авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ РОССИЙСКАЯ БИБЛИОТЕКА - WWW.DISLIB.RU

АВТОРЕФЕРАТЫ, ДИССЕРТАЦИИ, МОНОГРАФИИ, НАУЧНЫЕ СТАТЬИ, КНИГИ

 
<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 6 |

Этапы ультрамафит-мафитового и габбро-анортозитового магматизма юго-восточного обрамления северо-азиатского кратона

-- [ Страница 3 ] --

Пермско-раннетриасовый (285-248 млн. лет) этап ультрамафит-мафитового магматизма установлен как в пределах Селенгино-Станового, так и Джугджуро-Станового супертеррейнов. Он фиксируется дунит-троктолит-габбровой ассоциацией пород, геохимическими особенностями которой являются незначительное обогащение LREE, Sr, Ba, деплетирование в отношении HREE, Th, Nb. Её формирование происходило в обстановке активной континентальной окраины.

Пермскому уровню ультрамафит-мафитового магматизма Селенгино-Станового супертеррейна соответствует становление Лукиндинского дунит-троктолит-габбрового массива. В его составе выделены нижняя (анортозит-дунит-троктолитовая) и верхняя (клинопироксенит-габбронорит-габбровая) расслоенные серии.

Возраст габброанортозита (обр. С-3-84) верхней расслоенной серии Лукиндинского массива, установленный изотопным 40Ar/39Ar датированием по плагиоклазу, составил: 285+7.5 млн. лет при расчете по плато (69 % выделенного 39Ar) (рис.10).

Исходя из анализа петрографических особенностей пород Лукиндинского массива, можно наметить следующий порядок выделения минеральных парагенезисов в процессе кристаллизации: оливин + шпинель + плагиоклаз, клинопироксен, ильменитgоливин+клинопироксен+плагиоклаз, шпинель, ильменит g оливин+ плагиоклаз + клинопироксен, ортопироксен, шпинель, ильменит g плагиоклаз + клинопироксен + оливин, ортопироксен, магнетит, ильменит g плагиоклаз + клинопироксен + ортопироксен + оливин, амфибол, магнетит, ильменит.

Для анортозит-дунит-троктолитовой серии свойственны широкие вариации количественных соотношений оливина и плагиоклаза. Оливин представлен хризолитом (fol=10.8-18.0%), плагиоклаз – битовнитом (An65-83) при преобладании (An72-77). В небольших количествах отмечается клинопироксен - авгит (fcpx=8.7-15.5%). В породах серии в качестве акцессорных минералов постоянно присутствуют хромшпинелиды, характеризующиеся повышенной глиноземистостью и хромистостью.

Породы клинопироксенит-габбронорит-габбровой серии обладают меньшей изменчивостью количественных соотношений слагающих их минералов, но относительно более широкими вариациями составов. В оливинах и пироксенах из этих пород установлена более высокая железистость по сравнению с минералами из пород нижней расслоенной серии (fol=21.0-28.6%, fcpx=18.1-33.1%, fоpx=27.5%), в то же время плагиоклаз представлен преимущественно лабрадором (An45-60). Хромшпинелиды в них отсутствуют, сменяясь низкотитанистым магнетитом и ильменитом. Все породы верхней расслоенной серии характеризуются близким идиоморфизмом плагиоклаза, пироксенов и оливина.

Основными петрохимическими особенностями пород интрузива являются увеличение содержаний SiO2, CaO и уменьшение FeO* в процессе кристаллизации (при уменьшении Mg#) при практически постоянных TiO2. Это выражается в отчетливом троктолитовом (Ol-Pl) уклоне и может свидетельствовать об их принадлежности к единой магматической серии. При этом к наиболее характерным особенностям следует отнести общую недосыщенность кремнеземом (SiO2<53.56%), высокую магнезиальность ультрабазитов и их плагиоклазовых разновидностей (MgO>28%, FeO*/MgO<0.61), высокую глиноземистость анортозитов (Al2O3 до 28-30%) при низких содержаниях оксидов титана (TiO2<0.64%), фосфора (P2O5<0.30%) и щелочей (Na2O+K2O<0.99%).

