Содержание к диссертации
Введение
1. Размещение палеозойских интрузивов 9
1.1. Шарыжалгайский блок 10
1.2. Окинская зона 11
2. Граница докембрия-кембрия - задойский щелочно- ультраосновной массив шарыжалгайского блока 14
2.1. Геологическая характеристика 14
2.2. Химический состав пород 16
2.2.1. Петрогенные оксиды 16
2.2.2. Геохимическая характеристика 18
2.3. Возраст массива 24
2.4. Rb-Sr - изотопная систематика и геохимическая эволюция 25
2.4.1. Источники рудных клинопироксенитов 28
2.4.2. Источники ийолитов, нефелиновых сиенитов и карбонатитов 30
2.4.3. Вероятные соотношения между источниками 32
3. Палеозойские субщелочные, щелочные и литий-фтористые гранитоидные массивы окинскои зоны 35
3.1. Геологическая характеристика массивов 35
3.1.1. Хуша-Гол - Билютинская интрузивная цепочка 35
3.1.2. Самсал - Хоньчинская интрузивная цепочка 43
3.2. Химический состав пород 45
3.2.1. Петрогенные оксиды, Rb и Sr 45
3.2.2. Геохимическая характеристика 51
3.3. Последовательность интрузивного магматизма 54
3.4. Развитие палеозойского магматизма Окинской зоны 65
3.4.1. Возрастные сопоставления 65
3.4.2. Структурный контроль магматизма и соотношения с метаморфическими событиями 67
3.4.3. Источники субщелочного, щелочного и литий-фтористого гранитоидного магматизма Окинской зоны 70
4. Сопоставления палеозойского магматизма шарыжалгаиского блока и окинской зоны с развитием мезозойского магматизма сино-корейского кратона как тектонотипа утоненной кратонной литосферы 79
Заключение 84
- Химический состав пород
- Rb-Sr - изотопная систематика и геохимическая эволюция
- Химический состав пород
- Развитие палеозойского магматизма Окинской зоны
Введение к работе
Актуальность работы. Щелочной магматизм развивался, начиная с рубежа архея и протерозоя 2,5-2,7 млрд. лет назад, когда образовались обогащенные редкими элементами мантийные источники, и резко активизировалось взаимодействие коры и мантии. В процессе эволюции Земли роль щелочного магматизма увеличивалась, особенно начиная с -700 млн лет назад [Когарко, 2001]. Представляет интерес изучение характера пространственно-временной эволюции магматизма в блоках раннего докембрия, служивших в качестве ядер древних кратонов. Изучение магматизма с позиций соотношений мантийных и коровых компонентов в магматических расплавах открывает возможность представить эволюцию глубинных процессов в случае переработки блоков раннего докембрия либо показать характер развития процессов на границах таких блоков при сохранении стабильности древних кратонов. Центральная Азия служила ареной мощнейшего палеозойского магматизма, сопровождавшего субдукционные и коллизионные процессы [Федоровский и др., 1995; Ярмолюк и др., 1997; Владимиров и др., 1999; Гордиенко, 2003 и др.]. Кратонный фундамент Сибирской платформы мог быть потенциально вовлечен в переработку. В качестве критерия оценки его стабильности должен служить характер развития магматизма на его окраине и в сопредельных складчатых структурах.
Один из дискуссионных вопросов современной петрологии - происхождение щелочно-ультраосновных комплексов с карбонатитами. Высокая щелочность пород массивов часто рассматривалась как результат их вторичной метасоматической переработки. Развивалась гипотеза об образовании щелочно-ультраосновной формации при эволюции ультраосновных магматических расплавов как производных особых мантийных источников. Щелочно-ультраосновные породы и карбонатиты рассматривались как производные источников, генетически не связанных между собой. Пространственное совмещение щелочных пород и карбонатитов с ультрабазитами считалось случайным [Бородин, 1961; 1965 и др.]. Допускалось образование карбонатитов в гидротермально-флюидных системах [Фролов, 1975; Булах, Иванников, 1984]. Важнейшим аргументом в пользу магматического происхождения карбонатитов явилось непосредственное наблюдение извержения карбонатитовой лавы вулкана Ол-Доиньо-Ленгаи [Доусон, 1983]. Тем не менее, при изучении интрузивных фаций щелочно-ультраосновных комплексов неизбежно возникает проблема их двойственной природы. Проблема двойственного (мантийного и корового) происхождения существует и для щелочных гранитоидов [Barbarin, 1999; Коваленко и др., 2000; Scaillet, MacDonald, 2001].
Цель работы - изучить характер смены щелочно-ультраосновного, щелочного, субщелочного и литий-фтористого гранитоидного магматизма на границе докембрия-кембрия и в палеозое на примере ключевых интрузивных массивов территорий раннедокембрийского Шарыжалгайского блока и сопредельной Окинской структурно-формационной зоны.
Основные задачи:
Определить возраст массивов радиоизотопными методами.
Изучить вариации химического состава пород и их характеристики в Rb-Sr-изотопной системе.
Исследовать пространственно-временные вариации компонентов мантии и коры в магматических расплавах по изотопным и микроэлементным данным.
Защищаемые положения:
На границе докембрия-кембрия, 548 млн лет назад, в Шарыжалгайском блоке внедрился Задойский щелочно-ультраосновной массив. Его геохимическая эволюция от рудных клинопироксенитов через ийолиты к нефелиновым сиенитам и карбонатитам заключалась в смене обедненного материала из аномальных мантийных источников материалом подлитосферной конвектирующей мантии. Аномальные мантийные источники были подобны источникам вулканических пород из зоны конвергенции Тихоокеанской и Евразиатской плит и внутренней части Африканской плиты.
