Scientific journal

Advances in current natural sciences

ISSN 1681-7494

"Перечень" ВАК

ИФ РИНЦ = 0,775

Хамсаринская зона представляет собой сегмент венд-раннекембрийской островодужной системы [1], существенно менее изученный по сравнению с другими аналогичными сегментами этой системы. По аналогии с Таннуольской зоной считается, что раннекаледонские структуры Хамсаринской зоны в период их тектонического сочленения с докембрийскими структурами Тувино-Монгольского массива, ~540–490 млн лет назад, развивались в аккреционно-субдукционной и коллизионной тектонической обстановке [7]. Ввиду труднодоступности геологическая изученность Хамсаринской зоны в основном ограничивается данными государственных геологических съемок, проводившихся в 1950–1980-х гг. На основе этих данных в Хамсаринской зоне среди габброидных ассоциаций были выделены раннепалеозойские сиенит-габбровая, ультрабазит-троктолит-лейкогаббровая, габбро-норит-диоритовая ассоциации, которые формировались «на рубеже геосинклинального и орогенного этапов перед внедрением крупных масс нижнепалеозойских гранитоидов» [6]. Вместе с тем почти полное отсутствие геохимических и прецизионных геохронологических данных об этих интрузивных ассоциациях (за исключением гранитоидов Аксуг-Арысканского рудного поля) не позволяет проводить отвечающие современным требованиям палеогеодинамические реконструкции для Хамсаринского сегмента каледонских структур площадью около 20 тыс. км2.

Материалы и методы исследований

Основной объем аналитических исследований пород, кроме изготовления шлифов и петрографического описания пород по ним, был выполнен в Аналитическом центре ИГМ СО РАН (г. Новосибирск). Силикатный анализ главных химических компонентов, а также некоторых элементов-примесей в породах выполнен рентгенофлюоресцентным (РФА) методом (аналитик Н.Г. Карманова). Геохимический состав проанализирован методом La ICP-MS, т.е. с применением лазерной абляции по тем стеклам, которые были изготовлены и использованы при анализах этих же проб на общий состав методом РФА. В качестве внутренних стандартов были использованы определения содержаний Ca и Ti, предварительно выполненные РФА. Определение возраста габброидов проводилось по роговой обманке из меланократового габбро методом 40Ar/39Ar (ИГМ СО РАН, Новосибирск, аналитик А.В. Травин). Навески минеральных фракций заворачивались в алюминиевую фольгу, после откачки запаивались в кварцевую ампулу совместно с навесками биотитов МСА-11 и LP-6 в качестве мониторов. Затем фракции облучались в кадмированном канале научного реактора типа ВВР-К Научно-исследовательского института ядерной физики (г. Томск). Градиент нейтронного потока не превышал 0,5 % на размере образца. Эксперименты по ступенчатому прогреву проводились в кварцевом реакторе с печью внешнего прогрева. Холостой опыт по 40Ar (10 мин при 1200 °С) не превышал 5•10^–10 нсм3. Очистка аргона производилась с помощью Ti- и ZrAl SAES – геттеров. Изотопный состав аргона измерялся на масс-спектрометре «noble gas 5400» фирмы Микромасс (Англия). Ошибки измерений, приведенные в тексте, в таблице и на рисунках, соответствуют интервалу ± 1σ.

Геологическая позиция

В 2010 году нами были проведены полевые исследования в междуречье рр. Ий-Хем и Хамсыра, которое, как и большая часть Хамсаринской зоны, характеризуется очень слабой обнаженностью из-за преобладающего котловинного характера рельефа, насыщенного озерами и таежной растительностью. Полевые работы проводились на участке, названном «Шивилиг», образцы для геохимических и геохронологических исследований отбирались из коренных обнажений в пределах редких сопок и на склонах небольших горок в северо-западной части озера Шурам-Холь, а также в цокольных террасах водотоков бассейна р. Шивилиг, впадающей в это озеро (рис. 1).

