростками, а также дроблеными зернами незначительно хлоритизированного клинопироксена (размер 0.9–2.0 мм). Цемент сложен мелкими зернами эпидота, чешуйками хлорита и серицита, выделениями. Особенности строения кристаллолитокластических псефито псаммитовых туфов андезибазальтового и трахиандезибазальтового состава морозовской свиты: «А» – кристаллокласты клинопироксена и плагиоклаза. «Б» – литокласт базальта угловатой формы. Фото с анализатором (А) и без анализатора (Б). Литокластические псефито-псаммитовые туфы андезитового состава (обр. 4828, 4026/1) на макроуровне имеют светло-серовато-зеленый цвет. Структура пород литокластическая псефито-псаммитовая. Текстура ориентированная, слоистая. Порода метаморфизована, подверглась слабой карбонатизации, но сохранила обломочное строение и состоит из пирокластического материала (60 об. %) и цемента (40 об. %). Пирокластический материал представлен литокластами кислого и среднего составов. Обломки метаморфизованных вулканических пород кислого состава имеют редкопорфировое строение. Врапленники представлены нацело серицитизированным плагиоклазом, в единичных случаях кварцем. Основная масса сложена бластическим серицит-кварц-альбитовым агрегатом и сохраняет реликтовую микрофельзитовую структуру. Обломки вулканитов среднего состава имеют порфировое строение. Вкрапленники представлены альбитизированным и серицитизированным плагиоклазом. Основная масса сохранила отчетливое реликтовое пилотакситовое строение и состоит из обильного ориентированного или беспорядочно расположенного агрегата лейст серицитизированного плагиоклаза, агрегата хлорита и лейкоксена.
Литокласты имеют овальную, почти изометричную или угловато-овальную, уплощенную форму, обычно с ровными или извилистыми очертаниями и, плотно прилегая друг к другу, иногда обнаруживают сочленения. Размерность обломков псаммитовая (0.2–2.0 мм), и в несколько меньшем количестве, крупно-мелкопсефитовая (2–13 мм).
Неоднородность распределения в породах обломочного материала по гранулометрическому составу определяет их градационную слоистость, которая совпадает с однонаправлено ориентированным расположением обломков.
Обломки в большинстве своем плотно прилегает друг к другу и по их границам отмечаются тончайшие скопления землистого агрегата эпидота и лейкоксена с хлоритом, серицитом и альбитом, являющиеся предположительно разложенным и перекристаллизованным пепловым материалом. Слабая карбонатизация пород выражается в развитии разнозернистого агрегата карбоната, как по границам обломков, так и по самим обломкам. Цемент сложен вторичными минералами – эпидотом, хлоритом, серицитом, альбитом. Кристаллолитокластические псефито-псаммитовый туфы риодацитового состава (обр. 2737–01) – это слегка рассланцованные темно-серые породы, содержащие заметные овальные и уплощенно-овальные литокласты бордового и розового цвета с нечеткими ограничениями. Структура кристаллолитокластическая, псефито-псаммитовая. Текстура ориентированная, обломочная, сланцеватая. Порода метаморфизована, но сохранила как вполне отчетливое, так и едва заметное обломочное строение и состоит из однонаправлено ориентированного ювенильного пирокластического материала (80–90 об. %) и цемента (10–20 об. %). Пирокластический материал представлен литокластами (70–80 об. %) и кристаллокластами (20–30 об. %).
Минералогическая характеристика магматических образований
Породы метаморфизованы и состоят из вкрапленников (30–35 об. %) и основной массы (65–70 об. %).
Вкрапленники представлены измененным плагиоклазом, и незначительным количеством хлоритизированного темноцветного минерала. Плагиоклаз во вкрапленниках представлен альбитом с двойниковым полисинтетическим строением, его зерна часто пелитизированы и замутнены. Вкрапленники равномерно рассеяны по породе, нередко образуют плотные, кучные скопления и сростки. Форма их таблитчатая и широкотаблитчатая. По размеру выделяется несколько генераций вкрапленников – 0.2–0.5 мм, 0.8–1.4 мм и до 2.4 мм. Вкрапленники темноцветного минерала рассеяны по породе, иногда образуют скопления и имеют размеры 0.2–1 мм и призматическую форму. Они нацело псевдоморфно замещаются тонкочешуйчатым агрегатом хлорита, иногда карбоната.
Редкие зерна апатита размером 0.05–0.2 мм, рассеянные в основной массе, имеют призматическую или короткопризматическую форму. Иногда ассоциируют с рудным минералом, образуя с ним общие скопления, порой заключены в фенокристаллах темноцветного минерала и плагиоклаза. Отмечается присутствие редких зерен титанита размером 0.05–0.2 мм. Основная масса в результате метаморфизма зеленосланцевой фации перекристаллизована, имеет кварц-полевошпатовый состав с небольшим количеством хлорита, сгусточками лейкоксена.
