Geochemistry, age and geodynamic settings for Saur gabbro-granite intrusive series (Eastern Kazakhstan).pdf Распространенным индикатором процессов мантийно-корового взаимодействия являются габбро-гранитоидные интрузивные серии, проявляющиеся в различных геодинамических обстановках [Кузнецов, 1964; Фролова, Бурикова, 1997; Короновский, Демина, 2011; Владимиров и др., 2013]. Преимущественно они проявлены на конвергентных границах типа «океан - континент», но встречаются и в коллизионных, внутриплитных и рифтогенных обстановках. Соотношения базитовых и кремнекислых членов серий, последовательность и этапность их формирования, особенности состава пород в совокупности позволяют установить главные закономерности мантийно-корового взаимодействия в том или ином сегменте земной коры. Особенно актуальным является решение этой проблемы для внутриконтиненталь-ных складчатых поясов, сформированных при аккреционно-коллизионных взаимодействиях континентов и террейнов различной природы и закрытии палеоокеанических пространств. Геологическая позиция Одним из крупнейших внутриконтинентальных аккреционно-коллизионных поясов является Центрально-Азиатский складчатый пояс, сформированный в течение фанерозоя при закрытии Палеоазиатского океана. Исследования ультрабазит-базитовых и сопряженных гранитоидных ассоциаций палеозойского возраста в его пределах позволили обосновать важную корового тосферы и формирования континентальной коры [Ярмолюк, Коваленко, 2003; Ярмолюк и др., 2011; Владимиров и др., 2013; Крук, 2015 и др.]. Эволюция структур Центрально-Азиатского складчатого пояса завершилась в основном в позднем палеозое с формированием нескольких герцинских складчатых систем, протягивающихся вдоль южной окраины Сибирского континента [Зоненшайн и др., 1990; Хаин, 2001; Windley et al., 2007]. Одной из них является Обь-Зайсан-Гобийская складчатая система, возникшая на юго-западном фланге Сибирского континента. Ее частью является Алтайская аккреционно-коллизионная система (рис. 1, врезка), возникшая в позднем палеозое при взаимодействии Сибирского и Казахстанского континентов [Зоненшайн и др., 1990; Хаин, 2001; Владимиров и др., 2003; 2008]. В истории ее развития можно выделить несколько стадий - от субдукционной до аккреционно-коллизионной и внутриплитной, каждая из которых охарактеризована определенным стилем тектонических движений, набором осадочных формаций и проявлениями различного магматизма. В результате событий на территории современного Восточного Казахстана были совмещены структурновещественные комплексы разной геодинамической природы. Жарма-Саурская зона (рис. 1) расположена в юго-западной части Алтайской коллизионной системы роль активности взаимодействия в мантии и мантийно-процессах эволюции ли- и представляет собой область сочленения герцинских окраинно-морских и океанических структурновещественных комплексов с каледонскими образованиями окраины Казахстанского палеоконтинента [Ермолов и др., 1977; Щерба и др., 1998]. Эта окраинноконтинентальная зона известна как Чингиз-Тарбагатайская, она является восточным сегментом крупной Чингиз-Северо-Тяньшанской островодужной системы энсиалической природы, заложенной в раннем палеозое [Дегтярев, 2012]. Процессы субдукции литосферы Обь-Зайсанского бассейна под Чингиз-Тарбагатайскую окраину Казахстанского континента происходили с начала среднего палеозоя, в силуре и раннем девоне здесь существовала активная континентальная окраина с проявлениями гранитоидного магматизма и развитием кислого вулканизма. Рис. 1. Тектоно-магматическая схема зоны сочленения Зайсанской и Чингиз-Тарбагатайской складчатых областей (по Ермолов и др., 1977) 1 - кембрийско-ордовикские осадочно-вулканогенные комплексы Восточно-Чингизской зоны; 2 - силурийско-девонские осадочные, вулканогенные и интрузивные комплексы Восточно-Чингизской зоны; 3 - осадочные и вулканогенные отложения D2gv-D3fr; 4 - осадочные и вулканогенные отложения C1t2-v1; 5 - преимущественно вулканогенные формации C2-3; 6-10 - гер-цинские габбро-гранитные серии и гранитные комплексы: 6 - саурская габбро-диорит-тоналитовая серия, 7 - салдырминская габбро-гранодиорит-гранитная серия, 8 - жарминская габбро-гранитная серия, 9 - керегетас-эспинский комплекс щелочных гранитов гранит-порфиров (массивы и дайковые пояса), 10 - кандыгатайский и каракольский комплексы лейкократовых гранитов; 11 - разломы (Ж - Жарминский, А - Аркалыкский, ЖБ - Жанан-Бугазский, С - Сиректасский). На врезке показано районирование Алтайской коллизионной системы герцинид и положение региона исследований Fig. 1. Tectonic map of magmatic associations in joint area of Zaisan and Chingiz-Tarbagatai fold belts (according to Ermolov et al., 1977) 1 - Cambrian-Ordovician sediments and volcanites in Eastern-Chingiz zone; 2 - Silurian-Devonian sediments, volcanites and intrusions in Eastern-Chingiz zone; 3 - sediments and volcanites of D2gv-D3fr age; 4 - sediments and volcanites of Cιt2-vι age; 5 - volcanites of C2-3 age; 6-10 - Hercynian gabbro-granite series and granite complexes: 6 - Saur gabbro-granite series, 7 - Saldyrma gabbrogranodiorite-granite series, 8 - Zharma gabbro-granite series, 9 - Keregetas-Espe complex of alkali granites (massifs and dikes), 10 -Kandygatai and Karakuls complexes of leucocratic granites; 11 - faults (Ж - Zharma, A - Arkalyk, ЖБ - Zhanan-Bugaz, C - Sirektas). Inset shows main zones of Altai collision system and position of investigated area С.