Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Петрология черносопкинского сиенит-щелочногабброидного комплекса

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология черносопкинского сиенит-щелочногабброидного комплекса"

На правах рукописи

ЛАВРЕНЧУК Андрей Всеволодович

ПЕТРОЛОГИЯ ЧЕРНОСОПКИНСКОГО СИЕНИТ-ЩЕЛОЧНОГАББРОИДНОГО КОМПЛЕКСА (ВОСТОЧНЫЙ САЯН)

25.00.04 - петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Новосибирск 2003

Работа выполнена в Институте геологии Сибирского отделения Российской Академии Наук

Научный руководитель: Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук А-Э.Изох

доктор геолого-минералогических наук Ю.Р.Васильев

кандидат геолого-минералогических наук А.С.Мехоношин

Ведущая организация: Томский государственный

университет, г. Томск

Защита состоится 29 октября 2003 г. в 17 часов на заседании диссертационного совета Д.003.050.06 при Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН в конференц-зале.

Адрес: 630090, Новосибирск-90, пр.акад. В.А-Котюга, д.З

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ОИГГМ СО РАН

Автореферат разослан 15 сентября 2003 г.

Ученый секретарь диссертационного совета

Д.Г.-М.Н.

Ф.П. Леснов

14(12.

Введение. В Восточно-Саянском орогене выявлены многочисленные проявления интрузивных субщелочных и щелочных пород, возраст и формационная принадлежность которых является предметом дискуссий. Эти интрузии, объединяемые в черносопкинский сиенит-щелочногабброидный комплекс, большинство исследователей считают пермскими [Кузнецов, 1932, Косоруков, Динер 1988, и др.], сопоставляя их со щелочными базальтами и монцонит-эссекситами Кузнецкого бассейна и щелочными базальтоидами и долеритами копьевского комплекса Минусинской котловины и Солгонского кряжа. В Рабочей корреляционной схеме [1999] черносопкинский комплекс включен в состав нижне- среднедевонской вулкано-плутонической ассоциации. Высказывалось также предположение о мезозойском возрасте интрузий черносопкинского комплекса [Схемы..., 2002].

Актуальность работы. В состав копьевского комплекса пермо-триасового возраста включаются дайки оливиновых долеригов, трубки базанитов с ксенолитами мантийных пород и штоки, сложенные нефелиновыми и щелочными сиенитами, тешенигами, эссекситами и трахидолеритами [Довгаль, Широких, 1980, Динер, Косоруков, 1986, Динер, Косоруков, 1988, Косоруков, Динер, Парначев, 1991]. Проведенные в последние годы комплексные геохимические, радиологические и палеомагнитные исследования даек оливиновых долеригов и базанитовых трубок взрыва Копьевского поднятия Минусинской котловины подтвердили пермо-триасовое время образования лайковой ассоциации (262±2,5 млн. лет [Мальковец, 2001]) и определили более молодой возраст базанитовых трубок (28-78 млн. лет [Зубков и др., 1983, Соболев и др., 1988, Братин и др., 1999, Мальковец, 2001]). Таким образом остро встает вопрос о времени формирования и геологической позиции сиенит-щелочногабброидных штоков, относимых рядом исследователей к копьевскому комплексу. Этот вопрос невозможно разрешить без привлечения современных петролого-геохимических, радиоизотопных и палеомагнитных исследований, о чем свидетельствуют разногласия исследователей, в разные годы занимавшихся изучением этих интрузий. Цели и задачи. Целью работы является всесторонняя характеристика массивов черносопкинского комплекса, выявление их характерных особенностей, определение генетических соотношений различных фаз внедрения массивов и построение петрологической модели

РОС. НАЦИОНАЛЬНАЯ БИБЛИОТЕКА С. Петербург < ОЭ

формирования массивов черносопкинского комплекса. Для достижения поставленной цели сформулированы следующие задачи:

1. Определение вещественного состава пород и минералов массивов;

2. Палеомапштное изучение массивов и лавовых потоков;

3. Изотопное датирование пород черносопкинского комплекса;

4. Определение генетических взаимоотношений пород массивов и вулканических образований;

5. Выявление и уточнение внутренней структуры массивов и объяснение механизма ее образования.

Научная новизна

На основе полученного комплекса петролого-геохимических, изотопно-геохронологических и палеомагнитных данных показано генетическое родство пород массива горы Черная Сопка вулканическим породам каримовской свиты.

Выявлена и объяснена латеральная зональность химического состава пород и минералов массивов черносопкинского комплекса как результат дифференциации течения магмы по магмоподводящему каналу.

Установлено, что сиениты второй фазы внедрения массива горы Черная Сопка не являются продуктами кристаллизационной дифференциации щелочно-габброидной магмы, отвечающей по составу эссексигам первой фазы внедрения, как это считалось ранее, а, возможно, имеют собственный источник.

Практическое значение. Полученные в процессе работы материалы использованы при подготовке эталона черносопкинского сиенит-щелочногабброидного комплекса. Результаты работы могут бьггь использованы при составлении легенд геологических карт нового поколения.

Объекты исследования. Объектами исследования послужили Черносопкинский, Верхнекызынджульский и Еланский массивы черносопкинского сиенит-щелочногабброидного комплекса, а также потоки базальтоцдов карымовской свиты Тайбинско-Канского грабена. Большая часть материала собрана автором самостоятельно и совместно с сотрудником лаборатории №211 ИГ СО РАН Р.АЛДелепаевым в ходе полевых работ 2000-2001 гг. Часть каменного материала собрана заведующим лабораторией №211 ИГ СО РАН А.Э.Изохом. Палеомагнитное опробование проводилось совместно с сотрудниками

Палеомагнитного центра ИГ СО РАН Д.В.Метелкшшм и П.А.Кизубом и сотрудником ФГУГП «Красноярскгеолсъемка» Д.Г.Козьминым. Структура работы. Работа состоит из шести глав, введения, заключения и приложения. Материал изложен на 99 страницах, которые содержат 27 рисунков и 18 таблиц. Список цитируемой литературы включает 133 наименования.

Апробация. Результаты проведенных исследований докладывались на научных конференциях в 2002-2003 гг. в Новосибирске и Иркутске (Всероссийская научная конференция, посвященная 10-летию РФФИ, Иркутск, 2002, Первая Сибирская международная конференция молодых ученых по наукам о Земле, Новосибирск, 2002, XX Всероссийская молодежная конференция, Иркутск, 2003), по теме работы опубликовано в соавторстве монография и 7 тезисов докладов.

Защищаемые положения:

1. Полученные изотопные данные свидетельствуют, что формирование массивов черносопкинского комплекса отвечало нижнему девону 402-406 млн. лет (пражской ярус). Результаты минералого-петрографических, геохимических и палеомагнитных исследований позволяют утверждать, что интрузивы являются подводящими каналами для вулканитов быскарской серии.

2. Характерное для щелочногабброидных пггоков черносопкинского комплекса изменение размеров и содержания вкрапленников и изменение химического состава пород и минералов от центра к периферии обусловлено дифференциацией течения в канале магмы, содержащей интрателлурические вкрапленники.

3. Габброиды первой фазы и сиенит-порфиры второй фазы Черносопкинского массива представляют собой две дискретные как в петрографо-минералогическом, так и геохимическом отношении группы. Сиениты не могут считаться продуктами фракционной кристаллизации щелочно-габброидной магмы, отвечающей по составу габбро идам первой фазы внедрения.

Благодарности. Автор выражает глубокую признательность своему научному руководителю д.г.-м.н Изоху Андрею Эмильевичу за постановку задачи, постоянное внимание и поддержку на всех этапах выполнения работы. Автор благодарит к.г.-м.н. В.В.Хлестова, д.г.-м.н. О.М.Туркину, д.г.-м.н. П.А.Балыкина, д.г.-м.н. В.А.Кутолина за замечания, высказанные в процессе обсуждения работы. Отдельную благодарность хочется выразить Р.А.Шелепаеву,

к.г.-м.н. Д.В.Метелкину, Н.Э.Михальцову, к.г.-м.н. А.В.Травину и кх.н. Л.Н.Поспеловой за бесценную помощь, оказанную при выполнении исследований. Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты №00-05-65294, №02-05-06129 и № 02-05-65087) и Минобразования (грант РШ2-1.5-200).