В Окинской зоне палеозойский субщелочной, щелочной и литий-фтористый гранитоидный магматизм проявился в Хуша-Гол-Билютинской и Самсал-Хоньчинской интрузивных цепочках, соответственно 517-319 и 307-261 млн лет назад. Различаются магматические тела, сложенные 1) дифференциатами, эволюционировавшими с повышением Rb/Sr непосредственно от состава источника, 2) дифференциатами с более высоким Rb/Sr по сравнению с отношением в источнике и 3) дифференциатами и порциями выплавок из геохимически неоднородных источников с варьирующим Rb/Sr.
Шарыжалгайский кратонный блок и сопредельная часть Окинской зоны характеризовались направленным развитием палеозойского магматизма от мантийного к преимущественно коровому. Щелочнобазальтовый мантийный магматизм, подобный магматизму, сопровождавшему утонение литосферы Сино-Корейского кратона, распространился на рассматриваемой территории только в позднем кайнозое.
Научная новизна. Впервые реконструирована последовательность развития щелочного магматизма в Шарыжалгайском блоке и сопредельной части Окинской зоны. Предложена геохимическая модель эволюции щелочно-ультраосновного магматизма в Задойском массиве. Установлено, что субщелочной, щелочной и литий-фтористый гранитоидный магматизм в Окинской зоне был сосредоточен в Хуша-Гол-Билютинской и
v Самсал-Хоньчинской интрузивных цепочках. По соотношению Rb/Sr в интрузивных породах и их источниках выявлены принципиальные различия петрогенезиса субщелочных, литий-фтористых и щелочных гранитоидов. Первые представляли собой дифференциаты,
1 эволюционировавшие от состава источника, претерпевшего высокую степень плавления. Вторые также были дифференциатами, но с геохимическими характеристиками, существенно отличавшимися от характеристик источника. Третьи включали дифференциаты и порции выплавок из геохимически неоднородных источников. Выявлена направленная смена магматизма в интервале с 548 до 261 млн лет назад от мантийного (доаккреционного)
О к коровому (послеаккреционному). Показано, что заключительный мантийный магматизм в
Шарыжалгайском кратонном блоке проявился на рубеже докембрия-кембрия и в
дальнейшем не возобновлялся. Этот блок оставался стабильным в отношении магматических
' процессов в течение всего палеозоя, хотя в сопредельной Окинской структурно-
формационной зоне проявлялась высокая магматическая активность.
Практическая значимость работы. Результаты геохронологических и геохимических исследований использованы для обоснования легенды Восточно-Саянской серии геологических карт.
Фактический материал и методика исследований. Диссертационная работа выполнена в лаборатории изотопии и геохронологии Института земной коры СО РАН. Для территории Восточного Саяна обрабатывалась коллекция образцов щелочных и субщелочных пород, собранная в 1999-2000 гг. в рамках выполнения совместных работ с Окинской партией ГФУП "Бурятгеоцентр". Для Задойского массива частично использовались образцы из коллекции А.А. Конева, а для Бото-Гольского и Хуша-Гольского массивов - из коллекции Ю. В. Меньшагина. Петрогенные оксиды определялись классическим методом «мокрой химии» в аналитическом центре Института земной коры СО РАН (аналитики: Г.В. Бондарева и М.М. Смагунова) и в химической лаборатории Бурятгеолкома. Содержания лития и фтора измерялись в аналитическом центре Института земной коры (аналитики: Сизых Ю.И., Колтунова Е.Г. и Царева Н.Ю.) Химическая
подготовка проб для элементного анализа методом ICP-MS осуществлялась М.Е. Марковой в лаборатории изотопии и геохронологии. Использовалась вода, очищенная на установке системы Milli-Q. Кислоты типа ОСЧ очищались в изотермических тефлоновых перегонках. Измерения проводились в Иркутском центре коллективного пользования на масс-спектрометре VG Plasmaquad PQ2+ (съемка В.И. Ложкина и Е.П. Чебыкина, расчеты Т.А. Ясныгиной). Химическая подготовка проб для изотопного анализа стронция проводилась Е.В. Сараниной. Материал разлагался на воздухе в тефлоновой посуде смесью концентрированных плавиковой и азотной кислот. Стронций вьщелялся на хроматографических колонках с внутренним диаметром 8 мм, заполненных 5 см3 смолы Dowex 50x8 крупностью 200-400 меш. В качестве элюента использовалась 2 N соляная кислота. Концентрации Rb и Sr в пробах определялись методом изотопного разбавления. Изотопные отношения стронция и его концентрации в пробах с трассером определялись М.Н. Масловской в ходе одного анализа на масс-спектрометре «Finnigan МАТ 262» в Иркутском центре коллективного пользования. В период измерений средние значения изотопного стандарта стронция NBS SRM 987 составили 0,7102810,00002. Изотопные отношения 87Rb/85Rb в пробах с трассером измерялись на масс-спектрометре МИ-1201ТМ лаборатории изотопии и геохронологии. Расчеты возрастов проводились по программе "ISOPLOT". Использовалась константа распада 87Rb 1,42x10"" год"1. Датирование проводилось также К-Ar методом И.С. Брандтом и СБ. Брандтом по минералам с определением остаточного радиогенного аргона ступенчатым нагревом по оригинальной методике расчетов. Применялся метод 40Аг-39Аг со ступенчатым отжигом мономинеральных проб и измерениями на масс-спектрометре "Noblegas-5400" в аналитическом центре ОИГГиМ СО РАН (аналитик А.В. Травин) и на масс-спектрометре МАР-216 во Фламандском Свободном Университете Брюсселя (аналитик А.В. Иванов).
( Апробация работы и публикации. По теме диссертации опубликовано 8 работ, в
том числе 3 статьи в журналах. Две статьи направлены в печать. Результаты исследований
представлены на 5 российских конференциях.
