Петрология калиевых магматических комплексов юго-восточной части Горного Алтая

Крупчатников, Василий Иванович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Петрология калиевых магматических комплексов юго-восточной части Горного Алтая
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология калиевых магматических комплексов юго-восточной части Горного Алтая"

На правах рукописи

КРУПЧАТНИКОВ Василий Иванович

ПЕТРОЛОГИЯ КАЛИЕВЫХ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ГОРНОГО АЛТАЯ

Специальность 25.00.04 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Новосибирск - 2010

2 п ЧЦР 7П10

004602740

Работа выполнена на кафедре динамической геологии Томского государственного университета

Научный руководитель: доктор геолош-минералогических наук

Врублевский Василий Васильевич

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Симонов Владимир Александрович

кандидат геолого-минералогических наук Гринев Олег Михайлович

Оппонирующая организация: Геологический институт СО РАН, г. Улан-Удэ

Защита состоится «9» июня 2010 г. в 12м часов на заседании диссертационного совета Д 003.067.03 при Учреждении Российской академии наук Институте геологии и минералогии им. B.C. Соболева СО РАН в конференц-зале по адресу: 630090, г. Новосибирск, просп. ак. В АКоптюга, 3. Факс: (383) 333-35-05.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института.

Автореферат разослан 26 апреля 2010 г.

Ученый секретарь диссертационного совета доктор геолого-минералогических наук

О.М. Туркина

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследований. Взаимосвязь вещественного состава и геотектонической позиции магматических образований проявляется достаточно отчетливо и служит одним из основных критериев при расшифровке истории развития древних складчатых областей. Исследования в этом направлении являются важным инструментом металлогенического анализа, особенно для районов с разнотипным эндогенным ору-денением. К числу последних относится юго-восточная часть Горного Алтая, спецификой которой является магматизм повышенной калиевой щелочности. Его проявление происходило в диапазоне от раннего палеозоя до раннего мезозоя и обусловило метал -логенический потенциал региона.

Объектами исследований являются пять магматических комплексов повышенной калиевой щелочности: кучерлинский базальтовый, щелочно-основного карбонатит-содержащий комплекс эдельвейс,аксайскийтрахиандезит-дацит-риолитовый.тархатин-ский монцодиорит-граносиенитовый, чуйский лампроит-лампрофировый.

Цель и задачи .Целью работы является геолого-геохимическое изучение магматических комплексов повышенной калиевой щелочности для обоснования временной последовательности их формирования, состава и источников. Для этого решались следующие задачи: 1) геологическое картирование магматических комплексов; 2) установление геохронодогических рубежей формирования; 3) геохимическая типизация породных ассоциаций; 4) изотопная систематика источников вещества и их геодинамическая интерпретация.

Фактический материал и методы. В основу диссертационной работы положены результаты геологических исследований Горного Алтая, проведенных автором в 19952009 гг. в составе Алтайской геофизической и Горно-Алтайской поисково-съемочной экспедиций при ГСР-50, -200, коллектива кафедры динамической геологии и НИЛ структурной петрологии и минерагении Томского госуниверситета. Для вещественной характеристики пород изучено около 3 ООО образцов и более 1000 прозрачных шлифов. Химический состав определялся современными прецизионными методами РФА, ИНАА и ICP-MS (105 ан.), привлекались химические и рентгено-спектральные анализы, полученные при ГСР-50 (около 400 ан.). Выполнено 110 микрозондовых определений минеральных фаз. Для определения возраста и природы источников магматизма проводилось изучение Ar-Ar-, Sm-Nd- и Rb-Sr-изотопных систем (22 ан.), отношений изотопов кислорода, углерода и водорода (37 ан.).

Научная новизна. Выделены раннепалеозойский (средний кембрий - ранний ордовик), среднепалеозойский (ранний девон) и раннемезозойский (ранний-средний триас) этапы проявления калиевого магматизма. Впервые выявлены и охарактеризованы специфические типы пород (базальты океанических островов с HIMU-параметрами, высокомагнезиальные андезиты, Nb-обогащенные базальты и андезиты, лампроиты). Показано, что каждый комплекс формировался из гетерогенного мантийного источника с варьирующей долей корового вещества. Предположено, что калиевый магматизм проявлялся в различных геодинамических обстановках под влиянием плюмовой активности. ~

Основные защищаемые положения.

1. В юго-восточной части Горного Алтая магматизм повышенной калиевой щелочности проявился на разных временных этапах: в раннем палеозое (комплексы кучерлин-

ский и эдельвейс), в среднем палеозое (аксайский комплекс), в раннем мезозое (чуйский итархэтинский комплексы).

2. По петрогеохимическим признакам среди изученных породных ассоциаций выделяются субщелочная базальтовая OIB-типа, щелочная клинопироксенит-сиенит-карбо-натитовая, трахиандезит-дацит-риолитовая с производными NEB А (Nb-обогащенные базальты и андезиты) и НМА (высокомагнезиальные андезиты), щелочно-базальто-идная с лампроитами имонцодиорит-граносиенитовая магматические серии.