На участке Шивилиг условно выделены два массива существенно габбрового состава (Шивилиг-I и II) и один массив габбро-монцонитового состава (Шивилиг-III), которыми прорваны венд-нижнекембрийские осадочно-вулканогенные образования. Массивы оконтурены по естественным обнажениям. Условия обнаженности и отсутствие геофизических данных не позволяют судить о истинных размерах и форме этих массивов. Не исключено, что группа массивов принадлежат к единому крупному плутону. В массиве Шивилиг-I в районе точки с координатами с.ш. 52°43′62″ в.д. 96 49′65,9″ опробованы и изучены образцы диорита (Bi-Hbl) (обр. 233, 234, 234а).

Северо-западнее от этого массива, у небольшого озера Тучетиг-Холь в точке с координатами с.ш. 52 44′15,7″, в.д. 96 48′30,5″ были опробованы выходы роговообманкового (Hbl) габбро (обр. Shi-251, 251-1, 251-2) (массив Шивилиг-II).

Массив Шивилиг-III выделен на небольшой обособленной сопочке на террасе (с.ш. 52 41′41″ в.д. 96 46′64″). Сопочка имеет эллипсоидальную форму, большой остью ориентирована на северо-восток, труднопроходимый, весь заросший. Обнажаются роговообманковый габбро-диорит (обр. Shi-240), роговообманковое габбро (обр. Shi-241), сильно актинолитизированное, хлоритизированное лейкогаббро (обр. Shi-243), кварц-биотит-роговообманковый субщелочной диорит (обр. Shi-244), кварц-биотитовый монцонит (обр. Shi-245).

Петрографическое описание пород

Роговообманковое габбро – структура среднезернистая, гипидиоморфнозернистая, размер зерен 1,5–3,5 мм. Текстура массивная. Состав: плагиоклаз – 45 % (серицит, клиноцоизит, цеолит); роговая обманка – 45 % бурого цвета с зеленоватым оттенком; реликты клинопироксена – 5 % в роговой обманке; апатит – 0,п %. Вторичные минералы: кварц – 1 %; эпидот – 1–2 %; кальцит – 15; актинолит – 1–2 %

Диорит имеет средне-мелкозернистую, призматическизернистую, участками гипидиоморфнозернистую структуру, размер зерен от 0,3–1,0 до 1,5–5,0 мм. Состав: плагиоклаз – 60–80 % (средней основности), роговая обманка – 15–25 % бурая с зеленоватым оттенком, реликты клинопироксена – 2–35, биотит – (хлорит, лейкоксен) – 5–10 %. Вторичные минералы: эпидот – 1 %, хлорит – 1 %, кальцит – 1 %; акцессорные: рудный – 1 %, представленный пиритом и ильменит-магнетитом; апатит – 1 %; циркон – 0,п %.

Лейкогаббро сильно актинолитизированное, хлоритизированное, состав: плагиоклаз – 85 % основной облачного угосания, клинопироксен – 5 % реликты зерен замещенных зеленой роговой обманкой псевдоморфно и в виде агрегатных псевдоморфоз, амфибол – 10 % (зеленая роговая обманка и актинолит), биотит – 1–2 % (хлорит, лейкоксен) вторичные: хлорит – 1–25, кварц – 1 %, эпидот – 1–2 % рудный – 1 %, апатит – 0,п %.

Рис. 1

Роговообманковый габбро-диорит состоит из крупных и средних зерен плагиоклаза удлиненно-призматической формы, между ними и внутри них располагаются изометричные и неправильные зерна зеленой роговой обманки, которая замещается (иногда полностью) агрегатом эпидота и актинолита.

Есть псевдоморфозы хлорита + эпидота, возможно по биотиту (–5 %).

Есть 1–2 % кварца – неправильные зерна в межзерновых пространствах плагиоклаза и в виде мелких зерен внутри их. Из вторичных по плагиоклазу развивается мелкочешуйчатый серицит, эпидот, в трещиноватых зернах «веточки» цеолита.

Кварц-биотитовый монцонит – структура: неравномернозернистая, гипидиоморфнозернистая. Размер зерен от 0,5 до 3 мм, участками структура монцонитовая. Состав: плагиоклаз – 35 % (серицит, цеолит) средней основности, зональный; калишпат-пертит – 40 %; кварц – 15 %; биотит – 5–7 % (хлорит, эпидот) красно-бурый; рудный минерал – 1 %; апатит – 0,п %; сфен и циркон – единичные зерна.