Объем и структура работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и 8 приложений общим объемом 124 страницы машинописного текста. В ней содержатся 38 иллюстраций и список литературы из 176 наименований.
Автор благодарит за помощь в подготовке диссертации научного руководителя СВ. Рассказова и научного консультанта Г. Я Абрамовича, а также СБ. Брандта, И.С Брандта, М.Е. Маркову, М.Н. Масловскую, Е.И. Демонтерову, А.В. Иванова, Е.В. Саранину, Т.А. Ясныгину, М.А. Смагунову, Г.В. Бондареву, В.И. Ложкина, Е.П. Чебыкина, А.В. Травина за вклад в аналитические исследования. Особую благодарность автор выражает начальнику Окинской партии ГФУП «Бурятгеоцентр» В.Г. Скопинцеву и другим геологам, совместно с которыми проводились полевые исследования. При обработке материала и подготовке текста важную роль сыграли консультации А.А. Конева, Л.З. Резницкого и В.Г. Беличенко.
Химический состав пород
В рудных клинопироксенитах первой фазы сумма щелочей не превышает 1,6 мае. % при умеренных содержаниях MgO (8-11,6 мас. %), высоких содержаниях СаО (16-21 мае. %) и ТіСЬ (5-12 мас. %). Магматические жилы ийолитов и мельтейгитов второй фазы массива подобны по химическому составу эффузивным мелилититам. Жильные нефелиновые сиениты третьей фазы имеют высокощелочной состав (сумма щелочей 15-16 мае. %) и сопоставляются с фоидитами. Карбонатиты относятся к кальциевому типу с содержаниями СаО 54-56 мае. %, С02 39-42 мае. % (прил. 2.1). В перовскитовых клинопироксенитах с повышением магнезиальное содержания ТіОг увеличиваются, a FeO+FezCb снижаются. Максимальное содержание TiC»2 11,6 мас. % определено в наиболее магнезиальном перовскитовом клинопироксените (обр. 0). В менее магнезиальных перовскитовых клинопироксенитах содержание Ті02 снижается до 10,4 мае. %. Наиболее магнезиальный ильменитовый клинопироксенит (обр. 74) с содержанием 6,6 мас. с/с ТіОг. вместе с обр. 83 и 18 относится к группе магматических низкотитанистых ильменитовых клинопироксенитов. Содержания MgO в этой группе пород снижаются с повышением концентраций Ті02. На низкомагнезиальном окончании тренда ильменитовых клинопироксенитов находятся образцы, обогащенные фосфором, железом (апатит-титаномагнетитовый клинопироксенит, обр. 71) и титаном (обр. 51). Титанитовый клинопироксенит (обр. 39) отличается низкими концентрациями Ti02 (5 мас. %). Максимальные концентрации этого оксида (28,6 мае. %) определены в африкандите (обр. 165) (рис. 2.2).
Содержание Si02 в перовскитовых клинопироксенитах не превышает 30,5 мае. % при минимуме в африкандите 10,6 мас. %, а в ильменитовых клинопироксенитах варьирует от 31,8 до 37,3 мае. % (прил. 2.1). Исключение составляет образец 68 ильменитового клинопироксенита с содержанием кремнезема 28 мае. %. Он располагается на линии, соединяющей наиболее обогащенный кремнеземом клинопироксенит обр. 58 и обедненный кремнеземом состав обр. 71 (апатит-титаномагнетитовый клинопироксенит) (рис. 2.2, В). Геохимическая характеристика В рудных клинопироксенитах первой фазы Задойского массива основные минералы, концентрирующие редкие земли, - перовскит и апатит. На примере магматических и метасоматических щелочных пород Юго-Западной Уганды (рис. 2.3, Б) можно видеть существенные отклонения от линии равных концентраций La и Се в различных Задойский массив - 1 pvs-lap, обр. 6-6; 2-4 — ксенолиты из щелочных лав Юго-Западной Уганды:: 2pvs-2ap - магматический парагенезис бескарбонатных клинопироксенитов; 3pvs-3ap - магматический парагенезис в карбонатных клинопироксенитах; 4pvs-4ap - то же, метасоматический парагенезис; 5-6 - вмещающие вулканические породы: 5pvs-5ap - парагенезис из лав оливиновых мелилититов; 6pvs-6ap — парагенезис из лав различного состава, включая кальсилит-нефелиновые криптопертиты. Вопросительным знаком помечены концентрации элементов ниже предела обнаружения. Сплошными линиями соединены составы сосуществующих минеральных фаз. По Юго-Западной Уганде использованы данные из работы [Lloyd et al., 1996]. Состав хондрита для нормирования [McDonough, Sun, 1995]. парагеиезисах этих минералов. Наиболее контрастное распределение легких редких земель свойственно минералам карбонатных клинопироксенитов. Если перовскит в таком магматическом парагенезисе содержит 2644-13051 мкг/г La и 2989-36280 мкг/г Се (3pvs), то в сосуществующем апатите концентрация La снижается до интервала 426-1706 мкг/г при концентрации Се 1964-3843 мкг/г (Зар). В перовските метасоматического парагенезиса концентрация La составляет 2644-3071 мкг/г при концентрации Се ниже предела обнаружения ( 420 мкг/г) (4pvs), а в апатите содержится 2985-6909 мкг/г La и 4697-9650 мкг/г Се (4ар). Соотношения La и Се, подобные магматическому парагенезису с карбонатом, наблюдаются в перовските и апатите из лав оливиновых мелилититов (5pvs-5ap), а метасоматическому парагенезису с карбонатом - в перовските и апатите из лав различного состава, включая кальсилит-нефелиновые криптопертиты (6pvs-6ap). Апатит из магматических клинопироксенитовых ксенолитов без карбонатов имеет промежуточные концентрации La и Се (2ар), более низкие по сравнению с концентрациями в сосуществующем перовските (2pvs).
