Basic magmatism of early Devonian rifting 85 Tuvinian Trough.pdf Территория Центральной Азии на протяжении фанерозоя неоднократно вовлекалась в процессы внутриплитной активности [8], в результате чего здесь возникли системы рифтов и авлакогенов, рои даек, пояса массивов щелочных пород, поля карбонатитов, базальтовые лавовые плато и реки. Одним из ярких проявлений подобной активности стало формирование на территории Алтае-Саянской внутриплитной области среднепалеозойского Тувинского прогиба рифтогенного заложения, в дальнейшем развивавшегося в режиме авлакогена. Образование прогиба сопровождалось интенсивным магматизмом, варьирующим по составу от базитов до кислых пород. Ряд важных проблем, затрагивающих фундаментальные особенности развития магматизма Тувинского прогиба, пока остаётся нерешённым. К их числу относятся оценка состава источников магматизма, причины смены и эволюции состава магматических расплавов во времени и пространстве, а также выяснение геодинамических механизмов, обусловивших магматическую деятельность и образование прогиба. Для получения ответов на эти вопросы было проведено изучение индикаторных в отношении внутриплитной активности магматических комплексов - базальтов ранних стадий формирования прогиба и дайковых поясов, фиксирующих крупноамплитудные растяжения при образовании прогиба. Ряд работ, посвященных изучению раннедевонского вулканизма Центральной Азии, выполненных в последние 20 лет, проведены на территориях Северо-Западной Монголии, Минусинского прогиба, Вилюйского рифта [1, 2, 4]. Среди многочисленных среднепалеозойских грабенов по юго-западному обрамлению Сибирского кратона Тувинский прогиб остается наименее изученным. Геологическая позиция и внутреннее строение Тувинского прогиба Соприкосновение Сибирского кратона и Центрально-Азиатского каледонского суперконтинента, произошедшее к раннему девону вдоль трансформной границы, привело, вероятно, к образованию серии расколов-сдвигов в пределах суперконтинента. По некоторым из них сформировалась Тувинская рифтогенная система, сопровождавшаяся бимодальным вулканизмом. Она включает в себя собственно Тувинский прогиб, Дерзиг-ско-Сайлыгский грабен, а также более мелкие впадины - Хемчикскую, Хонделенскую, Кызылтайгинскую и др. (рис. 1). Сдвиговый элемент выражен в форме Тувинского прогиба в виде серии узких выступов вдоль северного обрамления прогиба (Аянгаты - Шуй, Бажын-Алак, Уюк) и южного обрамления (Деспен - Самагалтай, Улуг-Шанган, Дерзиг - Сайлыг). В дальнейшем прогиб развивался в режиме авлакогена, заполняемого средне-верхнедевонскими, карбоновыми и юрскими осадочными отложениями. На основании различий в разрезах девонских отложений, включая изменение их состава, мощностей, наличие перерывов, а также некоторые структурные признаки, в пределах Тувинского прогиба выделяются три структурно-фациальных зоны - Западно-Таннуольская, Улугхемская и Уюкская, отделённые друг от друга крупными поперечно-диагональными разломами [3]. Западно-Таннуольская зона длиной до 250 км и шириной до 80 км, почти целиком занимающая хр. Западный Танну-Ола, является наиболее прогнутой частью Тувинского прогиба и характеризуется мощным разрезом девона (до 10 км). В строении зоны большую роль играют разрывные нарушения, разбивающие её на множество разновеликих блоков. Проявлены разрывы преимущественно в нижне-среднедевонских отложениях, а менее нарушенные верхнедевонско-карбоновые образования образуют относительно целые синклинальные структуры внутри блоков. Дизъюнктивные деформации обусловлены, главным образом, инверсией рифта, имевшей место в среднем девоне и перед ранним карбоном. Палеовулканологические реконструкции показывают, что накопление лавовых толщ происходило в лагунных мелководных условиях или на выровненных участках островной суши. Мощность лавовых потоков колеблется от первых метров до 10-20 м, протяжённость - до нескольких десятков километров. Рис. 1. Обзорная схема основных геологических структур Тувы: 1 - Тувино-Монгольский массив (ТММ); 2 - офиолитовые комплексы; 3 - Восточно-Тувинский пояс гранитоидных батолитов (ВТБ - Восточно-Таннуольский, КХБ - Каахемский, БХБ - Бийхемский, ХБ - Хамсаринский батолиты) с фрагментами венд-кембрийских островодужных систем; 4 - Западно-Саянский (ЗС) турбидитовый бассейн (поздний кембрий - силур); 5 - Хемчикско-Сыстыгхемский (ХСП) молассовый прогиб (поздний кембрий - силур); 6 - Тувинский рифтогенный прогиб (ТРП, ранний девон - карбон); 7 - наиболее крупные разломы; 8 - участки проведённых исследований: Западно-Таннуольская (ЗТ) и Улугхемская (УХ) зоны Улугхемская зона отделяется от Западно-Таннуольской системой разломов и занимает бассейны рек Улуг-Хем, Элегест, Баян-Кол площадью 60 х 70 км. Здесь, в отличие от Западно-Таннуольской зоны, разрез прогиба характеризуется обилием перерывов, меньшей мощностью девонских отложений, не превышающей 5,5-6 км, и их латеральной невыдержанностью. Уюкская зона занимает площадь 50 х 70 км одноимённой котловины в бассейне р. Уюк. Прогиб в этой зоне сложен, главным образом, отложениями девона, а также, частично, нижнего карбона. При общей мощности разреза до 8 км мощность вулканогенно-осадочного нижнего девона превышает 3 км. Нами изучались разрезы нижнедевонских толщ Западно-Таннуольской (ЗТ) и Улугхемской (УХ) зон Тувинского прогиба (см. рис. 1), включающие платобазальтовые образования и дайковые пояса диабазов, базальтовых порфиритов, риолитовых порфиров, которые рассекают осадочные породы ордовикского и силурийского возраста и фиксируют тем самым условия рифтогенного растяжения в основании прогиба. Вулканиты и дай-ковые пояса наблюдаются по окраинам Тувинского прогиба. Западно-Таннуольская часть представлена Чаданским и Хондергейским дайковыми поясами, Баян-Тугайским и Кудукским полями платобазальтов на северном плече Тувинского прогиба. Восточная часть (Улугхемская зона) представлена вулканогенным разрезом севернее пос. Хову-Аксы (гора Онгача) на южном плече рифта, а также разрезами вдоль левобережья (гора Берт-Даг) и правобережья (гора Кулбус-Даш) р. Енисей на северном плече Тувинского прогиба. Все изученные разрезы, считающиеся нижнедевонской кендейской свитой, в верхних частях содержат кислые породы -риолиты и риолитовые порфиры в виде сложных вулканических построек и штоков. Расстояние между западными и восточными объектами исследований -150 км. Чаданский дайковый пояс расположен на левобережье низовий р. Хон-дергей среди силурийских терригенно-карбонатных отложений. Пояс шириной -10 км и длиной до 40 км имеет общее субширотное простирание, параллельное границам прогиба. Дайки заполняют почти непрерывную сеть параллельных левосдвинутых разломов. Они имеют мощность от 3-4 до 8-10 м, протяжённость от нескольких сотен метров до 3 км и сложены афировыми и порфировидными базальтами с ярко выраженной шаровой отдельностью. Шары отдельности размером от 10 до 50-60 см, имеют скорлуповатое строение. На восточном продолжении Чаданского дайково-го пояса расположено Баян-Тугайское поле платобазальтов, залегающее на силурийских толщах и протягивающееся более чем на 30 км. Хондергейский дайковый пояс начинается в 10 км южнее Чаданского пояса, но, в отличие от последнего, имеет преимущественно субмеридиональное простирание даек. Непосредственные взаимоотношения между субширотными и субмеридиональными дайковыми поясами не установлены. Хондергейский пояс занимает площадь -20 х 30 км среди ордовик-силурийских отложений. Мощность даек изменяется от 1-2 до 15 м, протяжённость - от 20-30 до 1500 м. Шаровая отдельность проявлена слабо и лишь вдоль контактов. Мелкие дайки обычно сближены с расстоянием между ними 15-30 м. Крупные дайки часто удалены друг от друга, хотя иногда могут сопровождаться мелкими дайками. В полях платобазальтов участков Баян-Тугай, Кулбус-Даш, Берт-Даг, Он-Кажа, Кара-Суг лавовые потоки мощностью 2-6 м залегают на силурийских известняках-ракушечниках без видимых угловых несогласий, образуя в современном рельефе наклонное плато протяжённостью от нескольких до десятков километров. Между потоками наблюдаются линзы и прослои красноцветных песчаников и алевролитов, элементы залегания которых совпадают с залеганием нижележащих силурийских отложений. В основании базальтового плато часто наблюдаются гиалокластиты и лахары, свидетельствующие об излияниях в водную среду. Через 200250 м вверх по разрезу лавовой толщи в её составе возрастает доля тер-ригенного материала, появляются прослои сероцветных пород. Вулканиты представлены массивными и миндалекаменными, порфировыми и афировыми разностями преимущественно базальтов, редко - андезитов, и их лавобрекчиями. С платобазальтами пространственно ассоциируют вулканические куполовидные постройки, штоки кислого состава размером от 150 х 150 м до 1-3 км, типовые образования которых наблюдаются на участках гор Кулбус-Даш, Берт-Даг, рек Хуле, Кадвой и др. Кислые породы представлены кварцевыми