В. Хромых, П.Д. Котлер, Д.В. Семенова Центральной тектонической структурой Жарма-Саурской зоны является Калба-Чингизский (по [Тектоническая... 1963]) или Жарминский (по [Ермолов и др., 1977]) глубинный разлом, по которому проходит сочленение каледонских и герцинских структур (рис. 1). Западная часть области сочленения известна как Восточно-Чингизская зона, в строении которой участвуют четыре структурных этажа: раннекембрийский, позднекембрийский-позднеордовикский, силурийско-девонский, позднедевонско-каменно-угольный. Общая мощность каледонских формаций превышает 20 км. В раннегерцинский период зона представляла собой относительно устойчивую область, характеризовавшуюся субплатформенным осадконакоплением. Для этого периода характерны известняковая (D3fm) и карбонатно-терригенная угленосная (C1t-v1) формации. Восточная часть области сочленения обозначена как Жарминская [Ермолов и др., 1977] структурноформационная зона, в ее строении выделяются три структурных этажа: средне-верхнедевонский, раннекаменноугольный, средне-позднекаменноугольный. Ранние осадки на юго-западе имеют признаки прибрежно-морских условий и выделяются в гравелито-песчано-сланцевую формацию (D2gv-D3fr), на северо-востоке одновозрастные образования имеют морской генезис и выделяются в кремнисто-андези-базальтовую формацию (D2gv-D3fr). Раннекаменноугольные отложения также неоднородны по латера-ли: на северо-востоке залегает кремнисто-андезитовая формация (C1t2-v1) океанической природы, на юго-западе одновозрастные с ней отложения принадлежат песчано-сланцевой формации окраинноконтинентальной природы. Различия в строении разрезов Жарминской зоны позволили расчленить ее на две структурно-формационные подзоны (Коянди-но-Аркалыкскую на северо-востоке и Жарминскую на юго-западе), разграниченные Жанан-Бугазским глубинным разломом. Верхний структурный этаж сложен вулканогенными формациями: дацитомолассовой (C2), трахибазальт-трахиандезитовой (C2-3) и дацито-липаритовой (C3). Они выполняют прогибы и мульды, наследующие общий структурный план или наложенные на ранее сформированные антиклинории и синклинории. Общая мощность разреза Жарминской зоны превышает 7 км. В связи с закрытием Обь-Зайсанского океанического бассейна и началом формирования Алтайской коллизионной системы герцинид, на рубеже раннего и среднего карбона Жарма-Саурская зона испытала тектоно-магматическую активизацию. Как в Восточ-но-Чингизской, так и в Жарминской зонах был проявлен наземный вулканизм, а главным индикатором эндогенной активности явилось формирование крупного Жарминского интрузивного пояса, который протягивается вдоль Жарминского глубинного разлома в северо-западном направлении более чем на 400 км при ширине 50-80 км (см. рис. 1). Детальные геологические, минералогические и петрологические исследования интрузивного магматизма этого района проведены в 1960-1970-х гг. под руководством П. В. Ермолова [Ермолов и др., 1977]. Было выделено несколько габброидных, габбро-гранито-идных, гранитоидных серий, комплексов, вулканоплутонических ассоциаций. Общая продолжительность интрузивного магматизма была оценена с конца раннего карбона (саурская серия C1n) до поздней перми - триаса (несколько габбро-гранитных и гра-нит-лейкогранитных комплексов). Наиболее широкое распространение среди интрузивных образований Жарма-Саурской зоны имеет саурская габбро-диорит-тоналитовая интрузивная серия. Площадь развития интрузивов саурской серии превышает 20 тыс. км2, наиболее крупные интрузивы и максимальная их сосредоточенность отмечаются в юго-восточной части. Исторически с 40-50-х гг. ХХ в. породы серии были объединены в единый саурский комплекс, а многообразие пород объяснялось процессами ассимиляции. При детальном картировании установлено, что саурский комплекс имеет сложную историю формирования, а ранние и поздние его фазы разделены особым комплексом даек. Это позволило относившиеся ранее к фазам группы пород выделить в многофазные комплексы, а совокупность последних рассматривать как многоритмичную интрузивную серию. Были выделены следующие комплексы пород [Ермолов и др., 1977]: 1) саурский габбро-диорит-плагиогранитовый комплекс (фазы: 1 - габбронориты и оливиновые габбро, 2 - габбро и амфиболовые габбро, 3 - диориты, 4 - кварцевые диориты и тоналиты, 5 - трондье-миты и плагиограниты); 2) комплекс «межгранитовых» даек диоритовых порфиритов, микродиоритов, плагиогранитпорфиров; 3) бугазский тоналит-гранитовый комплекс (фазы: 1 - тоналиты и трондьемиты, 2 - биотитовые адамеллиты и граниты, 3 - жильные граниты и аплиты); 4) комплекс послегранитовых даек (1 - тоналит-порфиры и граносиенит-порфиры, 2 - диоритовые порфириты, диабазы и спессартиты, 3 - аплитовидные граниты и кварцевые порфиры). Детальное описание геологической позиции, петрографии, минералогии и петрохимии интрузивных пород серии дано П.