Geochemical features, age and geodynamic environment of formation of the Late Jurassic vehrlite-gabbro il'deus massif of the Bryanta block (south-eastern rim of the North-Asian craton).pdf В геологическом строении Джугджуро-Станового иСеленгино-Станового супертеррейнов юго-восточногообрамления Северо-Азиатского кратона значительнуюроль играют ультрабазит-базитовые комплексы. Приэтом в структуре Брянтинского блока Джугджуро-Станового супертеррейна (рис. 1) установлено как ми-нимум два их формационных типа: верлит-габбровый(Ильдеусский, Утанакский, Утугайский, Троицкий) идунит-троктолит-габбровый (Лучинский и ряд болеемелких массивов), возраст, структурное положение ипроисхождение которых дискуссионны. Результатыгеохронологических и геохимических исследованийпород наиболее известного из перечисленных масси-вов - Лучинского - рассмотрены в статьях [1, 2]. Сле-дует отметить, что вопросы геохимии, геохронологии,минералогии других массивов практически не былиизучены, за исключением их геологического строения,кратко освещенного в исследованиях С.А. Щеки [3].Учитывая то, что в последнее время получены данныео существенно более молодом возрасте значительнойчасти геологических комплексов, традиционно счи-тавшихся докембрийскими [4-10], возникла необходи-мость увязки процессов становления ультрабазит-базитовых комплексов с общей историей формирова-ния региона. В этой связи обращает на себя вниманиеотсутствие до настоящего исследования надежныхсвидетельств позднеюрского этапа магматической ак-тивности в пределах Джугджуро-Станового супертер-рейна, в то время как в пределах Селенгино-Становогосупертеррейна юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона этот этап представлен двумя мас-сивами - Веселкинским и Петропавловским [11]. Внастоящей работе рассматриваются геохимическиеособенности, 40Ar/39Ar возраст и геодинамическая об-становка формирования Ильдеусского массива - пер-вого верлит-габбрового интрузива Джугджуро-Станового супертеррейна Брянтинского блока, для ко-торого установлен позднеюрский возраст.Краткое геологическое строение ультрабазит-базитов. Наиболее крупным массивом верлит-габбрового формационного типа является Ильдеусский(рис. 1), состоящий из разрозненных выходов ультра-базит-базитов, занимающих площадь около 80 км2, всреднем течении р. Брянта (рис. 1). В его составе пре-обладают верлиты, плагиоверлиты, перидотиты и ихплагиоклазовые разновидности, а в подчиненном коли-честве отмечаются габброиды. Важно отметить рассло-енность Ильдеусского интрузива, что выражается зако-номерным чередованием пород, отличающихся содержа-ниями темноцветных минералов. По геологическим на-блюдениям установлены плавные переходы верлитов вплагиоверлиты и плагиоперидотиты. Кроме этого, на-блюдается ритмичное чередование прослоев плагиовер-литов с прослоями лерцолитов и верлитов. Мощностьотдельных ритмов колеблется от нескольких см до 10 м.