гранит-порфирами, флюидальными риолит-порфирами, лавобрекчиями, игнимбритами. Некоторые купола образуют довольно простые штоки со скорлуповатым строением, другие имеют сложное строение с проявлениями брекчий взрыва, сольфатарной деятельности. Также нами изучены и опробованы девонские вулканогенно-осадочные толщи южной приграничной с Монголией части Тувинского прогиба по рекам Кендей, Кадвой, Торгалыг и др. на тувинской и монгольской (ур. Кудук) сторонах. В отличие от других участков, вулканическое плато южной части прогиба подстилается нижнедевонскими крас-ноцветными терригенными толщами, содержащими рои даек и силлов базитового состава и редкие дайки кислого состава. Далее разрезы представлены базальтовыми плато с прослоями терригенных отложений и прорывающими их вулканическими сооружениями (до 1-1,5 км) и штоками (200-300 м) кислых пород. Кислые породы несут обильные медьсодержащие баритовые, барит-кальцитовые жилы, яшмо-карбонатные жел-ваковые стяжения. По составленным картам и разрезам на участках ур. Кудук, р. Кадвой, г. Баян-Тугай, г. Он-Кажа, г. Кулбус-Даш, г. Берт-Даг, р. Кара-Суг, характеризующихся примерно одинаковой геологической ситуацией, установлен следующий обобщённый досреднедевонский разрез образований Тувинского прогиба: терригенные толщи силура и раннего девона, вмещающие бази-товые дайковые пояса, ^ обширные базальтовые покровы с общей мощностью до 100-250 м ^ терригенные породы с покровами и силлами базальтов. Разрезы пронизаны цепочками штоков кислого состава до 200-300 м и (или) венчаются вулканическими сооружениями до 2-3 км в диаметре. Методика исследований Методы работы прежде всего опирались на планомерное геологическое картирование опорных участков с отбором проб для петрографических и изотопно-геохимических исследований. Аналитические исследования РФА, ICP-MS методами проводились в лабораториях ТГУ (Томск), ИГХ CO РАН (Иркутск). Изотопные исследования на Rb-Sr и Sm-Nd выполнены в ИГЕМ РАН А.В. Никифоровым. Петрографическая и изотопно-геохимическая характеристика базитовых пород Петрографическая характеристика. Базиты лав и даек по составу не различаются между собой и представлены тёмно-серыми, почти чёрными с зеленоватым оттенком базальтами и андезито-базальтами, редко - андезитами. В центральной и южной части прогиба (Кара-Суг, Кадвой) встречаются гиалокластиты в основании лавовой толщи. Для даек характерна шаровая отдельность. Базиты имеют массивные и миндалекаменные текстуры, афировые и порфировые структуры. Порфировые выделения размерами от 0,5-5 до 10 мм составляют обычно 5-15 %, иногда до 35% от объёма породы. Они представлены плагиоклазом, оливином, клинопироксеном. Плагиоклаз преобладает, он часто зональный, большей частью замещён вторичными минералами - серицитом, карбонатом, соссюритом, пелитовым веществом, альбитом, цеолитами. Оливин псевдоморфно замещён боулингитом. Наиболее свежие вкрапленники представлены редким клинопироксеном, тоже частично замещённым хлоритом и рудным веществом. Структура основной массы интерсертальная, пойкилоофитовая, офитовая, долерито-вая, иногда гиалиновая. Это, как правило, реликтовые структуры, так как основная масса замещается вторичными минералами - хлоритом, карбонатом, серицитом, гидроокислами железа. По реликтам устанавливаются следующие первичные минералы: плагиоклаз, клинопироксен, оливин, ти-таномагнетит, ильменит, апатит, кварц, калиевый полевой шпат. Количество рудных минералов может достигать 10%. Миндалины могут быть очень обильными (до 30%) и разноразмерными (от 1 мм до 3-5 см), выполнены чаще всего кварцем, агатом, реже - хлоритом, карбонатом. Особенности химического состава. В петрогеохимических данных (табл. 1, 2) представлены разнофациальные проявления базитового рифто-генного магматизма - как покровные лавы, так и субвулканические тела (дайки, силлы, мелкие штоки). Содержание SiO2 варьирует в широких пределах - от 43 до 62 мас. %, но 75% изученных пород попадают в диапазон 45-53 мас. %. На классификационной диаграмме SiO2 - (Na2O+K2O) преобладающая часть пород занимает область составов базальтов, значительно меньшая часть - области трахибазальтов, трахиандезитов, андезитов. Таблица 1 Химический состав базитов Тувинского прогиба Содержание компонентов, % № обр. SiO2 TiO2 AI2O3 FeOобщ. MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 I Участок Баян-Тугай ДВ 1/1 61,7 1,039 15,51 5,76 0,062 3,015 2,324 6,82 0,24 0,196 99,92 ДВ 1/2 62,64 0,8 15,25 5,63 0,078 3,22 