В. Ермоловым с соавт. [1977]. Были сделаны предположения, что мафические породы серии произошли из магмы, близкой по составу к высокоглиноземистым базальтам, и сформированы при плавлении обводненной мантии; гранито-идные породы как саурского, так и бугазского комплексов рассмотрены как результат плавления корового вещества под воздействием базитовых магм, ГЕОХИМИЯ, ВОЗРАСТ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ при этом бугазский комплекс выделен как самостоятельный ритм глубинной магматической активности. Аналогично как самостоятельные ритмы эндогенной активности описаны комплексы базит-гранитов ых даек. В последние десятилетия получили широкое развитие новые прецизионные методы исследования вещества, произошла смена глобальной геодинами-ческой парадигмы, появилось множество новых моделей эволюции внутриконтинентальных складчатых поясов с позиций теории тектоники литосферных плит и теории мантийных плюмов. В связи с этим исследования состава, возраста и геодинамиче-ских обстановок формирования саурской серии вновь представляются актуальными. Мы провели исследования некоторых магматических пород саур-ской серии геохимическими, изотопными и геохронологическими методами, что позволило уточнить время, состав источников и геодинамическую обстановку формирования с современных геодинамиче-ских позиций. Фактический материал и методы исследования Нами были изучены Бугазский и южная часть Чангского массивов (по [Ермолов и др., 1977]), расположенные в юго-западной части листа М-44-XXXV Государственной геологической карты СССР (рис. 2). В этом районе, по данным государственного геологического картирования, габброидные и гранитоидные породы прорывают с ороговикованием осадочные и вулканогенные толщи девона и раннего карбона. Породы саурского комплекса представлены габбро и диоритами. Габбро слагают тело размером 2×3 км, образующее массив горы Улькенлаба; большинство бази-товых пород представлено диоритами и кварцевыми диоритами, слагающими несколько более крупных интрузий. Гранитоиды прорывают габбро и диориты и слагают крупный Бугазский массив. В районе закартированы две системы базитовых и гранитоидных даек: ранняя субмеридионального и северо-западного простирания и поздняя - северо-восточного простирания. Дайки базитового состава представлены долеритами, долеритовыми порфиритами, диоритовыми порфиритами; дайки кислого состава - гранит-порфирами, гра-носиенит-порфирами и аплитами. Дайки имеют мощность от десятков сантиметров до первых метров, наиболее крупные дайки протягиваются на несколько километров. Их внутреннее строение обычно простое, однофазное, иногда наблюдается дифференциация по зернистости пород от центра к краю даек. Для наших исследований были выбраны образцы габбро, гранитов и базитовых даек (см. местоположение на рис. 2). Несколько проб было специально отобрано для выделения цирконовых монофракций с целью изотопного датирования. Проба диоритов саурского комплекса, использованная для геохронологических исследований, отобрана из безымянного массива примерно в 25 км к северо-западу от изученного района (см. рис. 1). Петрографические исследования образцов пород выполнены по прозрачным покрытым шлифам с помощью оптического поляризационного микроскопа Carl Zeiss AxioScope.A1, оснащенного фотокамерой Canon EOS 650D. Определение состава пород выполнено в Центре коллективного пользования многоэлементных и изотопных исследований (ЦКП МИИ) ИГМ СО РАН (г. Новосибирск). Определение содержаний петрогенных компонентов проведено методом рентгенофлуоресцентного анализа с использованием спектрометра ARL-9900 XL; определение концентраций редкоземельных и редких (Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Cs, Ba, Hf, Ta, Th, U, Sc, V, Cr, Co, Ni, Cu, Zn) элементов выполнено методом ICP-MS на масс-спектрометре Finnigan Element II по стандартной методике. Sm-Nd изотопные исследования выполнены по валовым пробам пород в Геологическом институте КНЦ РАН (г. Апатиты) на семиканальном твердофазном масс-спектрометре Finnigan-MAT 262 (RPQ). Измерения изотопных отношений проводили в статическом режиме с использованием двухленточных источников ионов. Изотопный состав неодима в процессе измерений нормализовали по отношению к 146Nd/144Nd=0,7219, а затем приводили к значению 143Nd/144Nd = 0,511860 в стандарте La Jolla. Геохронологические исследования выполнены U-Pb изотопным методом по единичным зернам циркона методом LA-SF-ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения Element XR (Thermo Fisher Scientific) с системой пробоотбора лазерной абляцией UP-213 (New Wave Research) в ЦКП МИИ ИГМ СО РАН (г. Новосибирск), согласно методике, описанной в [Хубанов и др., 2016]. Датирование выполнено по единичным зернам цирконов, для калибровки использованы цирконовые стандарты TEMORA-II и Plesovice. Цирконы облучались импульсным лазерным лучом с частотой 5 Гц, диаметром 25-30 мкм в течение 30 с. Испаренное вещество из лазерной установки в масс-спектрометр транспортировалось потоком чистого гелия. Коррекция