Широко распространены различные виды пироксенитов,их плагиоклазовых разновидностей, секущих тела ульт-рабазитов, что позволяет рассматривать их в качествеболее поздних образований дайкового комплекса. Вме-щающими для исследуемых ультрабазит-базитов являют-ся интенсивно гранитизированные амфиболиты и гнейсынеоархейского (?) вулканогенно-осадочного комплекса иусловно мезоархейские (?) образования утугейской свиты,контакты с которыми ограничены разломами, сопровож-даемыми зонами мономиктового серпентинитового ме-ланжа, ореолами интенсивно рассланцованных и милони-тизированных серпентин-тремолит-хлоритовых сланцев.Возраст Ильдеусского массива, согласно существующимгеологическим построениям [12-14], считается раннепро-терозойским, хотя, как показали проведенные изотопно-геохронологические исследования 40Ar/39Ar методом, поплагиоклазу он значительно моложе.Аналитические методы. Изучение химическогосостава пород проводилось методами РФА (основныепетрогенные компоненты, Sr, Zr, Nb) в Институте гео-химии СО РАН (г. Иркутск) и ICP-MS (Ga, Ge, Rb, Cs,Sr, Ba, Pb, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er,Tm, Yb, Lu, Y, Th, U, Zr, Hf, Nb, Ta, Sc) в ИМГРЭ(г. Москва). Гомогенизация порошковой пробы длярентгено-флуоресцентного анализа выполнялась путемсплавления с метаборатом лития в высокочастотнойпечи при температуре 1050-1100°. Измерения прово-дились на рентгеновском спектрометре СРМ-25. Вели-чины интенсивности аналитических линий корректи-ровались на фон, эффекты поглощения и вторичнойфлуоресценции. Для анализа по технологии ICP-MSвскрытие образцов осуществлялось по методике ки-слотного разложения в микроволновой печиMULTIWAVE. Измерения проводились на прибореElan 6100 DRC в стандартном режиме. Калибровкачувствительности прибора по всей шкале масс осуще-ствлялась с помощью стандартных растворов, вклю-чающих все анализируемые в пробах элементы. Точ-ность анализа составляла 3-10 отн.%.Рис. 1. Схематическая геологическая карта Ильдеусского массива (составлена по материалам авторов):1 - отложения квартера; 2-4 - породы Ильдеусского массива: 2 - пироксениты, вебстериты, ортопироксениты и ихплагиоклазовые разновидности, габбронориты, 3 - габбро, 4 - верлиты, перидотиты и их плагиоклазовые разновидности;5 - интенсивно гранитизированные амфиболиты и гнейсы неоархейского (?) вулканогенно-осадочного комплексаи условно мезоархейские (?) образования утугейской свиты; 6 - разрывные нарушения.На врезке справа обозначены ультрабазит-базитовые массивы Брянтинского блока: 1 - Лучинский; 2 - Утугейский;3 - Утанакский; 4 - Ильдеусский; 5 - Троицкий. На врезке слева заштрихованная область - Монголо-Охотский складчатый пояс.Звездочкой отмечено положение Ильдеусского массива40Ar/39Ar изотопно-геохронологическое исследова-ние выполнено в Институте геологии и минералогииСО РАН (г. Новосибирск) методом ступенчатого про-грева по методике, опубликованной в работах [15, 16].Изотопное датирование выполнено по монофракцииплагиоклаза, отбор которой производился вручную подбинокулярной лупой из фракции 0,25-0,15 мм измель-ченного образца. Анализировавшиеся навески мате-риала, совместно с мусковитом МСА-11 (K/Ar воз-раст - 313 млн лет) и биотитом LP-6 (возраст -128,1 млн лет), используемые в качестве мониторов,заворачивались в алюминиевую фольгу, помещались вкварцевую ампулу и после откачки из нее воздуха за-паивались. Затем пробы облучались в кадмированномканале научного реактора