Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петрология и геохимия Шошонит-Латитовой ассоциации Кураминской зоны (Срединный Тянь-Шань)

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология и геохимия Шошонит-Латитовой ассоциации Кураминской зоны (Срединный Тянь-Шань)"

ПВ ОД

з / НОЯ 1305

На правах рукописи

Мамаджанов Юиус

ПЕТРОЛОГИЯ И ГЕОХИМИЯ ШОШОНИТ-ЛАТИТОВОЙ АССОЦИАЦИИ КУРАМИНСКОЙ ЗОНЫ (СРЕДИННЫЙ ТЯНЬ-ШАНЬ)

(04. 00. 08-петрография, вулканология)

Автореферат

Хясссртлцтя на соискание ученой степени, кавдндата геолого'Минерллогичеекях наук

Душанбе - 1995

Работа выполнена в Институте геологии Академии наук Республики Таджикистан

Hay чиый руководитсль: член-корреспондент РAJI,

доктор геолого-минералогическюс наук, профессор М.И. Куаымиы

Официальные ошюиеиты: доктор геолого-

минералогических наук аС. Лутков

доктор геолого-минералогических наук E.IL Горшков

Ведущее предприятие: Таджикский научно -исследовательский институт минерального сырья (гДушанбе)

Защита состоится " 24 " нОЯЪрА 1695 г. в 44 _часов на заседании диссертационного совета Д 013.01. 01. при Институте геологии Академии наук Республики Таджикистан по адресу: 734063, г. Душанбе, ул. Айни, 267.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке института Автореферат разослан " оКтяЬ1895 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, доктор геол.-шш. наук' Л /7-*—Пи Мсльшшоад.

■jf.

Лктцслъчисть темы, И сл.•дондн:'-.- магматических пород и yc'i.i!iiüi.T»'.:¡it' í.jjit; pnow их рудонпелости относи (.я к актуальным задачам гк.рилопп: и г 'и.члмил Среди ма: матлтол ост' .«; место принадлежит п. ролам шчши»иr-латиголых ».ерлй и ассоциации. Ill иони r-лати юлыи мчг.мачилм как вещественный реаулл;лт реализации oo/ii.ix гео-шл.хмпчески^ условий м последнее лр< мя nee 0чл«ч* привлекает внимание (.•¡..•цлл.енстов—петрологии, ifi xj;-микол "»'Ктонисм.м л мпаллин'НИ' Гои. !¡o многлх регионах мира уж*.* иыяплеш.! a научены ui'iíi.'Diii'T-лапг:пш,!»' ассоциации, г» сля-:щ с ки ырмми иал.-стны круплые месторождения пилим«- :аллон, Mt ди, моли<~",ел i, олова, и i;n.'{ipaNM, падок,, cepeóoa Cyómi лочной шошонит-л. пповы.ч ма. матиз.м и палеозое широко проявился гак;ке в Средней Л nut, ь частное: и, п Кураминскои зон«' Средич-ÍH.ro ТяНЬ-ШаЧН-реглоНе, ГДе H.'i-'-cTüb. мло. очисленные. корой уникальные, улдоге.ллле месторождения (Алмалык, Большой Ка-янмансур, Алшни ..кал и др ) . В с«ш"-и с этим детальное петро-лого-геихимнч1ч ;<о- иссл< долалие i uoui'.}: л i - "a ih голых oópanona-lUíñ Курамииской з< пы и рыяшг-'ние кртч-р»;« а их рудол./сносш приоС-peT.ieT ос)' ое анаЧ"Ш:е.

Цель и jadwu исследования :)лключаючсл в петролого-геоХи:гич''СКок научении раннел-рм.кон Шиплл.н 1-л;иитолон иул-каниплутовической ассоциации Курамннскон .<«шы, .установлении условий ее генеаиса и рудипосности Исследование сводилось К реи:ению следующих ладач:

1. О'иОщеьие и анализ литературных данных по lui.ibnintT-лапгговим сриям и ассоциациям мира, проявившимся о личных геодинамич«:' Ких условиях.

2. Установление пос.'.едпнательжх'т-и магматических Cjoli,■! и конкретизация историко-геолсгмческого Mtrra шошлжт-ла.итовых образовании Кураминский чо'?ы.

3. Ипучение гео.шго-петро-рафических, минералотчес: нг особенностей раннепермско.1 шошонмт-латнтоной ассоциации.

4.Исследование распределения m грогенных. редку.х и редкоае-кельньо. элементов в породах ассоциации.

^Выявление особенностей генезиса и рудоносности шшчонит-татитовой ассоциации.

Научная новилш раОсгы опруделя.-тг.л тем, чти а перл.»;; в Курамииской золе Срединного Тянь-Ш.и'и в качеств« са*л>стоя-гелььь»; мтгмч-пчсских образовании >шде.г»гиа и иссл.»д< ч-эна ш<>-шонит-.глт;п jbíut вулканоплуг^нй ческая ас u, rut ащ? я в ран/.'еперысх'лх вулхалитоа пгураЛсзйсксй сыты и %:<.нцшл:ы1Д'>в

чорухдайронского комплекса. Обособление шошинит-латито ассоциации вносит уточнение не только в схему последопате Ности и эволюции магматизма позднего палеозоя, но и позвол В1.1ЯИИП. особенности геодинамического развития региона, т.к. образования являются индикаторами особых тектонических жимоп. Докапана тесная пространственно-временная, параге тическля связь редкомегального (W, Мо) оруденення скарног типа с гипабиссальными монцонитоидами шошонит-латито ассоциации.

Фактическая основа и методика исследования. Диссер ция основана на результатах многолетних исследовании ант' приведенных в лаборатории магматизма Института геолшии Республики Таджикистан в 1980-Н'У0 годах, а рамках д госбюджетных тем:" Магматические формации складатых ластей Таджикистана и их рудоносность" (№ гос.per. 810105 "Систематизация магматических формаций Таджикистан;;" гос.per. 01.8. 80014247). Фактическою основу работы состанл) результаты детальных полевых наблюдений, камеральной об вотки мат риалов-просмотр и описание шлифов (более 250 и количественно-минеральный подсчет в шлифах (У6), замеры ■шчеекмх констант породообразующих минералов на столик*. < доровл (102) и в иммерсионных жидкостях (60), а также даш Полных силикатных анализов пород (113 проб), химически: микрозондовых анализов минералов (54 пробы), калий-аргоно определение абсолютного возраста пород и минералов (27 пр рентгено-структурных исследований слюд (24 пробы). Гео мпческая характеристика пород ассоциации базируется на эультатах более 1700 количественных определений редких, р ных и редкоземельных элементов.

Анализы выполнены в лабораториях Института геологии Республики Таджикистан, НО " Таджикглавгеология" (г. Дуй; Ge), ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург), ИГЕМ, Института литосф' Российской Академии наук (г. Москва), Института геологичес наук им. К. И. Сатпаева АН Республики Казахстан (г. Алма-Ат;

Реализация и апробация работы. Результаты исследова автора вошли в 2 коллективных научных отчета (1D85;19S0 Основные положения работы апробированы на республиканс конференциях молодых ученых и специалистов Таджикист (1962: 'if34; 1Р85; 1987; 1'JbV г. г.) II научной конференции моло; ученых МГРИ (г. Москва, 19E7r.), I, II конференциях Monoj ученых-геологов Средней Азии и Казахстана (Душанбе, 198!