дрейфа сигнала измеряемых изотопов, учет фоновых сигналов, расчет изотопных отношений и их погрешностей выполнены в программе Glitter [Griffin et al., 2008]. Расчет значений возраста методом построения диаграммы с конкордией выполнен с помощью программы ISOPLOT-3 [Ludwig, 2003]. Измерялось четыре изотопных от-207 206 206 238 207 235 ношения: Pb/ Pb, Pb/ U, Pb/ U и 208Pb/232Th. Расчет возраста проводился методом 206 238 207 235 рассмотрения U-Pb ( Pb/ U- Pb/ U) системы на конкордии. Относительная погрешность измерения изотопного отношения в одной точке (1σ) для 206Pb/238U составила ~1,5%, а 207Pb/235U ~ 4-5% для стандартных цирконов. Рис. 2. Геологическое строение Бугазского массива на основе государственной геологической карты СССР масштаба 1 : 200 000, фрагмент листа М-44-XXXV 1 - осадочные и вулканогенные отложения D2gv-D3fr; 2 - осадочные и вулканогенные отложения C1t2-v1; 3 - осадочные и вулканогенные отложения C2-3; 4 - габбро и оливиновые габбро саурского комплекса; 5 - габбродиориты, диориты и кварцевые диориты саурского комплекса; 6 - гранитоиды бугазского комплекса; 7 - поздние «постгранитные» дайки базитового состава (долериты, диоритовые порфириты, спессартиты); 8 - поздние «постгранитные» дайки кислого состава (гранит-порфиры, аплиты); 9 - разломы; 10 - рыхлые отложения; 11 - точки наблюдения и отбора проб, описанных в статье; кружками обведены и подписаны пробы, по которым получены U-Pb геохронологические данные Fig. 2. Geological map of Bugaz massif, based on Geological map of USSR, scale 1:200 000, M-44-XXXV 1 - sediments and volcanites of D2gv-D3fr age; 2 - sediments and volcanites of C1t2-v1 age; 3 - sediments and volcanites of C2-3 age; 4 - gabbro and Ol gabbro of Saur complex; 5 - gabbrodiorites, diorites and Qtz diorites of Saur complex; 6 - granites of Bugaz complex; 7 - latest post-granite dikes with mafic composition (dolerites, diorites, spessartites); 8 - latest post-granite dikes with felsic composition (porphyry granites, aplites); 9 - faults; 10 - Quarternary sediments; 11 - points of outcrops and sampling; points in circles are position of samples with U-Pb geochronological data Для двух образцов пород были выполнены исследования Lu-Hf изотопной системы в единичных зернах цирконов. Исследования проведены в Департаменте наук о Земле Университета Гонконга (Китайская Народная Республика) методом лазерной абляции на мультиколлекторном масс-спектрометре с индуктивно-связанной плазмой (LA-MC-ICPMS). Для анализов использован масс-спектрометр Nu Plasma HR MC-ICP-MS (Nu Instruments, Великобритания), совмещенный с 193-нм эксимерной системой лазерной абляции (RESOlution M-50, Resonetics LLC, США). Размер пучка составлял 55 микрон, время анализа - 45 с. Для калибровки использованы зерна цирконовых стандартов 91500 и Plesovice. Коррекция дрейфа сигнала измеряемых изотопов, учет фоновых сигналов, расчет изотопных отношений и их погрешностей выполнены в программе ICPMSData-Cal [Lin et al., 2016]. Петрография Среди габбровых пород массива горы Улькен-лаба встречены три разновидности: троктолиты, габбро и амфиболовые габбро. Троктолиты - мелко- среднезернистые породы (рис. 3, а), содержащие до 25 об. % оливина, представленного мелкими субидиоморфными зернами, повсеместно окруженными реакционными каймами. Плагиоклаз занимает до 60 об. %, клинопироксен составляет не более 10 об. % и образует единичные пойкилитовые зер- ГЕОХИМИЯ, ВОЗРАСТ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ 11 на. Габбро слагают основной объем массива, это мелко-среднезернистые породы , сложенные плагиоклазом (50-60 об. %) и клинопироксеном (4050 об. %). Амфиболовые габбро (рис. 3, б) распространены в восточной части массива, это среднезернистые породы, сложенные плагиоклазом (5060 об. %), клинопироксеном (20 об. %) и зеленым магматическим амфиболом (20-30 об. %). Диориты сложены преимущественно плагиоклазом зеленым амфиболом, клинопироксен занимает не более 10 об. %; в некоторые разностях диоритов встречается позднемагматический интерстициальный кварц, до 10 об. %. Интрузивные гранитоиды в изученных образцах представлены двумя разновидностями. Преобладающими являются амфибол-биотитовые граниты (рис. 3, в) - это мелко-среднезернистые породы с гипидиоморфнозернистой структурой. Рис. 3. Петрография исследованных разновидностей пород саурской серии (а) - троктолит (оливиновое лейкогаббро) саурского комплекса; (б) - амфиболовое габбро саурского комплекса; (в) - амфибол-биотитовый гранит бугазского комплекса; (г) - лейкократовый биотитовый плагиогранит бугазского комплекса; (д) - долери-товый порфирит с оливином, «постгранитная» дайка; (е) - спессартит, «постгранитная» дайка Fig. 3. Petrography of rocks of Saur series (a) - troctolite (Ol Ieucogabbro) of Saur complex; (b) - Amp gabbro of Saur complex; (c) - Amp-Bt granite of Bugaz complex; (d) -leucocratic Bt plagiogranite of Bugaz complex; (e) - porphyry dolerite with olivine, post-granite dike; (f) - spessartite, post-granite dike 12 С.В. Хромых, П.Д. Котлер, Д.