Научный журнал
Успехи современного естествознания
ISSN 1681-7494
"Перечень" ВАК
ИФ РИНЦ = 0,791

ГАББРО-НОРИТ-ДИОРИТОВАЯ АССОЦИАЦИЯ ХАМСАРИНСКОЙ ЗОНЫ (ТУВА): ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ, ГЕОХИМИИ, ИСТОЧНИКАХ МАГМ И ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ПОЗИЦИИ

Ойдуп Ч.К. 2 Леснов Ф.П. 1 Монгуш А.А. 2 Лебедев В.И. 2
1 Институт геологии и минералогии СО РАН
2 Тувинский институт комплексного освоения природных ресурсов СО РАН
Хамсаринская зона представляет собой сегмент венд-раннекембрийской островодужной системы, 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. Регион труднодоступный, в этой связи геологическая изученность Хамсаринской зоны в основном ограничивается данными государственных геологических съемок, проводившихся в 1950–1980-х гг. И 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». 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. В статье приведены геохимические и геохронологические данные по габброидам, монцодиоритам и монцонитам Шивилигской группы массивов габбровой ассоциации Хамсаринской зоны каледонид Центрально-Азиатского складчатого пояса. Геохимические особенности этих магматических образований указывают на ведущую роль в источниках магм изученных пород субдукционной компоненты, тогда как абсолютный возраст габброидов (около 500 млн лет) свидетельствует о коллизионной тектонической обстановке становления интрузивных массивов габброидов. Предполагается, что образование габбровой ассоциации происходило на ранней стадии воздействия мантийного плюма на подлитосферную мантию.
габброидные интрузивы
геохимия
изотопный возраст
каледониды
Хамсаринская зона
Восточная Тува
1. Берзин Н.А., Кунгурцев Л.В. Геодинамическая интерпретация геологических комплексов Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. – 1996. – Т.37. – № 1. – С. 63–81.
2. Изох А.Э., Вишневский А.В., Поляков Г.В., Калугин В.М., Оюунчимэг Т., Шелепаев Р.А., Егорова В.В. Урэгнурская платиноносная вулканоплутоническая пикрит-базальтовая ассоциация Монгольского Алтая – индикатор кембро-ордовикской крупной изверженной провинции // Геология и геофизика. – 2010. – Т. 51. – № 5. – С. 665–681.
3. Леснов Ф.П. Редкоземельные элементы в ультрамафитовых и мафитовых породах и их минералах // Главные типы пород. Породообразующие минералы. – Новосибирск: Академическое изд-во «Гео», 2007. – 403 с.
4. Лисицын В.И., Пятов О.И., Александровский Ю.С. Дифференцированные габброиды восточной части Хамсаринской зоны (Северо-Восточная Тува) // Базитовые и ультрабазитовые комплексы Сибири // Труды ин-та ГиГ АН СССР. – Новосибирск: Наука, 1979. – С. 96–117.
5. Монгуш А.А., Лебедев В.И., Ковач В.П., Сальникова Е.Б., Дружкова Е.К., Яковлева С.З., Плоткина Ю.В., Загорная Н.Ю., Травин А.В., Серов П.А. Тектономагматическая эволюция структурно-вещественных комплексов Таннуольской зоны Тувы в позднем венде-раннем кембрии (на основе геохимических, Nd изотопных и геохронологических данных) // Геология и геофизика. – 2011. – Т. 52. – № 5. – С. 649–665.
6. Пятов О.И., Семенов М.И. Раннепалеозойские габброиды Северо-Восточной Тувы и их рудоносность // Плутонические формации Тувы и их рудоносность: Труды ин-та ГиГ АН СССР. – Новосибирск: Наука, 1984. – С. 57–84.
7. Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Козаков И.К., Ойдуп Ч.К., Монгуш А.А., Яковлева С.З., Федосеенко А.М. Возраст и геодинамическая позиция перидотит-пироксенит-анортозит-габбрового мажалыкского комплекса, Восточная Тува // Петрология. – 2004. – Т. 12. – № 6. – С. 656–662.
8. Травин А.В., Юдин Д.С., Владимиров А.Г., Хромых С.В., Волкова Н.И., Мехоношин А.С., Колотилина Т.Б. Термохронология Чернорудской гранулитовой зоны (Ольхонский регион, Западное Прибайкалье) // Геохимия. – 2009. – Т. 11. – С. 1181–1199.
9. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Ковач В.П., Козаков И.К.,Котов А.Б. Геодинамика формирования каледонид Центрально-Азиатского складчатого пояса // Докл. РАН. – 2003. – Т. 389. – № 3. – С. 354–359.
10. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Ковач В.П., Козаков И.К., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. Ранние стадии формирования Палео-Азиатского океана: результаты геохронологических, изотопных и геохимических исследований позднерифейских и венд-кембрийских комплексов Центрально-Азиатского складчатого пояса // Докл. РАН. – 2006. – Т. 410. – № 5. – С. 657–662.
11. Sun S.S., MсDonough W.F. Chemical and isotopic systematiсs of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Magmatism in the ocean basins / A.D. Saunders, M.J. Norry (eds). Geol. Soc. London. Spac. Publ. – 1989. – Vol. 42. – P. 313–346.