1,788 5,36 1,04 0,163 100,17 ДВ 1/5 53,21 1,616 17,88 9,19 0,156 4,218 4,187 4,37 1,314 0,245 100,24 ДВ 1/6 52,79 1,439 18,9 9,98 0,368 3,9 2,112 7,11 0,348 0,179 100,14 ДВ 1/7 55,54 1,683 16,4 7,98 0,428 5,32 2,925 5,35 0,512 0,233 100,15 ДВ 1/9 49,46 2,525 15,28 14,12 0,872 4,318 6,277 4,34 0,636 0,28 100,16 № обр. Содержание компонентов, % SiO2 TiO2 AI2O3 БеОобщ. MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 I Перевал Чаа-Холь - Ишти-Хем ДВ 2/1 50,4 2,775 13,43 15,15 0,27 4,26 5,987 3,93 0,618 0,322 100,3 ДВ 2/2 46,53 3,877 12,66 16,09 0,384 5,341 8,067 3,58 0,702 0,645 100,27 Верховья р. Хондергей A 301 52,4 1,6 15,7 9,9 0,4 5,1 6,5 3,6 1,5 0,3 100,2 A 302 52,7 1,6 15,7 9,8 0,5 5,1 6,7 3,4 1,5 0,3 100,2 A 303 46,2 2,6 14,6 13,5 0,5 6,3 9,7 2,8 1,1 0,3 100,2 A 304 45,8 2,7 15 13,7 0,7 6,7 8 3,2 1,4 0,4 100,1 A 305 61,3 1,3 13,6 7,8 0,4 4 2,7 5,1 1,4 0,2 100,2 Чаданский субширотный дайковый пояс ДВ 6/1 52,68 2,166 15,59 11,49 0,117 3,783 3,318 5,94 0,321 0,23 100,06 ДВ 6/2 47,26 3,981 12,25 16,71 0,263 4,852 7,85 3,11 1,001 0,558 99,89 ДВ 6/3 49,11 3,069 12,12 16,6 0,299 3,393 8,258 3,05 0,753 1,389 100,21 ДВ 6/4 48,93 3,435 12,82 15,84 0,237 4,689 8,113 3,31 0,822 0,512 100,32 Чд 1 48,58 3,423 12,05 17,51 0,295 3,449 8,118 2,89 0,897 1,381 100,31 Чд 2 52,76 2,449 15,44 11,99 0,168 2,94 6,336 3,93 1,68 0,283 100,37 Чд 3 51,56 2,896 14,68 12,33 0,204 3,113 5,957 3,85 2,245 0,576 99,68 Чд 3 а 49,03 3,429 12,81 16,09 0,247 4,191 8,002 3,27 1,07 0,514 100,4 Чд 4 54,2 2,554 14,37 12,39 0,184 2,5 6,406 3,23 1,963 0,357 100,28 Чд 5 49,15 3,152 11,93 17 0,308 3,121 7,95 2,93 0,879 1,648 99,84 Чд 6 50,01 3,034 12,36 15,84 0,291 2,838 6,887 3,48 1,324 1,707 99,65 Чд 8 59,66 1,733 13,32 11,26 0,172 1,203 4,19 2,76 3,189 0,566 99,93 Чд 9 49,59 3,552 12,85 16,12 0,284 3,995 7,275 2,98 1,053 0,573 100,14 Хондергейский субмеридиональный дайковый пояс 191-1 57,39 1,69 14,67 9,3 0,22 3,2 3,49 5,7 0,12 0,26 100,43 192 48,37 4,23 11,49 16,57 0,3 4,03 6,5 4 0,36 0,78 99,82 195 51,1 1,45 16,55 9,41 0,14 5,81 8,79 3,46 0,14 0,18 100,34 197 52,05 1,26 17,07 9,15 0,16 5,21 8,82 2,99 0,17 0,16 100,44 197-1 48,44 2,04 16,6 10,87 0,33 5,87 7,57 3,53 0,32 0,26 100,49 198 49,66 1,7 15,19 9,81 0,41 5,09 5,36 4,81 0,84 0,23 100,84 201 54,13 1,37 16,47 8,59 0,63 4,62 4,16 5,06 1,27 0,21 100,44 Участок Он-Кажа, Улугхемская зона ДВ 5/7 43,19 1,54 15,6 9,43 0,296 3,056 14,915 2,56 0,223 0,187 100,26 ДВ 5/10 46,1 1,635 16,57 12,26 0,203 4,723 11,304 3,03 0,383 0,2 100,1 ДВ 5/9 47,1 1,723 15,67 10,82 0,108 3,746 8,753 2,23 0,531 0,175 95,33 ДВ 5/2 47,59 0,98 15,52 10,42 0,167 4,603 12,025 2,28 0,16 0,109 100,22 ДВ 5/1 52,72 1,265 17,35 5,97 0,091 8,874 4,19 2,95 0,255 0,141 100,03 ДВ 5/11 54,17 2,002 13,81 11,66 0,243 3,521 7,613 3,39 0,667 0,28 100,1 ДВ 5/12 51,55 1,152 15,87 9,24 0,167 3,251 10,951 2,8 0,282 0,148 100,19 ДВ 5/15 51,93 1,325 16,06 9,84 0,19 6,012 9,823 2,92 0,221 0,145 100,11 ДВ 5/16 51,14 1,264 16,37 7,6 0,077 6,79 6,466 3,19 0,256 0,142 100,12 № обр. Содержание компонентов, % SiO2 TiO2 AI2O3 РеСобщ. MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 I ДВ 5/19 51,05 1,486 17,25 10,37 0,148 4,694 9,359 3,31 0,342 0,165 100 Участок Берт-Даг - Кулбус-Даш ДВ 221 53,98 2,371 12,49 13,89 0,496 3,548 3,715 4,11 0,24 1,037 100,05 ДВ 224 43 1,141 16,55 7,57 0,199 2,883 17,175 2,68 0,164 0,098 100,33 ДВ 228 44,8 1,525 15,22 12,43 0,523 3,649 10,936 3,29 0,296 0,164 100,43 ДВ 229 51,32 1,843 16,49 11,19 0,492 4,735 8,418 3,65 0,346 0,172 100,19 ДВ 230 50,37 1,855 16,75 8,29 0,312 3,198 9,325 4,16 0,551 0,17 100,22 ДВ 232 54,22 0,946 16,31 7,4 0,665 3,802 6,921 4,08 1,707 0,172 100,13 ДВ 233 54,47 0,939 16,52 7,53 0,361 4,963 7,669 3,82 1,014 0,179 100,11 243 47,44 1,25 16,74 10,6 0,11 4,68 11,64 3,11 0,27 0,14 100,49 245 47,03 1,35 17,03 9,15 0,18 6,86 8,97 4,45 0,28 0,17 100,63 248 56,94 0,85 16,1 7,41 0,12 3,06 6,29 4,15 0,76 0,22 100,37 250 48,6 2,15 15,93 12,87 0,32 5,62 6,18 4,6 0,48 0,22 100,7 259 45,73 1,38 16,14 11,43 0,15 5,65 9,85 3,99 0,12 0,22 100,53 265 52,26 2,38 12,93 13,56 0,27 4,35 5,07 4,63 0,94 0,38 100,17 272 46,13 1,02 15,54 13 0,18 8,59 5,86 4,14 0,6 0,11 100,72 286 46,56 1,51 15,83 9,76 0,15 9,39 7,65 2,61 0,38 0,2 100,38 295 56,3 1,81 12,11 14,9 0,69 2,13 2,41 4,4 0,14 0,7 95,59 299 54,13 1,01 15,87 7,39 0,47 4,49 4,16 6,49 0,61 0,18 100,68 304 53,6 2,9 12,91 13,95 0,28 2,84 4,52 4,57 1,07 0,82 99,81 Примечание. Полужирным шрифтом выделены дайки, простым - лавы. Базиты Тувинского прогиба отвечают в различной степени дифференцированным расплавам. Значительную роль играло, по-видимому, фракционирование оливина, в результате которого содержание MgO в расплавах сократилось до 2-3 мас.