В. Семенова Зеленый амфибол в виде идиоморфных зерен занимает 5-10 об. %, лейсты биотита - 10-15 об. %. Среди салических минералов плагиоклаз преобладает над калишпатом, кварц (до 20 об. %) представлен ксеноморфными зернами. Менее распространены относительно лейкократовые биотитовые плагио-граниты (рис. 3, г), в них темноцветы занимают не более 10 об. % и представлены мелкими лейстами биотита. Абсолютно преобладающим полевым шпатом является плагиоклаз, калиевый полевой шпат встречен в единичных случаях. Породы постинтрузивных базитовых даек представлены несколькими разновидностями. Наиболее примитивными являются долеритовые порфириты (рис. 3, д). Это породы с выраженной офитовой или долеритовой структурой, образованной разноразмерными (от 57 мм до 1-2 мм) лейстами плагиоклаза. Около 510 об. % занимают мелкие идиоморфные вкрапленники оливина. Матрикс породы сложен мелкими лейстами плагиоклаза, мельчайшими зернами пироксена. Некоторые дайки сложены долеритами или микрогаббро, в которых преобладает идиоморфный плагиоклаз и ксеноморфный пироксен, в нескольких дайках встречены зерна амфибола или биотита. Спессартиты, слагающие несколько даек северовосточного простирания, - порфировидные породы с идиоморфными вкрапленниками зеленого амфибола, расположенными в матриксе из мелких лейст плагиоклаза, зерен клинопироксена и амфибола (рис. 3, е). Диоритовые порфириты - светло-серые породы с преобладанием плагиоклаза, крупные лейсты которого в виде вкрапленников занимают до 20 об. %; матрикс породы сложен лейстами плагиоклаза и зернами амфибола. Вещественный состав и источники магм Для характеристики вещественного состава пород саурской серии использованы 14 авторских представительных анализов (табл. 1), и данные о содержании петрогенных компонентов (175 анализов), из [Ермолов и др., 1977]. Породы саурской серии имеют широкий спектр составов - от габбро-перидотитов до гранитов, в целом соответствуют породам нормальной щелочности (рис. 4). Соотношения главных пет-рогенных компонентов представлены на вариационных диаграммах Харкера (рис. 5). С ростом кремне-кислотности наблюдается уменьшение содержаний Al2O3, CaO, FeO*, TiO2. Составы пород всех комплексов серии формируют общий тренд, однако граниты бугазского комплекса обогащены калием (рис. 5, ж). Для габброидов и диоритов характерны отрицательная корреляция содержаний MgO / CaO и отсутствие корреляций MgO / Al2O3, что может свидетельствовать о преимущественном фракционировании клинопироксена при эволюции базитовых магм. В наиболее магнезиальных по составу троктолитах оливин, содержание которого достигает 30 об. %, вероятно, является кумулятивной фазой. Исследованные нами породы по вещественным характеристикам соответствуют отмеченным ранее химическим особенностям выделенных комплексов. Габбро соответствуют габб-роидам саурского комплекса, исследованные граниты - породам бугазского комплекса. Постгранитные базитовые дайки близки по составу к описанным в [Ермолов и др., 1977], они характеризуются повышенным содержанием щелочей и калия относительно других базитовых пород серии. По содержаниям редких элементов изученные группы пород имеют отличия (рис. 6). Габбро характеризуются почти плоскими спектрами распределения РЗЭ с содержаниями на уровне 10 хондритовых (троктолиты наиболее деплетированы РЗЭ). На спайдер-диаграммах в габбро отчетливо заметны минимумы в содержаниях Th, Nb, Zr; выражен максимум по Sr. Граниты бугазского комплекса демонстрируют обогащение легкими лантаноидами относительно тяжелых (La/YbN от 7 до 12,5), в мульти-элементных спектрах отчетливы максимумы в концентрациях Ba, K, Sr, слабое обогащение по Zr и Hf; минимумы в содержаниях Ta и Nb. Базитовые породы постгранитных даек характеризуются наиболее обогащенным составом среди изученных пород (см. рис. 6). Спектры РЗЭ имеют отрицательный наклон (La/YbN от 8,5 до 13,5), в мультиэлементных спектрах наблюдаются слабые максимумы по Ba, U, Sr; минимум в концентрациях Ta и Nb выражен не так отчетливо, как в других породах серии. Различия в редкоэлементном составе позволяют предполагать разные источники первичных магм для пород разных комплексов. Базитовые породы являются результатом кристаллизации магм, образованных при плавлении мантийных источников. Для классификации мантийных источников в последние десятилетия обозначен ряд индикаторных редких элементов и их соотношений, используемых при определении различных геодинамических обстановок. На рис. 7 составы габбро саурского комплекса и базитовых постгранитных даек нанесены на некоторые классификационные диаграммы. По концентрациям и соотношениям Ti, Zr, Nb, Th, Yb, Y габбро саурского комплекса близки к базальтам островных дуг, формирующимся при плавлении деплетирован-ного источника из мантийного клина. Такая природа источника подтверждается также низкой щелочностью, относительно высокими содержаниями кальция и глинозема. Постгранитные дайки обогащены относительно габбро Zr, Nb, Th (см. рис. 7), их составы занимают промежуточное положение между базальтами островных дуг и базальтами океанических островов, а по концентрациям Zr они близки к внутриплитным базальтам (рис. 