ГЕОХИМИЯ, 2013, № 11, с. 1042-1047
КРАТКИЕ СООБЩЕНИЯ
ВОЗРАСТ И ИСТОЧНИКИ МАГМ ПОСТКОЛЛИЗИОННЫХ ГАББРОИДОВ КААХЕМСКОГО МАГМАТИЧЕСКОГО АРЕАЛА, ВОСТОЧНАЯ ТУВА: РЕЗУЛЬТАТЫ ПЕРВЫХ 40Ar/39Ar И Sm-Nd ИССЛЕДОВАНИЙ © 2013 г. А. А. Монгуш, А. М. Сугоракова
Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО РАН, 667007 Республика Тыва, г. Кызыл, ул. Интернациональная, 117а e-mail: amongush@inbox.ru Поступила в редакцию 21.06.2011 г. Принята к печати 17.10.2012 г.
Ключевые слова: мантийный постколлизионный магматизм, поздние каледониды, геохронология, ордовик, изотопия Nd, геохимия, Тува.
DOI: 10.7868/S0016752513110046
В раннекаледонских структурах Восточной Тувы выделяется крупный (30000 км2) Каахем-ский магматический ареал, который был сформирован при последовательной смене острово-дужных (562 млн л.), аккреционно-субдукцион-ных (536 млн л.), коллизионных (512 млн л.), трансформно-сдвиговых (480—385 млн л.) [1, 2], а также внутриплатных (297—293 млн л.) [3] геодинамических обстановок. Наибольшую площадь на современном эрозионном срезе в Каахемском магматическом ареале занимают диорит-тоналит-плагиогранитная (У2-03) и гранодиорит-гранит-ная (О3) ассоциации, в относительно меньшей степени представлены плагиориолитовая, базальт-андезит-риолитовая, монцонитоидная, габброид-ная, щелочногранитоидная и риолитовая ассоциации [1—6]. Самый масштабный эпизод интрузивного магматизма в этом ареале, выраженный в основном в гигантском всплеске гранитоидного магматизма, проявился в позднем ордовике около 450 млн лет назад при участии в процессах магмо-образования мантийного плюма [1, 2]. Однако, в Восточной Туве на данном возрастном уровне непосредственных проявлений мантийного магматизма, в т.ч. связанного с деятельностью мантийного плюма, не было известно. Поэтому возникла необходимость в изучении возраста, геологической позиции и вещественного состава габбро-идных массивов, ассоциирующих с позднеордо-викскими гранитоидными массивами. В нашем сообщении приводятся геологические, геохимические, 40Лг/39Лг геохронологические и изотопные данные по породам Шуйского и, в меньшей степени — Майского, габброидных массивов (рис. 1).
Шуйский габброидный массив (7 км2) расположен на левобережье р. Шуй, правого притока р. Каа-Хем. В обрамлении этого массива развиты гнейсовидные кварцевые диориты позднетанну-ольского [1, 7] диорит-тоналит-плагиогранитно-го комплекса. Возраст этого комплекса по данным и-РЬ метода по цирконам из гнейсовидных кварцевых диоритов (левый берег р. Каа-Хем в 5 км ниже устья р. Шуй) составляет 451 ± 5.7 млн лет [7]. По нашим наблюдениям, кварцевые диориты позднетаннуольского комплекса постепенно переходят в гнейсы тесхемского метаморфического комплекса (рис. 1). Гранитоиды позднетаннуоль-ского комплекса прорываются двуполевошпатовы-ми гранитами и гранодиоритами бреньского комплекса (рис. 1) [4, 5] с возрастом 450 ± 5 млн лет (и-РЬ метод по цирконам) [1].
Шуйский массив сложен габбро, габбронори-тами и норитами (в т.ч. амфиболовыми) с трахи-тоидной текстурой, ориентировка которой в целом совпадает с ориентировкой гнейсовидности обрамляющих данный массив кварцевых диоритов и тоналитов позднетаннуольского комплекса (рис. 1). Контакты габброидов Шуйского массива с кварцевыми диоритами из обрамления этого массива характеризуются постепенными переходами на протяжении первой сотни метров. В переходной зоне в габброидах наблюдаются вторичные изменения — амфиболизация пироксенов, образование антипертитовых вростков калиевого полевого шпата в плагиоклазе, мирмекитизация, деанортитизация основного плагиоклаза (до альбита), окварцевание, биотитизация амфибола — вызванные, очевидно, формированием гранитои-дов позднетаннуольского комплекса [5]. Несмот-
Рис. 1. Геологическая карта района Шуйского и Майского габброидных массивов (а). 1 — четвертичные рыхлые образования; 2 — вендские (?)метапорфириты, кремнистые сланцы и мраморы харальской серии; 3 — щелочногранитоид-ная ассоциация (297—293 млн лет); 4 — пикритоидные габброиды (около 300 млн лет); 5 — двуполевошпатовые грани-тоиды бреньского комплекса (450 млн лет); 6—8 — гранитоиды таннуольского комплекса: 6 — плагиограниты, 7 — то-налиты, 8 — кварцевые диориты; 9 — позднеордовикские габброиды (около 450 млн лет); 10 — габброиды и гипербазиты офиолитового комплекса; 11 — тесхемский метаморфический комплекс (гнейсы, гнейсо-мигматиты, мигматиты); 12 — разломы (а), интрузивные контакты (б), фациальные или переходные зоны (в). Цифры в кружках: 1 — Шуйский массив, 2 — Майский массив. 1526 — точка отбора образца.