Краткое геологическое описание района исследований

Интрузии субщелочных и щелочных габброидов и сиенитов в Тайбинско-Канском грабене и в Солгонском кряже представлены штоками, силлами, линейными и неправильной формы секущими телами с площадью выхода на дневную поверхность до 3-5 кв.км. Среди интрузивных образований этого комплекса выявлены двухфазные массивы (Черносопкинский, Верхнекызынджульский, Лабазинский и др.) и тела простого состава (Еланский и др.), сложенные породами одной фазы внедрения. На основании сходства формы проявления, геологического положения и вещественного состава массивы малых интрузий объединены в черносопкинский сиенит-щелочногабброидный комплекс, включенный в состав нижне- среднедевонской вулкано-пдутонической ассоциации [Рабочая корреляционная схема..., 1999].

Эталон черносопкинского сиенит-щелочногабброидного комплекса - массив горы Черная Сопка - расположен на юго-западном крыле Березовской синклинали, осложняющей крайнее северо-западное окончание Тайбинско-Канского грабена. Синклиналь и грабен выполнены нижнедевонской каримовской свитой.

Непосредственно в окрестностях горы Черная Сопка в левобережье р. Березовка свита разделена на две подсвиты [Макаренко и др., 2002]. Нижняя подсвита . сложена конгломератами, разнозернистыми песчаниками и алевролитами и содержит отдельные покровы и силлы долеритов и трахидолеритов, с несогласием залегает

Рис.1 Геологически схема Солгонсюэго кряжа и северо-западной части Восточного Саяна (по [Косоруко« и др, 1991, Геологически... 1986] с дополнениями автора)

1-3 - стратифицированные отложения: 1 - юрские и нижнекаменноугольные, 2 - средне- и верхнедевонские карбонагно-терригенные толщи, 3 - нижнедевонский осадочно-вулканогенный комплекс (быскарскаа серна), 4 - складчатые толщи додевонсного фундамента, 5-7 - интрузивные образованна: 5 - додевонский габбро-диорит-гранитный комплекс, б - нижие девонский нордмаркит-граносненнтовый комплекс, 7 - интрузии черно сопкинс кого комплекса (внемасштабно).

на среднекембрийских известняках шахматовской свиты, которые являются фундаментом нижнедевонских вулканогенно-терригенных отложений. Мощность нижнекарымовской подсвиты здесь достигает 800 м [Массив..., 2002}.

Верхнекарымовская подсвита сложена вулканическими породами. По особенностям состава она разделяется на две толщи. Нижняя толща верхнекарымовской подсвиты представлена покровами и потоками базальтов, трахибазальтов, трахиандезибазальтов и трахидолеритов. Вкрапленники представлены плагиоклазом и оливином, в основной массе присутствуют плагиоклаз, оливин и титанистый авгит. Мощность нижней толщи верхнекарымовской подсвиты достигает 400 м. [Массив..., 2002]

Верхняя толща верхнекарымовской подсвиты с невыдержанным горизонтом конгломератов в основании залегает на базальтовых вулканитах нижней толщи и сложена покровами плагиотрахигов и

Рис.2. Классификационная диаграмма кремнезем-сумма щелочей для девонских вулканических пород: 1 - трахибазальта талиновской толщи, 2 - вулканиты кузьминской толщи, 3 - трахибазальты чернавкинской толщи, 4 - вулканиты верхнекарымовской подсвиты. Линии разделения низкощелочных, субщеяочных и щелочных пород проведены по [Магматические..., 1985].

трахитов. Фенокристаллы представлены плагиоклазом, основная масса состоит из субпараллельно ориентированных лейст полевых пшатов, темноцветные минералы основной массы представлены авгитом. Встречаются локальные участки неправильной формы, выполненные аналыдамом. Мощность верхней толщи превышает 200 м.

На классификационной ТАБ-диаграмме (рис. 2) большинство вулканитов подсвиты попадают в поле субщелочных пород. Отчетливо просматривается контрастный бимодальный характер распределения полей трахибазальтов и трахитов с разрывом по сумме щелочей (ЫагСНКгО) в интервале от 7 до 9%.

Каримовские вулканогенно-осадочные толщи с несогласием перекрывает павловская терригенно-карбонатная свита среднего девона.

Основная часть массивов черносопкинского сиенит-щелочногабброидного комплекса располагается в пределах Солгонского кряжа. В составе девонской вулканогенной серии на Солгонском поднятии выделяются три толщи: нижняя чернавкинская существенно базальтоидная, средняя кузминская трахибазальт-трахиандезит-трахитового состава и верхняя талиновская базальтоидная. На Балахтинской площади в осадочных прослоях кузминской толщи найдены растительные остатки Jemseiphyton гис!пеуае (Ре1егыаШ) Апатеу, которые определяют ее зиген-эмский возраст [Рублев и др., 1999]. Мощность свиты до 560 м. На классификационной ТАБ-диаграмме (рис.2) большинство анализов вулканитов Солгонского кряжа, как и вулканитов верхнекарымовской подсвиты, попадают в поле субщелочных пород.

Тодтаковская терригенная свита нижнего девона с несогласием перекрывает нижнедевонские вулканогенные отложения Солгонского кряжа.

В целом нижнедевонские вулканические породы в разрезах Солгонского кряжа, Тайбинско-Канского грабена и Минусинских в впадин обнаруживают принципиальное сходство. По петрохимическим и минералогическим признакам большая часть базитов классифицируется в качестве щелочных оливиновых базальтов или трахибазальтов [Парначев, Смагин, 1985, Зубков, 1986, Массив..., 2002], кислые разности также характеризуется повышенной щелочностью. По особенностям строения и состава девонский вулканогенный комплекс полностью соответствует вулканогенной

ассоциации континентальных рифтовых систем, что позволяет рассматривать их как результат континентального рифгогенеза [Парначев, Смагин, 1985, Девонские..., 1996, Континентальный..., 1996, и ДР].

Эталоном черносопкинского сиенит-щелочногабброидного комплекса является массив горы Черная Сопка. Первые сведения о геологическом строении горы Черная Сопка появились в работах Ю.А. Кузнецова [Кузнецов, 1932]. Им обоснован нижнедевонский возраст вулканической толщи, установлена смена снизу вверх по разрезу толщи вулканитов основного состава все более кислыми и щелочными разностями. Указано, что в районе горы Черная Сопка и рек Бол. и Мал. Камалы широко развит комплекс разнообразных щелочных пород, который Ю.А. Кузнецовым объединен под названием «трахидолериты». Комплекс щелочных габброидных пород отчетливо дифференцирован и включает оливиновые трахидолериты, трахидолериты (эссекситы), тингуаиты и трахиандсзиты. По особенностям вещественного состава Ю.А.Кузнецов сопоставлял данные образования со щелочными базальтами и монцонит-эссекситами Кузнецкого бассейна и палеобазальтами Минусинской котловины и считал возможным принять для трахидолеритов Красноярского района возраст «не древнее перми, а возможно и юрский».

До настоящего времени существовало две основные точки зрения о возрасте массивов черносопкинского комплекса. Одни исследователи [Баженов, Нагорский, 1937, Макаров, 1963, Шелковников, 1969, Макаренко, Парначев, 1971, Массив..., 2002] считают массивы подводящими каналами вулканических образований быскарской серии нижнего девона, отмечая принципиальное сходство состава вулканических и интрузивных пород. Другие [Кузнецов, 1932, Филиппов, 1976, Лучицкий, 1966, Динер, Косоруков, 1986, Динер, Косоруков, 1988, Косоруков, Динер, Парначев, 1991] сопоставляют эссекситы массивов оливиновым долеритам копьевского комплекса и монцонит-эссекситам Кузнецкого бассейна, для которых доказан пермо-триасовый возраст. Высказывалось также предположение о мезозойском возрасте интрузий черносопкинского комплекса [Схемы..., 2002].

В Рабочей корреляционной схеме магматических и метаморфических комплексов Восточного Саяна [Рабочая корреляционная схема..., 1998]; Черносопкинский комплекс малых

интрузий пестрого петрографического состава ошибочно помещен в пределы Манской, а не Агульской структурно-формационой зоны. Авторы схемы указывают на молодые (240-280 млн. лет) калий-аргоновые датировки черносопкннских пород и не исключают, что в составе комплекса рассматриваются также тугачинские трахвдолериты. Это послужило дополнительным аргументом для детального изучения интрузий черносопкинского комплекса и подготовки эталона комплекса.

Массив горы Черная Сопка

Массив горы Черная Сопка (Рис.3.) представляет собой вертикальное штокообразное тело диаметром 800 м., прорывающее терригенные отложения нижнекарымовской подсветы. В его составе принимают участие эссекситы и щелочные сиенит-порфиры, сформировавшиеся в две фазы внедрения. Эссекситы первой фазы относятся к калинатровой серии (Рис.4.), для них характерна повышенная роль железа (до И %) и титана (до 1.5 %). Сиенит-порфиры являются более поздними, окаймляют породы основной серии со всех сторон, что обусловливает кольцевое строение интрузива. По сравнению с габброидами сиенит-порфиры характеризуются высокой лейкократовосгью, низкими содержаниями магния (<0.3%), кальция(<1%) итшана(<0.15%).

