ГЕОХИМИЯ, 2003, № 4, с. 380-407
ПЕТРОГЕНЕЗИС ЦЕНТРАЛЬНОГО ГАББРОИДНОГО МАССИВА, ОЗЕРНАЯ ЗОНА (ЗАПАДНАЯ МОНГОЛИЯ)
© 2003 г. Е. В. Бородина
Институт геологии СО РАН 630090 Новосибирск, просп. Акад. Коптюга, 3
e-mail: borev@uiggm.nsc.ru Поступила в редакцию после доработки 03.07.2001 г.
Центральный массив, расположенный в пределах Озерной зоны (Западная Монголия), является малоглубинным расслоенным базитовым интрузивом островодужного типа. Он относится к широко распространенной в Западной Монголии перидотит-пироксенит-анортозит-габброноритовой формации кембрийского возраста. В составе массива различают породы закалочной, краевой фации и расслоенной серии, включающей ультрамафитовую, субультрамафитовую, мафитовую и анорто-зитовую группы пород. Характер расслоенности позволяет определить, что массив является однофазным, и вся расслоенная серия могла быть образована за счет внедрения одной порции исходной магмы. Посредством ЭВМ-моделирования формирования расслоенного массива по программе КОМАГМАТ 3.5 были изучены особенности распределения петрогенных и редких элементов в ку-мулатах и остаточном расплаве в процессе формирования расслоенной серии Центрального массива. Наибольшее соответствие расчетных данных с составом реальных пород было достигнуто при следующих параметрах системы: давление 1 кбар, содержание воды в расплаве 0-0.5 вес. %, буфер QFM. Вычисленный первичный расплав Центрального массива, соответствующий валовому составу исходной магмы, имеет состав: 20 вес. % MgO, 7 вес. % FeO, 100Mg/(Mg + Fe) = 83.59. Установлено, что исходная магма на момент внедрения в интрузивную камеру уже содержала фенокристы оливина в количестве около 20%, за счет которых в придонной части интрузивной камеры был сформирован базальный горизонт перидотитов. Образование фенокристов оливина происходило в малоглубинных условиях за счет частичной кристаллизации первичного расплава в промежуточной магматической камере. Особенностью геохимии пород Центрального массива и его первичного расплава является низкое содержание РЗЭ, на уровне примитивной мантии (PM) и источника N-MORB, с минимумом по Ta, Hf, Ti, максимумом по U и Th, заметным обеднением тяжелыми лантаноидами. Относительно высокое содержание U и Th, незначительное обогащение легкими лантаноидами - (La/Yb)ch = 1.60-1.91, вместе с присутствующим во всех породах минимумом по Ta сближает по геохимическим характеристикам породы Центрального массива с породами островодужной то-леитовой серии. Распределение в породах массива элементов с высокой силой поля (HFS) и тяжелых лантаноидов, немобильных при дегидратации субдуцирующей океанической плиты, характеризует мантийный компонент до обогащения подвижными элементами, сходный с источником N-MORB. Согласно расчетам по программе MELTS, состав модельного первичного расплава Центрального массива соответствует составу первично-мантийного расплава, образовавшегося при равновесном парциальном плавлении дебетированного мантийного источника (гранатового лерцолита) при давлении 25 кбар, температуре 1600°С, содержании воды 0.1 вес. % и степени плавления около 20%. Центральный массив образовался в обстановке примитивной островной дуги, однако он не может быть малоглубинным комагматом одновозрастных высокоглиноземистых вулканитов Озерной зоны без учета влияния на состав родоначального расплава вулканитов процессов коровой контаминации или смешения расплавов. Сходство геохимических характеристик вулканитов и пород массива позволяет предполагать существование единого гранатсодержащего мантийного источника первичной магмы, связанного с зоной субдукции.
В пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) широко распространены пе-ридотит-пироксенит-анортозит-габброноритовые массивы, которые рассматриваются в качестве малоглубинных промежуточных камер, связанных с формированием высокоглиноземистых ос-троводужных базальтов [1]. Тувино-Монгольский складчатый пояс (рис. 1) является наиболее протяженным (более 2000 км) в составе ЦАСП и
включает несколько очаговых ареалов таких интрузий: хиргиснурский, баянцаганский, дзабхан-ский и тугурикский [2]. Интерес к этим объектам обусловлен общей проблемой эволюции островодужного магматизма, связанной с оценкой состава и геохимических характеристик родоначаль-ной магмы островных дуг, состава ее мантийного источника, эволюции родоначальной магмы расслоенных базитовых массивов в процессе ее кри-
Я
О
11
Рис. 1. Схема размещения массивов перидотит-пироксенит-габброноритовой формации в структурах Восточной Тывы и Северо-Западной Монголии [2].