7, б). ГЕОХИМИЯ, ВОЗРАСТ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ 13 14 12 10 35 NaiO+KiO, мас% щелочные πepudo^in, Кварцевые сиениты 40 45 50 60 65 70 55 кварцевые диориты SiO⅛, мас% ■ * I I 75 6 ■ 7 • 8 ▲ 9 Рис. 4. Состав пород саурской серии на классификационной диаграмме «SiO2 - сумма щелочей» 1-6 - составы пород саурской серии (175 анализов, данные [Ермолов и др., 1977]): 1 - габбро саурского комплекса, 2 - диориты и кварцевые диориты саурского комплекса, 3 - тоналиты и трондьемиты саурского комплекса, 4 - базитовые дайки «межгранитного» комплекса, 5 - плагиограниты и граниты бугазского комплекса, 6 - базитовые дайки «постгранитного» комплекса; 7-9 - составы изученных нами пород: 7 - габбро массива г. Улькенлаба, 8 - граниты Бугазского массива, 9 - постгранитые базитовые дайки. Границы полей и номенклатура по [Магматические 1983] Fig. 4. Rock composition of Saur series on TAS-diagram 1-6 - rock compositions of Saur series (175 samples from [Ermolov et al., 1977]): 1 - gabbro of Saur complex, 2 - diorites and Qtz diorites of Saur complex, 3 - tonalities and trondemites of Saur complex, 4 - mafic dikes of “inter-granite” complex, 5 - plagiogranites and granites of Bugaz complex, 6 - mafic dikes of “post-granite” complex; 7-9 - rock compositions from this study: 7 - gabbro of Ulkenlaba massif, 8 - granites of Bugaz massif; 9 - post-granite mafic dikes. Fields and nomenclature after [Magmaticheskie 1983] Таблица 1 Представительные анализы пород саурской серии Table 1 Representative compositions of rocks of Saur series № обр. X-1254 X-1256 X-1259 X-1260 X-1264 X-1269 X-1266 Компонент троктолит Amp габбро габбро Amp габбро Amp-Bt гранит Amp-Bt гранит Bt лейкогранит SiO2 38,35 42,97 47,94 49,83 64,88 66,95 70,01 TiO2 1,03 0,90 0,98 0,85 0,45 0,40 0,17 Al2O3 19,26 21,04 19,07 19,74 17,25 15,96 16,26 FeO* 17,90 13,91 12,11 10,87 3,15 3,82 1,64 MnO 0,17 0,19 0,20 0,17 0,06 0,06 0,02 MgO 9,66 5,71 5,32 5,02 1,20 1,74 0,42 CaO 13,31 13,33 10,28 10,29 3,65 2,86 2,00 Na2O 0,70 1,59 3,46 3,42 5,88 4,83 5,73 K2O 0,06 0,15 0,16 0,29 1,67 2,47 2,33 P2O5 0,02 0,13 0,20 0,14 0,17 0,12 0,07 П. п. п. 0,36 0,53 0,49 0,39 0,84 0,54 0,43 Сумма 99,17 99,15 99,09 100,00 99,03 99,53 99,11 Rb 0,5 0,8 0,7 2,1 13,7 22,6 14,2 Sr 463 561 567 585 1058 1001 1340 Y 4,1 14,1 18,8 15,7 11,0 9,7 3,1 Zr 4 19 22 33 95 91 78 Nb 0,2 1,0 1,9 1,8 4,6 2,8 1,5 Cs 0,1 0,1 0,1 0,1 0,2 0,4 0,2 Ba 12 40 69 83 706 978 1359 La 0,8 3,3 5,5 5,7 13,2 11,7 5,7 Ce 2,0 8,3 14,0 13,5 30,2 24,4 11,2 14 С.В. Хромых, П.Д. Котлер, Д.В. Семенова № обр. X-1254 X-1256 X-1259 X-1260 X-1264 X-1269 X-1266 Компонент троктолит Amp габбро габбро Amp габбро Amp-Bt гранит Amp-Bt гранит Bt лейкогранит Pr 0,3 1,2 2,1 1,9 3,9 2,6 1,2 Nd 1,5 6,7 10,2 8,9 15,5 9,5 4,4 Sm 0,45 2,02 2,96 2,24 3,07 2,15 0,80 Eu 0,33 0,71 1,05 0,90 0,69 0,57 0,25 Gd 0,82 2,40 3,51 2,69 2,58 1,84 0,81 Tb 0,13 0,40 0,51 0,40 0,32 0,28 0,11 Dy 0,79 2,54 3,29 2,78 1,93 1,47 0,53 Ho 0,17 0,51 0,65 0,57 0,36 0,34 0,11 Er 0,42 1,53 1,85 1,53 1,13 0,94 0,33 Tm 0,06 0,23 0,27 0,23 0,18 0,14 0,05 Yb 0,40 1,27 1,62 1,40 1,25 0,94 0,35 Lu 0,06 0,20 0,23 0,20 0,18 0,14 0,05 Hf 0,23 0,70 0,88 1,08 2,70 2,65 2,14 Ta 0,05 0,08 0,08 0,08 0,35 0,21 0,09 Th 0,03 0,11 0,09 0,31 3,03 2,48 0,80 U 0,02 0,06 0,06 0,11 1,02 0,87 0,45 Sc 39 26 34 31 - - - V 438 286 255 242 - - - Cr 9 10 18 23 - - - Co 54 29 26 25 - - - Ni 38 10 14 12 - - - Cu 10 29 54 74 - - - Zn 82 93 79 81 - - - № обр. X-1268 X-1263 X-1262 K-17-19/2 K-17-20/2 K-17-22 X-1267 Компонент Bt лейкогранит Bt лейкогранит Bt доле-рит (дайка) Ol долерит (дайка) Amp микрогаббро (дайка) Спессартит (дайка) диоритовый порфирит (дайка) SiO2 70,99 71,18 51,59 54,45 56,12 58,41 63,78 TiO2 0,15 0,14 1,69 1,66 1,07 0,72 0,56 Al2O3 16,06 16,08 16,69 16,21 16,09 17,31 16,57 FeO* 1,28 1,52 11,22 10,61 9,40 6,79 4,93 MnO 0,02 0,02 0,12 0,15 0,11 0,09 0,08 MgO 0,37 0,50 3,71 3,92 4,19 3,71 2,61 CaO 1,81 2,34 5,46 6,41 6,53 5,66 4,05 Na2O 6,15 5,97 4,30 4,02 3,76 4,65 4,54 K2O 1,87 1,37 2,02 2,00 1,65 1,56 1,92 P2O5 0,05 0,05 0,35 0,55 0,17 0,24 0,18 П.п.п. 0,33 0,59 3,19 0,59 1,15 0,86 0,99 Сумма 99,17 99,78 99,54 99,66 99,43 99,46 99,86 Rb 11,0 10,4 32,2 26,0 42,7 26,2 33,0 Sr 1203 1253 747 585 577 670 867 Y 4,0 3,7 18,5 39,2 12,0 13,4 11,5 Zr 76 74 166 333 75 144 122 Nb 1,8 1,3 12,7 15,0 6,4 4,8 4,9 Cs 0,1 0,1 0,7 0,7 1,2 0,4 0,5 Ba 1580 1181 514 651 480 510 807 La 6,1 4,0 22,7 38,2 12,6 19,9 18,1 Ce 11,5 8,0 47,0 77,9 25,9 40,4 36,7 Pr 1,4 1,0 6,0 10,1 3,2 5,2 4,3 Nd 4,6 3,7 24,2 41,4 13,2 21,5 17,1 Sm 0,95 0,78 4,85 8,36 2,95 4,58 3,07 Eu 0,24 0,27 1,45 2,20 0,89 1,24 0,76 Gd 0,91 0,76 5,08 8,01 3,00 3,63 2,73 Tb 0,13 0,11 0,67 1,25 0,45 0,51 0,38 Dy 0,59 0,54 3,81 7,10 2,45 2,51 1,92 Ho 0,11 0,11 0,65 1,41 0,45 0,48 0,40 Er 0,37 0,34 1,81 3,85 1,23 1,22 1,13 Tm 0,06 0,06 0,26 0,54 0,16 0,18 0,17 Yb 0,35 0,41 1,50 3,25 0,96 1,04 1,12 Lu 0,06 0,06 0,21 0,51 0,15 0,15 0,16 Hf 2,21 2,23 3,80 7,10 2,02 3,53 3,30 Ta 0,12 0,11 0,83 0,86 0,36 0,36 0,38 Th 0,71 0,62 3,93 3,52 2,63 3,31 3,56 U 0,18 0,48 1,27 1,01 1,02 1,76 1,19 15 