Центральная часть штока сложена массивными оливиновыми эссекситами и эссексит-порфирами со среднезернистой основной массой. К периферии структура пород становится порфировой, основная масса приобретает мелко-тонкозернистое строение. В краевых частях наблюдаются трахитоидные трахидолериты с афашгговой основной массой. Уплощенные вкрапленники плагиоклаза в породах этой группы ориентированы параллельно контактам массива, лейсты плагиоклаза основной массы облекают кристаллы вкрапленников, сохраняя преимущественную ориентировку, согласную с ориентировкой вкрапленников. Таким образом, наблюдается непрерывное уменьшение зернистости основной массы по направлению от центра к периферии без фазовых границ между породами различной структуры и текстуры. В этом же направлении наблюдается уменьшение содержания и размеров вкрапленников, и, как следствие, снижение содержаний кальция и магния и повышение - кремния, натрия и калия в породах, что является

результатом дифференциации гетерогенной магмы в процессе течения по подводящему каналу.

Габброиды массива характеризуются присутствием в них нескольких парагенезисов минералов: высокотемпературного, представленного крупными вкрапленниками оливина (Г 0.45*0.6), плагиоклаза (андезина-лабрадора) и титанистого авгита, и низкотемпературного парагенезиса минералов основной массы с более железистым оливином $ 0.6*0.66), олигоклазом, титанистым авгитом, биотитом, магнетитом и апатитом, что является прямым следствием поступления в канал магмы, содержащей вкрапленники минералов высокотемпературного парагенезиса. Самый низкотемпературный

1

4

»с» V V » 6

|е01А-21 7

РисЗ. Схема геологического строения Черносопкинского массива по [Филиппов, 1976] с дополнениями автора. 1 - современные рыхлые отложения; 2 - девонские красноцвеггоые песчаники, алевролиты и гравелиты (нижнекарымовская подсвета); 3 - среднекембрийские доломиты (шахматовская свита); 4 • среднекембрийские вторичные кварциты (шахматовская свита); 5 - нефелиновые и щелочные сиенит-порфиры; б - габброиды: а - среднезернисше эссексит-порфиры, б - мелкозернистые эссексит-порфиры, в - трахитоидные эссексит-порфиры и трахидолериты, 7 - точки пробоотбора.

парагенезис представлен

ассоциацией анальцима с анортоклазом, которые находятся в интерстициях между кристаллами основной массы.

Сиенит-порфиры являются более поздними и окаймляют породы основной серии со всех сторон, что обусловливает кольцевое строение интрузива. По сравнению с габброидами сиенит-порфиры характеризуются высокой лейкократовостью, низкими

содержаниями магния (< 0.3%), кальция(< 1%), тигана(< 0.15%) и предельно низкими

концентрациями фосфора.

Содержание фтора в сиенитах повышено по сравнению с эссекситами. В качестве вкрапленников выступают щелочной полевой шпат с крайне низкими содержаниями стронция и бария, и нефелин. В мелкозернистой основной массе присутствуют полевой шпат, эгирин, арфведсонит и энигматит.

Верхнекызынджульский массив

Верхнекызынджульский массив (Рис.5 а) расположен в центральной части Солгонского кряжа в истоках р. Кызынджуль. Массив представляет собой изометричный пггок площадью 0.25 км2 и прорывает покровные базальты чериавкииской толщи нижнего девона. В его западной части выделяется округлое (250x250 м) концентрически зональное тело, сложенное в центре средне- крупнозернистыми массивными эссекситами и эссексит-порфирами, далее, к периферии трахитоидными и порфировидными эссекситами с мелкозернистой основной массой и, в приконтакговой части, трахидолеритами с афанитовой основной массой. Во вкрапленниках присутствуют оливин (Г 0.22-И).5), плагиоклаз (Ап 75+85) и титанистый авгит, основная масса сложена оливином (Г 0.44-Ю.53), плагиоклазом (АпиоХ авгитом,

Рис.4. Диаграмма сумма щелочей -кремнезем для пород массивов комплекса: 1-2 Черносопкниский: 1 - габброиды первой фазы, 1 - сиениты второй фазы, 3 • Верхнекызынджульский, 4 - Еланский. Линии разделения групп пород по [Магматические..., 1985]

Рис.5. Схемы геологического строения Верхнекызынджульского (а) и Еланского (6) массивов (по [Косоруков и др, 1992] с дополнениями автора)

1,2 - габбро иды, 1: а - среднезернистые эсоексит-порфиры, б - мелкозернистые эссексит-порфиры, в - трахигоидные эссексит-порфиры и трахидолершы, 2 - тешенитъг; 3 - сиенит-порфиры: а - щелочные сиенит-порфиры, меланократовые щелочные сиенит-порфиры; 4 - нижнедевонские базальты в андезибазальты; 5 - дизъюнктивные нарушения; б - фациальные границы; 7 - зоны ороговикования и биотитизации.

магнетитом, биотитом, апатитом, в интерстициях между которыми присутствует анальцим. Массив габброидов с севера, востока и юга охвачен полукольцевым телом щелочных сиенит-порфиров. Среди сиеиит-порфиров выделяются зоны меланократовых разностей, приуроченные к приконтакговым частям. Сами габброиды в контактовой зоне альбишзированы и биотитизированы, а вмещающие базальты ороговикованы и также биотигазированы.[Массив..., 2002].

Габброиды массива относятся к субщелочной калинатровой серии. По сравнению с габброидами эталона они более основные и магнезиальные, менее щелочные, содержат больше окиси кальция и меньше окиси титана. Радиальное изменение концентрации петрогенных компонентов в габброидах Верхнекызындядшьского массива выражено слабее, чем в Черносопкинском массиве, и проявлено в снижении

концентрации кремния и повышении магния от периферии к центру штока. Как и в эталоне, уплощенные вкрапленники плагиоклаза в породах краевой группы массива ориентированы параллельно контактам, лейсты плагиоклаза основной массы облекают кристаллы вкрапленников, сохраняя преимущественную ориентировку, согласную с ориентировкой вкрапленников.

Еланский массив

Еланский массив находится в западной части Солгонского кряжа. Он имеет овальную, несколько удлиненную в широтном направлении форму выхода на дневную поверхность площадью 0.7 км2 и также характеризуется концентрически-зональным строением (рис. 5 6). В отличии от Черносопкинского и Верхнекызынджульского массивов в Еланском массиве проявлена только одна, щелочногабброидная, фаза внедрения. Его центральная часть сложена крупнозернистыми тешенитами, которые к периферии последовательно сменяются субщелочными лейкократовыми оливиновыми эссексигами, эссексит-пофирами с мелкозернистой основной массой и, наконец, трахидолеритами [Массив..., 2002]. Габброиды массива относятся к щелочной (тешениты центральной части штока) и субщелочной калинатровой серии (см. рис.4). Покровные базальты в экзоконтакговой зоне слабо ороговикованы и биотитизированы [Массив..., 2002].

Геохимическая характеристика пород

Распределение редкоземельных элементов в габбровдах черносопкинского комплекса типично для щелочнобазальтоидных магм зон внутриконтинентального рифгогенеза (рис.6) [Совершенствование..., 2000, Лавренчук, Изох, 2002, Массив..., 2002, Лавренчук и др., 2003]. Характерны повышенные содержания легких лантоноидов по отношению к тяжелым (Ьап/УЬп = 9.5-11.3) и отсутствие европиевой аномалии. Высокие содержания легких редких земель подтверждаются данными микрозондового анализа апатитов. По характеру спектров редких и редкоземельных элементов габброиды черносопкинского комплекса наиболее близки нижнедевонским базальтам быскарской серии. От пермо-триасовых траппов Кузбасса габброиды черносопкинского комплекса отличаются отсутствием европиевого минимума, проявленного в траппах [Крук и др., 1999].

Рис.6. Спектры содержаний редких и редкоземельных элементов в основных породах черносопкинского комплекса (нормированы на РМ по [МсОойои^] Л а1, 1991]). 00А-24, И-6-00, И-10-00, И-11-00- эссексит-порфиры Черносопкинского массива, 00А-63, 00А-61 -эссексит-порфиры Верхнекызынджульского массива, базигы Еланского массива: 00А-80 -тешенит, 00А-86- эссексит-порфир, ООА-43,00А-45 - сиениты Черносопкинского массива.