% и соответственно понизилась величина Mg# до 0,16. Наиболее дифференцированные расплавы характерны для базитов Западно-Таннуольской (ЗТ) зоны (Mg# 0,16-0,34), менее дифференцированные - базитам Улугхемской (УХ) зоны (Mg# 0,35-0,73). На петрогеохимических диаграммах наблюдаются положительные корреляции SiO2 - (Na2O+K2O), Sr - K2O, K2O - ТЮ2. На многих диаграммах (MgO - TiO2, MgO - AI2O3, P2O5 - TiO2, а также SiO2 - MgO, CaO - AI2O3 (не показаны) явные корреляции не обнаруживаются, но везде на общем размытом фоне присутствует отчётливый собственный тренд базитов Ча-данского дайкового пояса. По невысокому отношению Na2O / K2O (< 5) базиты ЗТ зоны чётко отличаются от низкокалиевых базитов УХ зоны, где это отношение составляет от 6 до 20. Таблица 2 Элементы Состав исследованных образцов, ppm ДВ 1/2 ДВ 6/1 ДВ 6/3 ДВ 6/4 А 301 А 304 ДВ 1/7 ДВ 1/9 ДВ 5/1 5 ДВ 5/1 9 ДВ 22 9 ДВ 5/1 1 ДВ 23 3 Li 58,42 35,99 20,85 20,30 76,83 72,68 73,48 41,08 11,26 16,48 8,23 4,41 20,43 Be 0,94 1,59 2,68 1,75 1,28 1,1 1,39 1,08 0,68 0,88 0,83 1,51 0,84 Sc 16,75 26,32 38,33 45,17 32,15 22,5 29,78 38,68 37,30 32,80 34,58 33,24 26,30 Ti 5199 13 846 19072 20 625 9858 14 601 10 847 16402 9054 10 270 11 749 12 615 5753 V 131,61 314,96 171,19 424,63 254,22 320,72 239,35 419,67 273,47 272,94 299,21 276,05 196,58 Cr 10,73 4,56 4,16 31,89 35,07 188,34 5,66 9,83 79,65 51,51 22,94 15,73 85,37 Co 15,90 34,59 29,48 42,03 35,09 44,96 41,95 43,41 43,99 44,95 42,95 47,84 36,47 Ni 9,36 3,85 2,80 18,95 33,11 104,3 14,51 9,72 68,69 48,45 30,89 27,85 72,42 Cu 3,69 18,32 10,73 23,48 5,40 80,19 21,14 1,43 43,20 41,91 1,54 80,95 6,15 Zn 90,27 151,81 193,70 144,02 786,69 812,32 656,20 1428,3 124,83 99,94 504,85 146,70 354,59 Ga 21,58 24,27 25,81 23,88 19,46 27,23 28,52 22,96 25,61 24,70 23,10 20,06 Rb 19,20 5,49 15,43 17,10 34,57 4,03 8,23 13,78 2,40 5,77 5,26 5,38 14,09 Sr 233,18 430,49 241,71 298,07 492,66 306,3 383,38 257,45 287,00 351,16 265,22 261,80 503,51 Y 35,40 36,06 130,15 73,99 45,43 31,68 43,33 55,31 35,63 40,49 35,96 62,68 19,97 Zr 172,90 180,24 909,58 492,99 218,32 204,63 223,35 182,22 120,31 152,20 143,46 270,26 110,10 Nb 6,11 9,04 16,34 9,96 5,19 8,51 7,32 8,09 2,36 3,15 3,53 5,12 3,85 Cs 1,49 0,63 0,80 0,19 2,24 3,36 0,99 1,30 0,29 0,44 0,29 0,16 0,16 K 8632 2656 6225 6806 12450 11620 4250 5279 1826 2822 2905 5644 8383 Ba 214,70 171,53 168,85 173,06 650,80 419,39 261,68 200,81 112,40 120,64 134,77 260,55 371,83 La 8,69 12,88 31,50 18,61 11,06 7,23 10,21 10,34 6,22 8,68 7,71 14,30 9,63 Ce 21,93 31,71 85,73 48,36 31,71 22,43 30,90 29,04 18,06 23,06 20,92 40,47 23,41 Pr 2,93 4,09 12,91 7,31 4,36 3,47 4,55 3,98 2,70 3,40 3,11 5,67 3,04 Nd 13,95 19,26 66,54 35,56 21,48 17,46 21,14 21,25 13,04 17,52 15,43 28,94 13,12 Sm 3,72 5,11 18,14 9,32 5,88 5,17 5,61 6,11 4,31 5,73 4,58 7,84 3,51 Eu 0,80 1,73 5,53 2,85 1,73 1,93 1,81 2,52 1,48 1,71 1,62 2,43 1,15 Gd 4,62 5,71 22,55 12,33 6,59 6,04 6,66 8,29 5,14 6,56 5,91 9,66 3,72 Tb 0,88 0,99 3,78 2,01 1,36 1,03 1,12 1,66 0,89 1,18 0,97 1,87 0,56 Dy 5,54 5,75 21,18 12,06 7,78 6,5 7,27 8,83 6,09 7,42 6,42 10,39 3,34 Ho 1,41 1,26 4,92 2,73 1,80 1,43 1,56 2,11 1,35 1,63 1,45 2,55 0,74 Er 4,24 3,68 13,05 7,21 5,05 3,85 4,95 6,07 4,08 4,91 4,25 7,55 2,11 Tm 0,71 0,59 2,03 1,25 0,73 0,57 0,67 0,92 0,70 0,77 0,65 1,09 0,30 Yb 3,94 3,14 11,48 7,19 4,21 3,47 4,37 5,20 3,84 4,70 3,96 6,19 1,70 Lu 0,68 0,50 1,86 1,00 0,67 0,53 0,70 0,82 0,58 0,64 0,58 1,08 0,24 Hf 4,98 4,52 14,45 8,44 5,13 4,83 5,48 5,67 3,62 4,93 4,30 7,78 2,74 Ta 0,43 0,51 1,01 0,58 0,36 0,64 0,40 0,50 0,15 0,21 0,22 0,37 0,18 Pb 2,65 5,03 4,43 6,28 12,48 49,41 13,65 6,40 4,30 2,19 3,54 6,99 4,03 Th 2,39 1,44 2,69 2,12 1,74 0,31 1,42 1,26 0,80 1,13 0,89 1,85 0,91 U 1,29 0,58 0,99 0,71 0,71 0,28 0,56 0,67 0,31 0,49 0,41 1,10 0,43 £ REE 74,06 96,39 301,2 167,8 104,41 81,11 101,51 107,13 68,47 87,92 77,55 140,4 66,55 (La/Yb)pM 1,5 2,8 1,9 1,8 1,8 1,4 1,6 1,4 1,1 1,3 1,3 1,3 3,9 Таким образом, по химическому составу базиты подразделяются на две группы: 1) высокотитанистые (TiO2 1,7-4%), высокофосфористые (P2O5 0,4-1,7%), высококалиевые (K2O 0,7-2,45%), низкоглинозёмистые (AI2O3 11,5-13%), низкомагнезиальные (Mg# 0,16-0,34), преобладающие