ша-Aia, 1ÜÍ)1 г. ), IV Средне.чгимгском региональном негрогра-«ческом совещании (Ташкент, Н'Н!! г. ), IV Минералогическом минаре В.МО " Минеральны«; кларки и природа их устоичиьо. :и (Душанбе, 19Й1; г), Ви'союг'нпм симп(.111)1И' " Геохимия п дольнем металлогенпческом анализе" ( Новосибирск, 1 fill»*Всесо-шом совещании по ьольфрам ><а,!м месторождениям СССР еиинград, 1!)8ы. I Всесоюзной научной конференции " Меылло-iiifi Тянь-Шаня" (Фрунае, 1УН7 г.), Всесоюзном симпо шуме " чгматическ;:«.* формации в геологическом структуре Земли" иердлонск, 1!Жй г.), .научном сч-минаре лаборатории региональ-й. геохимии Инсттута геохимии им All Ви-инрадона СО РАН ркутск.Ш'йг.)

Исследонание проводилось гид научным руководств! члена-рреспондента Россилск< академии наук, доктора геолиго-нералогичеекпх наук, профессора M11 Кузьмина, нь:ирому юр выражает глубокую пртнагельнссч:.. Ангор '¡ак;ко ирцака-1ен аа ценные сои .чы i; Консульчации академику I1 Б Bap.i : ову, ену-корреспикдемту А}! Республики Таджикистан В I! Буда-ау, диьлорам колого-мик'.'оалогпческлх наук ВС) Липшицу. Л. Бабаходжаеиу, а также ныражает благод.фыкггь ад гыадерж-и помощь MIO. Абдуллас-ny, Ф Н. Абдуоа ломову, Т. Лжураепу, <. Кепежннскасу, ХЛ. Лап.-ашу, Е.Б Мельниковой, А К. Мель-ченко, В.Е. Минаеву, ВВ. Могароагго.чу, М.М. Мухаббагону, Х.Н. тарону.А.С. Ниезову, О. Нормегог.у, К.А. Павлину, Н.П. Санино'?. \ Таджибаеву, Т III Шчрифба^ну, О.И. .Чшухлну и др Структура и объем диссертации. Диссертационная рабога ■тоит из введения, пяти гля в и заключен,:«. В nepuoií глане 14 эшонит-л-чтип аь:е серии различных Гсодпнампч.-скн.х обегано-с: Геологическая поаиция, петролого-геохнмическпе особеннкт еденне в проблему}", обобщены и проанали:!п роьаны опублико-шые данный по шошонит-.тзтитоаым сериям, арокхнпшимися в сшчкых г^'-дннамических условиях. В следующей глаяе сновные этапы теодинр ми ческою развития я магматизм Кура-нской зоны " охарактеризовали этапы, ^адпи раннития и маг-ги:'м изученной зоны. В третьей главе " Петрология ш<лп»ннт--итоьой ассоциации Кураминской яьни" рассмотрены геолмго ~ -»«графические- особенности, радиолиги чески Я зоарает й rfrriiV :физм породообразуюших киь'ералов п^рол ассоиилштй. Й гла-Геохииил июшонит-лагигсв.'Й ассоциации" а«и;{йз5ф'у<-тся определение пегрогеккын оксидов, редю:* к р^лкь-и-ме.-цл'.их мснтое в породах. Делае-ся аыисд о лрояклкнии и^ои^т.'.г-

ллтитокиго магматизма Кураминекой ;;ииы в позднем палеозо« углопил:-: режима активных континентальных окраин. В глав« Некоторые вопросы генезис:» и рудоносное; и шошонит- латито! ассоциации" оГ-еуждаются проблемы происхождении и ру:ч продуктивное"-!- суГнщ'ло'-ио!" вулкакоплугон.'ческой а'-социацш

Ог>-ьем диссертации 110 с1,.мшц текста сопровождает"« 17 т. лицами, 35 рисунка мн и списком .ипер.-пуры и а 246 наимено

НИИ.

В диссертационной работе ьыдвигаются и обосновываются т основных защищаемых положения.

I. H позОиепалгозпйской истории развития Курамиисъ зоны выделяется шошипит-латутавая вулкаиоплуп иичегкая ассоциация (Р/), объединяющая базалътичиОы v шоиит-латпитовой серии и гранитоиды латитоеиго ряда.

Шошонит-латитозые серии и ассоциации являются характ nir.i.sni магматическими образованиями деструктивных геоди мич»ч:ких сбстлнов"к: развитых и прелых островных дут- Фпд; Лапуа-Ишан Гвинея," Камчатка, Липарские острова (Некрологи геохимия .... 1987; Gill, 1970; Mackenzie* Chappel, 1972; Keiler, H Morrison, 1980); активных континентальных окра позднекайнозойская активная зона Запада США-Йеллоустона парк, гора Абсарокй, вулканические центры Саммер Кун в го; Сан-Хуан, Сильвер-Пик' кайнозойский вулканический пояс К но-Американских Анд-районы Пуно, Куско, Серро-Хориллос, С Джеринимо, Потоси (Robinson, 1Ь72; Noble е.а., 1975; Zielin Lipman, 1976; Dostal е.а., 1977а; 1977b; Derrulle, 1980 ) к зон к лизш; литосферных плит-район Афьена Западной Анатолии, ровицкая вулк;.коструктура Восточных Родоп (Магматические 1987 а; Марчев, 1985;, Andesites..., 1982). Типичным регионом ши кого развития шошонит-латитового магматизма, проявившегос условиях коллизии. континентальных блоков, является мезоп ский Монголо- Охотский пояс-ЗаПайкалье.

Проявление шошонит-латитового магматизма в островных rax с достаточно мощной корой континентального типа, наряд толеитовыми и известаово—щелочными сериями, рассматрива ся как показатель их "развитости" и "зрелости" (Цветков, 1! Богагиков, Цветков, 19S8; Антипин, 1992 и др).

Одним из регион«!., где также пропилеи шошонит-латитовый иагматизм в пал-озое является Кураминская зона Срединного Гиш-Шаня (Мамаджанов. IÜB7; 1'JiJO)

Большой вклад В изучение геологического строения, ТеКТоНИКИ, лагматизма и рудоносно гй зоны внесли С.Ф. Машкопцеп, Б.Н. Наследив, АЕ. Ферсман, ЛИ. Щербаков. H.A. Смолъншшо», И.В. lioraeB, И.А. Островский. АС. Аделунг, Ф.И. Вольский, А.П. Нед-»вецкий, Х.М. Абдуллаев, H IT Васильковский, 1. Д. Карпова, Н.П. Заверив, И.Х. Хамрабаеь. Ф.1Н. Раджабкн, В А Жариков, СТ. Базаров, СМ. Бабаходжаев, ОМ. Борисов, М.А. Дхмгджанов, ИМ Мирходжаев, Т.Н. Далиу.ов, К У. Урун'.аеп, СБ. ОрглШ"В, Ю.С. Лихин. КА. Рахманов, В.А. Арапов. В Н. Банков, А Б. Дзайнукоп, <Л. Латыпоа, Г.Т. Таджибаев, 'Г IL!. Шарифбаев, Т.Ш. Шанкубов и Ф-

В геотектоническом плане разные исследователи зону рчссмат-жвали как " ядерную" зону с активным магматизмом в Позднем юлеозое, как типичную орогенную обласл. или же актиннзиро-(анный участок Фергало-Кураминского срединного массива, а •акже обнаженную, восточную часть краевого Кизылкумо-(ураминского вулкзноплуюнического гюлса и т. д. (Далимон и др., 9Р1). Согласно геофизическим данным (Земная кора..., U'T-i), для оны характерен сиаляческо-ф«.мическнй (курашшскин) тип лем-юй коры (-40 км), с резким преобладанием "базальтового" спг.Д :ад "гранитным" и наличием промежуточного "диоритового" е..