Сиениты массива горы Черная Сопка в целом обогащены некогерентными, в том числе и редкоземельными, элементами в сравнении с габброидами (рис. 6), но для них характерен минимум по европию (Еи/Еи* = 0.09-0.11). На спайдер-диаграмме проявлены резкие минимумы по Ва, Бг и И и повышенные концентрации Zr и Ж Низкие концентрации стронция и бария в сиенит-порфирах подтверждаются данными микрозондового анализа полевого шпата сиенитов, а для бария также и данными рентгенофлуоресцентного анализа пород. Такое изменение концентраций редких элементов невозможно объяснить фракционной кристаллизацией эссекситовой магмы, следовательно сиениты не могут рассматриваться как фракционаты эссексигов, как это предлагалось ранее [Филиппов 1976].

Возраст габброидов черносопкиского комплекса Для оценки времени кристаллизации Черносопкинского массива нами отобран образец трахидолерита из закалочной фации и монофракция плагиоклаза из эссексита с мелкозернистой основной массой. ^Аг/^Аг изотопные исследования проводились в Аналитическом центре ОИГТМ СО РАН методом ступенчатого нагрева. Для монофракции плагиоклаза из эссексита получен возраст

500 400 300 200 100

11111

Возраст, млн. лет

т—I—г

И-11-00

Интегральный возраст 392±3 млн лет _J_I_I_I_I_I_I_I_

--1-1—I-I—I-г

00А-24Ркц5

402.5±1.2млн лет "

Интегральный возраст 384.2±2.9 млн лет J_I_I_I_I_I_I_I_1_

0 20 40 60 80 100 0 20 40 60 80 100 Процент выделившегося 39Аг

Рис.7. Спеюры 40Аг/3,Аг возрастов пород и минералов массива горы Черная сопка

402.5±1.2 млн.лет, а для валовой пробы - рассчитывается время 405.8±1.2 млн. лет (Рис.7.).

Проведенные палеомагнигные исследования пород Черносопкинского массива и трахибазальтов верхнекарымовской подсвиты свидетельствуют о близком возрасте их образования. Палеомагнигные исследования пород Верхнекызынджульского массива также свидетельствуют в пользу близкого по времени формирования интрузий Солгонского кряжа и массива горы Черная сопка, совпадение палеомапгатных направлений и полюсов является дополнительным доводом в пользу генетического родства этих образований [Лавренчук, Метелкин, 2003].

Таким образом по результатам изотопно-геохронологических и палеомапштных исследований необходимо принять нижнсдевонское время образования массивов черносопкинского комплекса и рассматривать из в качестве подводящих каналов вулканитов быскарской серии.

Математическая модель дифференциации течения

Как отмечалось ранее, в габброидах массива горы Черная Сопка присутствует несколько минеральных парагенезисов. Характерным является непрерывное изменение содержания и размеров вкрапленников в породах от периферии к центру массива, что обуславливает изменение

содержания пегрогенных компонентов в породах (Рис.8.). Эффективным механизмом накопления вкрапленников в центральных частях магмоподводящего канала является дифференциация течения. В изотермическом приближении из

условия термодинамического равновесия следует, что по всему сечению массива породы состоят из жидкости постоянного состава и равновесных с ней вкрапленников, также постоянного состава, т.е. состав фаз по сечению массива не меняется. Различия же валового состава пород определяются тем, что минералы-вкрапленники и равновесный с ними расплав присутствуют в породах в разных пропорциях. В таком случае задача определения фазового состава пород в разрезе массива сводится к задаче геохимической термометрии [Френкель и др., 1987], позволяющей определить температуру равновесия, химический состав расплава и равновесных с ним

минералов и содержание вкрапленников минералов на каждом опробованном сечении магмоподводящего канала по имеющимся валовым составам пород.

Задача геохимической термометрии решалась с использованием программы «РИйоп» с библиотекой «БиЬАк» геотермометров,

откалнброванных для

моделирования равновесий в субщелочных трихибазит-

трахитовых водосодержащих магмах [Лавренчук, Метелкин, 2003]. В качестве модельных составов приняты составы магмы и фаз, отвечающие температуре 1050°С. Эта температура является оптимальной температурой с Рис.8. Латеральное изменение состава ТОЧКИ Зрения суммы квадратов базитов массива горы Черная Сопка. отклонений содержания

П Ыа20, вес%

петрогенных компонентов в каждом расплаве от среднего их содержания во всех расплавах. Кроме того, количество вкрапленников в модельных магмах при этой температуре близко содержанию вкрапленников в реальных породах.

Дополнительным критерием при оценке температуры методом геохимической термометрии может служить состав минералов-вкрапленников [Арискин, Бармина, 2001]. Состав модельного плагиоклаза отвечает наиболее основным плагиоклазам вкрапленников габбровдов массива горы Черная Сопка, а состав модельного пироксена отвечает пироксену габброидов массива. Однако модельный оливин при этой температуре характеризуется значительно более низкой железистостью по сравнению с оливином вкрапленников. Такое несоответствие объясняется взаимодействием вкрапленников оливина с расплавом после остановки течения и прекращения дифференциации.

Для количественного описания накопления вкрапленников в центральной части магмоподводящего канала в изотермическом приближении ламинарного течения использована модель Багнольда [Ва^оМ, 1954]. Скорость течения вязкой жидкости по трубе в цилиндрической системе связана с параметрами системы обыкновенным

(I ( (ЯЛ / ф

дифференциальным уравнением — ^Г) /х = — - gp с

условиями прилипания на стенке £/|х=х0 = 0 и центральной симметрии

<Ш

~ 0 . Изменение вязкости взвеси от содержания вкрапленников

можно учесть по формуле Эйнштейна Л = Т|0

плотность смеси рассчитывается как средневзвешенная плотность всех присутствующих в смеси фаз. Концентрация вкрапленников в магме

определяется величиной Г|0Л3/2#гаг/ £/, которая в условиях

л 1

равновесия постоянна по всем сечениям канала, А = . ч 1/3-, где

С0 - концентрация зерен при нулевом градиенте скорости.

Верификация построенной модели проведена с

использованием информации об изменении содержания

вкрапленников по радиусу канала, полученной методом

геохимической термометрии

(Рис.9.). Дисперсионное отношение системы при оптимальном значении значительно превышает критическое значение

дисперсионного отношения для уровня значимости 0.01%. Таким образом построенная модель дифференциации течения с высокой вероятностью согласуется с данными геохимической термометрии и подтверждает предложение о том, что отмеченные радиальные вариации состава габброидов массива горы Черная Сопка являются следствием дифференциации магмы при течении по магмоподводящему каналу.

Заключение

По результатам всего представленного в работе комплекса исследований можно заключить, что массивы черносопкинского сиенит-щелочногабброидаого комплекса представляют собой субвулканическую фацию нижнедевонского вулканического этапа развития Минусинской котловины. Штоки комплекса являются подводящими каналами нижнедевонских вулканов с характерной для магмоподводящих структур дифференциацией течения и отражают в своем составе бимодальный характер нижнедевонского магматизма юго-западного обрамления Сибирской платформы.

содержание вкрапленников, 06%

расстояние от центра массива, м

Рис.9. Сопоставление концентрации вкрапленников, рассчитанной по модели дифференциации течения с концентрацией вкрапленников, полученной методом геохимической термометрии

Список публикаций по теме диссертации:

Лавренчук A.B., Изох А.Э. Особенности состава тешенит-сиенитового штока горы Черная Сопка (Красноярск) // Геохимия и петрология магматических процессов. Материалы научных чтений. Иркутск, 2002, С.45-47

Лавренчук A.B., Изох А.Э. Особенности строения и состава тешенитового штока горы Черная Сопка (Красноярск) // Геохимия магматических пород: Всероссийский семинар с участием стран СНГ. Школа "Щелочной магматизм Земли", 20-21 марта 2002 г., М., 2002, С.61-62

Лавренчук A.B., Изох А.Э., Травин A.B. Особенности строения и состава тешенитового пггока горы Черная Сопка (Красноярск). // Геология, геохимия и геофизика: материалы Всероссийской научной конференции, посвященной 10-летию РФФИ, Иркутск: ИЗК СО РАН, 2002, С. 321-323.