в ЗТ зоне; 2) низкотитанистые, низкофосфористые, низкокалиевые, высокоглинозёмистые (AI2O3 14,5-18%), более высокомагнезиальные (Mg# 0,350,73), преобладающие в УХ зоне. В структурном плане низкотитанистые базиты распространены преимущественно в пределах прогиба (не считая Хондергейского дайкового пояса), а высокотитанистые - преимущественно на северном плече прогиба в пределах менее нарушенных ордовик-силурийских толщ. Хондергейский дайковый пояс развит в пространстве между собственно прогибом и его сдвиговой компонентой - Бажын-Алакским выступом, ослабленным расколами. Как считают N.T. Arndt и U. Christensen [9], внутри прогиба и на его плечах достигается разная степень плавления вещества ввиду разной степени нарушенности литосферы. Редкоэлементный состав базитов Тувинского прогиба Геохимические характеристики базитов отражены в табл. 2 и на диаграммах (рис. 2). Спектры составов пород, нормализованных к составу примитивной мантии [13], практически идентичны по всему Тувинскому прогибу. Область составов базитов перекрывает линию составов OIB, при этом базиты ЗТ зоны обогащены всеми элементами относительно базитов УХ зоны. Все базиты обогащены Pb, U, Ba и относительно обеднены Ti, Rb, Th. Присутствует ярко выраженная Ta-Nb отрицательная аномалия, при этом аномалия в УХ зоне гораздо более глубокая. Отношение (Tb / Yb)ch 1,1-1,7 указывает на участие в их источнике шпинельсодержащих перидотитов [6] и, судя по более высоким значениям в базитах ЗТ зоны, их источники более глубинные. Низкие содержания Cr (4-85 г/т) и Ni (3-70 г/т) свидетельствуют о высокой степени дифференциации базитов, особенно в ЗТ зоне, где отмечаются наиболее низкие значения (до 35 и 30 г/т соответственно). То есть базиты ЗТ зоны более дифференцированы, об этом же говорят более высокие содержания Zr, Y, Nb. По характеру распределения РЗЭ породы ЗТ и УХ зон близки между собой и представлены пологим спектром, похожим на распределение в E-MORB. Однако ЕРЗЭ в базитах УХ зоны (67-140 г/т) превышает содержание РЗЭ в E-MORB до 3 раз, а в ЗТ зоне (75-301 г/т) - до 6 раз, приближаясь при этом к базитам OIB. В отличие от пород других рифтогенных прогибов Центральной Азии, породы Тувинского прогиба несколько обогащены лёгкими РЗЭ по сравнению с тяжёлыми [(La / Yb)PM 1,2-1,9]. Европие-вая отрицательная аномалия присутствует практически всегда. Все базиты обогащены Pb, U, Ba и относительно обеднены Ti, Rb, Th. Присутствует ярко выраженная Ta-Nb отрицательная аномалия, при этом в УХ зоне она гораздо более глубокая. Изотопные составы неодима и стронция рассматриваемых базитов приведены в табл. 3. Рис. 2. Распределение в базитах Тувинского прогиба редкоземельных (а) и несовместимых (б) элементов, нормированных к составу примитивной мантии [13] Таблица 3 № обр. Rb Sr 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr 87Sr/86Sr* Bsr (T) Sm Nd 147Sm/144N d 143Nd/144N d SNd (T) T (DM) Улугхемская зона ДВ-5/11 ДВ-5/19 Дв-229 Дв-233 4,9 4,9 4,9 14,1 238 331 231 485 0,0599 0,0430 0,0612 0,0844 0,703710 0,703456 0,703501 0,705048 0,70338 0,70322 0,70316 0,70458 -9,4 -11,7 -12,5 7,6 6,9 4,5 3,9 2,8 23,5 14,2 12.4 11.5 0,17804 0,19265 0,19049 0,14572 0,513021 0,513046 0,513066 0,512830 8,42 8,18 8,68 6,30 556 761 558 720 Западно-Таннуольская зона ДВ-1/7 7,8 347 0,0649 0,705673 0,70531 18,0 4,8 17,2 0,17003 0,513008 8,56 499 ДВ-6/3 15,5 235 0,1914 0,704940 0,70388 -2,3 17,8 61,9 0,17331 0,512972 7,70 676 ДВ-6/4 18,1 299 0,1748 0,705829 0,70486 11,6 9,3 32,3 0,17295 0,512957 7,42 726 А-304 27,5 328 0,2423 0,706163 0,70482 11,0 4,8 17,1 0,17097 0,512953 7,43 709 * Данные пересчитаны на возраст 390 млн лет. 10 ffl П eNd(T) -_J-L П " - 3 fPRFM\ _" xV, JZ ■ (1 2 ■ □ •• -5 П 6 . ■ \ • \ ^ • \ eJ(T) -20 -15 -10 -5 0 -4- i i ■ j p и I 5 10 % • .20 2?- 30 * * * * ^ % -6- -8 . Рис. 3. Диаграмма вш - ssr для базитов Тувинского рифтогенного прогиба 1, 2 - базиты Вилюйского рифта [4]: 1 - умеренно-титанистые; 2 - высокотитанистые; 3 - рифтогенные базиты Алтае-Саянской области по [8]; 4 - поле составов мантийных пород (mantle array); 5 - гиперболы смешения, отвечающие высокой величине Sr/Nd и варьирующему содержанию Sr в источнике EM; 6 - базиты Тувинского прогиба. Мантийные источники: PREMA - умеренно деплетированная мантия; EM - мантия, обогащенная радиогенным стронцием Породы отличаются весьма высокими положительными значениями sNd^) от 6,3 до 8,68 и широкими вариациями sSr^) от -12,5 до +18. На диаграмме