Одной из основных геохимических особенностей пород Лукиндинского массива является их обедненность редкоземельными элементами. Содержания REE не превышают 10-ти кратных хондритовых норм, при этом, максимальные их концентрации отмечаются в породах нижней расслоенной серии. Для дунитов и плагиодунитов характерно слабо дифференцированное распределение лантаноидов ((La/Yb)n=0.98-3.14). В габбро-анортозитах нижней серии резко снижаются содержания LREE ((La/Yb)n=6.9-7.8) и проявляется положительная европиевая аномалия (Eu/Eu*=2.4-3.0). Практически идентичный характер распределения лантаноидов установлен так же для габбро и габбро-анортозитов верхней расслоенной серии ((La/Yb)n=3.4–7.1, Eu/Eu*=2.9–4.0), однако, общий уровень нормированных содержаний лантаноидов в этих породах ниже.

Кроме отмеченного выше обеднения редкоземельными элементами основными геохимическими особенностями ультрамафит-мафитов являются их деплетированность в отношении большинства крупноионных литофилов (за исключением Sr и Ba) и высокозарядных элементов. Эти особенности характерны для базальтов островных дуг, от которых исследуемые базиты отличаются более низкими значениями всех элементов, за исключением Sr (рис.11).

Близость спектров распределения REE и малых элементов в породах Лукиндинского массива позволяет рассматривать их как дифференциаты единого магматического расплава, близкого по составу к недифференцированной мантии, при незначительном участии коровой составляющей.

Некоторое обогащение пород LREE может быть объяснено метасоматозом мантийного клина водными высокалиевыми флюидами c высокими содержаниями LILE и низкими HFSE, отделенными при дегидратации субдуцирующей океанической литосферы. В пользу данного предположения свидетельствует и сходство распределения малых элементов в породах описываемого интрузива и массива Сейнав, образовавшегося в обстановке активной континентальной окраины (Леднева и др., 2000), от которого изучаемые базиты отличаются более высокими содержаниями Sr и низкими HFSE (рис.11).

Состав первичного расплава Лукиндинского массива отвечал меланотроктолиту, кристаллизация которого происходила при температурах 1520-1180оС, давлении около 6 кбар и активности кислорода, отвечающего буферу QFM (Балыкин, 2002).

К триасовому уровню ультрабазит-базитового магматизма в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна относится становление Лучинского массива, а также Ильдеусского массива.

Возраст габброноритов Лучинского массива установлен в результате датирования U-Pb методом (по цирконам) и он составляет (248±1 млн. лет, рис.12).

Расслоенная серия Лучинского дунит-троктолит-габбрового интрузива разделена на три зоны: 1) нижнюю, сложенную дунитами, перидотитами и плагиодунитами; 2) среднюю - троктолитами, чередующимися с оливиновыми габбро, габбро, анортозитами и пироксенитами; 3) верхнюю - оливиновыми габбро с редкими горизонтами троктолитов и габброноритов. Разделение нижней и средней зон проведено по появлению в породах массива кумулятивного плагиоклаза. Верхняя зона отличается от средней повышенной железистостью и титанистостью пород и более железистым составом породообразующих минералов. Жильный комплекс интрузива представлен крупнозернистыми троктолитами, пироксенитами и габброноритами.

По соотношениям P2O5, TiO2, MnO и К2O габброиды Лучинского массива близки к базитам оcтровных дуг. Одной из основных геохимических особенностей пород Лучинского массива являются низкие содержания в них редкоземельных элементов. Так для плагиодунитов нижней зоны характерны минимальные содержания REE и слабо дифференцированное их распределение ((La/Yb)n=1.65-3.8). Наличие Eu-аномалии (Eu/Eu*=1.91-1.97), обусловлено накоплением плагиоклаза в процессе фракционирования родоначального расплава. Для габброидов средней и верхней зон установлены более высокие содержания REE с отношением (La/Yb)n=2.8-9.07, при отчетливом максимуме Eu (Eu/Eu*=1.71-2.87), что сближает их с базальтами островных дуг. Пироксенитам дайкового комплекса свойственен экстремально высокий уровень содержаний REE, при слабо дифференцированном их распределении ((La/Yb)n=3.1) и отрицательной Eu-аномалии (Eu/Eu*=0.34).