Метелкин Д.В., Михальцов Н.Э., Лавренчук A.B. К проблеме раннедевонского полюса Сибири: палеомагиитная характеристика габброидов черносопкинского комплекса (Агульской погиб). // Палеомагнетизм и магнетизм горных пород: теория, практика, эксперимент. Материалы семинара. Борок. 19-22 октября 2002 г., М.: ГЕОС, 2002, С.60-62

Лавренчук A.B., Метелкин Д.В. Состав и строение дифференцированного штока горы Черная Сопка (Красноярск). // Тезисы докладов Первой Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 2002, С.95-96

Массив горы Черная Сопка - эталон черносопкинского сиенит-щелочногабброидного комплекса (Восточный Саян). Парначев В.П., Макаренко H.A., Дннер А.Э., Изох А.Э., Косоруков А.П., Лавренчук A.B., Метелкин Д.В., Михальцов Н.Э. -Красноярск, 2002, 152 с.

Лавренчук A.B., Метелкин Д.В. Геохимическая термометрия пород и дифференциация течения в массиве горы Черная Сопка // Вестник Томского госуниверситета, серия «Науки о Земле», №3, 2003, С. 175-177.

Лавренчук A.B., Метелкин Д.В. К вопросу о возрасте сиенит-щелочногабброидного комплекса Солгонского кряжа // Строение литосферы и геодинамика: материалы XX Всероссийской молодежной конференции. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2003, С. 153-154.

Технический редактор О.МВараксина

Подписано к печати 04.09.2003. Формат 60x84/16. Бумага офсет № 1. Гарнитура Тайме. Офсетная печать.

_Печ. л. 1.2. Тираж 110. Зак. № 316_

Издательство СО РАН. 630090 Новосибирск, Морской пр. 2 Филиал «Гео». 630090 Новосибирск, пр. Ак. Коптюга, 3.

i

«

I

^ 14 112

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Лавренчук, Андрей Всеволодович

ВВЕДЕНИЕ

Глава 1. СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ

Глава 2. КРАТКОЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ РАЙОНА 20 ИССЛЕДОВАНИЙ

2.1 .Стратиграфия девонских отложений окрестностей горы 20 Черная Сопка

О 2.2.Стратиграфия девонских отложений Солгонского кряжа

Глава 3. ПЕТРОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МАССИВОВ

3.1. Массив горы Черная Сопка

3.2. Верхнекызынджульский массив

3.3. Еланский массив

3.4. Геохимическая характеристика пород

Глава 4. ВОЗРАСТ ГАББРОИДОВ ЧЕРНОСОПКИСКОГО 51 КОМПЛЕКСА

Глава 5. КАЛИБРОВКА ГЕОТЕРМОМЕТРОВ ПРОГРАММЫ «PLUTON»

Глава 6. МАТЕМАТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ДИФФЕРЕНЦИАЦИИ 69 ТЕЧЕНИЯ

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрология черносопкинского сиенит-щелочногабброидного комплекса"

В Восточно-Саянском орогене выявлены многочисленные проявления интрузивных субщелочных и щелочных пород, возраст и формационная принадлежность которых является предметом дискуссий. Эти интрузии, объединяемые в черносопкинский сиенит-щелочногабброидный комплекс, большинство исследователей считают пермскими [Кузнецов, 1932, Косоруков, Динер 1988, и др.], сопоставляя их со щелочными базальтами и монцонит-эссекситами Кузнецкого бассейна и щелочными базальтоидами и долеритами копьевского комплекса Минусинской котловины и Солгонского кряжа. В Рабочей корреляционной схеме [1999] черносопкинский комплекс включен в состав нижне- среднедевонской вулкано-плутонической ассоциации. Высказывалось также предположение о мезозойском возрасте интрузий черносопкинского комплекса [Схемы., 2002].

Актуальность работы. В состав копъевского комплекса пермо-триасового возраста включаются дайки оливиновых долеритов, трубки базанитов с ксенолитами мантийных пород и штоки, сложенные нефелиновыми и щелочными сиенитами, тешенитами, эссекситами и трахидолеритами [Довгаль, Широких, 1980, Динер, Косоруков, 1986, Динер, Косоруков, 1988, Косоруков, Динер, Парначев, 1991]. Проведенные в последние годы комплексные геохимические, радиологические и палеомагнитные исследования даек оливиновых долеритов и базанитовых трубок взрыва Копьевского поднятия Минусинской котловины подтвердили пермо-триасовое время образования дайковой ассоциации (262±2,5 млн. лет [Мальковец, 2001]) и определили более молодой возраст базанитовых трубок (28-78 млн. лет [Зубков и др., 1983, Соболев и др., 1988, Брагин и др., 1999, Мальковец, 2001]). Таким образом остро встает вопрос о времени формирования и геологической позиции сиенит-щелочногабброидных штоков, относимых рядом исследователей к копьевскому комплексу. Этот вопрос невозможно разрешить без привлечения современных петролого-геохимических, радиоизотопных и палеомагнитных исследований, о чем свидетельствуют разногласия исследователей, в разные годы занимавшихся изучением этих интрузий.

Цели и задачи. Целью работы является всесторонняя характеристика массивов черносопкинского комплекса, выявление их характерных особенностей, определение генетических соотношений различных фаз внедрения массивов и построение петрологической модели формирования массивов черносопкинского комплекса. Для достижения поставленной цели сформулированы следующие задачи:

1. Определение вещественного состава пород и минералов массивов;

2. Палеомагнитное изучение массивов и лавовых потоков;

3. Изотопное датирование пород черносопкинского комплекса;

4. Определение генетических взаимоотношений пород массивов и вулканических образований;

5. Выявление и уточнение внутренней структуры массивов и объяснение механизма ее образования.

Научная новизна

На основе полученного комплекса петролого-геохимических, изотопно-геохронологических и палеомагнитных данных показано генетическое родство пород массива горы Черная Сопка вулканическим породам карымовской свиты.

Выявлена и объяснена латеральная зональность химического состава пород и минералов массивов черносопкинского комплекса как результат дифференциации течения магмы по магмоподводящему каналу.

Установлено, что сиениты второй фазы внедрения массива горы Черная Сопка не являются продуктами кристаллизационной дифференциации щелочно-габброидной магмы, отвечающей по составу эссекситам первой фазы внедрения, как это считалось ранее, а, возможно, имеют собственный источник.

Практическое значение. Полученные в процессе работы материалы использованы при подготовке эталона черносопкинского сиенит-щелочногабброидного комплекса. Результаты работы могут быть использованы при составлении легенд геологических карт нового поколения.

Объекты, материал и методы исследования. Объектами исследования послужили Черносопкинский, Верхнекызынджульский и Еланский массивы черносопкинского сиенит-щелочногабброидного комплекса, а также потоки базальтоидов карымовской свиты Тайбинско-Канского грабена. Большая часть материала собрана автором самостоятельно и совместно с сотрудником лаборатории №211 ИГ СО РАН Р.А.Шелепаевым в ходе полевых работ 2000-2001 гг. Часть каменного материала собрана заведующим лабораторией №211 ИГ СО РАН А.Э.Изохом. Палеомагнитное опробование проводилось совместно с сотрудниками Палеомагнитного центра ИГ СО РАН Д.В.Метелкиным и П.А.Кизубом и сотрудником ФГУГП «Красноярскгеолсъемка» Д.Г.Козьминым.

Определение петрохимического состава пород проводилось рентгено-флуоресцентным методом в АЦ ОИГТМ СО РАН (г. Новосибирск) на установке СРМ-25 (аналитик Н.М.Глухова). Анализ содержаний редких и редкоземельных элементов в породах выполнен методом индукционно-связанной плазмы с мас-спектрометрическим окончанием в растворе в ЦКП ИНЦ СО РАН (г. Иркутск) на установке VG-Plasmsquard PQ-2 в аналитики Л.В.Смирнова, Г.П.Сандимирова). Изучение состава породообразующих минералов проведено в

АЦ ОИГГМ СО РАН (г. Новосибирск) на рентгеновском микроанализаторе Camebax-micro (рабочее напряжение 20 кВ, зона возбуждения 10-15 мкм, аналитик Л.Н.Поспелова). 40Аг/39Аг изотопное датирование выполнено в АЦ ОИГГМ СО РАН (г. Новосибирск) под руководством А.В.Травина на масс-спектрометре "noble gas 5400" производства компании Микромасс (Англия). Палеомагнитные исследования проведены в Палеомагнитном центре ИГ СО РАН (г. Новосибирск) Д.В.Метелкиным и Н.Э.Михальцовым. Многоступенчатая температурная магнитная чистка до температур 580°С со сгущением шага в высокотемпературном интервале проводилась в экранированной немагнитной печи системы Апарина. Измерение вектора остаточной намагниченности проводилось на спин-магнетометре «Ж-4» (Чехия). Измерение магнитной восприимчивости проводилось на каппа-метре системы Буракова. Термомагнитный анализ в модификации SIRM(T) (изменение остаточной намагниченности насыщения от температуры) проводилось на термомагнитометре системы Буракова. Математические вычисления выполнены автором с использованием оригинальных компьютерных разработок.