В образце перовскитового клинопироксенита 6-6 Задонского массива концентрации редких земель в перовските в несколько раз превышают их концентрации в апатите (прил. 2.2), что в целом характерно для щелочных магматических пород [Lloyd et al., 1996]. На рис. 2.3, А нормированные к хондриту концентрации редких земель перовскита из этого образца обнаруживают положительную аномалию церия, а апатита - отрицательную. Соответственно, на рис. 2.3, Б перовскит располагается в поле составов выше линии (La/Cc)n=l, а апатит - ниже. Концентрации La и Се апатита явно отличаются от концентраций этих элементов в апатитах карбонатсодержащих парагенезисов и сопоставляются с концентрациями в апатитах ксенолитов магматических бескарбонатных клинопироксенитов (рис. 2.3, Б, В). Присутствие перовскита в клинопироксенитах выражается в их обогащении редкими землями по отношению к ильменитовым разновидностям пород. Максимальные содержания легких редких земель определены в обр. 1, а тяжелых - в обр. 31. Образцы 39 (титанитовый клинопироксенит) и 79 (ильменитовый клинопироксенит) имеют повышенные содержания редкоземельных элементов и пересекающиеся линии спектров (прил. 2.1, рис. 2.4 А, Б). Магнезиальные перовскитовые клинопироксениты (обр. 0 и 1) характеризуются более низкими концентрациями тяжелых редкоземельных элементов по сравнению с низкомагнезиальным перовскитовым клинопироксенитом (обр. 31) (рис. 2.4 А, В). Легкие редкоземельные элементы имеют обратные соотношения. В отличие от пересекающихся линий спектров редкоземельных элементов перовскитовых клинопироксенитов различной магнезиальное, для ильменитовых клинопироксенитов характерны субпараллельные редкоземельные спектры. Наиболее магнезиальный ильменитовый клинопироксенит (обр. 74) имеет низкие концентрации редких земель, а наименее магнезиальный (обр. 51) -повышенные. Апатит-титаномагнетитовый клинопироксенит (обр. 71) имеет промежуточную магнезиальность и концентрации редких земель (рис. 2.4, В). На диаграммах нормирования несовместимых элементов пород Задойского массива к составу недифференцированной мантии для сопоставления нанесен спектр базальтов океанических островов (OIB) (рис. 2.6). Рудные клинопироксениты имеют концентрации наиболее несовместимых элементов Cs-Rb-Ba и К на уровне и ниже концентраций ОШ. Концентрации Th-U, Nba и следующих за ними элементов находятся выше OIB. Такое ( резкое относительное смещение концентраций свидетельствует об обеднении мантийного - субстрата рудных клинопироксенитов наиболее несовместимыми элементами.
Обедненный характер перовскитовых клинопироксенитов отражается в низких концентрациях группы Cs-Rb-Ba породообразующих минералов - перовскита, пироксена и апатита. Распределение элементов средней части ряда несовместимых элементов от Th до Се, а также Рг и Sm в этих минералах различается. В пироксене их концентрации находятся приблизительно на уровне концентраций ОГО, а в перовските превышают их на два порядка. В апатите группа элементов от Th до Та занимает промежуточный уровень между группами Cs-Rb-Ba и La-Ce. Ступенчатый подъем концентраций обусловлен близкими геохимическими свойствами группы U-K-Nba, хорошо проявляющимися в океанических базальтах [Sun, McDonough, 1989]. Этот пример показывает, что ступенчатый переход в ряду несовместимости от группы Cs-Rb-Ba через Th и группу U-K-Nba к группе La-Ce не зависит от распределения элементов в перовските и клинопироксене, а контролируется присутствием апатита.
Rb-Sr - изотопная систематика и геохимическая эволюция
Содержание стронция в рудных клинопироксенитах превышает содержание рубидия на два порядка. Пересчеты на время становления массива 548 млн лет назад дают значения начальных отношений, отличающиеся от измеренных в среднем на 0,0003. Значения ЮООО/Sr и (87Sr/86Sr)o перовскитовых клинопироксенитов варьируют в узких диапазонах, соответственно от 10 до 14 и от 0,702469 до 0,70285. Максимальное изотопное отношение этой группы пород определено в обр. 6-6 по апатиту (рис. 2.8). Близкие начальные изотопные отношения в апатите, пироксене и перовските (прил. 2.4) свидетельствуют об их совместной кристаллизации. На рис. 2.8, Б перовскитовые клинопироксениты обозначены как состав ПК. Концентрации стронция в ильменитовых клинопироксенитах варьируют в более широком интервале при значениях (87Sr/86Sr)0=0,7030-0,7036. Точки нижнего предела указанного диапазона приближаются к значениям перовскитовых клинопироксенитов (составу ПК), а точки верхнего предела - к ийолитам и нефелиновым сиенитам (составу А). Часть ильменитовых клинопироксенитов с повышенными значениями 10000/Sr обозначена как состав ИК. Апатит -титаномагнетитовий клинопироксенит обр. 71 имеет промежуточное ( Sr/ Sr)0=0,702918 и в координатах рис. 2.8, Б находится на линии, соединяющей составы ПК и А. В ийолите и нефелиновом сиените определены близкие (87Sr/86Sr)0=0,704144 и 0,703462 при перекрывающихся диапазонах концентраций Sr (1240-2493 и 1013-1771 мкг/г). Вариации ЮООО/Sr в этих породах от состава А1 до состава А2 отражают процессы элементной дифференциации в изотопно-гомогенном источнике А (рис. 2.8, Б).
