Scientific journal

Advances in current natural sciences

ISSN 1681-7494

"Перечень" ВАК

ИФ РИНЦ = 0,775

На территории Тувы широко распространены перидотит-габбровые массивы разного возраста и геодинамической позиции, которые, как оказалось, могут не иметь значимых различий в вещественном составе. Например, островодужный Ирбитейский массив – 539 ± 6 млн л. [1], синколлизионные Калбакдагский – 486 ± 6,4 млн л. [2], Мажалыкский – 478 ± 1,4 млн л. [3] и Булкинский – 465 ± 5 млн л. [4] массивы, постколлизионный Шуйский массив – 449 ± 4,2 млн л. [5] – все они характеризуются надсубдукционными геохимическими характеристиками (Ta-Nb отрицательные аномалии на спайдерограммах) и низкими в целом концентрациями несовместимых элементов. Это объясняют тем, что в случае постостроводужных массивов процесс субдукции уже прекратился, однако геохимические особенности мантии остались прежними, а значит, образовавшиеся в этих условиях расплавы наследовали геохимические особенности, характерные для островодужных пород [4]. Предполагается, что геохимическое сходство с островодужными образованиями может быть обусловлено вовлечением в процессы плавления метасоматизированного надсубдукционного мантийного клина под влиянием плюмового источника [3]. Выявление вещественного вклада плюма в родоначальный расплав является сложной задачей, поэтому только определение возраста перидотит-габбровых массивов дает возможность соотнести их формирование с тектонической историей региона и оценить таким образом геодинамические условия их образования.

Цель работы: выявление возраста Кара-Осского перидотит-пироксенит-габброноритового массива, уточнение особенностей его вещественного состава и оценка геодинамических условий его образования.

Материалы и методы исследования

В пределах этого массива отобрано и изучено под петрографическим микроскопом 25 образцов. Петрохимические данные получены методом РФА в ИГМ СО РАН. Содержания микроэлементов определялись методом ICP-MS в ИГМ СО РАН. Изотопные составы Sm и Nd были измерены П.А. Серовым в ГИ КНЦ РАН на масс-спектрометре Finnigan-MAT 262 (RPQ). Геохронологические 40Ar/39Ar исследования возраста данного массива проведены в ИГМ СО РАН А.В. Травиным.

Расположение и геологическое строение массива. Кара-Осский массив, расположенный в 90 км на восток-северо-восток от г. Кызыл, является составной частью структурно-вещественных комплексов Каахемской подзоны Восточно-Тувинской задуговой зоны Таннуольско-Хамсаринской островодужной системы ранних каледонид [1]. Комплексы Каахемской подзоны представлены осадочно-вулканогенной харальской свитой и задуговыми офиолитами [6, 7]. Кара-Осский интрузивный массив, являясь полигенным, включает в себя, по данным ГС-50000 П.Ф. Ковалева, монцодиориты зубовского комплекса (возраст петротипного Зубовского массива 512 ± 2 млн л. [8, 9]), габбро-гранитоидная серия [10], возраст плагиогранитов которых составляет 490 ± 3 млн л. [8, 9]), а также, в центральной части массива, перидотит-пироксенит-габброноритовый комплекс, являющийся объектом нашего исследования. Последний далее нами называется Кара-Осским перидотит-пироксенит-габброноритовым массивом, который является составной частью одноименного полигенного интрузивного ареала.

Коренные выходы Кара-Осского перидотит-габбрового массива приурочены к осевой части водораздельной гряды между двумя ручьями в истоках р. Малое Копто, а также к водоразделу Малое-Копто – Кара-Ос. Этот массив образует вытянутое в восток-северо-восточном направлении тело размерами ~1 км×0,2–0,3 км. Бóльшую часть его составляют габбронориты (рис. 1), как правило массивные, иногда со слабо проявленной трахитоидностью, а также такситовые, обусловленные скоплениями темноцветных минералов размерами до 3–4 см. В северо-восточной части перидотит-пироксенит-габброноритового массива, в скальных выходах водораздельных гряд на перевале Малое Копто – Кара-Ос обнажены чередующиеся участки габброноритов, клинопироксенитов, вебстеритов и их оливиновых разновидностей, а также верлиты. В небольшом количестве представлены также габбро и нориты, редко – ортопироксениты. В строении данного массива также принимают участие, по-видимому, и роговообманково-флогопитовые меланогаббронориты, обнаруженные в крупных делювиальных обломках. Контакты габброидов и окружающих их гранитоидов задернованы.