Особенности строения дацитов и трахидацитов сокольнинской свиты. «А» – таблитчатые вкрапленники альбитизированного и пелитизированного плагиоклаза. «Б» – перекристаллизованная основная масса кварц-полевошпатового состава. Фото с анализатором (А, Б). Риодациты (обр. 4025/2) имеют сериально-гломеропорфировую структуру, лепидогранобластовую, с элементами реликтовой пилотакситовой, структуру основной массы и ориентированную, сланцеватую текстуру.
Порода метаморфизована, но сохранила реликтовое сериально гломеропорфировое строение и состоит из вкрапленников измененного плагиоклаза (5 об. %), и основной массы.
Вкрапленники плагиоклаза равномерно рассеяны по породе или образуют скопления. Они имеют лейстовидную или таблитчатую форму, размеры 0.1–1.0 мм, иногда до 2 мм, покрыты сетью трещин. Плагиоклаз альбитизирован и серицитизирован.
Идиоморфные и субидиоморфные зерна акцессорных минералов – апатита и рудного минерала (0.05–0.2 мм) равномерно распределены по породе. Основная масса состоит из микролитов измененного плагиоклаза, подчеркивающих реликтовую пилотакситовую структуру, и тонкозернистого бластического, агрегата альбита, серицита, хлорита и титанита.
Карбонат, являющийся вероятнее всего продуктом изохимического изменения породы, иногда участвует в частичном замещении фенокристаллов плагиоклаза, развивается в виде тонкозернистого агрегата в основной массе и участвует, нередко вместе с агрегатом хлорита, в выполнении трещин. Литокристаллокластические псефито-псаммитовые туфы трахибазальтового и базальтового составов (обр. 4038/11, 4038/12, 4038/13) на макроуровне представляют собой породы зеленовато-серого, серовато-зеленого цвета, с обломками пород и зерен минералов. Структура пород литокристаллокластическая псефито-псаммитовая и псаммо-псефитовая. Текстура ориентированная. Порода метаморфизована, заметно карбонатизирована, но сохранила обломочное строение и состоит из крупно-среднеобломочного однородного по составу пирокластического материала (80–90 об. %) и цемента (10–20 об. %). В единичных или знаковых количествах присутствуют обломки вулканических пород кислого состава и редкие фенокристаллы кварца.
Пирокластический материал представлен кристаллокластическим (60–70 об. %) и литокластическим (30–40 об. %) материалом. Обломки пород однонаправлено ориентированы, имеют овальную и уплощенно овальную форму, обычно нечеткие или извилистые ограничения. Размерность их псаммитовая (0.2–2.0 мм) и, значительно реже, псефитовая (3–6 мм и до 14 мм). Они сложены порфировыми вулканическими породами основного состава, содержащимисодержат вкрапленники альбитизированного плагиоклаза и единичные вкрапленники клинопироксена. Основная масса разложена и перекристаллизована с образованием микрозернистого бластического агрегата зерен эпидот-клиноцоизита, альбита, чешуек хлорита и иголочек актинолита. Иногда прослеживаются элементы реликтовой гиалопилитовой и микролитовой структуры.
Очень редко в туфах встречаются обломки афировых вулканитов кислого состава породы перекристаллизованы, с образованием микрозернистого бластического кварц-альбитового агрегата с небольшим количеством хлорита.
Кристаллокласты псаммитовой размерности (0.2–1.5 мм) представлены таблитчатыми зернами альбитизированного, серицитизированного и иногда частично карбонатизированного плагиоклаза и менее многочисленными призматическими, короткопризматическими зернами клинопироксена, частично хлоритизированного.
Цемент сложен тонко-микрозернистым агрегатом эпидот-клиноцоизита, хлорита, актинолита и лейкоксена, образовавшимся, вероятно, в результате разложения тонкого туфового материала. Карбонат развивается по границам обломков, искажая их форму.
Геохимическая характеристика магматических образований
Для вулканитов устанавливается калиево-натриевый и натриевый типы щелочности (K2O/Na2O – 0.01–1.81) (рис. 4.9). Большая часть пород являются умереннокалиевыми, однако, отмечаются как низко-, так и высокалиевые разности(рис. 4.10). Вулканиты относятся к низко- и высокоглиноземистым (Al2O3 – 10.22–20.85 мас. %) и весьма- и умеренно низкотитанистым породам (TiO2 – 0.33–0.79 мас. %, в нескольких образцах –0,97–1.1 мас. %) (рис. 4.11).
На диаграмме (Na2O+K2O)–SiO2 составы субвулканических пород сокольнинской свиты попадают в область серии нормальной щелочности (рис. 4.8). Для пород характерен преимущественно натриевый тип щелочности (K2O/Na2O – 0.21–0.88) (рис. 4.9). По содержанию K2O подавляющая часть субвулканических образований относится к умеренно- и высококалиевым (рис. 4.10), а по концентрациям Al2O3 (10.72– 16.31 мас. %) и TiO2 (0.33–0.57 мас. %) породы являются низко- и высокоглиноземистыми и весьма низкотитанистыми (рис. 4.11).