Концентрации стронция в карбонатитах на три порядка превышают концентрации рубидия, поэтому измеренные отношения изотопов стронция в этих породах соответствуют начальным отношениям (прил. 2.3). Изотопное отношение стронция в карбонатитах повышается от 0,7029 до 0,7034 с возрастанием ЮООО/Sr (снижением концентраций стронция от 16622 в обр. 23-6 до 4660 мкг/г в обр. ТА-5). Максимальное отношение 0,70403 измерено в карбонатите 71-ж, имеющем геохимические признаки вторичных преобразований и контаминации материалом архейской коры (повышенные концентрации калия, не свойственные карбонатитам (прил. 2.3)). На рис. 2.8, А совокупность точек неизмененных карбонатитов образует тренд смешения между двумя компонентами. Один из них -компонент К(А) - представлен карбонатитовым материалом, сопоставимым по изотопному отношению стронция с источником А. Другой - компонент К(ПК, ИК) - рассматривается как материал, производный источников перовскитовых и ильменитовых клинопироксенитов (рис. 2.8, Б).Локальность проявления щелочно-ультраосновного магматизма с карбонатитами в Задойском массиве и характер соотношений между породами его четырех фаз свидетельствуют о его образовании в ходе единого магматического процесса, развивавшегося в течение небольшого временного интервала. По пересечению жилами африкандитов ильменитовых клинопироксенитов первой фазы можно утверждать, что перовскитТсодержащие расплавы кристаллизовались позже ильменит содержащих. В то же время, нефелин-сиенитовые расплавы кристаллизовались в жильные пегматоидные и крупнозернистые породы благодаря термостатированиюв неостывшем теле перовскитовых клинопироксенитов, но быстро закаливались при тдаче тепла во вмещающую раму и ранее внедрившиеся ильменитовые клинопироксениты.
Направленная смена элементных отношений (рис. 2.7) и эволюция изотопного состава стронция в последовательности неизмененных магматических пород Задойского массива направлена от перовскитовых и ильменитовых клинопироксенитов (ПК и ИК) к ийолитам и нефелиновым сиенитам (составам источника А) и далее к карбонатитам (составам К(А)-К(ПК,ИК) (рис. 2.8). Ключевое значение в этой последовательности имеют переходы 1) от перовскитовых - ильменитовых клинопироксенитов к ийолитам - нефелиновым сиенитам и 2) от ийолитов - нефелиновых сиенитов к карбонатитам. 2.4.1. Источники перовскитовых и ильменитовых клинопироксенитов Увеличение (7Sr/ 6Sr)0 от перовскитовых клинопироксенитов к ийолитам и нефелиновым сиенитам может интерпретироваться как результат смешения материала с изотопными составами ПК (источник перовскитовых клинопироксенитов) и А (источник ийолитов и нефелиновых сиенитов). Промежуточный изотопный состав стронция в этом случае должен отражать результат такого смешения и выразиться в распределении точек вдоль прямой линии (или линий) между составами ПК и А (в диапазоне А1-А2). Точка низкомагнезиального ильменитового клинопироксенита обр. 51 находится в поле составов А1-А2 и вместе с точками перовскитовых и апатит-титаномагнетитовых клинопироксенитов приходится на линию смешения изотопов стронция ПК-А2. Значения ЮООО/Sr трех точек ильменитовых клинопироксенитов повышены, что свидетельствует об образовании, по крайней мере, этой группы составов из субстрата, отличающегося как от источника перовскитовых клинопироксенитов (ПК), так и источника ийолитов - нефелиновых сиенитов (А).
Выплавление ильменитовых и перовскитовых клинопироксенитов из разных источников следует из результатов микроэлементного моделирования, выполненного с использованием формулы CJCo = l/[Do+F(l-P)] [Shaw, 1970], где CL/CO - отношение концентрации элемента в расплаве и плавящемся материале, F - степень частичного плавления, Do и Р - объемные коэффициенты распределения: Do = 2 XiDi; Р = S MiDi, где Xi - пропорции минералов в плавящемся материале, Mi - пропорции минералов, вовлекающихся в плавление, Di - коэффициент распределения минерал-расплав (рис. 2.9, прил. 2.4). В качестве плавящегося материала рассчитаны составы гранатового перидотита с апатитом, ильменитом и перовскитом: оливин (70,9 %), ортопироксен (5 %), клинопироксен (7 %), гранат (7 %), апатит (0,1 %), ильменит (10 %) для ильменитовых клинопироксенитов, а для перовскитовых клинопироксенитов - оливин (44 %), ортопироксен (5 %), клинопироксен (5 %), гранат (10 %), апатит (15 %), перовскит (21 %). Серия ильменитовых клинопироксенитов образовалась при степенях частичного плавления от 3 до 0,1 %, а серия перовскитовых клинопироксенитов - при более высоких степенях порядка 10-20 %. Отдельные точки низкомагнезиальных жил перовскитовых и титанитовых клинопироксенитов смещены к составам со степенью частичного плавления в источнике порядка 70-80 %. В перовските существенно повышены концентрации Yb, а в апатите h/Га. Аномальное высокие содержания обеих минеральных фаз в таких породах как африкандиты, может объясняться обогащением порций расплава кристаллами перовскита и апатита в процессе малоглубинной кристаллизационной дифференциации. Для сравнения на рис. 2.9 нанесены поля кайнозойских высоко щелочных лав, излившихся на Африканском континенте (оливиновые мелилититы Южной Африки) [Rogers et al., 1992] и на островной дуге Юго-Западной Японии (мелилит-оливиновые нефелиниты Хамады) [Tatsumi et al., 1999]. Первые характеризуют глубинный высоко щелочной магматизм внутренней части Африканской плиты. Вторые излились около 6 млн лет назад в зоне конвергенции Тихоокеанской и Евразиатской плит из источника, располагавшегося над Тихоокеанским слэбом, погруженным на глубину 500-600 км. С высоко щелочными лавами зоны конвергенции на рис. 2.9 сопоставляются перовскитовые клинопироксениты Задойского массива. Сходство усиливается однотипными спектрами несовместимых элементов (рис. 2.10). Отличительная особенность мелилит-оливиновых нефелинитов Хамады - более низкое содержание ТіОг (в перовскитовых клинопироксенитах Задойского массива 10,4-11,6 мае. %,