Кураминская зона имеет длительную, сложную историю -> амического развития, охватывающую время от докембрия . Н) до позднего палеозоя (Сз-Ti) включительно Док»-мбрийский тап характеризуется становлением континентальной коры Б аннем палеозое (e-Oj) зона представляла собой область снося, в >2-S|, в условиях шельфа и континентального склона происходит акопление флишеяой формации, характеризующий пассивную онтинент.чльную окраину Туркестанского палеоокеанд. Е Sj-Dj.j '.ураминскан зона развивалась кач знсиалич^ская островная дуга присущим ей магматизмом. Средний ¿ге'вон-раннеклрбоноьый тап отличается амагматическим, квазпплатформенным режимом мошньш карбонат'накоплением (пассивная континентальная краина атлантического типа). В г.оздн» тьтле'чойском (С .-Т;) этапе сследуемая зона развивалась как акгавна* конгннент^.гьн.эя край на.

Магматические формации Кураминс.Чой зоны 11роянили'~ь в азличных деструктивных геодкиам:tMecseiet оОодиовках. С обст.ч-

новкой коллизии древних геоблоков-микроконтинентов связа докемГ)рийская-Кз-У(?) абиссальная Плутоническая формац тоналитов-плагиогранитов-Музбулакский массив (ЮЗ ча„сп> г Моголтау). Толеитовая (Si, формации натриевых базальтов и. гг бро-платиогранитов), изьестково-щелочная (Dj-андезитоВая фс мация-кугалинская серия) и субщелочная (D].?, шощош' латитовая формацня-мустукская свита) серии представляют nf дукты островодужного магматизма развитого типа. Позднепале зойские магматические ассоциации: анде.лп-гранитоидная (С риолит-гранитная (С3); щоШониг-латит-монцонитоидная (Pj) калиевая риолит-аляскитовая (Р2), а также P^-Tj субщелоч» щелочно-базальтоидчая серия лайковых формаций являются < разованиями активных континентальных окраин.

Шошонит-латитовая ассоциация позднего палеозоя объедин* эффузивные, субвулканические образования раинепермской и рабсайской свиты и интрузивные, лайковые поро чорухдайронского (Pj) комплекса, которые вместе составляют I лифациальную вулканоплутонкческую ассоциацию. Продук ассоциации размещаются в вулкано-тектонических грабенах депрессиях. В исследуемой зоне магматическая ассоциация и шонит-латит-монцонитоидного состава наиболее полно проявле в Чорухдайронский вулканоструктуре грабен-синклиналышго -па.

Согласно геохимической типизации мататитов (Таусрн, 19 1984; Кузьмин, 1985) вулканические и плутонические поро Чорухдайрона относятся, соотвественно, к базальтоидам moi нит-латитовой серии (эффузивная и субвулканическая фации) ; гранитпидам латигового ряда (интрузивная и лайковая фации).

Базальтоиды шошонит-латитовой серии преимущественно р биты в западном, Айнабулакском участке и в меньшей степен; пределах Чорухдайронского рудного поля, подразделяются па , толши: нижнюю, чорухдайролскую и верхнюю, айпабулаксз; (Шихин и др., 1972). Субщелочиые вулканиты исследуемого ра на представлены породами .основного (шошониты),. среда (лат1!ты) и кислого (калиевые дациты и риодацмты) состава. По ды более основного состава - абсарокиты - развиты в Куыл Коксарекской и Чадакской вулканосгруктурах Кураминской s с Вулканиты нижней толши представлены мелко- и крупнопорс ровыми шошонитами в основании с конгломерат, (линзообразные выходы, мощностью до 50 м). На участке Айна лак шошониты слагают более крупное покровное тело размер»

!)

а не 1,0x2,0 км. протягивающиеся от Эффузивного разлома к веру.

Шощониты-эго зеленив;; то-серые, миндалеклменные породы рфирового облика. Вкранленники-лабрадор (до 30-40','|), оливин 7-5.0'I) и авгит (0,2-8,0';) Основная маеса сложена плагиокла-И, пироксеном, ортоклазом, ДеВИТрифнШфоВаННЫМ стеклом и дным минералом. По ассоциации минералов-вкрапленникоп деляютея олиьин-пироксен-плагиоклал/жме и пироксен-агиоклазовые разности шошоннтов, среди которых первые рез-ПреобладаЮт.

Оффузивы верхней толщи включают латиты и более кислые зоды. ЛатитЫ представлены лавами и лаьобрекчиями, также }вйты прослои и линзы туфогенно-осадочных образований. Ха-стерна флюидальность, встречаются веретенообразные ночения'-"фъямме". В лавобрекчиях лагитов обломочный мате-1Л составляет от э-'Ш*г до Нп-40' с объема породы. Он пред ста в-1 остроугольным;! неокатаннымн обломками шошоннтов, лаво-х латитов. Цементирующая масса-вулканическое стекло и мик-гиты полевого шпата. Кислые вулканиты занимают -24 от всего .ема пород шощонит-латитопон серии-это калиевые дациты »дациты. Суммарная мощность эффузивных то.г;;> эухдайрона оценивается в ЬиО.м.

К субвулканической фации выделенной ассоциации нами отн-"-ы монцонит-порфиры и шошониты, образующие соответствек-ава морфологических типа тел: субэффузивную малую интру-> Дйнабулак (-2, кв. км) и субширотный лайковый пояс среди днекаМенноугольных гранптондов андезитового ряда Муз-ского плутона и вулканитов шурабсайской свиты Р] ( длина 15 ширина до 3,0 км). Монцонит-порфиры ранее рассматривались ютаве интрузивных мокцонитоидов как фациальные разновид-ги или сателлит Чорухдайронского массива (Карпова, Соколов, 1 ф; Бабаходжаев, 1982, и др.). Наши исследования показы-т, что среди монцонитовых образований Чорухдайронского №на присутствуют мокцонитоиды двух различных фаций: суб-канической-иокцоиит-порфиры и собственно интрузивной-ЦодиоритЫ, кварцевые мокцониты и др. .

^убвулканические шошониты лайкового Пояса от шошокитоа 1узивной фации отличаются морфологией слагаемых ими тел, 1кже отсутствием оливина, обусловленный боле« кислым их асом.

Гранитокды латитового ряда—монцонитоиды, составляют интрузивную, гипабиссальную я дайковую-субплугоническую фации шошонит-.'иппгончи ассоциация, слагают Чорухдайронский плу-точ. Плутон- изомс гричное в плане тело, несколько вытянутое в северо-западном направлении, с общей площадью более 40 кв. КМ (обнаженная площадь-15 кв.км.),. имеет форму лакколита с корневой частью, раа.\.ешавшей"Я ь зоне Эффузивного разлома (Шихин и др., 1972). Монцонитоиды прорывают вулканогенные породы шошонит-латитовой серии, с которыми составляют единую вулка-ноплутоническую ассоциацию, а также более древние-допермские образования. Массш? сформировался в результате последовательного образования трех интрузипных фаз: 1-ранней— монцодиориты и кварцезые монцодиориты; Н-главной-кварцевые монцониты и монцогранодиориты; II!- поздней-монцограниты.