sSr - sNd (рис. 3) точки их составов в целом расположены по краю и выше поля составов мантийной корреляции (mantle array). При этом базиты УХ зоны располагаются преимущественно в области деплети-рованной мантии. Базиты ЗТ зоны занимают положение преимущественно в правой верхней половине, склоняясь к мантии типа EM-II, что, возможно, связано с участием в источнике плавления компонента обогащённой рубидием мантии. Эти вариации составов связаны с вещественной неоднородностью мантии и присутствием мантийного плюма в основании магматической области, а также существованием в строении плюма зон как обо-гащённых, так и обеднённых радиогенным стронцием. Изотопный состав базитов Тувинского прогиба Обсуждение результатов исследований Представленные петрогеохимические и изотопно-геохимические данные свидетельствуют о том, что вариации в составе магматических пород Тувинского прогиба определялись разными факторами, в том числе кристаллизационной дифференциацией, контаминацией, степенью плавления и неоднородностью источников магм. Рассмотрим роль этих факторов в образовании основных пород Тувинского прогиба. Коровая контаминация. Наличие порфировых выделений плагиоклаза, оливина и клинопироксена в базальтах даёт основание полагать, что расплавы могли находиться в промежуточных магматических камерах, в том числе и внутрикоровых, и испытывать перед извержением как кристаллизационную дифференциацию, так и взаимодействие с боковыми породами. Для оценки возможности этих процессов рассмотрим отношения Th / Ta и La / Yb в базитах. Коровая контаминация приводит к обогащению Th относительно Ta и Yb [11, 14] На рис. 4 точки составов базитов Тувинского прогиба, имея высокое значение Th / Ta и низкое La / Yb, располагаются на границе и выше тренда области составов мантийных магм океанических плато OPB [11]. Часть точек попадает в поле составов зон субдукции. Большинство точек располагаются вне полей составов мантийных магм, что предполагает существенное влияние коровой контаминации при маг-мообразовании. О существенной роли коровой контаминации свидетельствуют диаграммы Ti / Yb - Nb / Th, La / Nb - Ce / Pb, Zr / La - Th/Ta [10], на которых базиты Тувинского прогиба попадают в поле составов континентальной коры. Очень низкие значения Nb / U (4,7-16,5) также говорят о высокой доле контаминированного материала. Кристаллизационная дифференциация. Роль процессов фракционирования в эволюции магматических расплавов Тувинского прогиба не вызывает сомнений. Об этом свидетельствуют согласующиеся с моделями кристаллизационной дифференциации низкие величины Mg# в базитах УХ зоны (0,35-0,73) и в базитах ЗТ зоны (0,16-0,34), сравнительно низкое содержание в базитах Ni (3-70 г/т) и Cr (4-85 г/т). На ранних стадиях магматической истории ведущую роль, по-видимому, играло фракционирование оливина, в результате которого содержание MgO в расплавах сократилось до 5 мас. % и, соответственно, понизилась величина Mg# до 0,34-0,16. На более поздних стадиях эволюции расплавов на первый план вышло фракционирование плагиоклаза, клинопироксена и рудных минералов, что согласуется с наличием в породах порфировых выделений этих минералов. Присутствие практически во всех пробах отрицательной европиевой аномалии предполагает также важную роль кристаллизации плагиоклаза в изменении состава расплавов. Таким образом, оливин-клинопироксен-плагиоклазовое фракционирование расплавов, по-видимому, было одним из ведущих механизмов кристаллизационной дифференциации базитовых магм Тувинского прогиба. _I_' I I I I I_|_|_|_I I I 1 I I_|_1_|_ I 10 La/Yb Рис. 4. Положение базитов Тувинского прогиба на диаграмме La/Yb - Th/Ta [14]: 1 - базиты Вилюйского палеорифта; 2 - высокотитанистые рифтогенные базиты Алтае-Саянской области; 3 - составы мантийных источников; 4 - базиты Тувинского прогиба. Поля разных типов базитов и некоторых мантийных источников: OIB - океанических островов; N-MORB - срединно-океанических хребтов; SZB - зон субдукции; HIMU - источник с высоким 238U / 204Pb отношением; EMI + EMII - обогащенная мантия; DM - деплетированная мантия Условия формирования расплавов. О вариациях условий плавления и гетерогенности источника расплавов свидетельствуют прежде всего петро-геохимические данные: преобладание высокотитанистых базитов, обога-щённых несовместимыми элементами, в пределах обрамления Тувинского прогиба и развитие низкотитанистых базитов, менее обогащённых несовместимыми элементами, в пределах