Scientific journal
Advances in current natural sciences
ISSN 1681-7494
"Перечень" ВАК
ИФ РИНЦ = 0,791

NEW DATA ON THE AGE AND MATERIAL COMPOSITION OF THE KARA-OS PERIDOTITE-PYROXENITE-GABBRONORITE MASSIF (TUVA)

Mongush A.A. 1
1 Tuvinian Institute for Exploration of Natural Resources of the Siberian Branch of the RAS
Ar-Ar age of the Kara-Os massif is 437.2 ± 4.2 Ma (amphibole of websterite M-47-98). This age is not much younger than the age of the Shui gabbroid massif located 45 km to the Southeast – 449 ± 4.2 Ma. Earlier studies showed that about 450 Ma with the participation of increased heat flow associated with the introduction of mantle melts, there was a large-scale formation of acid melts, sealed in the O3 Kaachem polychronous batholith. At the same time, the dating obtained by us testifies to the activity of mantle magmatism not only in the O3, but also in the S1. However, the absence of large-scale manifestations of S1 magmatism on the territory of Tuva indicates the local nature of magmatism at this time. Probably, the formation of the Kara-Os massif was associated with the tectonic activation of the Kaachem rift, within which the massif is located. Geochemical and isotopic data for the Kara-Os massif indicate the presence in its mantle source of a certain proportion of both enriched and depleted mantle source, while the latter could be modified by suprasubduction fluids. The sample M-47-98 is εNd (T) = + 3.0, which is a reflection of a higher proportion of the radiogenic Nd-enriched mantle, the supplier of which was most likely the mantle plume. However, the reason for the melting of mantle sources was most likely not the plume, since the S1 of Tuva is almost amagmatic, but the decompression caused by the transform-shear deformation of the Kaakhem rift in the Early Silurian.
pyroxenites
gabbroids
Ar-Ar age
geochemistry
mantle magmatism
Tuva

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.

mong1.tif

Рис. 1. Схема геологического строения северо-западной части Кара-Осского полигенного интрузивного ареала. 1 – четвертичные отложения; 2 – девонские осадочно-вулканогенные отложения; 3 – нижнекембрийские меланж-олистостромовые образования тапсинской толщи: песчаники, алевролиты, известняки, базальты, кремни, черные сланцы; 4 – венд-нижнекембрийские осадочно-вулканогенные образования харальской свиты: сланцы, метапорфириты, кварциты, мраморизованные известняки; 5 – роговики, ороговикованные породы; 6–11 – Кара-Осский полигенный интрузивный ареал, в том числе раннесилурийский Кара-Осский перидотит-пироксенит-габброноритовый массив (6–7): 6 – габбронориты, 7 – габбронориты, вебстериты, верлиты, роговообманково-флогопитовые меланогаббронориты, позднекембрийские (8–10): 8 – аплиты, 9 – диориты, тоналиты, кварцевые диориты, плагиограниты, 490 ± 3 млн л. [8, 9], 10 – габбро, 11 – раннекембрийские монцодиориты зубовского комплекса; 12–13 – офиолиты: 12 – габбро, 13 – гипербазиты с (более поздними?) линзами пироксенитов, 14 – разломы (а) и геологические границы (б); 15 – точка отбора образца М-47-98 для геохронологических исследований

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).

Таблица 1

Содержания петрогенных элементов (мас. %) и микроэлементов (г/т) в породах Кара-Осского перидотит-пироксенит-габброноритового массива

№ обр.

М-27-98

М-29-98

М-30-98

М-47-98

Порода

гн

гн

вер

веб

1

2

3

4

5

SiO2

51,92

49,48

43,52

50,38

TiO2

0,45

0,35

0,16

0,74

Al2O3

4,96

16,78

1,02

5,32

Fe2O3

10,89

8,76

15,01

8,13

MnO

0,22

0,17

0,23

0,16

MgO

15,56

9,61

35,48

15,96

CaO

14,41

11,83

3,31

16,88

Na2O

1,00

1,34

0,08

0,87

K2O

0,13

0,00

0,00

0,21

P2O5

0,00

0,00

0,00

0,04

П.п.п.

0,44

0,86

0,30

1,34

Сумма

99,99

99,50

99,50

100,03

Rb

0,75

0,57

0,41

1,93

Ba

41,65

73,08

16,63

57,47

Th

0,15

U

0,06

Nb

0,30

0,17

0,16

1,20

Ta

0,04

0,02

0,03

<0,1

La

3,88

2,89

0,79

3,44

Окончание табл. 1

1

2

3

4

5

Ce

11,75

5,71

1,70

11,62

Pr

2,21

0,85

0,28

2,10

Sr

160,4

615,2

111,9

118,7

Nd

11,25

3,62

1,23

10,60

Zr

23,55

7,64

2,87

35,08

Hf

0,99

0,31

0,12

1,30

Sm

3,23

0,87

0,34

3,12

Eu

0,91

0,45

0,14

0,76

Gd

3,71

0,87

0,39

3,08

Tb

0,65

0,14

0,07

0,49

Dy

3,79

0,86

0,42

2,77

Y

16,38

3,71

1,89

17,83

Ho

0,74

0,17

0,09

0,57

Er

2,09

0,46

0,23

1,47

Tm

0,31

0,08

0,03

0,22

Yb

1,84

0,44

0,24

1,28

Lu

0,25

0,07

0,04

0,19

Примечания: гн – габбронорит, пл.-р.о. – плагиоклаз-роговообманковый. Прочерк – элемент не определялся.

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).

mong2.tif

Рис. 2. Нормированные к хондриту С1 и примитивной мантии спектры распределения микроэлементов в породах Кара-Осского массива: М-27-98, М-29-30 – габбронорит, М-30-98 – верлит, М-47-98 – плагиоклаз-роговообманковый вебстерит

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).

mong3.tif

Рис. 3. 40Ar/39Ar спектр роговой обманки из плагиоклаз-роговообманкового вебстерита, обр. М-47-98

Таблица 2

Sm-Nd изотопные данные для вебстерита Кара-Осского массива

№ образца

Возраст, млн л.

Sm, мкг/г

Nd, мкг/г

147Sm/144Nd

143Nd/144Nd

Err

εNd(T)

М-47-98

437

3,32

11,20

0,179439

0,512742

6

3.0

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).