ГЕОХИМИЯ, ВОЗРАСТ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ № обр. X-1268 X-1263 X-1262 K-17-19/2 K-17-20/2 K-17-22 X-1267 Компонент Bt Bt Bt доле-рит Ol долерит Amp микрогаббро Спессартит диоритовый порфирит лейкогранит лейкогранит (дайка) (дайка) (дайка) (дайка) (дайка) Sc - - 14 - - - 11 V - - 141 - - - 74 Cr - - 22 - - - 61 Co - - 30 - - - 12 Ni - - 35 - - - 31 Cu - - 43 - - - 23 Zn - - 102 - - - 57 Примечание: прочерк - содержание элемента не определялось. Note: dash - the content of the element was not determined. Рис. 5. Составы пород саурской серии на двухкомпонентных диаграммах SiO2-Al2O3 (а), SiO2-CaO (б), SiO2-FeO* (в), SiO2-TiO2 (г), MgO-Al2O3 (д), MgO-CaO (е), MgO-K2O (ж). Условные обозначения см. на рис. 4 Fig. 5. Rock compositions of two-component diagrams SiO2-Al2O3 (a), SiO2-CaO (b), SiO2-FeO* (c), SiO2-TiO2 (d), MgO-Al2O3 (e), MgO-CaO (f), MgO-K2O (g). Legend see on fig. 4 16 С.В. Хромых, П.Д. Котлер, Д.В. Семенова Рис. 6. Спектры распределения редкоземельных элементов (вверху) и спайдер-диаграммы (внизу) для составов пород саурской серии Содержания элементов нормированы на состав хондрита и примитивной мантии [Sun, McDonough, 1989] Fig. 6. REE-spectra (top) and spider diagrams (bottom) for rock compositions of Saur series Concentrations are normalized on chondrite and primitive mantle [Sun, McDonough, 1989] Рис. 7. Состав габбро саурского комплекса и постгранитных базитовых даек на классификационных геодинамических диаграммах а) Zr - Ti [Pearce, 1982]; б) Zr - Zr/Y [Pearce, Norry, 1979]; в) Nb - Nb/Th [Yang et al., 2014]; г) Nb/Yb -Th/Yb [Pearce, 2008] .... (≡) 20- ZrPf (6) Ti, r∕τ 10- , ,--,Within-Plate'', ', : Lavas ∖ J"' . ' 5 - / /Within-PIatB ,' Basalts - ■>' -''' A '; '∙, ∕' ,' '' і '' Island Arc ; ∖ -, Lavas '. ∖ 2 - Island Arh , ' Basalts ■/ ' / ,''Mid-Ocean ∕' / Ridge Basalts ⅛ 2r,r∣τ 1 - ■ ■ ----------------------------------------------------------1--------------------------------------------------------------------------- Zr, r∕τ η-----------------------------1-----------------------------1---------------------------------------1-----------------------------1 Klh∕Th ■ Mid-ocean ridge basalt / ∖ / ▲ Oceanic island Island arc basalt basalt Nb, ppm Fig. 7. Composition of Saur gabbro andpost0granite mafic dikes on geodynamic classification diagrams a) Zr - Ti [Pearce, 1982]; b) Zr - Zr/Y [Pearce, Norry, 1979]; c) Nb - Nb/Th [Yang et al., 2014]; d) Nb 'Yb Yh 'Yb [Pearce, 2008] ГЕОХИМИЯ, ВОЗРАСТ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ 17 Рис. 8. Диаграмма Nb - Nb/Yb Сопоставление составов габбро саурского комплекса и постгранитных базитовых даек с результатами геохимического моделирования в Nb-Yb системе по [Yang et al., 2014; Safonova et al., 2018]. Кривые обозначают тренд составов, образующихся при плавлении гранатового перидотита с содержанием 5% и 10% граната (GtP 5, GtP 10), шпинелевого лерцолита (SpLz) и сильно деплетированного реститового подостроводужного гарцбургита (ArcHz). Цифры обозначают степень плавления. Составы источников, использованные для моделирования: PM - примитивная мантия, DM - деплетированная мантия, ArcM - подостроводужная мантия Fig. 8. Nb - Nb/Yb diagram Data for the Saur gabbro and post-granite mafic dikes are compared with results of modeling in the Nb-Yb system [Yang et al., 2014; Safonova et al., 2018]. The calculated melting curves are for garnet peridotite containing 5% and 10% of garnet (GtP5, GtP10), spinel lherzolite (SpLz), and highly depleted sub-arc harzburgite (ArcHz). Numbers are melt fractions. PM = primitive mantle, DM = depleted mantle, ArcM = arc mantle Рис. 9. Состав гранитов бугазского комплекса на классификационных геодинамических диаграммах а) Yb - Ta [Pearce et al., 1984]; б) Yb + Nb - Rb [Pearce et al., 1984]; в) Ta/Yb - Th/Yb [Schandl, Gorton, 2002]. Поля составов пород: ORG (Ocean Ridge Granites) - граниты океанических хребтов, VAG (Volcanic Arc Granites) - граниты вулканических дуг, WPG (Within Plate Granites) - внутриплитные граниты, syn-COLG (Collision Granites) - синколлизионные граниты, Oceanic Arcs - океанические дуги, ACM (Active Continental Margins) - активные континентальные окраины, WPVZ (Within-Plate Volcanic Zones) - внутриплитные вулканические зоны, WPB (Within-Plate Basalts) - внутриплитные базальты, MORB (Mid-Oceanic Ridge Basalts) - базальты срединно-океанических хребтов Fig. 9. Composition of Bugaz granites on geodynamic classification diagrams a) Yb - Ta [Pearce et al., 1984]; b) Yb + Nb - Rb [Pearce et al., 1984]; c) Ta/Yb - Th/Yb [Schandl, Gorton, 2002]. Fields: ORG -Ocean Ridge Granites, VAG - Volcanic Arc Granites, WPG - Within Plate Granites, syn-COLG - Collision Granites; ACM - Active Continental Margins, WPVZ - Within-Plate Volcanic Zones, WPB - Within-Plate Basalts, MORB - Mid-Oceanic Ridge Basalts Обогащенный состав постгранитных даек также выражается в повышенных содержаниях калия, фосфора и целого ряда редких элементов. Очевидно, что базитовые магмы, сформировавшие дайки, произошли из другого (более обогащенного) мантийного источника. Для определения характера мантийного источника мы использовали результаты геохимического модели- 18 С.