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 %.

pic_60.tif

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].

pic_61.tif

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

Массив

Шив.-I

Шив.-II

Шив.-III

Номер образца

Shy-233

Shy-234

Shy-225

Shy-240

Shy-241

Shy-243

Shy-244

Shy-245

Shy-250

Порода

б-р.г.

б-р.г.

р.г.

р.г-д.

р.г.

л.г.

к-б-р.д.

к-б.м.

б-р.г.

SiO2

47,92

48,32

50,94

54,61

52,81

52,65

57,66

65,77

50,75

TiO2

1,59

1,41

0,85

0,69

0,47

0,57

0,80

0,57

1,34

Al2O3

19,78

18,25

14,02

20,70

20,21

19,15

17,70

15,27

17,93

Fe2O3(t)

11,13

11,41

8,03

6,49

6,84

7,64

6,98

6,40

8,62

MnO

0,14

0,20

0,14

0,11

0,12

0,15

0,09

0,07

0,13

MgO

5,33

6,76

10,34

3,81

5,04

5,62

3,20

1,45

6,43

CaO

8,73

8,58

12,63

8,91

10,50

10,49

8,24

3,15

9,32

Na2O

3,75

3,63

2,31

3,52

3,40

2,67

2,99

3,31

3,83

K2O

1,27

1,15

0,63

0,99

0,49

0,83

2,07

3,76

1,27

P2O5

0,36

0,28

0,11

0,15

0,12

0,21

0,27

0,25

0,37

ппп

0,65

1,37

1,67

1,64

1,10

1,45

1,57

2,18

1,29

Сумма

100,41

100,42

99,66

99,73

100,31

99,45

100,46

100,41

100,38

Ba

596

456

197

213

226

261

446

349

255

Th

2,40

0,44

2,30

1,02

0,85

1,28

3,60

3,30

2,90

U

0,44

0,13

0,29

0,29

0,24

0,36

0,94

1,00

0,48

Nb

6,20

4,80

2,30

1,74

1,10

2,60

4,30

4,50

4,60

Ta

2,30

0,34

2,10

0,25

0,16

0,24

0,41

0,40

0,37

La

14,40

11,10

7,20

6,10

5,60

12,30

16,70

13,00

16,80

Ce

28,00

23,00

12,30

9,90

9,20

22,00

28,00

21,00

28,00

Pb

1,36

2,70

1,19

3,60

3,40

3,70

5,10

5,60

2,50

Pr

4,7

3,7

1,7

1,45

1,21

3,2

4

2,7

4,2

Sr

707

659

336

437

419

413

358

157

736

Nd

24,00

17,70

8,10

6,40

5,30

14,20

16,90

10,90

21,00

Zr

163

139

50

36

24

50

109

91

190

Hf

4,40

3,80

3,70

0,95

0,69

1,27

2,80

2,20

4,30

Sm

5,70

4,80

2,20

1,42

1,37

3,10

3,50

2,40

4,40

Eu

1,39

1,28

0,68

0,61

0,60

0,71

0,82

0,42

1,16

Gd

4,90

4,40

2,10

1,10

1,36

2,80

3,00

2,10

4,00

Tb

0,63

0,68

0,33

0,18

0,20

0,40

0,44

0,32

0,54

Dy

3,70

4,10

2,00

1,06

1,20

2,40

2,80

1,81

2,80

Y

20,00

25,00

12,70

7,60

7,10

15,10

17,20

12,00

16,20

Ho

0,67

0,81

0,38

0,20

0,24

0,47

0,54

0,37

0,61

Er

1,62

2,30

1,15

0,58

0,70

1,39

1,64

1,06

1,58

Tm

0,20

0,34

0,16

0,08

0,10

0,19

0,24

0,16

0,21

Yb

1,23

2,20

1,02

0,54

0,65

1,21

1,43

1,02

1,30

Lu

0,16

0,34

0,15

0,07

0,10

0,19

0,22

0,15

0,17

ThNYbN

10,6

1,1

12,3

10,3

7,1

5,7

13,7

17,6

12,1

LaN/YbN

8,0

3,5

4,8

7,7

5,9

7,0

8,0

8,7

8,9

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).

pic_62.tif

а

pic_63.tif

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.


Библиографическая ссылка

Ойдуп Ч.К., Леснов Ф.П., Монгуш А.А., Лебедев В.И. ГАББРО-НОРИТ-ДИОРИТОВАЯ АССОЦИАЦИЯ ХАМСАРИНСКОЙ ЗОНЫ (ТУВА): ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ, ГЕОХИМИИ, ИСТОЧНИКАХ МАГМ И ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ПОЗИЦИИ // Успехи современного естествознания. – 2016. – № 9. – С. 148-154;
URL: https://natural-sciences.ru/ru/article/view?id=36136 (дата обращения: 29.11.2021).

Предлагаем вашему вниманию журналы, издающиеся в издательстве «Академия Естествознания»
(Высокий импакт-фактор РИНЦ, тематика журналов охватывает все научные направления)

«Фундаментальные исследования» список ВАК ИФ РИНЦ = 1.074