ВВР-К типа Научно-исследовательского института ядерной физики(г. Томск). Градиент нейтронного потока не превышал0,5% в размере образца. Эксперименты по ступенчато-му прогреву проводились в кварцевом реакторе с пе-чью внешнего прогрева. Холостой опыт по определе-нию 40Ar (10 мин при 1200°С) не превышал5×10-10 нсм3. Очистка аргона производилась с помощьюTi- и ZrAl- SAES-геттеров. Изотопный состав аргонаизмерялся на масс-спектрометре Noble gas 5 400 фир-мы Микромасс (Англия). Ошибки измерений соответ-ствуют интервалу ±1 σ. Для коррекции на мешающиеизотопы аргона, образовавшиеся во время облученияна Ca, Cl, K, использовались следующие коэффициен-ты: (39Ar/37Ar)Ca = 0,00073 ± 0,000026, (36Ar/37Ar)Cl == 0,00032 ± 0,000021, (40Ar/39Ar)K = 0,0641 ± 0,0001.Перед измерениями производилась предварительнаядегазация образцов при температуре 300°С. Особоевнимание уделялось контролю фактора изотопной дис-криминации с помощью измерения порции очищенно-го атмосферного аргона. Среднее значение отношения40Ar/36Ar на период измерений составило 296,5±0,5.При интерпретации возрастных спектров использова-лись критерии, предложенные в работах [17, 18].Краткая петрографическая характеристика. Дуни-ты и плагиодуниты представляют собой темно-серые,средне- и крупнозернистые массивные породы с гипи-диоморфнозернистой и венцовой микроструктурами. Онисложены оливином (до 90%) (f = 28%), гиперстеном (3-5%) (f = 25%), лабрадором (до 5%) (An56-57), роговой об-манкой, высокоглиноземистым пикотитом и руднымиминералами. В породах отчетливо выражены кумулятив-ные структуры, при этом кумулус слагают оливин и орто-пироксен, а интеркумулус - лабрадор. Более поздниедиафторические преобразования плагиодунитов вырази-лись в образовании паргаситовой или зеленой роговойобманки по ортопироксену, ассоциации серпентин-хризолит и вторичного магнетита по трещинам в оливине.Верлиты и плагиоверлиты являются преобладающи-ми образованиями массива. Это довольно свежие, темно-зеленые, серовато-зеленые массивные породы, состоящиеиз форстерита (до 50%) (с низкими содержаниями CaO,Na2O, f = 22-23%), диопсида (до 40%) (Wo46-50En43-48,Cr2O3 до 1,44%, f = 21,1-23,4%), энстатита (до 7%)(f = 25,1-25,9%) (табл. 3), лабрадора (до 5%) (An56-57),герцинита (Cr2O3 до 18,67%) и магнетита. При количествеэнстатита более 15-25% породы отнесены к перидотитам.Форстерит наблюдается в идиоморфных выделениях раз-мером не более 1 мм, при этом довольно часто его мелкиезерна включены в диопсид. Вторым по распространенно-сти минералом является клинопироксен двух генераций.Первая ранняя генерация установлена в виде мелких таб-литчатых выделений, а вторая - более поздняя - пойки-лобластами с включениями оливина, ортопироксена иклинопироксена I генерации, при этом размеры зерен ми-нерала превышают 2 мм. Энстатит встречается редко: вкристаллах, близких к идиоморфным, величиной до0,2 мм. Плагиоклаз в плагиоклазсодержащих верлитахзанимает интерстиции между наиболее ранними силикат-ными минералами и образует овоидные скопления разме-ром до 0,7 мм, представленные идиоморфными агрегата-ми величиной до 0,3 мм. Магнетит и шпинель, как и лаб-радор, занимают межзерновое пространство между сили-катами. Во всех породах присутствует вторичный магне-тит, образование которого связано с серпентинизациейпервичных силикатов.