ПЕТРОЛОГИЯ, 2012, том 20, № 2, с. 208-224
УДК 550.4:552
ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА, ИСТОЧНИКИ И МЕХАНИЗМ ФОРМИРОВАНИЯ ГРАНИТОИДОВ ПРИИРТЫШСКОГО КОМПЛЕКСА,
ВОСТОЧНЫЙ КАЗАХСТАН
© 2012 г. М. Л. Куйбида*, Н. Н. Крук*, Н. И. Волкова*, П. А. Серов**, Т. А. Веливецкая***
*Институт геологии и минералогии СО РАН просп. акад. Коптюга, 3, Новосибирск, 630090, Россия; e-mail: maxkub@igm.nsc.ru **Геологический институт Кольского научного центра РАН ул. Ферсмана, 14, Апатиты, Мурманская область, 184209, Россия; e-mail: mozay@nm.ru ***Дальневосточный геологический институт ДВО РАН просп. 100-летия Владивостока, 159, Владивосток, 690022, Россия; e-mail: velivetskaya@mail.ru
Поступила в редакцию 16.02.2009 г.
Получена после доработки 24.06.2011 г.
Интрузии прииртышского комплекса приурочены к трансрегиональной Иртышской сдвиговой зоне (ИСЗ) и локализованы в пределах блоков высокометаморфизованных пород (Курчумского, Предгорненского, Согренского и др.), заключенных в зеленосланцевом матриксе ИСЗ. Массивы сложены контрастной серией от габбро до плагиогранитов и гранитов при резко подчиненном количестве диоритов и практически полном отсутствии пород промежуточного состава (тоналитов, гранодиоритов). Время формирования комплекса соответствует раннему карбону и синхронно заложению ИСЗ.
Гранитоиды, входящие в состав комплекса, относятся к разным петрогеохимическим сериям (от низкоглиноземистых плагиогранитов андезитового ряда до гранитов известково-щелочного ряда). Они характеризуются близкими содержаниями REE и HFSE: сумма REE = 103—163 ppm, (La/Yb)n = 3.59-5.44; Zr (200-273 ppm), Nb (7.6-10.6 ppm), Hf (6.1-7.6 ppm), Ta (0.68-1.19 ppm), но различаются по концентрациям LILE: Rb (3-9 и 121-221 ppm), Sr (213-375 и 77-148 ppm), Ba (67140 и 240-369 ppm), а также изотопному составу Nd (sNd(T) - от +5.3 в плагиогранитах до -1.2 в гранитах) и кислорода (518О - от +9.4 в плагиогранитах до +14.5 в гранитах).
Исследования геохимических и изотопных характеристик метаморфических пород Курчумского блока и результаты численного геохимического моделирования показали, что формирование гра-нитоидов произошло за счет плавления гетерогенного корового субстрата, представленного метапе-литами верхней коры и метабазитами океанического основания высокометаморфизованных блоков. Различия в вещественном составе и в изотопных характеристиках гранитоидов обусловлены смешением в разных пропорциях гранитоидных магм - производных метапелитового и метабази-тового источников.
ВВЕДЕНИЕ
Проблема источников и механизмов формирования гранитоидных магм была и остается одной из актуальнейших в современной петрологии. Изучение гранитоидных интрузий разных фаций глубинности и обобщение экспериментальных и теоретических данных к настоящему времени показывает, что подавляющее большинство гранитоидов имеет коровую природу. Происхождение их связывается, главным образом, с плавлением разнообразных субстратов земной коры в широком диапазоне Р-Т условий, причем вещественный состав гранитоидов определяется, в первую очередь, особенностями магмогенери-рующего субстрата. Так, пересыщенные глиноземом граниты ¿-типа образуются при плавлении метапелитов верхней коры известково-щелочные граниты — за счет плавления пород среднего со-
става, субстратами плагиогранитов являются ме-табазальты, для субщелочных гранитов в качестве источника расплавов предполагаются породы то-налитового состава, предварительно претерпевшие анатексис с образованием гранитов I-типа.
Гораздо более неопределенная ситуация сложилась с пониманием петрогенезиса магматических ассоциаций, сочетающих в своем составе од-новозрастные гранитоиды разных петрогеохими-ческих типов. Для объяснения их формирования привлекаются механизмы контаминации грани-тоидных магм веществом верхней коры (Barton et al., 1983), реакционного взаимодействия гранитоидов различных типов с образованием гибридных разностей (Castro et al., 1991), изменения состава магмогенерирующих субстратов при вертикальной миграции очагов гранитообразования
(Изох, 1965), плавления гетерогенных субстратов (Skjerlie, Patino Douce, 1995) и др.
В настоящей работе сделана попытка реконструкции механизмов формирования гранитои-дов прииртышского комплекса Восточного Казахстана, объединяющего в своем составе породы разных петрохимических типов: плагиограниты и известково-щелочные граниты.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК
Исследованный полигон относится к западному сектору Центрально-Азиатского складчатого пояса, строение и эволюция которого охарактеризованы в работах (Ротараш и др., 1982; Мосса-ковский и др., 1993; Sеngôr et al., 1993; Берзин идр., 1994; Владимиров и др., 2003, 2008). Здесь особое место занимает карбон-пермский этап, отражающий закрытие Обь-Зайсанского палео-океанического бассейна в результате коллизии Сибирского и Казахстанского палеоконтинен-тов, что в значительной мере обусловило формирование структуры западной части Центрально-Азиатского складчатого пояса в его современном виде. Процесс закрытия Обь-Зайсанского палео-океанического бассейна определялся сближением Сибирского и Казахстанского палеоконтинентов при одновременном вращении их по часовой стрелке. Субдукция океанической литосферы под континентальные блоки привела к формированию на их окраинах двух окраинно-континентальных вулкано-плутонических поясов: Алтайского и Жарма-Саурского. В позднем девоне континентальная окраина Алтая была деформирована за счет коллизионного вдавливания в ее структуру Алтае-Монгольского террейна и его фрагмента — Чулышманского блока (Владимиров и др., 2003).