Монцодиориты и кварцевые монцодиориты характеризуются темко-серой окраской и мелкозернистым строением. Их минеральный состав: плагиоклаз (андезин-лабрадор, 49.3-39,4%), ортоклаз (21,3-27-;) кварц (5,3-11,8%), биотит (1,3-1,0%), амфибол (0,217,6%) и пироксен (19,0-0,6'";.). Среди монцодиоритов встречаются двупироксеповые разности—гинерстен-авгитоьые, которые являются фоциальной разновидностью пород ранней фазы. Акцессорные минералы -апатит, циркон, магнетит. Структура монцонито-вая, участками призматически-и гипидиоморфнозернистая.

Кварцевые монцониты и монцогранодиориты главной фазы-этс среднезернистые слабопорфировидные породы монцонитовой гипидиоморфнозернистой структуры. Породы состоят из андезин-Лабрадора (30,3-25,3%), ортоклаза (40,1-44,0%), кварца (17,1-23,8%) пироксена (3,2-0,0%), амфибола (3,4-2,6%), биотита (4,3-3,5%). Ак-цессории-апатит.циркон, магнетит, флюорит, сфен. Монцогранодиориты от кварцевых монцонитов отличаюся по содержании кварца (22-25% против 15-20%) и отсутствием пироксена. Монцо-граниты поздней фазы представляют собой мелко среднезернистые .порфировидные породы, состоящие из андезина' 14,6%, ортоклаза-52,7%, кварца-27,4%, биотита-3,5%, амфибола' 0,9% и акцессории-магнетит, апатит, циркон, флюорит, сфен Порфировидность их обусловлена наличием крупных (до 10 мм идиоморфных кристаллов полевых шпатов (от 10-15 до 25% объе ма породы). Монцонитовым гранитам присуща гипидиоморфно зернистая, гранитовая структура с элементами монцонитовой аплитовидной и порфировидной.

и

В пределах массива выделяются' дайки, дифференциаты ран-гей фааы-моццодиорит-порфириты и аплиты; дайки связанные с юнцоннтоидами главной фазы-граносиенит-порфиры и монцогра-одиорит-аплиты; дайки, жилы калиевых лейкогрлнитов и мпнцо-ранит-аплитов-произподные поздних субщелочных гранитов. Зл-ершают шошонит-латит-монцонитоидный магматизм

[орухдайрона ллмпрофиры, обралугащл" единственное дайковое ело среди монцогранитов в ЮВ части плутона. В размещении убплутонических даек наблюдается отчетливая закономерность, ыраженная в пространственной приуроченности отдельных групп айковых пород к образованиям определенных интрузивных фаз.

В работе приведены радиологические датировки возраста маг-атических образований Чорухдайрона K-Ar методом (как по ва-так и по минералам инрузивных пород). Наиболее древние ьачения цифр K-Ar возраста среди вулканогенных пород, по 1Шим данным-262-268 (в среднем 265) млн. лет присущи шошо-fTaM нижней, чорухдайронской толщи, а более молодые (245-251 Ш. лет) - латитам верхней, айнабулакской толщи и монцонит-рфирам (254 млн. лет) субвулканлческой фации. Аналогичные •Ar даты -265-245 млн. лет получены и для шошонит-латитовых лканитов (шурабсайская свита) других структур Кураминской ны (Глейзер и др., 1976). Полученные K-Ar данные, как по вул-нитам Чорухдайрона, так и по аналогичным им породам других йонов Кураминской зоны, в целом указывают на их пермский ipacT. Однако эта даты не всегда сопоставимы с геологическим-смарским возрастом шурабсайской свиты (Pj), т.к. изученные фузивные и субвулканичесие образования в разной степе?«: -ронуты постмагматическими процессами. С последними, шстно, связана некоторая потеря радиогенного аргона, приво-лая к омоложению абсолютного возраста пород. Rb-Sr возраст 1±13 млн. лет) трахидацитов и обсидиановых дацитов гарской толщи Гавасайского района СВ части Кураминской ы, которые рассматриваются в составе шурабсайской свиты, как лые члены дифференцированного ряда, хорошо согласуются с аогическими и соответствуют Pj эпохе (Ганиев и др., 1992). К-возраст монцонитоидов и их минералов варьирует в широких делах от 246 до 304 млн. лет (разброс значений изотопного эаста-60 млн. лет). ВН. Волков с коллегами (1990 а) зозраст-I информацию, полученную по слабохлоритизированным био-1М-300-304 млн. лет, считают достоверной и относят время мировалия латитовых гранитоидов Чорухдайронского массива

к концу С2 (300 млн. лет) эпохе-внутри московского века (по геохронологической шкале Харленда и др.. 1985). Последнее позволило им считать возраст вмещающих монцонитоиДы вулканитов Чорухдайронского грабена также С; (акчинская свита) Цифры ипотопного K-Ar возраста биотитов из монцонитоидов Чорухдайрона (300-304 млн. лет), видимо, завышены, что по всей вероятности, связано с избыточностью аргона.:

Данные К-Аг геохронометрии калишпатов—ортоклазов (27ß-284 млн. лет) согласуются с геологическими данными ц указывают на Pj возраст монцонитоидов. В работе обоснована принадлежность субщелочных магматических пород Чорухдайронского грабена к образованиям раннепермского возраста.

В породах шошонит-латитовой ассоциации Чорухдайрона главными породообразующими минералами являются плагиоклаз, калиевый полевой шпат, кварц, биотит, амфибол, пироксен, оливин.

Плагиоклаз—в вулканогенных образованиях представлен фе-нокристаллами и микролитами. Состав плагиоклаза фенокристал-лов шошонитов и монцонит-порфиров соответствует Лабрадору JS'e 00-68, а их базиса' более кислый (Ns? 48-50). Для.латитов харатерен андезин (N«30-40). Плагиоклаз в последовательных дифференциа-тах Чорухдайронского плутона представлен андезин-лабрадороы-№ 30-50.

Степень упорядоченности Д о плагиоклазов пород ассоциации весьма изменчива—от 0,2 до 1,0. Плагиоклазы шошонитов эффузивной фации имеют Д с=0,2; субвулканических пород Д ц = 0;5-0,б. Плагиоклазы интрузивных и дайкиаых образований- характеризуются более высокими значениями Д 0-0,7-1,0; что связано с кристаллизацией кальциевых полевых шпатов в гранитоидах предпочтительно в виде упорядоченных структур (Марфунин, 1.962; Федорова, 1977).