Кварц-биотит-роговообманковый монцодиорит, в составе плагиоклаз – средней основности 65 %, кварц – 10 %, калишпат – 7 %, роговая обманка – 10 %, биотит – 5 % бурый, апатит – 0,п % удлинен, призмы размером до 0,7–1,5 мм и рудный минерал – 1–2 %. Из вторичных: эпидот – 1 %, хлорит – 1–2 %, карбонат – 1 %, актинолит – 1 %

Порода, вероятно, имеет гибридное происхождение – калишпат и кварц могли образоваться позже, есть участки, где эти минералы выполняют межзерновые пространства и в то же время выполняют трещины внутри зерен плагиоклаза. Кроме того, в некоторых зернах плагиоклаза просматривается «ядро» большей основности. Вероятно, это реликты плагиоклаза первичной породы габбрового состава. Эти ядра, кроме того, рассечены сетью тонких прожилков хлорита, которые не всегда продолжаются в новообразованном плагиоклазе. Полученные данные могут свидетельствовать об определенном временном промежутке между кристаллизацией исходных мафитовых пород и воздействием на них более поздних субщелочных расплавов. Можно предположить, что породы из массивов Шивилиг-I, II и III (далее – Шивилигской группы массивов) являются частью габбро-норит-диоритовой ассоциации Хамсаринской зоны [Пятов, Семенов, 1984] и только условия обнаженности участка Шивилиг не позволили достаточно охарактеризовать крайние кремнеземистые и щелочные члены этой ассоциации – монцониты. Породы монцонитового состава в Шивилигской группе массивов представляют собой, по всей видимости, вторую интрузивную фазу.

Результаты исследования и их обсуждение

Геохронологические исследования были проведены 40Ar/39Аг методом в ИГМ СО РАН (Новосибирск) А.В. Травиным по методике, подробно описанной в [8]. Выбор данного метода для датировки возраста определялся отсутствием необходимого количества циркона в породе для U-Pb метода. Для исследований была отобрана монофракция позднемагматической роговой обманки из Bi-Hbl габбро массива Шивилиг-I (обр. Shi-233). Небольшие куски породы (срезы от шлифов) дробились вручную мелкими порциями, промывались до черного шлиха. Затем пропускается через магнитный сеператор и после начинается отбор зерен роговой обманки под бинокуляром. Навески минеральных фракций заворачивались в алюминиевую фольгу, после откачки запаивались в кварцевую ампулу совместно с навесками биотитов МСА-11 и LP-6 в качестве мониторов. Затем, фракции облучались в кадмированном канале научного реактора типа ВВР-К Научно-исследовательского института ядерной физики (г. Томск). Градиент нейтронного потока не превышал 0,5 % на размере образца. Эксперименты по ступенчатому прогреву проводились в кварцевом реакторе с печью внешнего прогрева. Холостой опыт по 40Ar (10 мин при 1200 °С) не превышал 5•10^–10 нсм3. Очистка аргона производилась с помощью Ti- и ZrAl SAES – геттеров. Изотопный состав аргона измерялся на масс-спектрометре «noble gas 5400» фирмы Микромасс (Англия). Ошибки измерений, приведенные в тексте, в таблице и на рисунках, соответствуют интервалу ± 1σ. Результаты геохронологических исследований приведены на рис. 2.

В полученом возрастном спектре наблюдается устойчивое плато, отвечающее 93 % выделенного 39Ar, которое соответствует интервалу 498,5 ± 5,9 млн лет (поздний кембрий). Это первая датировка габброидов Хамсаринской зоны, полученная прецизионным геохронологическим методом. Она может быть принята за возраст формирования Bi-Hbl габбро. Полученное нами значение, очевидно, соответствует аккреционно-коллизионному периоду эволюции Центральной Азии, в ходе которого край континента перекрыл Алтае-Саянскую горячую точку мантии, положив начало внутриплитной активности региона [7].

Рис. 2

Содержания SiO2 в исследованных породах из Шивилигской группы массивов варьируют в интервале 47,9–65,8 мас. %, Na2O – 2,7–3,8 мас. %, K2O – 0,6–3,8 мас. % (таблица), при этом содержания K2O находятся в прямой зависимости от содержания калиевого полевого шпата. Большинство пород характеризуются повышенными содержаниями Al2O3 в интервале 14,0–20,7 мас. %. Характерны низкие содержания MgO в породах: биотит-роговообманковом, роговообманковом габбро от 5,33 до 10,34 и габброидах монцонитового состава – 1,45–6,43 мас. %, что, вероятно, обусловлено как высокой степенью фракционирования исходной магмы, так и особенностями состава последней. Породы Шивилигской группы, кроме низкой магнезиальности, по остальным петрогенным компонентам вполне сопоставимы с аналогичными породами из Остюренского массива, который является одним из типичных массивов габбровой ассоциации Хамсаринской зоны [8].