Петрографические особенности. Габбронориты (Pl – около 40 об. %, Cpx и Оpx – примерно по 30 об. %) – наиболее распространенные породы массива. Они достаточно однообразны как по внешнему облику, так и по составу и структуре. Иногда в них наблюдается трахитоидность, обусловленная ориентированным расположением зерен плагиоклаза, совпадающим с направлением трещин и плитчатой отдельности пород. Габбронориты обычно имеют своеобразный цвет, вызванный лилово-розоватой окраской плагиоклаза (андезина). На контактах породообразующих минералов встречается мелкий, до 0,3 мм, флогопит в количестве ~ 1–2 об. %. Плагиоклаз иногда содержит единичные мелкие зерна апатита. Рудные минералы представлены магнетитом и ильменитом (до 5 об. %).

Вебстериты имеют массивную, нередко неравномернозернистую текстуру, средне- и крупнозернистую, панидиоморфную, пойкилитовую структуры. Кристаллы пироксенов характеризуются одинаковым идиоморфизмом, клино- и ортопироксены содержатся в сопоставимых количествах. Клинопироксен в большинстве случаев окружен каймами зеленовато-бурой роговой обманки, ортопироксен частично замещается серпентином и тальком. Реже наблюдаются клино- и ортопироксениты с панидиоморфнозернистой структурой. В интерстициях присутствуют мелкие зерна роговой обманки.

В верлитах оливин на 60 % замещен жилковато-петельчатым лизардитом, а также боулингитом, образующим псевдоморфозы. Оливин образует как более крупные зерна, обуславливающие гипидиоморфнозернистую структуру породы, так и пойкилитовые включения в широкопризматических кристаллах пироксенов. В оливине содержатся мелкие зерна хромшпинели.

В роговообманково-флогопитовых ме- ланогабброноритах крупные зерна (до 1,5 см в диаметре) красновато-бурого флогопита создают порфиробластовую структуру этих пород. Эти минералы содержат пойкилитовые включения пироксенов и плагиоклаза, реже оливина. На контактах зерен клино- и ортопироксена развиваются каймы зеленой уралитовой роговой обманки. Плагиоклаз содержит вростки мелких кристаллов клинопироксена. Из акцессорных минералов в этой породе встречаются магнетит, ильменит, апатит, иногда окисленные сульфиды. Видимо, именно эти породы в пределах Кара-Осского полигенного массива были описаны следующим образом: «амфиболизированные грубозернистые разности меланократовых габбро иногда имеют облик метасоматических горнблендитов» [10, с. 118].

Петрогеохимические особенности. Породы Кара-Осского перидотит-пироксенит-габброноритового массива отличаются низкими содержаниями TiO2, K2O, P2O5 и низким суммарным количеством редкоземельных элементов (РЗЭ) – 4,4–20,4 г/т (табл. 1).

Для габброидов характерны выпуклые спектры РЗЭ, обусловленные относительной обогащенностью средних РЗЭ по сравнению с легкими и тяжелыми РЗЭ: Lan/Smn = 0,5–1,0, Gdn/Ybnn = 1,3–1,4, Lan/Ybn = 0,6–1,0, повышенные содержания крупноионных литофилов относительно высокозарядных элементов (Ban/Lan = 3,7–15,4), отрицательная Nb и положительная Pb и Sr аномалии на нормированных к хондриту и примитивной мантии спектрах (рис. 2).

Изотопно-геохронологические исследования. Для определения возраста пород Кара-Осского перидотит-пироксенит-габброноритового массива 40Ar/39Ar методом исследовалась монофракция пойкилитовой роговой обманки из образца М-47-98 плагиоклаз-роговообманкового вебстерита. Образец М-47-98 имеет следующий состав: клинопироксен – 50 %, гиперстен – 30 %, роговая обманка – 10 %, основной плагиоклаз – 10 %, единичные знаки магнетита. Текстура породы шлировая, пятнистая, обусловленная обособлением мелкозернистых агрегатов с размерностью зерен < 1 мм клинопироксен-плагиоклазового состава (размер шлиров до 10 мм) и обособлений (тёмных пятен) роговой обманки до 15 мм. Структура неравномернозернистая (размер зерен от 0,2 до 2,0 мм), гипидиоморфнозернистая, паналлотриоморфнозернистая в сочетании с пойкилитовой – ойкокристаллы роговой обманки до 10 мм, хадакристаллы клинопироксена 0,2–0,5 мм.

Согласно полученным данным в возрастном спектре роговой обманки наблюдается устойчивое плато с рассчитанным значением Т = 437,2 ± 4,2 млн лет (рис. 3), которое можно принять за возраст кристаллизации вебстерита (обр. М-47-98).

Sm-Nd изотопные исследования. По данным Sm-Nd изотопных исследований, образец М-47-98 характеризуется низким положительным значением параметра εNd(T) = +3.0 (табл. 2).