Химический состав пород
Данные о вариациях химического состава щелочных сиенитов и гранитов четвертой и пятой фаз Хуша-Гольского и других массивов Хуша-Гол-Билютинской цепочки приведены на рис. 3.4-3.7 и в прил. 3.2. Эти диаграммы характеризуют в целом вариации состава пород возрастного интервала от среднего-позднего кембрия до начала позднего карбона. На отдельных диаграммах приводятся данные по породам более молодых позднекарбоново-пермских интрузивных тел Самсал-Хоньчинской цепочки. На диаграмме щелочи - кремнезем (рис. 3.4) щелочные сиениты и граниты Хуша-Гольского массива резко разделены между собой. Первые содержат 10-12 мае. % суммы щелочей при концентрациях БіОг 60-66 мас. %, а вторые - 8-9 мае. % суммы щелочей при концентрациях БіОг 71-75 мас. %. Фигуративное поле щелочных сиенитов находится между полями щелочных гранитов Хуша-Гольского массива и нефелиновых сиенитов Бото-Гольского штока. Гранитоиды трех фаз урикского комплекса показывают эволюцию от диоритов и габбро-диоритов (фаза 1) к полю субщелочных лейкогранитов (фазы 2 и 3). В поле субщелочных лейкогранитов находятся также породы Сахир-Шулутинского массива. В целом на рис. 3.4, А выделяются высоко щелочное и нормально щелочное направления, фокусирующиеся в поле субщелочных лейкогранитов. На рис. 3.4, Б в разновозрастных телах самсальского и хоньчинского комплексов выражено щелочное направление.
На вариационных диаграммах рис. 3.5-3.7 выделены особые составы щелочных сиенитов и гранитов Хуша-Гольского массива. Большинство щелочных гранитов имеет K2O/Na2O=0,8-J,0. В двух образцах (М-131-97 и М-132-97) определено низкое K20/Na20 (соответственно, 0,05 и 0,26). В натровых разновидностях щелочных гранитов рибекит отсутствует. Для них характерны крупные густо окрашенные в шлифах темно-зеленые порфировидные выделения эгирина, пойкилитово включающие многочисленные рассеянные таблички полисинтетически сдвойникованных зерен плагиоклаза, поэтому породы отнесены к эгирин-альбитовым гранитам. На рис. А: 1-2 - щелочные гранитоиды Хуша-Гольского массива четвертой (1) и пятой (2) фаз; 3 - нефелиновые сиениты Бото-Гольского штока; 4 - субщелочные граниты Билютинского массива и Даялыкского штока; 5 - биотитовые граниты Баргутэн-Сарьдагского массива; 6 - гранитоиды трех фаз Уншэн-Сарьдагского массива; 7 - Li-F гранитоиды Сахир-Шулутинского массива; на рис. Б: 8 - Li-F гранитоиды хоньчинского комплекса; 9 - гранитоиды трех фаз самсальского комплекса [Рассказов и др., 2003]. На рис. А штрих-пунктирными линиями выделена полоса щелочного направления пород Хуша-Гол-Билютинской интрузивной цепочки. I, II - линии, рекомендованные Петрографическим комитетом, для разделения серий высокой и умеренной, умеренной и нормальной щелочности, соответственно.
Щелочные сиениты имеют узкий диапазон K2O/Na2O=0,6-0,8 и по этому параметру могут рассматриваться как единая совокупность составов. Между тем, среди щелочных сиенитов имеются существенные геохимические вариации, выражающиеся в появлении составов с повышенными и пониженными концентрациями Rb, Sr и Nb (соответственно, 357-405 и 254-290, 17-31 и 4-5, 43-99 и 22-34 мкг/г). В группе с повышенным Rb (обозначенной как Rb!) в темноцветных минералах эгирин-авгит преобладает над рибекитом. Эти породы представляют фацию эгирин-авгитовых сиенитов четвертой фазы массива. Группа низкостронциевых сиенитов (обозначенная как Sr!) петрографически отличается резким преобладанием калишпата. Для сравнения с магматическими породами проанализирован обр. 122 окварцоваиного гранита. В шлифах можно видеть неоднородное распределение минеральных фаз, характерных для щелочных гранитов, погруженных в гранулированный кварцевый агрегат. Концентрация SiC 2 в породе составляет 86,51 мае. %. Она отличается низкими концентрациями Sr и Rb (соответственно, 2 и 171 мкг/г), а также других редких и рудных элементов, таких как Zr, Nb, Ва, U, редкие земли, Y, Zn, Mo, Ag и Sn. В интрузивах Окинской зоны КгОЛ О варьирует в широких пределах. Аномально низкое КгО/КагО, сопоставимое с отношением в натровых эгирин-альбитовых гранитах Хуша-Гольского массива, определено только в гранитах сопредельной с ним части Баргутэн-Сарьдагского массива (0,16-0,26). В петротипическом Уншэн-Сарьдагском массиве урикского комплекса КгО/ЫагО повышалось от первой фазы (0,3-0,6) через вторую фазу (1,1-1,5) к третьей (1,7-1,8). В доурикских нефелиновых сиенитах Бото-Гольского массива это отношение менялось от 0,8 до 2,2. Высокое КгОЛЧагО (1,5-1,7) определено и в доурикских субщелочных гранитах Билютинского массива и Даялыкского штока. В послеурикском Сахир-Шулутинском массиве КгОЛЧагО снизилось до интервала 0,7-1,2. В более поздних интрузивах Самсал-Хоньчинской цепочки наметилась продольная смена составов от менее калиевых хоньчинских даек (K2O/Na2O=0,6-0,9, в одном образце 1,2) к более калиевым самсальским гранитам (в фазах 1-3, соответственно, КгОЛМа20=1,1-1,3, 1,4-2,1 и 1,3-1,5).