Структура работы. Работа состоит из шести глав, введения, заключения и приложения. Материал изложен на 99 страницах, которые содержат 27 рисунков и. 18 таблиц. Список цитируемой литературы включает 133 наименования.

Апробация. Результаты проведенных исследований докладывались на научных конференциях в 2002-2003 гг. в Новосибирске и Иркутске (Всероссийская научная конференция, посвященная 10-летию РФФИ, Иркутск, 2002, Первая Сибирская международная конференция молодых ученых по наукам о Земле, Новосибирск, 2002, XX Всероссийская молодежная конференция, Иркутск, 2003), по теме работы опубликовано в соавторстве монография и 7 тезисов докладов.

Защищаемые положения:

1. Полученные изотопные данные свидетельствуют, что формирование массивов черносопкинского комплекса отвечало нижнему девону 402-406 млн. лет (пражской ярус). Результаты минералого-петрографических, геохимических и палеомагнитных исследований позволяют утверждать, что интрузивы являются подводящими каналами для вулканитов быскарской серии.

2.Характерное для щелочногабброидных штоков черносопкинского комплекса изменение размеров и содержания вкрапленников и изменение химического состава пород и минералов от центра к периферии обусловлено дифференциацией течения в канале магмы, содержащей интрателлурические вкрапленники.

3.Габброиды первой фазы и сиенит-порфиры второй фазы Черносопкинского массива представляют собой две дискретные как в петрографо-минералогическом, так и геохимическом отношении группы. Сиениты не могут считаться продуктами фракционной кристаллизации щелочно-габброидной магмы, отвечающей по составу габброидам первой фазы внедрения.

Благодарности. Автор выражает глубокую признательность своему научному руководителю д.г.-м.н Изоху Андрею Эмильевичу за постановку задачи, постоянное внимание и поддержку на всех этапах выполнения работы. Автор благодарит к.г.-м.н. В.В.Хлестова, д.г.-м.н. О.М.Туркину, д.г.-м.н. П.А.Балыкина, д.г.-м.н. В.А.Кутолина за замечания, высказанные в процессе обсуждения работы. Отдельную благодарность хочется выразить Р.А.Шелепаеву, к.г.-м.н. Д.В.Метел кину, Н.Э.Михалыдову, к.г.-м.н. А.В.Травину и к.х.н. Л.Н.Поспеловой за бесценную помощь, оказанную при выполнении исследований. Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты №00-05-65294, №02-05-06129 и № 02-05-65087) и Минобразования (грант PD02-1.5-200). О 0

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Лавренчук, Андрей Всеволодович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

По результатам всего представленного в работе комплекса исследований можно заключить, что массивы черносопкинского сиенит-щелочногабброидного комплекса представляют собой субвулканическую фацию нижнедевонского вулканического этапа развития северо-западной части Восточного Саяна. Штоки комплекса являются подводящими каналами нижнедевонских вулканов с характерной для магмоподводящих структур дифференциацией течения и отражают в своем составе бимодальный характер нижнедевонского магматизма юго-западного обрамления Сибирской платформы.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Лавренчук, Андрей Всеволодович, Новосибирск

1. Арискин А.А., Бармина Г.С. Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм.-М.:Наука, МАИК "Наука/Интерпериодика", 2000.-363 с.

2. Арискин А.А., Бармина Г.С., Френкель М.Я. ЭВМ-моделирование кристаллизации базальтовых расплавов в условиях заданной фугитивности кислорода//Геохимия, 1986, № 11, С. 1641-1628.

3. Баженов И.К., Нагорский М.П. Геология района г. Красноярска // Материалы по геологии Красноярского края. Вып. 1. - Томск: 1937. - 99 с.

4. Бармина Г.С., Арискин А.А., Коптев-Дворников Е.В., Френкель М.Я. Опыт• оценки составов первичных куммулятивных минералов вдифференцированных траппах // Геохимия, 1988, №8, С.1108-1119.

5. Брагин В.Ю., Реутский В.Н., Литасов К.Д., Мальковец В.Г. Поздне-меловой эпизод внутриплитного магматизма в Северо-Минусинском прогибе по палеомагнитным и геохронологическим данным // Геол. и геофиз., 1999,40, №4.-С. 576-582.

6. Буслов М.М., Казанский А.Ю., Позднепалеозойская-мезозойская коллизия в западной части Алтае-Саянской складчатой области. // Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском регионе (земная кора и мантия. Тезисы докладов, Иркутск, 1995, С.87-88.

7. БусловМ.М., Казанский А.Ю. Мезозойские крупноамплитудные сдвиговые перемещения земной коры Горного Алтая по геологическим и палеомагнитным данным // Докл. РАН, 1996. Т. 347, №2. С. 213-217.

8. Вучков И., Бояджиева Л., Солаков Е. Прикладной линейный регрессионный анализ. М.: Финансы и статистика, 1987. 239 с.

9. Гладких B.C. Некоторые вопросы петрологии формации щелочных оливиновых базальтов (на примере Меймеча-Котуйской провинции и Кузнецкого Алатау). Автореф. канд. дис. М., 1968. - 28 с.

10. Динер А.Э., Косоруков А.П., О трех типах посленижнекаменноугольных базитов Минусинского прогиба // Палеовулканизм Сибири (геодинамика, вулкано-тектонические структуры и металлогения), Томск, 1991. С. 10-12.

11. Ибрагимов Н.М., Карпенко В.В., Коломак Е.А., Суслов В.И. Регрессионный анализ. — Новосибирск: ЭФ НГУ, 1997, 63 с.

12. Интерпретация геохимических данных, Скляров Е.В. и др., под ред. Е.В. Склярова, -М: Интермет Инжениринг, 2001,288 с.

13. Казанский А.Ю., Кунгурцев JI.B., Брагин В.Ю. Палеомагнитные направления девонских комплексов восточной части Алтае-Саянской складчатой области // Палеомагнетизм и магнетизм горных пород. М., 1996., -С. 48-50.

14. Крук Н.Н., Плотников А.В., Владимиров А.Г., Кутолин В.А. Геохимия и геодинамические условия формирования траппов Кузбасса // Докл. РАН, 1999, Т. 369, №6.-С. 812-815.

15. Кузнецов Ю.А. Геология района г. Красноярска // Известия Зап.-Сиб. геол.-развед. треста. Т. 12. Вып. 2. 1932. - 47 с.

16. Лавренчук А.В., Изох А.Э. Особенности состава тешенит-сиенитового штока горы Черная Сопка (Красноярск) // Геохимия и петрология магматических процессов. Материалы научных чтений. Иркутск, 2002(a), С.45-47

17. Лавренчук А.В., Метелкин Д.В. Геохимическая термометрия пород и дифференциация течения в массиве горы Черная Сопка // Вестник Томского госуниверситета, серия «Науки о Земле», №3,2003, С. 175-177.

18. Лавренчук А.В., Метелкин Д.В. К вопросу о возрасте сиенит-щелочногабброидного комплекса Солгонского кряжа // Строение литосферы и геодинамика: материалы XX Всероссийской молодежной конференции. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2003, С. 153-154.

19. Лавренчук А.В., Метелкин Д.В. Состав и строение дифференцированного штока горы Черная Сопка (Красноярск). // Тезисы докладов Первой Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 2002, С.95-96

20. Лучицкий И.В. Рыбинская впадина // Сравнительная палеовулканология среднего и верхнего палеозоя юга Сибири и Восточного Казахстана. -Новосибирск: СО Наука, 1966. С. 26-31.

21. Лучицкий И.В., Земнухова В.И. Щелочные породы Красноярского края (кроме Заполярья). Красноярск, 1960. нету

22. Магматические горные породы. Классификация, номенклатура, петрография. Ч. 1. / Андреева Е.Д., Баскина В.А., Богатиков О.А. и др. М.: Наука, 1985. -367 с.

23. Макаренко Н.А., Парначев В.П. Среднепалеозойский щелочной магматизм района горы Черная Сопка (окрестности г. Красноярска) // Вопросы геологии Сибири. Томск: изд-во Томского гос. ун-та, 1971. - С. 201-203.

24. Макаренко Н.А., Парначев В.П., Житков В.Г. О строении нижнедевонской карымовской свиты в районе горы Черная Сопка (окрестности г. Красноярска) // Формационный анализ в геологических исследованиях. -Томск: изд-во Томского гос. ун-та, 2002. С. 82-83.