Габброиды состоят из замещенного уралитовой ро-говой обманкой клинопироксена (до 30-60%) и плаги-оклаза (до 40-70%).Пироксениты сложены переменными количествамивысокоглиноземистого диопсида (40-60%) и бронзита(40-60%). Следует отметить, что количество энстати-тового минала в ортопироксенах варьирует от 76% вортопироксенитах до 84% в вебстеритах. Широко пред-ставлены в ромбических и моноклинных пироксенахсерии пластинчатых вростков, возникающие в резуль-тате субсолидусного распада высокотемпературныхпироксеновых твердых растворов. Их ориентировкасовпадает с плоскостью (100) клинопироксена. В пи-роксенитах наблюдаются единичные чешуйки биотита,рудные минералы.Основные геохимические особенности породультрабазит-базитов. По соотношениям в породахИльдеусского массива SiO2 - Na2O+K2O (рис. 2) можноотметить, что ультрабазиты и пироксениты интрузивасоответствуют образованиям нормальной щелочности,в то время как фигуративные точки составов габброи-дов попадают в поле субщелочных разностей.Обращает на себя внимание то, что состав дунитов,верлитов, роговообманковых перидотитов и их плагиок-лазовых разновидностей характеризуется незначитель-ными вариациями содержаний петрогенных компонен-тов (табл. 1). При этом для ультрабазитов установленыотносительно невысокие содержания MgO < 39,42(табл. 1). В то же время в процессе кристаллизации ус-танавливается повышение содержаний SiO2, CaO, FeO,TiO2, Na2O при снижении магнезиальности от ультраба-зитов через пироксениты к габброидам. Следует отме-тить, что наблюдается прямая зависимость количествCaO от Al2O3, Na2O и K2O, что связано с вхождениемэтих компонентов в состав плагиоклаза.Как для ультрабазитов, так и для пироксенитов игабброидов установлены высокие содержания Ni, Cr иCo при относительно низких V и Ti.Исследование распределения REE в ультрабазитахИльдеусского массива показало их слабодифференци-рованный характер (рис. 3) при величине (La/Yb)n == 0,87-1,69 и их общем содержании на уровне 2-4 хон-дритовых норм. Следует отметить, что для верлитов ироговообманковых перидотитов свойственны близхон-дритовые количества европия с отношением Eu/Eu* == 0,95-1,04. С появлением в породах плагиоклаза на-блюдается отчетливый европиевый максимум (Eu/Eu* == 3,27). В то же время для данной группы пород отме-чается обеднение крупноионными литофилами Rb, Sr ивысокозарядными элементами Ta, Hf, Th при незначи-тельном обогащении Ba, что хорошо отражено наспайдердиаграммах (рис. 4).Обращает на себя внимание преобладание легких лан-таноидов над тяжелыми (La/Yb)n = 7,41 при слабо выра-женном европиевом минимуме (Eu/Eu* = 0,71) в габброи-дах массива. При этом форма спектров распределенияREE в базитах приближена к базальтам OIB (рис. 3). В тоже время для данных пород установлено некоторое обо-гащение LILE такими, как К, Ba, Sr и деплетирование вотношении HFSE, прежде всего Nb, Ta, Hf (табл. 1).