На спайдердиаграмме для пород Лучинского массива отмечаются максимумы для Ba, Sr и Eu и минимумы для Ta, Nb, Zr и Hf (рис.13), что характерно для магм генерирующихся из надсубдукционной мантии, от которых они отличаются пониженными содержаниями Rb, U, Th.

Отчетливое преобладание LREE ((La/Yb)n=2.8-74.3), а также конформность спектров распределения малых элементов и закономерное увеличение их содержаний с уменьшением степени основности позволяет полагать, что ультрамафиты и мафиты нижней, средней и верхней серий Лучинского массива являются дифференциатами единого пикробазальтового расплава.

По содержанию в базитах малых элементов они близки к аналогам субдукционных обстановок отличаясь от последних существенно более высокими содержаниями REE. Не исключено также, что обеднение тяжелыми лантаноидами было вызвано присутствием граната в мантийном источнике при генерации родоначального расплава, о чем могут также свидетельствовать высокие значения Ti/Y = 694-1330.

Касаясь изотопного состава Nd и Sr в рассматриваемых породах, можно отметить, что им свойственны достаточно древние значения модельных возрастов TNd(DM)=2.0 млрд. лет (TNd(DM-2st)=1.8 млрд. лет), отрицательное значение параметра Nd(T)=-9.6 и сравнительно низкое начальное отношение ISr =0.70453. Такая величина Nd не может быть обусловлена значительной коровой контаминацией выплавок из астеносферной или плюмовой мантии. Эти изотопные данные также согласуются с выплавлением родоначального расплава из надсубдукционной деплетированной мантии.

К этому же этапу ультрамафит-мафитового магматизма вероятнее всего относится и формирование Ильдеусского верлит-габбрового массива (рис.1). В его составе преобладают верлиты, плагиоверлиты, перидотиты и их плагиоклазовые разновидности, в подчиненном количестве отмечаются габброиды. Вмещающими интрузив являются неоархейские (?) и условно мезоархейские (?) амфиболиты и гнейсы. В породах массива незначительно проявлены элементы расслоенности, выраженные чередованием пород, отличающихся по содержанию темноцветных минералов.

Ультрамафиты Ильдеусского массива характеризуются слабо дифференцированным распределением REE ((La/Yb)n=0.87-1.69, Eu/Eu*=0.95-1.04) при их общем содержании на уровне 2-4 хондритовых норм. В плагиоклазовых разновидностях появляется отчетливый европиевый максимум (Eu/Eu*=3.27), деплетирование Rb=1-3 ppm, Sr=19-261 ppm, Th=0.01-0.02 ppm, Ta=0.01-0.05 ppm, Hf=0.1-0.3 ppm и незначительное обогащение Ba=10-71ppm (рис.14).

Габброидам интрузива свойственно преобладание LREE над HREE ((La/Yb)n =7.41) и слабо выраженный европиевый минимум (Eu/Eu*=0.71). Кроме этого им присуще деплетирование в отношении Th=0.06 ppm, Rb=1 ppm, Ba=95 ppm, Sr=426 ppm и HFSE: Nb=0.41 ppm, Ta=0.14 ppm и Hf =0.2 ppm.

Максимальные содержания REE=153-641 ppm и их дифференцированное распределение REE ((La/Yb)n=1.31-8.16) свойственно пироксенитам. Незначительный Eu минимум (Eu/Eu*=0.71-0.92), обусловлен участием плагиоклаза в процессе фракционирования родоначального расплава. Обогащение в отношении крупноионных литофилов и HFSE: Th до 0.8ppm, Rb=15 ppm, Ba=579 ppm, Sr=711 ppm, Nb=7.69 ppm, Ta=0.44 ppm, Hf=1.5 сближает их с базальтами N-MORB, от которых они отличаются более низкими значениями редкоземельных элементов.

Конформность спектров распределения малых элементов и закономерное увеличение содержаний большинства элементов с уменьшением степени основности позволяет полагать, что ультрабазиты, пироксениты и габброиды Ильдеусского массива являются дифференциатами единого магматического расплава. В то же время они характеризуются близким распределением REE и малых элементов с условно мезоархейскими (?) образованиями, от которых отличаются более низким уровнем содержаний.