Результаты исследования и их обсуждение

На нормированных к примитивной мантии спектрах для образцов из Кара-Осского перидотит-пироксенит-габброноритового массива присутствуют отрицательные аномалии Nb, Zr, Hf, Ti, Y и положительные аномалии Ba, Sr (рис. 2), что может свидетельствовать о наличии в мантийных источниках этих пород субдукционного компонента. Этот компонент мог образоваться в поздневендско-раннекембрийскую эпохи субдукции океанической коры в данном сегменте каледонид Тувы и сохраняться в течение продолжительного времени [3, 4, 11], вплоть до выплавления магм, из которых образовались габброиды Кара-Осского массива.

Первично-магматическая природа роговой обманки и довольно устойчивое плато в 40Ar/39Ar спектре роговой обманки из образца М-47-98 на уровне 437,2 ± 4,2 млн л. дают основание считать это значение в качестве возраста Кара-Осского перидотит-пироксенит-габброноритового массива. Его возраст является не намного моложе Ar-Ar возраста, расположенного в 45 км к юго-востоку Шуйского габброидного массива – 449 ± 4,2 млн л. [5]. Предполагается, что около 450 млн лет назад при участии повышенного теплового потока, связанного с внедрением мантийных расплавов, шло масштабное формирование кислых расплавов, запечатавших в позднем ордовике Каахемский полихронный батолит [5, 6, 8, 9, 12]. Вместе с тем полученная нами датировка свидетельствует об активности мантийного магматизма не только в позднем ордовике [5, 12, 13], но и в раннем силуре тоже. Однако отсутствие масштабных проявлений раннесилурийского магматизма на территории Тувы [7, 8, 9, 12] указывает на локальный характер магматизма в это время. Раннесилурийский возраст Кара-Осского перидотит-пироксенит-габброноритового массива существенно оторван по времени от крупнейшей кембро-ордовикской (490–460 млн л.) эпохи плюмового магматизма в Центральной Азии [13]. Таким образом, образование этого массива было связано, вероятно, с тектонической активизацией Каахемского рифта, в пределах которого он расположен. О существовании этого рифта свидетельствуют результаты изучения офиолитов Каахемской задуговой подзоны, согласно которым офиолиты были сформированы в ходе спрединговых процессов при расколе субконтинентальной литосферы и формировании рифтогенной структуры на окраине Тувино-Монгольского массива [6, 7].

Реконструкция тектонического режима, расположенного на юго-востоке Тувы Сангиленского фрагмента раннекаледонского орогенного пояса, указывает на его образование в результате косой коллизии Таннуольской островодужной системы и Сибирского континента на фоне смены геодинамических обстановок сжатия (570–490 млн л., коллизионный орогенез) обстановками растяжения (490–430 млн л., трансформно-сдвиговый орогенез) [14]. В Западном Саяне представлены небольшие габбро-гранитные интрузии раннесилурийского возраста, формирование которых происходило в трансформно-сдвиговой обстановке [15]. На основании этих данных мы полагаем, что в аналогичной обстановке происходило образование и Кара-Осского массива.

Для образца М-47-98 Кара-Осского массива, так же как и для габбронорита Шуйского массива с возрастом 449 ± 4,2 млн л., характерны относительно низкие положительные значения параметра εNd(T) = +3,0 и +2,7 [5] соответственно. Как показывают результаты Sm-Nd изотопных исследований габброидных массивов Тувы, чем древнее возраст пород мантийного магматизма, тем выше оказываются значения параметра εNd(T). В частности, в раннеордовикских габброидах εNd(T) составляет +4,8…+5,7 (Мажалыкский массив [3], в раннекембрийских габброидах – +7,8 (Ирбитейский массив [1]. Приведенные изотопно-геохимические данные показывают, что на постсубдукционном этапе в мантийных источниках магм доля деплетированной мантии, характеризующаяся, в частности, высокими положительными значениями εNd(T), последовательно уменьшалась, а доля обогащенной радиогенным Nd мантии, поставщиком которой, вероятнее всего, был мантийный плюм, наоборот, увеличилась.

Заключение

Уровень накопления и характер распределения редких элементов, относительно пониженное положительное значение параметра εNd(T) в породах S1 Кара-Осского перидотит-пироксенит-габброноритового массива говорят о том, что в источники его магм включают как обогащенный, так и деплетированный мантийный источники, при этом последний мог быть изменен надсубдукционными флюидами. Причиной плавления этих источников магм скорее всего являлась декомпрессия, обусловленная трансформно-сдвиговой деформацией Каахемского рифта в раннесилурийскую эпоху.

Работа выполнена по государственным заданиям ТувИКОПР СО РАН, при поддержке Министерства науки и высшего образования РФ (проект № 0384-2018-0003), РФФИ (проект № 17-05-00190).