Таблица 1

Содержания петрогенных элементов (%) и несовместимых микроэлементов (г/т) для пород Шивилигской группы массивов Хамсаринской зоны

Примечание. Породы: б-р.г. – биотит-роговообманковое габбро, к-б.м. – кварц-биотитовый монцонит, к-б-р.д – кварц-биотит-роговообманковый диорит, л.г. – лейкогаббро, р.г. – роговообманковое габбро, р.г-д. – роговообманковый габбро-диорит. Содержания петрогенных компонентов (пересчитаны на 100 % сухого остатка) и элементов-примесей определены методами РФА (аналитик Н.Г. Карманова) и LA ICP-MS (аналитик С.В. Палесский) в Институте геологии и минералогии СО РАН по одним и тем же препаратам (стеклам).

а

б

Рис. 3

Анализ редкоземельных и редких элементов в породах проводился методом масс-спектроскопии с индуктивно связанной плазмой и с лазерной абляцией (LA ICP-MS) на масс-спектрометре ELEMENT c лазерной приставкой (UV Laser Probe, лазер Nd: YAG λ = 266 нм), при точности единичных измерений 15–20 % (аналитик С.В. Палесский). По содержаниям и характеру распределения несовместимых элементов породы Шивилигской группы массивов не имеют между собой значимых различий (рис. 3). Спектр распределения редкоземельных элементов роговообманкового габбро (Shi-240) и роговообманкового габбро-диорита (Shi-241) отличаются европиевым максимумом, что, вероятно, обусловлено фракционированием плагиоклаза. Аналогичные спектры имеют габбронориты Остюренского массива [6] (рис. 3, а). Положительные аномалии Ba, K, Pb и Sr, с одной стороны, и отрицательная аномалия Nb в исследованных породах, с другой стороны, свидетельствуют о ведущей роли субдукционной компоненты в исходных магмах пород Шивилигской группы массивов.

В целом содержания и характер распределения несовместимых элементов в изученных породах является типичным для островодужных геодинамических обстановок. В процессе формирования офиолитов на разных участках каледонид Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) параллельно возникали условия изоляции магматических камер с дифференциацией расплавов [10], за счет чего образовывались надсубдукционные островные дуги. Внедренные в более поздней стадии магматические образования, как правило, унаследуют их геохимическую особенность. Согласно возрастным рубежам тектонической эволюции данного сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП), породы Шивилигской группы массивов формировались в коллизионной тектонической обстановке, которая соответствует возрасту раннекаледонской аккреции в герцинидах Центральной Азии [10] и формированию меланжированных базитовых комплексов вдоль сутурных границ. Примеры подобных интрузивных массивов широко представлены в ЦАСП в т.ч. на Юго-Западной Туве, где отмечается проявление двух фаз базитового магматизма. Более ранняя фаза представлена породами переходного состава в виде крупных аллохтонных блоков среди более поздних габброидов и имеет возраст 494 млн лет (поздний кембрий). В большинстве случаев их образование связывают с воздействием мантийного плюма на подлитосферную мантию, метасоматизированную на предыдущем субдукционном этапе [7]. В качестве более поздних пикритоидных проявлений плюмового магматизма (внутриплитного) в Хамсаринской зоне предполагаются массивы ультрабазит-троктолит-лейкогаббровой ассоциаций. Кроме того, в Туве известны проявления пикритоидного магматизма с возрастом около 480 млн лет, установленные в Мажалыкском дунит-троктолит-габбровом массиве [7], и который расположен в 240 км к юго-западу от Шивилигской группы массивов.

Авторы выражают благодарность С.В. Палесскому, И.В. Николаевой, А.В. Травину (ИГМ СО РАН) за помощь в выполнении аналитических исследований. Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты № 11-05-98015, 11-05-10018-к) и проекта ОНЗ 2.1.