Подобно щелочным сиенитам Хуша-Гольского массива, геохимическая эволюция гранитоидов Окинской зоны хорошо выражена в вариациях Sr и Rb. На диаграммах ковариаций этих элементов и Si02 (рис. 3.5, А) обозначено щелочное направление в виде полос, объединяющих ботогольские нефелиновые сиениты и породы четвертой и пятой фаз Хуша-Гольского массива. Концентрации Sr максимальны в ботогольских нефелиновых сиенитах и резко снижаются в породах четвертой и пятой фаз Хуша-Гольского массива. Породы урикского комплекса имеют умеренные концентрации Sr на уровне 100-400 мкг/г, но среди лейкогранитов третьей фазы выделяется группа пород с понижением концентраций до 15-20 мкг/г. Этот интервал приближается к интервалу щелочных гранитов и сиенитов Хуша-Гольского массива. В самсальском комплексе низкие концентрации Sr определены в породах возрастом 281 млн лет. В породах других возрастных генераций самсальского комплекса и в породах хоньчинского комплекса концентрации Sr выше. Содержания Rb возрастают от нефелиновых сиенитов Бото-Гольского массива через щелочные сиениты к щелочным гранитам Хуша-Гольского массива. В одном из образцов натровых эгирин-альбитовых гранитов массива определено низкое содержание Rb на уровне обычных гранитов.
Развитие палеозойского магматизма Окинской зоны
Палеозойские магматические события Окинской зоны согласуются по времени с магматическими событиями других зон Тувино-Монгольским массива и сопредельных территорий Центральной Азии. Весьма широким распространением пользуются ордовикские гранитоидные батолиты [Владимиров и др., 1999]. Средне-позднекембрийские и более ранние события изучены недостаточно, и их роль в геологическом развитии остается неопределенной. К силуру относятся гранитоиды огницкого комплекса Центрального Присаянья. Для литий-фтористых гранитов Хоройского массива и даек в пределах Бугульминского измерен Rb-Sr-изохропный возраст 404±5 млн лет при (87Sr/86Sr)0=0,7102±0,0004 [Костицын, Алтухов, 2000]. Для даек плюмазитовых гранитов Сангилена (Юго-Восточная Тува) получена Rb-Sr-изохрона 442±11 млн лет [Владимиров и др., 2000]. Эти возраста совпадают с датировками Li-F гранитоидов Сахир-Шулутинского массива 405±5 млн лет и 440±10 млн лет [Рассказов и др., 2001]. В Хамсаринской структурно-формационной зоне Северо-Восточной Тувы имеются также более ранние щелочные граниты с Rb-Sr-изохронным возрастом 454,6±1,4 млн лет [Костицын и др., 1998]. Они приближаются к возрасту гранитов третьей фазы урикского комплекса 457 млн лет, завершавшего образование батолитов Окинской зоны, не превышая его. Щелочной и литий-фтористый гранитоидный магматизм в Восточном Саяне следовал в целом после магматизма ордовикских гранитоидных батолитов.
Rb-Sr-изохронные датировки, подобные датировке 319 млн лет щелочных сиенитов и гранитов Хуша-Гольского массива, имеют Харагульский и Ургудеевский массивы литий-фтористых гранитов Хамар-Дабана. Для первого опубликованы датировки 318±7 млн лет при (87Sr/86Sr)0=0,711±0,016 (СКВО=1,3) (Коваленко и др., 1999) и 324±11 млн лет [Антипин и др., 1999], для второго - 321±5 млн лет при (87Sr/86Sr)o=0,702±0,011 (СКВО=3,6) [Антипин и др., 1999]. Все результаты согласуются между собой в пределах доверительных интервалов. При рассмотрении гранитоидов Самсал-Хоньчинской цепочки обращалось внимание на их перекрытие во времени с гранитоидным магматизмом Ангаро-Витимского батолита Западного Забайкалья (310-280 млн лет назад) и калбинского комплекса Юго-Западного Алтая (290-270 млн лет назад) [Рассказов и др., 2003]. Образование Шагайтэ-Гольской эксплозивной структуры сопоставляется с событием 284-282 млн лет назад, определенным Rb-Sr датированием пород Югодзырского массива Юго-Восточной Монголии [Коваленко и др., 1999]. Заключительный магматический эпизод 261 млн лет назад в пределах Самсальского плутона был синхронным с внедрением Хайламинского массива щелочных гранитов Центрального Присаянья с Rb-Sr-изохронным возрастом 261±4 млн лет при (87Sr/86Sr)0=0,703±0,011 (СКВО=1) [Костицын, Алтухов, 2004]. Согласованность палеозойских магматических событий удаленных территорий Центральной Азии свидетельствует о действии общих механизмов, обеспечивавших магматических импульсы. Пространственно-временное развитие магматического процесса в отдельных структурах (таких как Окинская) могло, однако, в значительной мере регулироваться местными тектоническими условиями.