25. Макаров С.И. Маршрут в район г. Черная Сопка // Путеводитель экскурсии III Всесоюзного петрографического совещания. Юг Красноярского края. -Новосибирск: СО АН СССР, 1963. С. 14-17.

26. Макаров С.И., Богадица В.П. Геологическая карта масштаба 1:50 000 (серия Красноярская) листов N-46-7-A, Б-6,0-46-138-Г, 139-В. Красноярск, 1962. ОФ КГУ.

27. Макаров С.И., Лаптев Л. И., Александровский Ю.С. Геологическое строение, гидрогеология, инженерно-геологическая характеристика и полезные ископаемые района г. Красноярска в пределах листов N-46-7-A, 6-Б, 0-46-138-Г, 139-В. Красноярск. 1968. ОФ КГУ.

28. Мальковец В.Г. Состав и строение мезозойской верхней мантии под СевероМинусинской впадиной (по данным изучения мантийных ксенолитов из щелочнобазальтоидных трубок взрыва). Автореф. диссерт. канд. геол.-минер. наук. Новосибирск: СО РАН, 2001. - 24 с

29. Массив горы Черная Сопка эталон черносопкинского сиенит-щелочногабброидного комплекса (Восточный Саян), Парначев В.П., Макаренко Н.А. и др. -Красноярск, 2002,152 с.

30. Мерный С.А., Коняев Д.С., Холин Ю.В. Робастное оценивание параметров в задачах количественного физико-химического анализа // Вестник Харьковского университета. № 420, Химия, Вып. 2, 1998, С. 112-120.

31. Мудров В.И., Кушко В.Л. Методы обработки результатов измерений. М.: Радио и связь, 1983. 304 с.

32. Палеомагнетизм палеозоя / Под ред. А.Н. Храмова. Л.: Недра, 1974.

33. Палеомагнитные направления и положения палеомагнитных полюсов. Материалы Мирового центра данных "Б". Л., 1971.-53 с.

34. Палеомагнитные направления и положения палеомагнитных полюсов. Материалы Мирового центра данных "Б". М.:Недра, 1973. -45 с.

35. Палеомагнитология. А.Н. Храмов, Г.И. Гончаров, Р.А. Коммисарова и др. / Под редакцией А.Н.Храмова. Л.: Недра, 1982. - 312 с.

36. Печерский Д.М., Диденко А.Н. Палеоазиатский океан. М., ОИФЗ РАН, 1995.298 с.

37. Рублев А.Г., ШергинаЮ.П., Шкорбатова Г.С. Девонский магматизм Агульского прогиба//Отечественная геология. № 3. 1994. С. 42-48.

38. Рябенький B.C. Введение в вычислительную математику. М.: ФИЗМАТЛИТ, 2000,296 с.

39. Саранчина Г.М, Шинкарев Н.Ф. Петрография магматических и метаморфических пород, Л.: Недра, 1967, 324 с.

40. Соболев Н.В., Кепежинскас В.В., Овчинников Ю.И. и др. Мантийные ксенолиты мезо-кайнозойских вулканических трубок Хакасии. Новосибирск: СО РАН СССР, 1988.-75 с.

41. Совершенствование легенды Восточно-Саянской серии для Госгеолкарты-200 (отчет по теме), Кн.З, Новосибирск-Канск, 2001,142 с.

42. Схемы межрегиональной корреляции магматических и метамор-фических комплексов Алтае-Саянской складчатой области и Енисейского кряжа. -Новосибирск: СНИИГТИМС, 2002. 178 с.

43. Филиппов Г.В. Особенности состава и строения щелочных основ-ных пород Черносопкинского массива // Материалы по магматизму и метал-логении Красноярского края. Красноярск: КО СНИИГГИМС, 1976. -С. 109-116.

44. Френкель М.Я., Арискин А.А., Бармина Г.С., Корина М.И. Коптев-Дворников- Е.В. Геохимическая термометрия магматических пород принципы метода ипримеры применения. // Геохимия, 1987, №11, с 1546-1562.

45. Френкель М.Я., Ярошевский А.А., Арискин А.А., Бармина Г.С., Корина М.И. Коптев-Дворников Е.В., Кирее Б.С. Динамика внутрикамерной дифференциации базитовых магм, М.: Наука, 1988. -216 с.

46. Хьюбер П. Робастность в статистике. М.: Мир, 1984. 304 с.

47. Шаронова З.В., Печерский Д.М., Специус З.В. Палеомагнитная оценка стадии серпентинизации кимберлитов и ксенолитов трубки Удачной // Физика Земли, 1993, № 4. С.69-75.

48. Шелковников А. Д. Петрология комагматичных вулканических и плутонических формаций западной части Восточного Саяна. Автореф. дисс. . канд. геол.-минер, наук. Томск, 1969. - 36 с.

49. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Кузьмин М.И. Северо-Азиатский суперплюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика // Геотектоника 2000. - N 5. -С.3-29

50. Яшина P.M. Щелочной магматизм складчато-глыбовых областей (на примере южного обрамления Сибирской платформы). М.: Наука, 1982. -274с.

51. AkeIla J., Boyd F.R. Partitioning of Ti and A1 between coexisting silicates, oxides and liquids //In: Proc. Lunar Sci. Conf. 4th. Pergamon Press: 1973, V. 1, P. 10491959.

52. Akella J., Williams R.J., Mullins 0. Solubility of Cr, Ti and A1 in co-existing olivine, spinel and liquid at 1 atm // In: Proc. Lunar. Sci. Conf. 7th. Pergamon Press: 1976, V. 2, P. 1179-1194.

53. Ariskin A.A., Frenkel M.Ya., Barmina G.S., Nielsen R.L. COMAGMAT: a Fortran program to model magma differentiation processer. // Computers and Geosciences. 1993. V.19. P.l 155-1170.

54. Arndt N.T. Partitioning of nickel between olivine and ultrabasic and basic komatiite liquids // Ann. ReptDir. Geophys. Lab. 1976/1977, Washington D.C., 1977, P. 553557.

55. Baker D.R., Eggler D.H. Fractionation paths of Atka (Aleutians) high- -alumina basalts: constraints from phase relations // J. Volcanol. Geotherm. Res., 1983, V. 18, P. 387-404.

56. Baker M.B., Grove T.L., Price R. Primitive basalts and andesites from the Mt.Shasta region, N.California: products of varying melt fraction and water content II Contrib. Mineral, and Petrol., 1994, V. 118, N 2, P. 111-129.

57. Bartels K.S.,Grove T.L. High-pressure experiments on magnesian eucrite compositions: constrains on magmatic processes in the eucrite parent body // In: Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 21th, 1991, P. 351-365.

58. Bender J.F., Hodges F.N., Вепсе A.E. Petrogenesis of basalts from the Project Famous Area: experimental study from 0 to 15 kbars//Earth and Planet. Sci. Lett., 1978, V. 41, N3, P. 277-302.

59. Biggar G.M., O'Hara M.J., Peckett A., Humphries D.J. Lunar lavas and the achondrites: petrogenesis of protohypersthene basalts in the maria lava lakes // In: Proc. Sec. Lunar Sci. Conf. The Mit Press: 1971, V. 1, P. 617-643.

60. Butler R.F. Paleomagnetism: magnetic domains to geologic terrains. Backwell Sci.PubL, Oxford, 1992,3196.

61. Donaldson C.H., Usselman T.M., Williams R.J., Lofgren G.E.Experimental modeling of the cooling history of Apollo 12 olivine basalts // In: Proc. Lunar Sci. Conf. 6th. Pergamon Press: 1975, V. 1, P. 843-869.

62. Drake M.J. Plagioclase-melt equilibria// Geochim. Cosmochim. Acta, 1976, V. 40, N 5, P. 457-465.

63. Draper D.S., Johnston A.D. Experimental generation of arc-like high- alumina basalt from anhydrous, primitive olivine tholeiite: An experimental study from 1 atm to 20 kbar // Contribs Mineral, and Petrol., 1992, V. 112, N 4, P. 501-519.

64. Fram M.S., Longhi J. Phase equilibria of dikes associated with Prote- rozoic anorthosite complexes//Amer. Miner., 1992,V.77, N 5/6,P.605-616.

65. Gaetani G.A., Grove T.L., Bryan W.B. Experimental phase relations of basaltic andesite from hole 839B under hydrous and anhydrous conditions // In: Proc. ODP Sci. Results, 1994, V. 135, P. 557-563.

66. Ghiorso M.S., Hirschmann M.M. & Sack R.O. MELTS: software for thermodynamic modeling of magmatic systems. // EOS Transactions, American Geophysical Union. 1994. V.75. P.571-576.