1 - структуры докембрийского фундамента, 2 - вулканогенные комплексы дацит-андезит-базальтового ряда при подчиненном значении карбонатных и терригенно-сланцевых отложений, 3 - карбонатно-терригенные отложения при подчиненном значении вулканогенных комплексов, 4 - позднекаледонские вуканогенно-кремнисто-сланцевые формации кембрия и флишоидные отложения кембро-ордовика, 5 - раннегерцинские вулканогенно-осадочные комплексы, 6 - герцинские вулканогенно-осадочные комплексы, 7 - мезо-кайнозойские вукланогенно-осадочные комплексы, 8 - разломы, 9 - массивы перидотит-пироксенит-габброноритовой формации. Массивы мажалыкского комплекса Восточной Тывы: 1 - Мажалыкский, 2 - Карашатский, 3 - Калбакдагский, 4 - Брунганский, 5 - Хангский, 6 - Башхем-ский, 7 - Элиг-Хольский, 8 - Ханчарский, 9 - Пограничный. Массивы хиргиснурского комплекса Озерной зоны Северо-Западной Монголии: 10 - Замын, 11 - Центральный, 12 - Улан-Ула, 13 - Харачулу, 14 - Тас-Хайрхан, 15 - Сар-Хайрхан, 16 - Дзабханский, 17 - Баянцаганский, 18 - Хайрхан, 19 - Тугурикский, 20 - Сухонтийн-Хара-Ула. Массивы тамирского комплекса Хангайской горной области Северо-Западной Монголии: 21 - Орцог-Ула, 22 - Дулан-Ула, 23 - Хара-Тологой, 24 - Харгантуин-Гол, 25 - Баян-Булак, 26 - Олон-Худук, 27 - Бумбэгэр.
9
1
6
8
2
7
сталлизации. Представленная работа посвящена решению комплекса вопросов, связанных с формированием расслоенного габброидного массива на примере одного из расслоенных массивов хиргиснурского комплекса Западной Монголии. В частности, необходимо было провести оценку состава родоначальной магмы массива и физико-химических условий ее фракционирования, выяснить ее геохимические особенности, оценить условия
магмогенерации. Цель данного исследования заключалась в том, чтобы на основе петрохимичес-ких и геохимических особенностей состава пород расслоенного массива восстановить геохимический тип мантийного источника и наиболее существенные этапы эволюции родоначального расплава массива с момента его образования до формирования расслоенной серии. Для решения поставленных задач Центральный массив был
ххххххххххххх
V V
V
^_
1 6
ЕЗ
X X
10
2
7
3
9
4
5
Рис. 2. Схема строения южной части Центрального массива [2].
1 - гранитизированные эффузивы основного состава, 2 - ороговикованные сланцы с прослоями карбонатов, 3 - породы расслоенной серии, 4 - плагиоперидотиты базального горизонта, 5 - краевая фация, 6 - мелкозернистые граниты и гранит-аплиты, 7 - дайки диабазов, 8 - разрывные нарушения, 9 - элементы залегания расслоенности и трахитоид-ности в габброидах, 10 - кварцевые диориты и тоналиты тохтогеншильского комплекса.
выбран не случайно. В отличие от большинства массивов хиргиснурского комплекса, он имеет простое внутреннее строение, обусловленное одноактным заполнением магматической камеры, хорошо выраженные краевую и закалочную фации, весь комплекс дифференциатов, характерных для массивов этого типа, при хорошей сохранности пород и минералов. В работе были использованы как собственные, так и литературные данные [1, 2] по содержанию породообразующих, редких и редкоземельных элементов. Анализы породообразующих минералов выполнены на микроанализаторе "САМЕВАХ" в Аналитическом Центре ОИГГиМ СО РАН, аналитик Поспелова Л.Н.
РАСПОЛОЖЕНИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
Центральный массив (рис. 2) расположен в центральной части хиргиснурского ареала, южнее оз. Хиргис-Нур, в южной части крупного Хиргиснурского диорит-гранитоидного плутона тохтогеншильского комплекса. Массив представляет собой небольшое тело неправильно-овальной формы в плане, вытянутое в широтном направлении и разделенное разломами северо-западного простирания на два блока - Северный и Южный. Северный блок размером 1 х 0.4 км сложен в основном лейкократовыми разностями пород -оливиновыми габбро, оливиновыми габбронори-тами, лейкогаббро и анортозитами, которые отвечают апикальной части интрузива. Южный блок, расположенный в 2-3 км к югу от Северного, имеет в своем основании кумулативный горизонт перидотитов, последовательно сменяющий-
ся более лейкократовыми разностями пород. Контакты габброидов с вмещающими породами осадочно-вулканогенной толщи интрузивные -маломощные прослои скарнированных известняков срезаются краевой фацией массива, в габброидах встречаются ксенолиты ороговикованных порфиритов, а во вмещающих породах - тонкие инъекции амфиболовых габбро [2]. Концентрически-зональный характер расслоенности Центрального массива с углами падения элементов расслоенности около 70° к центру, отрицательные формы рельефа на местности позволяют предполагать, что его интрузивная камера первоначально имела воронкообразную форму. В составе массива различают породы закалочной, краевой фации и расслоенной серии. В вертикальном разрезе расслоенной серии по минеральному составу и с учетом кумулусных парагенези-сов выделяется четыре группы пород (снизу вверх): ультрамафитовая, составляющая в Центральном массиве около 20% видимой мощности разреза и имеющая 01-Бр кумулусный парагенезис, субультрамафитовая - 20% мощности разреза (01 + Р1; 01 + Р1 + Срх кумулусные парагенези-сы), мафитовая - 56% (01 + Р1 + Срх + 0рх; Р1 + + Срх + 0рх кумулусные парагенезисы), анорто-зитовая - 4% (Р1 кумулусный парагенезис) [2].
ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЦЕНТРАЛЬНОГО МАССИВА
Закалочная и краевая фации Центрального массива представлены оливиновыми габбро и ам-фиболовыми оливиновыми габбро с широким развитием пойкилитового бурого амфибола. В силу небольших размеров интрузива и,
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.