3.4.2. Структурный контроль магматизма и соотношения с метаморфическими событиями Восточная часть Окинской зоны заключена между двумя жесткими докембрийскими блоками - Шарыжалгайским и Гарганским. Эффект структурного контроля проявился в локализации и продольных вариациях состава гранитоидов Самсал-Хоньчинской интрузивной цепочки. В позднем-карбоне - перми в области сочленения Окинской, Гарганской и Китойкинской зон внедрились крупные Хан-Хушунский и Самсальский массивы субщелочных гранитов, а на северо-западном продолжении цепочки - щелочные гранитоиды даек хоньчинского комплекса [Рассказов и др., 2003]. С учетом вероятного погружения пород Гарганской зоны под Окинскую, магматические тела, расположенные вблизи южной границы Окинской зоны (Ехе-Хайгасский массив, Дабан-Жалгинский купол и др.), рассматривались как пограничные, геохимически подобные гранитоидам Гарганской зоны [Рассказов и др., 2001]. В категорию пограничных попадает и южная часть Баргутэн-Сарьдагского плутона (рис. 3.2). Геохимически это выражается в редкоземельных спектрах гранитов с низкими трондьемито-подобными концентрациями тяжелых элементов, не характерными для Окинской зоны, но встречающимися в магматических телах Гарганской (рис. 3.9, Г), аномально низким КгО/ИагО, повышенным (87Sr/86Sr)o. Юго-восточная часть Хуша-Гол-Билютинской цепочки, где внедрились средне-позднекембрийские Хуша-Гольский и Бото-Гольский массивы с нефелиновыми сиенитами, также приходится на пограничную область Окинской и Гарганской зон. Одновозрастные тела этой интрузивной цепочки внутренней части Окинской зоны (Билютинский массив и Даялыкский шток) отличались составом субщелочных гранитов. Повышенное начальное изотопное отношение стронция нефелиновых сиенитов Бото-Гольского массива является характеристикой Гарганской зоны, а более низкое щелочных гранитов Билютинского массива и Даялыкского штока - внутренней части Окинской зоны. После образования ордовикской дуги гранитоидных батолитов различия состава Мгм в юго-восточной и северо-западной частях Хуша-Гол-Билютинской интрузивной цепочки попрежнему оставались достаточно резкими: в ее северо-западной части внедрились Li-F гранитоиды Сахир-Шулутинского массива, а в юго-восточной части - щелочные сиениты и граниты Хуша-Гольского массива. Таким образом, в структурном отношении образование щелочных сиенитов и гранитов Хуша-Гольского массива отвечало особым условиям, сложившимся на отрезке Хуша-Гол-Билютинской интрузивной цепочки в пограничной области Окинской и Гарганской зон.
В Ильчирской зоне (Тункинском террейне) представлены автохтонный и аллохтонный комплексы пород венда-раннего палеозоя. Разрез венчается пестроцветной молассоидной сагансайрской свитой, относящейся к карбону-перми. Изограды метаморфизма пересекают стратиграфические границы и тектоническую зону, разделяющие авто- и аллохтонные комплексы, не затрагивая сагансайрекую свиту. Метаморфическая зональность объединяется с зональностью метаморфизма сопредельной территории Хамар-Дабанского террейна. Предполагается ее общее одноактное образование в ордовике [Беличенко и др., 2003]. В Хамар-Дабанском террейне метаморфизм слюдянского кристаллического комплекса, включающего гранулиты, датирован интервалом 488-476 млн лет [Котов и др., 1997]. Для метафосфоритов из гранулитовой и амфиболитовой фаций (район Слюдянки и участок Обруб-Хамардабан) получены близкие Pb-Pb изохроны, соответственно, 465±3 млн лет (СКВО=5,5) и 456±18 млн лет (СКВО=1,3) [Резницкий и др., 1998], подтвердившие субширотную протяженность раннепалеозойского метаморфизма хребта Хамар-Дабан. Близкий ордовикский возраст 473±3,2 млн лет измерен U-Pb методом по циркону из гиперстеновых тоналитов, предположительно, синхронных гранулитовому метаморфизму в Китойкинской зоне [Донская и др., 2000]. Между тем, по измерениям в Rb-Sr-изотопной системе [Беличенко и др., 1988], ориентировочный возраст максимального метаморфизма зоны силлиманита в Тункинском террейне составляет 307±37 млн лет (табличные данные пересчитаны авторами), что свидетельствует о самостоятельном значении ордовикского метаморфического импульса в Хамар-Дабанском террейне - Китойкинской зоне и позднекарбонового в Тункинском террейне (Ильчирской зоне). С позиций проявления двух этапов палеозойского зонального метаморфизма интерпретируется позднекарбоновое пространственное смещение магматизма из Хуша-Гол-Билютинской цепочки Окинской зоны в Самсал-Хоньчинскую. Магматизм Хуша-Гол-Билютинской цепочки, начавшийся в среднем-позднем кембрии 517-490 млн лет назад, был изначально связан с аккрецией Тувино-Монгольского массива к Сибирскому континенту и воспроизводился в Хуша-Гол-Билютинской цепочке вплоть до события 319 млн лет назад. Позднекарбоновый метамофизм обозначил структурную перестройку, сопровождавшуюся пространственным перераспределением магматизма. О вероятной причине такой перестройки в это время свидетельствуют палеомагнитные данные, полученные по траппам Сибирской провинции [Kravchinsky et al., 2002] (рис. 3.19). Сибирский континент в интервале 360-250 млн лет назад быстро продвинулся в высокие широты с вращением по часовой стрелке на 60. Вращение должно было сопровождаться созданием бокового давления в структурах Тувино-Монгольского массива, сопредельных с южным краем Шарыжалгайского блока раннедоксмбрийского фундамента Сибирского континента. Датировка хушагольского магматического эпизода около 319 млн лет назад перекрывается с доверительным интервалом датировки позднекарбонового зонального метаморфизма в Ильчирской зоне.