Калишпат-и эффузивных и субвулканических образованиях шошонит-латитовой ассоциации присутствует в Оазисе и редко появляется во вкрапленниках (латиты, калиевые дациты). Кали-шпат основной массы шошонитов соответствует триклинному промежуточному ортоклазу: ZV=-76°; 1(010): Ng=8°. В латитовых гранитоидах представлен ксеноморфными и .таблитчатыми зерна-iui. Величина 2V калишпатов интрузивных пород варьирует от-40° до -75°, образуя два максимума значений (-2V=55-l60ü и 65,70°). По соотношению миналов, Orj5.70 Abjj-is Апц.г, калишпаты чорухдайронских монцонитоидов. относятся к щелочным полевым шпатам "базальтоидных" гранитов по Г£: Ферштатеру (1966).,

Биотит-типоморфныЙ фемический минерал гранитоидов ла-титового ряда. Биотиты монцонитоидов Чорухдайронского массива по соотношению основных компонентов в октаэдрической координации (Foster , 1960) относятся к магнезиальным (биотиты пород главной фазы) и промежуточным, магнезиально-железистым (биотиты монцогранитов) разностям. По диаграмме Хейнриха они принадлежат, соответственно, полю составов биотитов габбро, диоритов и промежуточному между диоритами и кристаллическими сланцами, гнейсами. Точки состава биотитов на диаграмме Нокольдса Е FeOrMgO-A^Oj расположены в поле III-слюды, ассоциирующие с роговой обманкой, пироксеном и оливином. Характерная особенность биотитов латитовых гранитоидов-повышенное содержание в них TiOj и MgO, что свойственно слюдам гранитоидов базальтоидного происхождения (Кузебный, и др 1967) Она обычна для биотитов гипабйссальных монцонитоидов, образовавшихся в условиях повышенной щелочности (поле IV, диаграмма Маракушева, Тарарина). К изученным биотитам наиболее близки высокотитанистые и магнезиальные слюды монцонитоидов акатуевского (J2.3) комплекса Восточного Забайкалья (Коваль и Др., 1972).

Амфибол в латитовых гранитоидах сосуществует с биотитом и пироксеном. По кристаллооптике и химизму выделяются две разновидности амфибола: амфибол I. магматический, обЫкновенн i роговая обманка: C:Ng = 14-20°; -2V=70-84°; ng = l,680-I,G! . np=It658-I,670. По химизму амфибол I относится к подгруппе кальциевых разновидностей. Согласно классификации основанной на содержание Aliv и Fe2*+Fe3* в формуле минерала, они соответствуют актинолитовым (AIJV =0,50-),71, Fer,+-2I18-2,33) и иагнезиалвно-железистым (Д1ц -0.87-0,94, Fe2*+ Fe3+=1,67-2,47) роговым обманкам. В роговых обманках содержание Ti02, А^Од-относи-гельно низкое. Пониженное содержание А1203, по- видимому, приводит к постоянному неупорядочению тетраэдрической структуры амфиболов (Si+ AI,V <8) и компенсируется вхождением части трехвалентного железа в виде- Fe3*jv (Литвин, 1977).

Роговые обманки монцонитоидов Чорухдай рока замещаются 1мфиГх>лом 11-актинолитом- С: Ng = 12«; -2V=84°; r.g=I,649-I660; ip=1,626-1,641.

Пироксен в породах шошонит-латитовой ассоциации предъявлен двумя типами-моноклинным и ромбическим. В шошонит-Шитовых базальтоидах пироксен встречается как во вкраплен-Гиках, так и в базисе породы Он представлен бесцветным ар;;г:пм

призматической и таблитчатой формы: С: Ку =42-46°; + 2У=46-55° пу =1,721-1,718; пр=1,693; пу-пр = 0,030. По оптическим константа* ыиналъный состав пироксенов отвечает составу \\'олц Еп^о Рйэд Химический состав пироксена из шошонитов Кумлай-Коксарекского грабена (Рафиков, 1381) характеризуется низкими содержаниями 1Ю2, А1^03, высокими МйО, СаО. и сопоставим с авгитами из шошонитов Йеллоустонекого парка США (ЛорЦп ел. 1972).

В гранитоидах латитового ряда клиноиироксен наблюдается I виде изометричных-призматлческих кристаллов самых различны» размеров со следующими оптическими константами' С' N¿ = 39-46°' + 2У = М-60"; пу = 1,723-1,700; пр=1,700-1,693, что указывает на из авгитовый состав. По данным анализов - это авгиты, их миналь-ный состав: Рбц.::-■м.ъ- На диаграмме Са-Му-Ре

точки составов клинопироксенов попадают в поле авгита, и в промежуточную область салит-авпгга и располагаются, вдоль и выик кривой кристаллизации пироксенов базальтовой магмы, по Хессу Изученные клшшпироксены относятся к бедным титаном авгитам.

Ортогшроксен встречается в монцодиоритах ранней фазы плутонической фаЦии. Он представлен удлиненно-призматйческиш! кристаллами (до 2,0 мм), который по оптике: С:Кт£ = 0°; -2У=56° пу = 1,71В; пр=1,703 и химическому составу соответсптзует. гиперстену с Еп57>9 > Р540 7.

Оливии-характерный магнезиально-железистый породообразующий минерал шошонитов эффузивной фации; целиком замещен иддингситом, частично карбонатом и всегда окаймлен оболочкой магнетита.

2. По петрогеохимическил: особенностями вулканоплутоническая ассоциации: соответствует маглшгпичест&и обра-эоаангиш палеоактиеной континентальной окраины.

Породы шошонит-латитовой ассоциации по кремнекиелотиосп разделяются на: а) среднеосновные"—шошониты лавовых покровов, монцонит-порфиры и шошониты субвулканической фации лампрофиры (ЯЮ:-52, 74-54,83са); б) средние"—латиты. монцо-диориты, монцодиорит-порфириты, кварцевые монцодиорить (БЮг'-Ьб,08-60,01';;); в) среднекислые"—калиевые-дациты и рио-дациты, кварцевые монцониты, монцогранодиорнты, граносиенит-порфиры (510;=64,83-67,29',с) и г) кислые—монцограниты, жи.ть-

ые калиевые леикограниты и монцонигоид-аплиты (3102 = 68,596,714).

Важная особенность химизма, связывающая все породы магма-ическои ассоциации между собой-зто повышенная их ще-очность, особенно калиевая (табл) По зтому признаку породы ссоциации на классификационной диаграмме (К-^Оч-МачОр-ЗЮц анимаюг области распространения субщелочных магматитов. Яошониты и латиты являются ведущими породами, по сравнению э средними типами характеризуются более кислым и известко-Пстым составом, а также меньшим содержанием МуО, высоки-и"- ТЮ2, к Р2О5. Шошониты Чорухдайрона по уровню содержа-ия таких оксидов, как 5Ю2, А1.03, £ГеО и К^О сопоставимы с юшонитовьши базальтами магматических серий областей сжатия рогатиков и др., 1 987)

Калиевые дациты и риодациты венчающие разрез вулка-ИЧеской серии, характеризуются высокой общей Щелочностью, убвулканическим породам ассоциации присущи самые высокие удержания А^О;, (см. табл). Они также отличаются о г средних ипов пониженной магнезиальностью. Последняя особенность редставляет региональную специфику химизма орогенных вул-анитов зоны. По химизму субшелочным вулканитам Кураминской зны' наиболее близки породы пизднемеловой шошонит-латитовой грин Ульинского прогиба Охотско-Чукотского вулканогенного аяса"-активной окраины Азиатского палеококтинента (Синдеев 988).

Гранитоиды латитового ряда — монцонитоиды

орухдайронского многофазного плутона образуют гомодромный етрохимический ряд гранитоидов повышенной калиевой ще-очности. Монцонитоиды (монцодиориты, монцониты) в отличие от зедних типов характеризуются более кислым составом, лейко-ратовостью и меньщимм количествами ЕРеО, М£0, но высокими удержаниями АЬОз, и К20. Монцограниты и жильные калиевые гйкограниты поздних фаз плутина по всей петрохимическим зрактеристикам аналогичны средним лтам субщелочнмго грани-I и лейкогранита.