67. Grove T.L., Beaty D.W. Classification, experimental petrology and possible volcanic histories of the Apollo 11 high-k basalts // In: Proc.Lunar Planet.Sci.Conf. 11 th. Pergamon Press: 1980, V.l, P. 149-177.

68. Grove T.L., Bryan W.B. Fractionation of pyroxene-phyric morb at low pressure: an experimental study// Contribs Mineral, and Petrol., 1983, V. 84, N 4, P. 293-309.

69. Grove T.L., Gerlach D.C., Sando T.W. Origin of calc-alkaline series lavas at Medicine Lake volcano by fractionation, assimilation and mixing // Contribs Mineral, and Petrol., 1982, V. 80, N 2, P. 160-182.

70. Grove T.L., Juster T.C. Experimental investigations of low-Ca pyroxene stability and olivine-pyroxene-liquid equilibria at 1-atm in natural basaltic and andesitic liquids // Contribs Mineral, and Petrol., 1989, V. 103, N3, P. 287-305.

71. Jurewicz A.J.G., Mittlefehldt D.W., Jones J.H. Experimental partial melting of the Allende (CV) and Murchison (CM) chondrites and the origin of asteroidal basalts // Geochim. Cosmochim. Acta, 1993, V. 57, N 9, P. 2123-2139.

72. Jurewicz A.J.G., Mittlefehldt D.W., Jones J.H. Experimental partial melting of the St. Severin (LL) and Lost City (H) chondrites // Geochim. Cosmochim. Acta, 1995, V. 59, N2, P. 391-408.

73. Juster T.C., Grove T.L. Experimental constraints on the generation of the FeTi basalts, andesites,and rhyodacites at the Galapagos Spreading Center, 85 W and 95 W // J.Geophys.Res.,1989, V. 94B, N 7, P.9251-9274.

74. Kennedy A.K., Grove T.L., Johnson R.W. Experimental and major element constraints on the evolution of lavas from Lihir Island, Papua New Guinea // Contrib. Mineral, and Petrol., 1990, V. 104, N6, P.722-734.

75. Kilinc A., Mehmet Z.C. Experimental study of low pressure mineral- melt equilibria in alkaline lavas (unpublished data, 1989). •

76. Kinzler R.J.,Grove T.L. Crystallization and differentiation of archean komatiite lavas from northeast Ontario: phase equilibrium and kinetic studies // Amer.Miner., 1985, V. 70, N 1/2, P. 40-51.

77. Komar P.D. Mechanical interaction of phenocrysts and flow differentiation of igneous dikes and sills // Geol. Soc. of Amer. Bull., 1972, V.83, p. 973-988.

78. Kuritani T. Boundary layer crystallization in a basaltic magma chamber: evidence from Rishiri volcano, Nothen Japan, Journal of Petrology, 1998, vol. 39, N 9, p.1619-1640.

79. Longhi J., Pan V. A reconnaisance study of phase boundaries in low- alkali basaltic liquids//J. Petrol., 1988, V. 29, Part 1, P. 115-147.

80. Longhi J., Pan V. The parent magmas of the SNC meteorites// In: Proc. Lunar Planet.Sci.Conf.19th. Cambridge Univ. Press: 1989, P. 451-464. Planet. Sci. Conf. 19th. Cambridge University Press: 1989, P. 451-464.

81. Longhi J., Wooden J.L., Coppinger K.D. The petrology of High-Mg dikes from the Beartooth Mountains, Montana: a search for the parent magma of the Stillwater Complex// J.Geophys.Res., 1983, V. B88 (Supplement), P. 53-69. + unpublished data.

82. Lukanin O.A., Kadik A.A., Biggar G.M., Fedotov S.A. Physical-chemical conditions of crystallization of 1975-1976 BTTI basalts// Volcanology and Seysmology, 1980, N 3, P. 16-50 (in Russian).

83. Mahood G.A., Baker D.R. Experimental constraints on depths of fractionation of midly alkalic basalts and associated felsic rocks: Pantelleria, strait of Sicily // Contribs Mineral, and Petrol., 1986, V. 93, N 2, P. 251-264.

84. McDonough W.F., Sun S., Ringwood E.A. K, Rb and Cs in the earth and moon and the evolution of the earth's mantle // Geochim. Cosmochem. Acta. 1991. Roos Taylor Simposium volume

85. Meen J.K. Elevation of potassium content of basaltic magmas by frac- tional crystallization: the effect of pressure // Contribs Mineral, and Petrol., 1990, V. 104, N 3, p. 309-331.

86. Nathan H.D., Vankirk C.K. Model of magmatic crystallization // J. Petrol. 1978, Vol. 19, pt 1, P. 66-94

87. Nielsen R.L. Experimental study of high temperature plagioclase-melt equilibria in high magnesium tholeiitic system(unpublished data, 1992).

88. Nielsen R.L., Dungan M.A. Low pressure mineral-melt equilibra in natural anhidrous mafic systems // Contrib. Minera. and Petrol., 1983, Vol. 84, N 4, P. 310326.

89. Rhodes J.M.,Lofgren G.E.,Smith D.P. One atmosphere melting experiments on ilmenite basalt 12008 // In: Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 10th. Pergamon Press: 1979, V. 1, P. 407-422.

90. Sack R.O., Carmichael I.S.E. Fe2+=Mg2+ and TiAl2=MgSi2 exchange reactions between clinopyroxenes and silicate melt // Contribs Mineral, and Petrol., 1984, V. 85, N ??, P. 103-115.

91. Sack R.O., Walker D., Carmichael I.S.E. Experimental petrology of alkalic lavas: constraints on cotectics of multiple saturation in natural basic liquids // Contribs Mineral, and Petrol., 1987, V. 96, N 1, P. 1-23.

92. Shi P.,Libourel G.The effect of FeO on the system CMAS at low pressure and implications for basalt crystallization processes // Contribs Mineral, and Petrol., 1991, V. 108, N 1/2, P. 129-145.

93. Stolper E. Experimental petrology of eucritic meteorites // Geochim. Cosmochim. Acta, 1977, V. 41, P. 587-611.

94. Thy P. Experimental constraints on the evolution of transitional and mildly alkalic basalts: crystallization of spinel // Lithos, 1995, V.36, N, P. 103-114.

95. Thy P. High and low pressure phase equilibria of a mildly alkalic lava from the 1965 Surtsey eruption: Experimental results // Lithos, 1991, V. 26, P. 223-243.

96. Thy P. Low-pressure experimental constraints on the evolution of komatiites // J. Petrol., 1995, V. 36, N 6, P. 1529-1548.

97. Thy P., Lofgren G.E. Experimental constraints on the low-pressure evolution of transitional and mildly alkalic basalts: multisaturated liquids and coexisting augites // Contribs Mineral, and Petrol., 1992, V. 112, N 2/3, P. 196-202.

98. Thy P., Lofgren G.E., Imsland P. Melting relations and the evolution of the Jan Mayen magma system//J.Petrol.,1991,V.32, Part 2, P.303-332.

99. Toplis M.J., Carroll M.R. An experimental study of the influence of oxygen fugacity on Fe-Ti oxide stability, phase relations, and mineral-melt equilibria in ferro-basaltic systems // J. Petrol., 1995, V. 36, N 5, P. 1137-1170.

100. Toplis M.J., Libourel G., Carroll M.R. The role of phosphorus in crystallization processes of basalt: an experimental study // Geochem. Cosmochim. Acta, 1994, V. 58, N2, P. 797-810.

101. Tormey D.R., Grove T.L., Bryan W.B. Experimental petrology of normal MORB near the Kane Fracture Zone: 22-25 N, Mid-Atlantic Ridge // Contribs Mineral, and Petrol., 1987, V. 96, N2, P. 121-139.

102. Ussler III W., Glazner A.F. Phase equilibria along a basalt-rhyolite mixing line: implications for the origin of calc-alcaline intermediate magmas// Contribs Mineral, and Petrol., 1989, V. 101, N 2, P. 232-244.

103. Vance J.A. Zoning in igneous plagioklase; patchy zoning. J. geol., vol. 73, N4, 1965

104. Walker D., Shibata Т., Delong S.E. Abyssal tholeiites from the Oceano- grapher Fracture Zone П. Phase equlibria and mixing // Contribs Mineral, and Petrol., 1979, V. 70, N2, P. 111-125.

105. Weill D.F., McKay G.A. The partitioning of Mg, Fe, Sr, Ce, Sm, Eu and Yb in lunar igneous systems and a possible origin of kreep by equilibrium partial melting //In: Proc.Lunar Sci.Conf. 6th. Pergamon Press: 1975, V. 1, P. 1143-1158.