Косое столкновение Сибирского и Казахстанского континентов, начавшееся в конце раннего карбона, обусловило интенсивные деформации окраинно-континентальных комплексов, заложение новых и активизацию существовавших ранее протяженных сдвиговых зон с вязко- и хруп-копластичным течением вещества. Крупнейшей из структур такого типа является Иртышская сдвиговая зона (ИСЗ), имеющая протяженность около 1000 км при ширине не более 50 км и разделяющая островодужные комплексы Рудно-Ал-тайского террейна на северо-востоке и аккреционно-коллизионные образования Иртыш-Зай-санской системы на юго-западе.
В строении ИСЗ выделены высокометамор-физованные блоки, которые закартированы по всей протяженности линеамента, как более компетентные образования внутри зоны зеленых сланцев (рис. 1а). Наиболее крупный из этих блоков известен как Курчумский. Природа этих образований неоднозначна. Многие исследователи
рассматривают их в качестве выступов (фрагментов) древнего фундамента, выведенных на дневную поверхность в результате вертикальных тектонических движений в ИСЗ (Хорева, 1963; Беспаев и др., 1997; Ермолов, Полянский, 1980 и др.) или тектонических отторженцов корневых частей сдвиговой зоны (Владимиров, 1990). Согласно другой точке зрения, высокометаморфизованные блоки имеют палеозойский возраст и образовались в результате теплового воздействия гранито-идов и габброидов, внедрившихся в сдвиговую зону (Васильева, 1962; Нехорошев, 1939 и др.). Наконец, по мнению (Берзин и др., 1994), эти блоки имеют докембрийский возраст и являются фрагментами Алтае-Монгольского микроконтинента, тектонически внедренными в структуру Обь-Зайсанской системы в результате средне-позднепалеозойских крупномасштабных сдвиговых перемещений вдоль ИСЗ. В настоящей работе особенности строения блоков высокометамор-физованных пород Иртышской сдвиговой зоны рассмотрены на примере Курчумского блока.
Курчумский блок расположен в юго-восточной части ИСЗ, между озерами Зайсан и Марка-коль (см. рис. 1а). С северо-запада по сдвиговой зоне он граничит с вулканогенно-осадочными образованиями Рудного Алтая. Западная окраина "срезана" крупной интрузией позднепалеозой-ских гранитоидов калбинского комплекса. С юга и востока Курчумский блок имеет тектонические границы с зеленосланцевыми толщами, сформированными за счет метаморфизма среднепалео-зойских турбидитовых отложений Калба-Нарым-ского террейна.
Центральную часть Курчумского блока слагают породы гнейсо-амфиболитового комплекса, где преобладающими являются биотит-плагио-клазовые, биотит-плагиоклаз-кордиеритовые, ам-фибол-биотитовые, гранат-биотитовые гнейсы и амфиболиты. В подчиненном количестве встречаются пироксен-амфиболовые гнейсы и мрамора. На метаморфических породах гнейсо-амфиболи-тового комплекса с несогласием залегают отложения среднепалеозойского структурного этажа, который в Курчумском блоке представлен метамор-физованными девон-раннекаменноугольными терригенными породами (алевролиты, глинистые сланцы и песчаники) (Хорева, 1963). Возраст гнейсо-амфиболитового комплекса дискуссионен. Ордовикская датировка регионального диафтореза (494—435 млн. лет, K-Ar по валовой пробе), по мнению Хоревой (1963), отражает до-среднепалеозойский этап поднятия блока фундамента. Эти значения возраста хорошо согласуются с определениями времени завершения субдук-ции и эксгумации высокабарических включений в серпентинитовом меланже Чарского офиолито-вого пояса (449 ± 1 и 450 ± 5 млн. лет (Ar-Ar по фенгиту), 450 ± 3 и 449 ± 5 млн. лет (Ar-Ar по бар-
я
и н ч о и о м К л
г
м
51е
50°
49°
(б): массив Сары-Тау
1—2 — калбинский к-с, (1 — аплит-граниты, пегматиты; 2 — микроклиновые граниты); 3 — сарытауский к-с, С3-Р1 (дайки диоритовых иорфиритов, эруптивная брекчия плагиоандезида-цитов,плагиодацитов и плагиориода-цитов); 4—6 — прииртышсы-ш к-с, С1 (4 — плашограниты, андезиновые граниты; 5 — диориты, кварцевые диори-N ты; 6 — граббо); 7 — палеозойские ^ пара- и ортометаморфические породы; 8 — разломы.
Семипалатинск
Усть-Каменогорск
(а): магматические комплексы Калба-Нарымского террейна и Иртышской сдвиговой зоны
1 — гранитоиды (нерасчлененные) и 2 — габброиды (нерасчлененные) Калба-Нарымского террейна; 3 — прииртышский к-с, С1 (габбро, граниты, плашограниты); 4 — Иртышская сдвиговая зона и ее зеленосланцевое обрамление (предполагаемое положение); 5 — черносланцевая толща Калба-Нарымского террейна, 6 — высокометаморфизованные блоки Иртышской сдвиговой зоны,0,-8? (цифры в квадратиках: 1 — Предгорненский,
2 — Согренский, 3 — Чечекски
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.