В целом для изученной ассоциации характерно закономерно« жижение содержаний ТЮ3, А^Оз, еО, Р205. MgO, СаО и по->1Шение К:.0 от среднеосновных пород к более кремнекислым тенам. Только количество Ма;0 в ряду вулканитов увешивается, а в лагитовых гранитоидач уменьшается.

>елиее содержание петрогенных (мае. '*). редких и редкоземельна (г/т) элементов в

главных породах шопюнит-латнтовой ассоциации

Компон -нты Г.ааальтоиды шпшонит латитоной серии Грянитоиды латитового ряла

1 I 2 3 4 5 6 7 8 9 10

1 КК 2 52.74 59,65 65,50 67.22 .54,2Н 54,83 59.27 66.15 71,03 73.39

Т1О, 1.21 1.08 0,61 0.60 1,00 I 22 0.81 0,54 0.36 0,30

Л1:<>з 18,62 16,22 15.47 14.93 20,04 19,75 16.59 15,31 1-1.16 13.26

ХКеО , Н,1 В 7,23 4,09 4.29 7.30 6,59 7,33 4,11 2,62 2,16

МпО 0,20 0,12 0.09 О.Ю 0,10 0,07 0.12 0,08 0.04 0.04

м^о з,ш 2,00 1,51) 1,02 1.74 1,94 2,87 1,45 0,85 0,63

СаО 6,99 3,41 2,80 1.23 7,42 7.41 5,33 2.9Я ■1.75 1,00

Ыа-О 3,42 4.31 4,20 4,77 3,50 3,66 3,49 3,13 3,17 2,86

к,о 2,НО 4,34 4,45 4,55 2,75 3.08 3,75 5,49 . 5,41 5,60

IV)', 0,49 0.46 0,22 0,13 0,61 0,66 0,31 0.19 0,12 0,06

К20/ №,0 0.Н2 1.00 1,05 0,95 0,78 0,84 .1,07 1.75 1,70 1,96

и 'Л Г) 27 27 15 1У 21 24 26 23 18

НЬ 90 128 141 163 76 107 . 150 297 292 323

Бг 555 417 . 380 217 623 524 500 323 256 155

Ва 1110 1420 1650 1830 1075 ПВО 1370 1070 . 775 720

Ве I,» 2,6 2,8 2,9 2,1 2,5 2,6 3,8 4.3 4,8

Т1 0,6 0,7 0.8 0.6 0,5 0,6 0.7 0,9 1,0 1,0

В . 35 18 16 11 .. 20 25 32 19 12 15

Р 400 • 564 350 350 375 312 450 910 870 400

и/ 2.1 2,2 2,2 3,2 2.4 1.5 2 2 4,2 3,1 4.6

Мо 1,9 1,8 1,8 3,2 2,2 1.1 2,0 2,9 2,5 2.1

Чп А Ч И П Л (1 к п !•» П •г л •».л л п Л - О .Л Г\

— ' -

Zri 134 112 57 55 55 78 72 59, 24 30

Cu 56 2B 11 13 197 133 61 53 20 36

Zr 190 279 24 f> 330 194 255 173 250 202 175

' Nb 12,2 16,В 12,5 15.5 14.0 13,0 12,4 14,7 16.7 19,2

Ni . 35 17 13 II 31 19 27 15 10 7.0

Co 17 10 5,9 3,9 16 14 14 8,0 4.4 4,0

Cr 46 21 18 17 28 28 39 28 14 14

V 170 102 54 18 150 127 138 72 33 23

K/Rb 258 281 262 231? 300 23B 207 153 154 144

Rb/Sr 0,17 0,33 0,49 0.81 0.15 0,20 0,36 0,93 1,27 2,08

La 39 48 4h 53 60 40 40 52 37 52

Ce 92 125 72 77 138 90 72 122 60 85

Nd 59 84 38 44 82 60 45 • 79 28 35

Sm 9,7 16 7,6 9,8 18 12 8.6 16 5,8 6.3

Eu 2 2 3,2 1,7 2.0 3,6 2,6 2,4 3.2 0,73 0.62

Gd 7,9 12.5 4.5 5,8 13 9,2 7,5 12,4 4,2 4.0

Er 3,0 5,0 2 3.1 4.2 3,4 3.5 4,4 2,4 2.4

Yb 2.5 4.2 2.0 3,0 3,0 2,8 2,8 3,9 2.0 2.5

Y 21> 38 29 40 29 29 30 27 31 35

IP33 241,3 336,9 203,0 237,7 350.8 249,0 211,8 309.9 171.1 222.8

U.'Yh 11,5 23.0 17.7 20.0 14,3 14.3 13 3 F " ;

Примечание к- табл.: 1-ьиошониты, 2-.ютиты, З-килислы дациты, 4-ка^гисвыс риодациты(эффулипная фацим); 5 монцонитп-парфиры, 6-шошонитпы(субвулканичсеках фация): 7 монцодиориты, кларцеаые монцмиориты (1 ф>аза), 8-кларцспьи монцониты, монцперанодиориты (II фала), 9-монцогранигпы, 10 жильные ка,1исиыс лейкограниты {111 фала.)

На петрохимчческих диаграммах А.Н. Заварицкого и Л.С Боро дина породы шошонит-латитовой ассоциации Чорухдайрона так же соответствуют магматитам субшел очной серии. На семикомпо-тентной диаграмме ВН. Лодочникова точки средних составов исследованных пород образуют комплементарный ряд от шошонитог до ьншцогранит-аплитов, позволяющий отнести их к генстичесю единой ассоциации.

С повышенной калиевой щелочностью вулканических и плутонических пород тесно связаны высокие содержания нормативных (нормы Ритмана) минералов-ортоклаза, санидина в их составе Среднеосновные и средние породы являются кварц-авгит-гиперстен нормативными, средне-кислые-биотит-амфибол ± авпп и кислые-би'ггит нормативными образованиями, и лишь лампро-фиры-оливин-нефелин нормативные.

Магматические породы шошонит-латитовой ассоциации Чорухдайрона обогащены К, ИЬ, Ва, Ве, Мо, Бп, РЬ, Ъг\, Си, 2г, N6 и редкими землями, особенно легкими лантаноидами (см. табл.) В ходе дифференциации, в породах ассоциации редкие элементы ведут себя-по разному. Такие элементы-примеси »сак НЬ, Ва, Ве, а также V/, Мо, Бп в базальтоидах шошонит-латитовой серии в процессе дифференциации в целом, накапливаются от основных к кислым породам, и наоборот Бг, 1д, В, Т.п. Си, V, Сг, N1, Со и Оа понижаются. Другая группа редких элементов (Е, Т1, РЬ, гг, ЫЪ и редкие земли) в результате фракционирования образует максимум концентрации в латитах или калиевых дацитах вулканической серии.

В плутонических породах ассоциации (гранитоиды латитового ряда) высокие концентрации редких элементов-Ш>, С5, ¥, V/, Мо, Бп. РЬ, и РЗЭ наблюдаются в кварцевых монцонитах и монцогранодиоритах главной интрузивной фазы-породах, наиболее обогащенных темноцветными (пироксен, амфибол, биотит) и акцессорными (циркон,сфен, флюорит и др.) минералами. В ряду дифференциатов монцонитоидов Чорухдайронского плутона со-

гржания Tl, Be и Nb увеличивается от пород ргнней фазы к задним, а количество Ва, Sr, В, Zn, Си, элементов группы Fe и а, наоборот, уменьшается. Дайковые породы несут те же черты гдкоэлементной геохимии, что и материнские монцонитоиды.