В. Хромых, П.Д. Котлер, Д.В. Семенова рования в Nb-Yb системе [Yang et al., 2014; Safonova et al., 2018]. Составы изученных пород саурской серии были сопоставлены с результатами численного моделирования плавления различных мантийных источников (рис. 8). Сопоставление показывает, что магмы габбро саурского комплекса могли быть образованы при частичном плавлении шпинелевого лерцолита деплетиро-ванной мантии. Составы постгранитных базитовых даек обогащены ниобием, сформировавшие их магмы могли появиться в результате плавления менее деплетрованно-го мантийного источника (гранатовых перидотитов). Составы изученных гранитов бугазского комплекса на классификационных геодинамических диаграммах по содержаниям Yb, Ta, Rb, Y, Nb попадают в поля гранитов вулканических дуг (рис. 9, а, б) . По концентрациям Ta, Th и Yb их составы отвечают активным континентальным окраинам (рис. 9, в) . В целом по вещественным характеристикам и минеральному составу гранитоиды бугазского комплекса отвечают гранитоидам I типа, что подразумевает преобладание вулканогенно-осадочного субстрата в источнике гранитоидных магм. Геохронологические и изотопные данные По геологическим данным и результатам K-Ar датирования возраст саурской серии был определен как конец раннего карбона (340-318 млн лет) [Ермолов и др., 1977]. Мы провели геохронологические исследования пород саурской серии с помощью U-Pb изотопных методов, по единичным зернам цирконов. Для датирования были выбраны (см. местоположение на рис. 2): 1) кварцсодержащий диорит саурского комплекса (проба К-17-25), 2) амфибол-биотитовый гранит бугазского комплекса (проба К-17-19/1), 3) лейкократовый биотитовый плагиогра-нит бугазского комплекса (проба Х-1268), 4) спессартит одной из наиболее поздних даек северовосточного простирания (проба К-17-22). Пробы весом около 7 кг были издроблены и просеяны, из них с помощью магнитной сепарации и применения тяжелых жидкостей были выделены монофракции цирконов. Для дальнейших прецизионных исследований были выбраны идиоморфные зерна, не содержащие трещин или крупных включений. Для исследования внутреннего строения выбранных зерен были использованы катодолюминесцентные изображения, полученные с помощью растрового электронного микроскопа JSM 6510 LV (ЦКП МИИ ИГМ СО РАН). Большинство цирконов представлены слабоудлиненными зернами, габитусные формы - призма и бипирамиды. Внутреннее строение цирконов характеризуется в целом концентрической зональностью, для некоторых зерен из кварцевого диорита также наблюдается секториальная зональность. Морфология и внутреннее строение изученных цирконов не вызывают сомнений в их магматическом происхождении. Необходимо отметить, что в монофракции цирконов из спессартита поздней дайки (К-17-22) было обнаружено две группы цирконов различающейся морфологии. Цирконы одной из групп морфологически похожи на цирконы из вмещающих гранитов, и, как показали изотопные исследования, имеют одинаковый с ними возраст. Цирконы из другой группы, магматической природы, характеризуются меньшими размерами и имеют другой изотопный возраст. Именно эта группа принята нами за магматические цирконы, кристаллизовавшиеся непосредственно в дайке. Датирование проводилось как по центральным, так и по периферическим частям зерен цирконов. Интерпретация измеренных U-Pb изотопных отношений позволила установить следующие значения возраста. Для кварцевого диорита саурского комплекса по 33 экспериментальным точкам установлено значение возраста в 330 ± 2 млн лет (рис. 10, а). Для амфибол-биотитового гранита бугазского комплекса по 27 экспериментальным точкам установлено значение возраста в 327 ± 3 млн лет (рис. 10, б). Для лейкократового биотитового плагиогранита бу-газского комплекса по 13 экспериментальным точкам установлено значение возраста в 326 ± 3 млн лет (рис. 10, в). Для спессартита из поздней дайки по 9 экспериментальным точкам установлено значение возраста в 315 ± 4 млн лет (рис. 10, г). Таким образом возраст формирования изученных пород может быть оценен как конец раннего - начало среднего карбона в интервале 332-311 млн лет. Это в целом подтверждает предшествующие оценки возраста серии, выполненные геологическими и K-Ar геохронологическими методами [Ермолов и др., 1977]. Для установления природы мантийного источника были выполнены Sm-Nd изотопные исследования по валовым пробам пород. Были выбраны троктолит массива горы Улькенлаба (саурский комплекс), лейкократовый биотитовый плагиогранит (бугазский комплекс) и долерит из дайки северо-восточного простирания в массиве Жаксы-Койтас, в 50 км к западу от района основных исследований. Результаты измерения изотопных отношений приведены в табл. 2. Рассчитанные на возраст пород значения εNd(T) оказались положительными, это подтверждает ювенильную природу как габбро, так и гранитов. Постгранитные дайки обогащены как Sm, так и Nd и имеют отличающиеся изотопные отношения. Кроме того, нам удалось выполнить исследования Lu-Hf изотопной системы в цирконах из кварцевы

Скачать электронную версию публикации