На диаграммах А. Харкера (Harker, 1909) фигуративные точки составов вулканитов морозовской и сокольнинской свит образуют тренды, иллюстрирующие возрастание содержаний SiO2 и Al2O3 и снижение FeO и СаО с падением в породах концентрации MgO. Такие закономерности свидетельствуют о том, что рассматриваемые серии пород формировались при кристаллизационной дифференциации, являющейся одним из главных процессов в эволюции магматических пород. Закономерное снижение содержаний в породах FeO, СаО и MgO в ходе дифференциации предполагает фракционирование клинопироксена (Гибшер и др., 1997), что подтверждается наличием порфировых вкрапленников этого минерала в изученных породах. Концентрации P2O5, TiO2, K2O остаются практически неизменными, с ростом MgO, а содержания Nb, Th, Sm и La снижаются (рис 4.12).
Высокотитанистые базальтоиды морозовской свиты значительно отличаются от по составу от вулканитов основной площади развития морозовской свиты более высокой титанистостью и ростом железистости и снижением концентрации CaO при уменьшении магнезиальности пород (рис. 4.12). Такой характер кристаллизационной дифференциации, с обогащением остаточного расплава железом, известен как феннеровский тренд (Fenner, 1929). Для сравнения на диаграммы А. Харкера нанесены фигуративные точки составов субвулканических образований морозовской и сокольнинской свит (рис. 4.12).
Характерной особенностью субвулканических образований морозовской свиты является незначительно повышенное содержание MgO. В целом точки составов образуют единый тренд с породами морозовской свиты, что может свидетельствовать об их комагматичности. Содержания TiO2 и Al2O3 повышаются, а концентрации СаО и FeO убывают с уменьшением значения MgO.
Среди низкотитанистых разностей морозовской свиты прослеживаются типы от высокомагнезиальных базальтов до высокоглиноземистых. Характер распределения породообразующих оксидов схож с таковым для природных составов Ключевского вулкана и трендов, моделирующих для этого вулкана декомпрессионное фракционирование в водной системе (Арискин, 2000). Точки составов субвулканических образований сокольнинской свиты практически на всех диаграммах Харкера образуют нулевые тренды, параллельные оси MgO. Исключение составляют Al2O3 и Na2O, для которых отмечается рост концентраций при уменьшении MgO.
Диаграммы А. Харкера (по: Harker, 1909) для вулканитов морозовской и сокольнинской свит. Условные обозначения: 1 – субвулканические образования морозовской свиты, 2–3 – покровные вулканиты морозовской свиты: 2 – низкотитанистые и 3 – высокотитанистые; 4 – субвулканические образования сокольнинской свиты, 5 – покровные вулканиты сокольнинской свиты.
При фракционной кристаллизации концентрации когерентных элементов, таких как хром и никель, входящих при кристаллизации в оливин, ортопироксен и клинопироксен, уменьшаются с увеличением степени дифференциации расплава, а содержания когерентных, например циркония и гафния, накапливаются. Несовместимые элементы V и Ti показывают разные тренды: отрицательный и положительный соответственно. Их раздельное поведение отражает появление самостоятельной фазы титана. Такое поведение элементов при фракционной кристаллизации было показано для природных и модельных составов Ключевского вулкана (Арискин, 2000). Эта тенденция четко прослеживается в низкотитанистых базальтах и субвулканических образованиях морозовской свиты и в вулканитах сокольнинской свиты (рис. 4.13). Различий в поведении элементов в высокотитанистых базальтах морозовской свиты не наблюдается.
На диаграмме AFM фигуративные точки составов базальтоидов морозовской и сокольнинской свит попадают в область составов пород известково-щелочных серий (рис. 4.14). Высокотитанистые вулканиты морозовской свиты принадлежат толеитовой серии.
Диаграмма AFM [(Na2O+K2O)–FeO –MgO] для вулканических пород сокольнинской и морозовской свит. Граница толеитовой и известково-щелочной серий по Х. Куно (по: Kuno, 1968). Условные обозначения на рис. 4.12.
Пересчет анализов базальтоидов на нормативный минеральный состав по методу CIPW (приложение 8) показал следующее. В нормативном составе субвулканических образований морозовской свиты, а также в преобладающей части проб из ее покровов присутствует оливин (2.98 – 24.1 мас. % и 0.7 – 20.6 % соответственно). В единичных составах совместно с оливином (17.9 – 11.8 мас. %) выявлен нефелин (0.58 – 6.14 мас. %). Отличающиеся высоким содержанием титана базальтоиды морозовской свиты блока Нядэйпэ-Няруйпэ содержат в нормативном составе кварц (0.22 – 4.44 мас. %) и гиперстен (10.78 – 27.19 мас. %), что позволяет отнести их к пересыщенным толеитам. В базальтоидах сокольнинской свиты также отмечаются нормативные кварц (2.44 – 20.25 мас. %) и гиперстен (5.47 – 29.52 мас. %), но в других соотношениях с нормативными плагиоклазом и клинопироксеном (рис. 4.14).
Таким образом, нормативные пересчеты по методу CIPW показали, что низкотитанистые базальтоиды морозовской свиты являются недосыщенными кремнеземом оливин-нормативными, а высокотитанистые вулканиты блока Нядэйпэ-Няруйпэ – кварц-нормативными породами. Базальтоиды сокольнинской свиты относятся к кварц-нормативным составам.