Анализ полученных данных свидетельствуют, что по содержали) большинства редких элементов (Rb, Zr,Ga, Nb, РЗЭ) субще-эчные магматические породы исследованного района занимают ромежуточное положение между известково-щелочными и ще-зчными сериями.

Характерной особенностью петрогенной и редкоэлементной юхимии шошонит-латитовых серии и ассоциаций проявившиеся различных дегтруктурных геодинамических условиях: островах лугах, активных континентальных окраинах и зонах столкно-;ния литосферных плит-это обогащенность некогерентными эле-ентами-К, Rb, Ва, Sr,Zr, Nb.Ta, РЗЭ относительно средних ба-шьтов и андезитов.

Шошонит-латитовые магматические образования, им-^я общие гличительные петрогеохимические характеристики от толеито->пс и известково-щелочных серий, в то же время, в зависимости г геодинамическоо режима формирования, различаются между )бой. По данным B.C. Антипина (1992), шошониты и латиты кон-шентальных зон (активные континентальные окраины и зоны зллизии литосферных плит), относительно их островодужных 1алогов, обогащены Rb, Ва, La, Се, Zr, Nb, Ni и Cr.

Сравнительное исследование петро- и редкоэлементной геохи-ии пород шошонит-латитовой ассоциации Кураминской зоны с галогичными, геохимически детально изученными, образовлния-и других регионов, а также анализ эволюции магматизма и гео-инамики района указывают на формирование раннепермской рлканоплутонической шошонит-латитовой ассоциации п условиях шеоактивной континентальной окраины, возможно андийского ша, возникшей на юге Казахстанского палеоконтинента в позд-ем палеозое (С2-Т1). О формировании изученной субщелочной :социации в режиме активной конгинеталыюй окраины, кроме' >го, свидетзльствутот достаточное проявление кислых .членов-»лиевых дацитов, риодацитов, монцогранйТой, высокие концент-эдии РЗЭ, относительно "крутое" располо>кеНие кривых их рас-ределений в' .ведущих типах го'рсд, подобно андийской,, свиде-^ьствуЮ^ейпо'данным.В.С. Антипина (1992) о большей степени ракцисушрований, а также'высокие величины La/Yb отношения [0,..?7Sr;8.eSr>0;.70o0 и др. : -

3. Первичная магма, из которой формировались породъ, ассоциации, имеет «актииный источник. Шоишнит-латитовая ассоциация продуктивна в отношении вольфрама, молибдена, меди, полилеталлоа и золота.

Проблема генезиса шошонит-латитовых серий И ассоциаций-этих весьма уникальных типов магматических Пород в течеши многих лет все более широко дискутируется рядом исследователей. Среди многообразия идей и гипотез можно выделить двг основных направления.

Первая группа ученых (Таусон, Захаров. 1972, Таусон и др. 1982; 1984; Зубков., 1979, Антипин, 1987,1992; Захаров и др., 1987 Mackenzie, Chappell, 1972; Noble е.а, 1975; Zielinski, Lipman, 1976 Dosl.al е.а., 1077a; 1977в; Derruelle, 1982 и др.), основываясь на пет-рогеохймических особенностях (изотопные отношения Sr, редко-Элементный, редкоземельный состав и др.) шошониттлатптовыл серий придерживаются мнения о глубинном источнике родо-начальных расплавов, возникающих при селективном плавлении вещества верхней мантии на уровне, гранатовых ассоциаций. Согласно второй группе ученых (Цветков, 1984; 1985; Богатиков, Цветков, 1988; Pichler,Ziel, 1972; Klerx е.а., 1977 и ряд др.), образование пород шошонит-латитовых серий происходит при значительной контаминации мантийных магм коровьш-сиалическим Материалом.

Исследованная шошонит-латитовая вулканоплутоническая ассоциация связана с пермской стадией развития палеоактийной континентальной окраины, вероятно, андийского: типа. "Во всех структурах, где развита данная ассоциация, преобладающими среди вулканитов типами пород являются абсарокиты, щошониты, латиты и в мейьшей степени кислые ее дифференциаты. О мантийной природе шошонйт-латитовой ассоциации Кураминской зоны свидетельствуют данные изотопного состава стронция тра-хидацитов кучарской толщи (шурабсайская свита) Гавасайскогс района -8~Sr/!,fiSr/-0170t>2 (Ганиев и др., 1992), что Гэлизко величинам, полученным для пород шошонит-латитовых серий континентальных областей, например, Забайкалья (0,7051-0,7063).

. Охотско-Чукотского вулканического пояса (0,7046-0,7051 для шо-Шонитов) и др. регионов (Таусон и др., 1976; Синдеев, 1988).

Геохимические особенности пород также свидетельствуют с мантийном источнике вещества шошонит-латитовой ассоциации

Кураминской зоны. Породы ассоциации по отношению к хондри-там обогащены некогерентными элементами-К,КЬ,Ва,7г,>Л:>,В, легкими РЗЭ. Шошониты и латиты отличаются повышенными суммарными концентрациями РЗЭ (см. табл.) и отсутствием европие-вого минимума. В монцодиоритах ранней фазы плутонической фаций также отсутствует европиевая аномалия, но появляются они в более, поздних кислых породах, что указывает на сложный, длительный процесс кристаллизационной дифференциации первичной магмы. Составу первичной мантийной магмы, по-вйдимоМу, соответствуют наиболее магнезиальные (М^О ~ 5,0%) субщелочные калиевые базальты - абсарокиты Чадакского грабена (Рафиков, 1980). Шошониты, латиты и их интрузивные комагматы являются ДифференЦиатами этой магмы.

На петрогенетических диаграммах К/КЬ-ИЬ, Зг-НЬ/Бг, Бг-ИЬ базальтоиды шошонит-латитовой серия Чорухдаиронского грабена попадают в поле магматических ассоциаций, имеющих глубинный (мантийный) источник. В это поле попадают также точки состпвоп глонцонитоидов ранней и главной фаз плутонической фации. Более кислые члены субщелочной ассоциации на стронций-рубидиевых диаграммах занимают поле магматитоз, имеющих корово-мантийный источник.

Согласно диаграмме Бг/Сл-Ва/Са субстратом для изученной шошонит-латитовой ассоциации являются перидотиты, испытавшие мантийный калиевый метасоматоз. Подобный субстрат характерен для шешонитов-латитовьгх серии континентальных областей. Появление шошонит-латитовых серий на активных континентальных окраинах П.К. Кепежинскас л др., (1989) спязыпагот с метасоматлчески обогащенной мантией (источник центрально-итальянского типа). Данный тип источника оснозыплется па механизме гсетасоматического обогащения примитивной мантии в процессе {флюидного массопереноса, разработанном п отношении переходных зон Л. Пецерилло и Р. Варком. Роль мантийных флкж-дсп, определяющих обогащение первичных субшелочных базальтовых магм характерными некогерентными и летучими элементами па стадии плавления исходного мантийного перидотита, оценивается также высоко (Антипин, 1992).

Для кремнекислых производных шошонит-латитовой ассоциации Чорухдайрона приемлема гипотеза о дифференциации расплава в промежуточных очагах или интрузивных камерах.