прогиба. В соответствии с геохимическими данными базитовые расплавы формировались из шпинельсодержащего мантийного источника. Отношение (Tb / Yb)ch 1,1-1,3 в базитах УХ зоны и (Tb / Yb)ch 1,4-1,7 ЗТ зоны, указывающее на участие в источниках расплавов шпинельсодержащих перидотитов, позволяет сделать вывод, что источники базитов ЗТ зоны более глубинные. Природа источников магматизма. На дискриминационной диаграмме K2O - TiO2 базиты ЗТ зоны попадают в поле внутриплитных базальтов и базальтов океанических островов OIB [7], в то время как базиты УХ зоны попадают в поле базальтов срединно-океанических хребтов MORB. Как уже отмечалось выше, при формировании расплавов существенную роль играли процессы контаминации при участии рециклированной литосферы в источниках магмогенерации. При оценке вероятного происхождения источников магматических пород Тувинского рифтогенного прогиба следует обратить внимание на сходство их состава с породами среднепалеозойских рифтовых зон Алтае-Саянской области [8] и Вилюйского рифта [4]. Это сходство прослеживается в петрохимических характеристиках пород (высокие содержания TiO2), в закономерностях распределения несовместимых элементов, а также в близких изотопных составах пород (см. рис. 3). Однако на графике Th / Ta - La / Yb (см. рис. 4) базиты Алтае-Саянской области, так же как и породы Вилюйского рифта, попадают в поле OIB и располагаются между составом FOZO и источниками, представляющими обогащённую мантию EMI, EMII [14]. Базиты Тувинского прогиба располагаются выше полей составов мантийных магм и, частично, составов зон субдукции. Близкими составами характеризуются породы Цаган-Шибэтинской зоны Монголии, расположенной юго-западнее [1]. Алтае-Саянская внутриплитная область формировалась в среднем палеозое на активной континентальной окраине Сибирского палеоконтинен-та в юго-западном обрамлении Сибирской платформы. В системе рифтов и грабенов Алтае-Саянской области Тувинский прогиб занимает наиболее крайнее и секущее положение по отношению к краю Сибирского кратона. Зона тройного сочленения грабенов приходится на юго-западную часть Тувинского прогиба. Различия в составах базитов ЗТ и УХ зон, возможно, связаны с разной степенью и уровнем плавления, меняющихся с приближением к кратону. Другой причиной может быть зональное вовлечение в расплавы мантийных источников типа PREMA по направлению к северо-востоку от мантийного плюма [5]. Для второго источника - EM-II (с высоким изотопным отношением стронция) - характерны повышенные содержания крупноионных элементов и относительно низкие содержания других элементов, включая РЗЭ, что типично для корового источника, например обогащённого карбонатным материалом. Это позволяет предположить связь второго источника с субдуцированной литосферой, вовлечённой в рециклинг в результате плюмовой активности. Таким образом, в формировании расплавов базитов Тувинского прогиба принимали участие плюмовая деятельность, мантийные источники типа PREMA, EM-II и коровая контаминация. Заключение Раннедевонский магматизм на территории Тувы связан с проявлением рифтогенных процессов, которые привели к формированию Тувинского прогиба, выполненного вулканогенно-осадочными толщами, а также вызвали образование дайковых поясов базитов по обрамлению прогиба. В очертаниях прогиба и рисунке дайковых поясов присутствуют элементы лево-сдвиговых смещений. Петрографические и геохимические особенности исследуемых базитов свидетельствуют о фракционировании исходных мантийных расплавов при движении к поверхности и об их существенной коровой контаминации. Формирование расплавов происходило на глубинах устойчивости шпинели. Различия в составах пород, сформированных в пределах Тувинского прогиба (низкотитанистые базиты) и в его обрамлении (высокотитанистые базиты), в основном определялись разной степенью плавления мантийного субстрата и зональностью вовлечения в расплавы мантийных источников PREMA и EM-II. Возможно, что в ходе тектонической эволюции Тувинского прогиба происходили погружение уровня мантийного плавления и уменьшение степени плавления, вследствие чего более поздние продукты магматизма стали более калиевыми, более титанистыми и более обогащёнными несовместимыми элементами. Геодинамическая обстановка раннедевонского магматизма и рифтогенеза Тувинского прогиба определялась плюмово-литосферным воздействием на активной окраине среднепалеозойского Сибирского палеоконтинента.

Скачать электронную версию публикации