Обобщая геохимические особенности ультрамафит-мафитов пермско-раннетриасового этапа, следует отметить, что их общими геохимическими особенностями являются слабое обогащение LREE, Sr, Ba, и деплетирование в отношении HREE, Th, Nb. По отношениям Ti/Y - Nb/Y, Nb*2-Y-Zr/4, Ti/Y-Zr/Y базиты Лукиндинского, Лучинского и Ильдеусского массивов близки к базальтам оcтровных дуг.

Формирование интрузивов происходило в обстановке активной континентальной окраины при субдукции океанической коры Монголо-Охотского палеоокеана под юго-восточную окраину Северо-Азиатского кратона, с которой также связано внедрение субдукционных диоритов токско-алгоминского комплекса (238+2 млн. лет) (Сальникова и др., 2006).

Важно отметить, что возрасты формирования Лукиндинского и Лучинского массивов (285-248 млн. лет) близки возрасту формирования Селенгинского вулкано-плутонического пояса, который по существующим геодинамическим построениям (Парфенов и др., 2003) в начале своего развития сопровождался субдукцией под окраину континента. Учитывая, что рассматриваемые массивы, также как и Селенгинский вулкано-плутонический пояс, расположены вдоль южной и юго-восточной окраин Северо-Азиатского кратона имеются основания связывать их формирование с едиными процессами, происходившими в то время на окраине кратона.

Следующие два сближенных этапа ультрамафит-мафитового магматизма юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона приходятся на поздний триас-раннюю юру и позднюю юру. Изучение геохимических особенностей массивов этих этапов позволило сформулировать третье защищаемое положение:

Позднетриасово-раннеюрский (228-203 млн. лет) этап ультрамафит-мафитового магматизма проявлен в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна габбровой и пироксенит-габброноритовой ассоциациями пород. Позднеюрский (159-154 млн. лет) этап ультрамафит-мафитового магматизма установлен в пределах Селенгино-Станового супертеррейна и представлен перидотит-вебстерит-габбровой и перидотит-габбро-монцодиоритовой ассоциациями. Породам обоих этапов свойственны двойственные геохимические особенности, обусловленные смешением субдукционных и внутриплитных характеристик. Формирование массивов данных ассоциаций происходило в обстановке трансформной континентальной окраины.

Позднетриасовому – раннеюрскому периоду магматической активности юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона соответствуют возраста формирования габброидов массивов Ульдегит и Чек-Чикан, установленные U-Pb методом по циркону и составляющие соответственно 228±1 млн. лет (рис.15) и 203±1 млн. лет (рис.16), расположенных в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна.

Массив Ульдегит, расположен в Джугджуро-Становом супертеррейне. Его контакты с вмещающими породами дамбукинской серии и гранитами древнестанового комплекса тектонические (Геологическая…, 1999). В составе интрузива преобладают габбро, претерпевшие метаморфизм амфиболитовой фации.

Анализируя петрохимические особенности габброидов, следует отметить их очевидную двойственность. Определенная обогащенность пород K2O, TiO2, Р2O5, при относительном дефиците Al2O3 и феннеровский тренд дифференциации сближает их с базитами рифтовых зон или магматическими породами, сформировавшимися под воздействием плюмов (о-ва Гавайи, Исландия, Реюньон и др.) (Грачев, 1987). В то же время, низкие содержания в них MgO свойственны наиболее распространенному типу базальтов в островных дугах.

Распределение редкоземельных элементов в габброидах массива Ульдегит носит умеренно фракционированный характер (La/Yb)n=5.8-7.4, при отсутствии европиевой аномалии Eu/Eu*=0.96-1.12, что сближает их с базальтами океанических островов. В тоже время в них отмечаются повышенные концентрации Rb (до 17 ppm), Ba (до 778 ppm), Sr (774 ppm) и относительное деплетирование Th (0.29-0.79 ppm), U (до 0.46 ppm), Ta (0.14-0.26 ppm), Nb (2-4 ppm) и Hf (до 0.88ppm), (рис.17).

Геохимические особенности габброидов, в частности соотношение в них Y, Nb, Zr и Ti свидетельствует о двойственности их характеристик. Так соотношения Y–Nb*2-Zr/4 свидетельствуют об участии внутриплитного источника, а Nb/Y-Ti/Y близки к таковым в базальтах вулканических дуг.

Массив Чек-Чикан расположен в западной части Ларбинского блока. Вмещающими для массива являются метаморфические комплексы курультинской серии.