Шошониты Кураминской зоны, как и подобные породы Забайкалья и Абсароки, образовались при высоких (свыше 1000° С)

температурах, о чем свидетельствуют положение состава пир ксенов на диаграмме Ca-Mg-Fe'. Точки составов авгитов шошон тов соответствует линии кристаллизации пироксенов базальтов магмы, по Хессу. Кристаллизация моноклинных пироксенов мо Цонитойдов, относительно авгитов шошоникш происходило П| более низких температурах - Ь00° С. Широкое развитие мелк зернистых и порфировидных фаций и связь с покровами субщ Лочных базальтоидов указывают на мшабиссальные условия фо мир'ования чорухдайронских (в целом кураминских) монцонито дов. Малая глубина формирования монцонитоидов подтверждае сл также составом роговых обманок (соотношение TiOi и АЬ03 амфиболах).

Кураминская зона Срединного Тянь-Шаня отличается шир ким распространением и разнообразными типами эндогенно орудененнн полиметаллов, вольфрама, молибдена, золота, серебр месторождения которых тесно связаны с позднепалео.шйсю орогенным магматизмом и определяют Miталлогеннческую спец: фйку региона. Высокая рудная продуктивность шошони латитовых ассоциаций, особенно их субвулкаиических и гипаби сальных интрузий, впервые была обоснована Л.В. Таусоном (197 1979; 19В4). С шошонит-латитовым магматизмом связаны таю крупные месторождения мира как Клаймакс (Мо), Бингхем(С1 Комсток (Fb,Zn), Потоси (Sn) и др.

С гипабиссальйыми монцонигоидами раннепермский шошони латитовой ассоциации (Чорухдайронский массив) генетически пространственно (пафагенетически) связаны месторождения ска] Ново-шеёлит-молибденитовой (Чорухдайрон) и скарнов халькопприт-молибденитовой с золотом (Южный Янгикан) фо| мации. В первом, скарново-рудные зоны развиты среди монцон! тоидов, а во Егором, рудоносная зона приурочена к контактовс зоне субвулканических шошонитов и монцодиоритов ранней фаз; Как породы, так и медно- молибденовое оруденение пересекают« субщелочными калиевыми риолитами Тутлыбулакской дайки ] возраста С гранитоидами латитового геохимического типа Кур; минской зоны, по всей вероятности, также овязаны месторожд! нмл полиметаллов скарнового типа (Алтынтопкан, Кансай), зилт (Школьное. Бургунда, Кочбулак, Кайсагач и др.) и медш Молибденовых руд (Алмалыкский рудный район). В пределах эти месторождений гипаби ссальные монцоиитоиды не развиты (кро* Алмалыка). как например в Чорухдайроле и на Южном Янгикан Однако, данные изип>п1:ых (1иАг.'зуAr, K-Ar, Kb-Sr методы) р;

[иологических определении околорудных серицитов и серицито-1Итов из вышеперечисленных месторождений Кураминской зоны юказывают цифры 277-280 млн. лет. (Волков и др., 19906; Таджи-аев й др., 1993; Моралев и др., 1994), что указывают на ранне-[ермский (ськмарская эпоха) возраст скарнопо-олиметаллической и золоторудной минерализации. Следователь-о, можно говорить о парагенетлческой связи этих минерализаций шошонит-латитовым (¿"¡1 магматизмом зоны. О тесной, вероятно, енетической связи медно-молибденозого оруденения Алмалыка с ермскими гипабиссальньши интрузивами монцоьитоидов укаоы-л.ют, разработанные И.Х. Хамрабаепым (1969) . потролого-еохимические критерии: а) наличие выходов малых -ипабиссальных) интрузии мэнцонитово! о состава (в пределах илмалыкского района закартировано ~35 крупных и мелких што-ов пермских монцодиоритов, возможно в глубине образующие диный плутон); б) их повышенная изиестковистость, меланокра-пвость и щелочность (К20>Ма20); в) высокие содержания ь мон-онитоидах-Си, Мо, РЬ, Ъп и др. рудных элементов; г) амфибол-ироксеновый и амфибол-биотитовый парагенезис цветных поро-ообразующ.чх минералов, их относительно низкая железистость т.д.

В работе предлагается ряд практических рекомендаций для едения целенаправленных поисков месторождений W, Мо, Си, Л1, полнметаллов как в Кураминской зоне, так и в районах с ши-оким развитием шошонит-латитового магматизма.

Списогс основных опубликованных работ по теме диссертации

1. Раииепермская пулкано-плутопическая ассоциация орухдайронского прогиба (Кураминская зона)// Тезисы докл. есп. науч.-теор-конф: молодых ученых и специалистов. Душанбе, ониш, 1984, ч. И.-С.49-50.

2. Шошониты Карамазара(Срединный Тянь-Шань)// Докл. АН адж ССР, 1987, XXX, №2, с. 116-110 (соавтор Г.Т. Таджибаев).

3. К геохимии элементов группы железа в породах латитовой :социации Кураминской зоны (Срединный Тянь-Шань)// Тезисы экл. Респ. научно.-теор. конф. молодых ученых и специалистов, ушанбе, Дониш, 1987, с. 19-20. (соавтор Е.Б. Мельникова).

4. Лититовые рудно-магматические системы и их металлов ническое значение (на примере Кураммнской зоны Срединног* Тянь-Шаня). //Металлогения Тянь-Шаня. Фрунзе, 1987, с.155-156

5. Геохимические типы гранитоидов молибден-вольфрамовых » вольфрам-золоторудных полей .Срединного и Южного 'Гянь Шаня// Материалы 2 научной канф. молодых ученых МГРИ.-М 1987.-е. 19-31, (Рук деп, в ВИНИТИ 29. 07. 87, М3036-В 87 соавто] А С. Ниезов).

6. Геохимические типы и рудоносность орогенных гранитоидо: Южного и Срединного Тянь-Шаня, Душанбе, 1989.-103 с. (Руког деп. в ВИНИТИ 14.04 89, Л'? 2469-В 89, соавтор А.С. Ниезов).

7. Амфиболы монцонитоидов Чорухдайронского плутом (Срединный Тянь-Шань)// Докл. АН Тадж ССР, 1989, т. XXXIIN И с.772-774. (соавторы Ф.Н. Абдусаломов, В Н. Куранова)

8. Щошонит-латитовая ассоциация Чорухдайронской вулкано Структуры Кураминской зоны: геологии и петрографические тит пород// Материалы 1 конф. молодых ученых-геологов Ср. Азии I Казахстана. Душанбе, 1990. с. 22-37. (Рукоп. деп. в ВИНИТИ 17. 0' 90., № 2717-В 90.).

9 Геологическая позиция магматических формаций Курамин ской зоны (Срединный Тянь-Шань)//Изв. АН Тадж ССР, от; физ-ма г,, хим и геол. н. № I 1990,.с. 46-51.

10. Биотиты монцонитоидов Чорухдайронского паутина Кура минской зоны (Срединный Тянь-Шань)// Проблемы динаыическо геологии Таджикистана и сопредельных территорий, Душаиб» Тадж. Госуниверситет, 1991, с. 32-44.

П. К геохимии вольфрама в породах шошониг-латитовой ассс циации ЧорухдаЯрона (Срединный Тянь-Шань)// Докл. АН Р1 1993, т. XXXIV, N» 2, с. 134-138 (соавтор 3. М. Давыдова).

12. Пироксены шошонит-латитовой ассоциации Курамиискс зоны ( Срединный Тянь-Шань)// Докл. АН РТ. 1У94.Т. ХХХУИ, 1,с.46-50. (соавтор Ф.Н. Абдусаломов).