Тектоническая схема Восточной Тувы (б). 1 — рыхлые отложения Убсунурской котловины; 2 — постсилурийские наложенные ассоциации; 3 — поздние каледониды; 4 — ранние каледониды; 5 — Агойский метаморфический блок; 6 — офи-олитокластовые олистостромы; 7 — Тувино-Монгольский массив; 8 — район Шуйского и Майского габброидных массивов (а), Мажалыкский массив (б), Ирбитейский массив (в).
ря на лейкократовый в целом состав, габброиды Шуйского массива имеют серый, темно-серый и черный, с оттенками фиолетового и буро-лилового, цвета, что обусловлено соответствующими своеобразными оттенками в окраске плагиоклаза.
Как видно на рисунке 1, в районе исследований присутствует не один габброидный массив. По петрографическим и петрохимическим характеристикам к породам Шуйского массива наиболее близки породы Майского массива.
50 40
U
30
20
10 -
500
н 400
(D
Ч
| 300
Н
0
1 200
о
В
100
Интегральный возраст = 409.1 ± 4.3 млн лет
20 40 60
Доля выделенного 39Лг, %
80
100
Рис. 2. 40Лг/39Лг спектры (возрастной и Са/К) роговой обманки из амфиболового габбронорита Шуйского массива (обр. 1526).
0
Для определения возраста габброидов Шуйского массива проведено 40Ar/39Ar изотопное исследование роговой обманки из амфиболового габбронорита (обр. 1526). В образце 1526 представлено два вида амфиболов, в т.ч. амфибол I — индивидуализированные зерна буро-зеленой позднемагма-тической роговой обманки (~15% площади шлифа), амфибол II — обрастающий клинопироксен, слабо плеохроирующий в зеленых тонах амфибол тремолит-актинолитового ряда (~5%) [8]. При выделении монофракции амфибола доля зерен амфибола II, после тщательной очистки под би-нокуляром, была сведена к минимуму. 40Ar/39Ar возраст роговой обманки, рассчитанный по плато (рис. 2), составляет 449 ± 4.2 млн лет с отношением Ca/K около 20. Повышенные отношения Ca/K при низкотемпературных ступенях объясняются присутствием некоторого количества амфиболов актинолит-тремолитового ряда. Полученное значение возраста формально может фиксировать время кристаллизации габброидов Шуйского массива, либо время сильного термального воздействия кварцевых диоритов (451 ± 5.7 млн лет) поздне-таннуольского комплекса, "обнулившего" K—Ar
изотопную систему в роговой обманке изученного образца (температура закрытия K—Ar системы для амфиболов составляет 600 ± 50°С [9]). В то же время, геолого-петрографические особенности контакта кварцевых диоритов позднетаннуоль-ского комплекса с габброидами Шуйского массива могут указывать на то, что кварцевые диориты формировались до окончательной кристаллизации габброидов, т.е. они контактировали еще с относительно пластичной массой габброидного интрузива. В противном случае между габброида-ми и существенно более молодыми кварцевыми диоритами наблюдались бы нормальные интрузивные (секущие) контакты.
Для габброидов Шуйского и Майского массивов характерны умеренные и повышенные содержания (мас. %) TiO2 (0.37-1.54), Al2O3 (16.67— 18.34), MgO (4.21—8.29) и Na2O + K2O (3.14—4.63) (табл. 1). От раннекембрийских (Ирбитейский массив) и раннеордовикских (Мажалыкский массив) габброидов Тувы (рис. 1) — производных дебетированной мантии [10, 11] — породы рассматриваемых нами массивов отличаются повы-
шенной титанистостью и щелочностью. Образец амфиболового габбронорита 1526 Шуйского массива характеризуется высокими содержаниями редкоземельных элементов (главным образом, легких) по сравнению с образцом габбронорита 2150 Майского массива (рис. 3), что можно объяснить наличием в первой породе амфиболов, в которых уровень накопления редкоземельных элементов обычно выше, чем в сосуществующих породообразующих минералах габброидов [12]. По данным Р. Трибузио с соавторами, более высокая, по сравнению с сосуществующими клинопи-роксенами, концентрация РЗЭ в амфиболах из габброидных пород является признаком того, что эти амфиболы кристаллизовались непосредственно из расплава, а не путем псевдоморфного замещения кристаллов клинопироксена, при котором такие амфиболы должны быть более истощенными в отношении этих примесей [14]. Эти данные косвенно свидетельствуют в пользу того, что в изученном образце 1526 преобладает амфибол магматического происхождения.
На нормированных к примитивной мантии спектрах для образцов из Шуйского и Майского массивов присутствуют отрицательные аномалии №, Та, Zr, Н£ И, Y и положительные аномалии Ва, К, РЬ, Яг (рис. 3), что может свидетельствовать о наличии в мантийных источниках этих пород суб-дукционного компонента. Этот компонент мог образоваться в поздневендско-раннекембрийскую эпохи субдукции океанической коры в данном сегменте каледонид Тувы [10] и сохраняться в течение продолжительного времени [11, 15], вплоть до выплавления магм, из которых образовались габ-броиды Шуйского массива.
По данным изотопных исследований,
амфиболовый габбронорит Шуйского массива (обр. 1526) характеризуется весьма низким положительным значением параметра еМё(Т) = +2.7 (табл. 2), которое даже ниже, чем в кварцевых диоритах позднетаннуольского комплекса (еМё(Т) = = +3.4) [16]. Кроме этого, значение параметра еМё(Т) последовательно увеличивается в более древних по возрасту породах габброидных массивов Тувы, в т.ч., в раннеордовикских габброидах Мажалыкского массива (еМё(Т) = +4.8...+5.7), образование которых связывают с тепловым воздействием мантийного плюма на метасоматизи-рованную предшествующими субдукционными процессами деплетированную мантию [15, 11], и в раннекембрийских надсубдукционных габброидах Ирбитейского массива (
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.