Преобладающими породами в составе массива Чек-Чикан являются габбронориты, амфиболовые габбро, габбро-анортозиты и анортозиты, в подчиненном количестве отмечены ортопироксениты и роговообманковые пироксениты. Следует отметить, что между вышеперечисленными разновидностями отмечаются плавные переходы, что позволяет объединить их в единую серию. Породы интрузива в незначительной степени подверглись метаморфическим преобразованиям, максимальная степень которых проявлена в габброидах.

Габброидам массива Чек-Чикан свойственен достаточно высокий уровень содержаний TiO2 = 1.83-4.51%, K2O = 0.35-1.05%, P2O5 = 0.30-1.36%, что отличает их островодужных ультрамафит-мафитовых интрузивов Центрально-Азиатского складчатого пояса и сближает с базитами, связанных с пермотриасовым суперплюмом. При этом общее увеличение TiO2 и FeO* при снижении Mg# в процессе кристаллизации характеризует феннеровский тип дифференциации. Соотношение TiO2, MnO, P2O5 и K2O в базитах с одной стороны близко к толеитам островных дуг, с другой – к обогащенным базальтам.

Распределение REE в пироксенитах характеризуется близхондритовыми нормированными отношениями ((La/Yb)n=0.54-1.13), при незначительном дефиците европия Eu/Eu*=0.77-1.00, что сближает данные образования с базальтами N-MORB. В то же время концентрации редкоземельных элементов в габброноритах находятся на уровне таковых в базальтах E-MORB, при незначительном преобладании LREE над HREE (La/Yb)n=3.3-4.6 и некотором избытке европия - Eu/Eu*=1.42-1.75. В амфиболовых габбро и габбро-анортозитах содержания LREE увеличиваются практически до уровня базальтов океанических островов (La/Yb)n до 12.9, при этом, европиевая аномалия практически нивелируется Eu/Eu*=0.90-1.18. В целом, для амфиболовых габбро, габбро-анортозитов массива Чек-Чикан характерно обогащение такими элементами, как Rb (11-16 ppm), Ba (250-754 ppm), Sr (420-726 ppm, в наиболее глиноземистых разностях - до 1290), HREE, при относительном дефиците Th (0.08-1.14 ppm), U (0.05-0.36 ppm), Hf (0.6-1.1 ppm), Nb (6-17 ppm), Ta (0.18-0.88 ppm) и умеренных Zr (28-145 ppm), (рис.18). Приведенные выше результаты геохимических и петрохимических особенностей пород массива Чек-Чикан позволяют предполагать генетическое родство пироксенитов, габброноритов, амфиболовых габбро и габбро-анортозитов.

Основываясь на геохимических особенностях мафитов позднетриасово-раннеюрского этапа, а именно повышенных концентрациях LREE, Rb, Ba, Sr и низких - Th, Nb, Ta можно предположить, что их формирование связано с прекращением субдукции и последующем разрывом субдуцируемой пластины. В этом случае в образовавшуюся брешь поступило астеносферное вещество, что и привело к возникновению магм, по своим геохимическим характеристикам, несущим признаки как субдукционного происхождения, так и участия внутриплитных источников. Об участии обогащенного источника могут свидетельствовать отношения Y–Nb*2-Zr/4 и Ta/Yb-Th/Yb. В то же время соотношения Sr/Y-Y и Ybn – La/Ybn, аналогичные таковым в

адакитах. Образование последних, по мнению исследователей (Calmus at all., 2003; Polat, Kerrich, 2001) обусловлено: 1 - открытием астеносферного окна, связанного либо с субдукцией либо с разрывом субдуцируемой пластины в условиях аномально высокого температурного градиента; 2 – плавлением океанической коры в астеносферном окне; 3 – взаимодействием продуктов частичного плавления мантийных перидотитов с метасоматизированными амфиболсодержащими растворами.

Вышеперечисленные особенности, а именно смешение субдукционных и внутриплитных характеристик, позволяют предполагать, что формирование позднетриасово-раннеюрских массивов Ульдегит и Чек-Чикан происходило в обстановке трансформной континентальной окраины.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 6 |
 





 
© 2013 www.dislib.ru - «Авторефераты диссертаций - бесплатно»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.