Следует отметить, что дифференцированный спектрREE с отношением (La/Yb)n = 1,31-8,16 принадлежитпироксенитам, в которых отмечаются максимальныесодержания ΣREE = 153-641 ppm. Для данной группыпород характерен незначительный европиевый мини-мум Eu/Eu* = 0,71-0,92 (рис. 3), обогащение LILE: Rb,Ba, Sr и некоторое деплетирование в отношении HFSE:Nb, Ta, Hf, Th (табл. 1). В целом форма графиков пи-роксенитов совпадает с таковыми габброидов и соот-ветствует обогащенным базальтам (рис. 3, 4), от кото-рых отличается более высокими значениями редкозе-мельных элементов.Рис. 2. Положение фигуративных точек составов пород Ильдеусского массива на диаграмме SiO2 - Na2O+K2O:1 - верлиты, плагиоверлиты; 2 - пироксениты; 3 - габброидыТ а б л и ц а 1Химический состав представительных образцов Ильдеусского массиваОбразец 26 a2-44 i-346 2-260/3 i345 i343 1075/2 a2-258 i344 1018/3 i350 i350 432/4 i342 i3491 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 151 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16SiO2 37,04 37,88 40,74 44,36 44,77 49,94 50,77 50,98 51,17 51,91 52,18 52,18 52,96 53,25 48,65TiO2 0,16 0,09 0,13 0,37 0,19 0,48 0,41 0,29 0,31 0,29 0,36 0,36 0,44 0,30 0,45Al2O3 2,05 9,52 2,49 3,88 9,82 4,35 6,46 9,03 4,01 4,22 3,68 3,68 4,46 9,40 17,26Fe2O3 9,12 10,16 11,21 8,55 8,57 8,00 13,89 7,85 11,5 9,18 10,64 10,64 10,41 7,95 4,80MnO 0,17 0,18 0,22 0,23 0,17 0,20 0,24 0,19 0,26 0,23 0,27 0,27 0,27 0,20 0,10MgO 39,42 25,86 35,75 24,71 24,21 22,47 25,73 24,26 26,32 29,36 27,96 27,96 24,97 22,26 11,6CaO 1,84 2,50 1,53 10,62 6,07 11,53 3,05 4,59 1,56 2,95 2,52 2,52 2,68 3,97 11,51Na2O 0,36 0,60 0,58 0,30 0,30 0,59 0,30 0,37 0,59 0,36 0,30 0,30 0,59 0,59 3,29K2O 0,06 0,09 0,05 0,04 0,13 0,04 0,07 0,07 0,04 0,03 0,06 0,06 0,03 0,07 0,19P2O5 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03ппп 8,27 10,41 4,55 5,33 4,00 3,72 0,40 0,94 0,44 0,22 0,42 0,42 2,94 1,81 1,83Сумма 98,52 97,32 97,28 98,42 98,26 101,35 101,35 98,59 96,23 98,77 98,41 98,41 99,78 99,83 99,71Cs 0,02 0,02 0,01 0,05 0,38 0,06 - 0,04 0,01 - - 0,02 - 0,27 0,08Rb 1 1 1 1 3 1 - 1 1 - - 1 - 15 1Sr 261 294 19 37 391 107 - 239 14 - - 13 - 711 426Ba 71 69 10 41 224 44 - 67 12 - - 15 - 579 95La 0,70 0,60 0,56 1,23 0,91 1,94 - 0,89 0,46 - - 0,57 - 30,14 0,82Ce 1,10 1,57 1,23 2,70 1,88 6,87 - 2,09 0,85 - - 1,64 - 64,89 2,06Pr 0,23 0,12 0,19 0,81 0,24 1,32 - 0,24 0,12 - - 0,22 - 8,25 0,34Nd 1,07 0,40 0,87 4,79 1,01 7,31 - 1,23 0,60 - - 1,29 - 32,58 1,80Sm 0,34 0,09 0,24 1,42 0,33 2,39 - 0,37 0,18 - - 0,50 - 6,75 0,58Eu 0,21 0,10 0,09 0,48 0,26 0,84 - 0,20 0,09 - - 0,19 - 1,94 0,37Gd 0,47 0,09 0,30 1,64 0,36 2,31 - 0,48 0,31 - - 0,70 - 6,03 0,64Tb 0,09 0,01 0,06 0,27 0,07 0,46 - 0,10 0,06 - - 0,15 - 0,97 0,13Dy 0,59 0,08 0,39 1,61 0,48 2,48 - 0,62 0,36 - - 0,88 - 5,32 0,74Ho 0,15 0,02 0,08 0,31 0,10 0,48 - 0,13 0,10 - - 0,22 - 1,12 0,17Er 0,41 0,03 0,30 0,87 0,30 1,34 - 0,43 0,33 - - 0,65 - 3,00 0,43Tm 0,07 0,01 0,05 0,12 0,05 0,19 - 0,07 0,06 - - 0,11 - 0,47 0,07Yb 0,48 0,05 0,23 0,66 0,22 1,01 - 0,43 0,36 - - 0,76 - 2,51 0,32Lu 0,09 0,01 0,05 0,10 0,04 0,16 - 0,07 0,06 - - 0,11 - 0,38 0,05Y 3,78 0,41 2,18 7,97 2,35 12,66 - 3,50 2,76 - - 5,75 - 28,09 3,68О к о н ч а н и е т а б л. 11 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16Th

Скачать электронную версию публикации