3. Установленные закономерности поведения редких элементов и изменчивости изотопного состава неодима и стронция в магматических породах свидетельствуют об исходно-мантийных источниках расплавов типа PREM A, HIMU, ЕМ 1 или ЕМ2.

Практическая значимость. Полученные результаты позволяют уточнить возрастную и вещественную корреляцию магматизма Горного Алтая, что повышает надежность метаплогенического прогнозам геодинамических реконструкций.

Апробация работы и основные публикации. Результаты проведенных исследований опубликованы в 32 статьях и тезисах докладов, включая 6 статей в рецензируемых журналах. Основные материалы работы были представлены: на 19-й Международной геохимической конференции им. В.М. Гольдшмидта (Давос, Щвейцария, 2009), 31 Международном геологическом конгрессе (Бразилия, 2000), Международных симпозиумах «Крупные изверженные провинции Азии, мантийные плюмы и металлогения» (Новосибирск, 2007,2009), II Всероссийском петрографическом совещании «Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы» (Сыктывкар, 2000), XIX, XXV Всероссийских семинарах «Геохимия магматических пород» (Москва, 2000;, Санкт-Петербург, Москва, 2008), II и Ш Всероссийских симпозиумах «Вулканизм и геодинамика» (Екатеринбург, 2003; Улан-Удэ, 2006), XLIТектоническом совещании «Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики» (Москва, 2008), всероссийских и региональных конференциях по проблемам геологии, петрологии, геохимии и металлогении (Томск, 1998,1999,2003,2004,2005; Горно-Алтайск, 1998).

Структура и объем работы. Диссертационная работа состоит из введения, трех глав и заключения общим объемом 148 страниц, включая 69 иллюстраций, 15 таблиц и список литературы из 193 наименований.

Благодарности. Автор выражает благодарность своему научному руководителю доктору г.-м. наук, профессору кафедры динамической геологии ТГУ В .В. Врублевс-кому и заведующему лабораторией структурной петрологии и минерагении ТГУ, кандидату г.-м. наук И.Ф. Гертнеру, без поддержкии помощи которых эта работа не была бы выполнена. Искреннюю признательность за доброжелательное отношение, ценные советы, плодотворные консультации и обсуждения автор выражает докторам г.-м. наук

A.И. Чернышеву, В.П. Парначеву (ТГУ), В.Н. Довгалю, А.Г. Владимирову (ИГМ СО РАН), докторам г.-м. наук А.И. Гусеву (БПГУ) и Я.М. Гутаку (КузПГА), кандидатам г.-м. наук О.М. Гриневу, П. А. Тишину, Т.И. Красновой и Д.Н. Войтенко (ТГУ), С.П. Шокальскому (ВСЕГЕИ), И.Ю. Анниковой и H.H. Круку (ИГМ СО РАН), В.А. Говердов-скому. Неоценимую помощь в петрографических исследованиях оказал кандидат г.-м. наук В.А. Врублевский (ТГУ). Весьма полезными и конструктивными были консультации и советы Н.И. Гусева (ВСЕГЕИ). Автор также признателен за содействие и ценные замечания коллегам-геологам из Горно-Алтайской экспедиции: A.JI. Пономареву,

B.А. Кривчикову, С.И. Федаку, В.И. Тимкину, кандидатам г.-м. наук Ю.А. ТУркину,

О.М. Поповой. Значительную помощь в сборе полевых материалов оказали сотрудники Томского госуниверситета H.H. Войтенко и E.H. Семитко, за что авторвыражает им отдельную благодарность.

Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ (№ 04-05-64331) и программ Министерства образования и науки РФ («Университеты России» № УР 09.01.042, «Развитие научного потенциала высшей школы», «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России»),

1. ОБЩИЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ И МАГМАТИЗМА ГОРНОГО АЛТАЯ

Горный Алтай является частью коллизионной системы, включающей также Монгольский и Китайский Алтай, и составляет западный сегмент Алтае-Саянской складчатой области (АССО) в составе Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП). В геотектоническом отношении он представляет собой область сопряжения четырех каледонских орогенных блоков (Кузнецко-Аптайского, Саяно-Тувинскош, Монголо-Алтайского, Салаиро-Горноалтайского), осложненных крупными прогибами (Ануйско-Чуй-ский, Коргонский, Делюно-Юстыдский и Уйменско-Лебедской) и многочисленными мелкими депрессиями.

Структурно-вещественные комплексы (СВК) Горного Алтая рассматриваются в виде производных несколькиих этапов развития (Туркин, Федак, 2008, Шокальский и др., 2000). Наиболее ранний, океанический СВК (J^-G.) образует фрагменты аллохтона в центральной, юго-западной, северной и восточной части территории и представлен породами кремнисто-карбонатной, известняково-доломитовой, кремнисто-карбонатно-глинистой, базальт-трахибазальтовой, базальтовой, офиолитовой и рифогенно-извес-тняковой формаций. Последующий островодужный СВК (С^О,) объединяет осадочные, вулканогенные, интрузивные и метаморфические образования раннекембрийского (раннеостроводужного) и среднекембрийско-раннеордовикского (позднеостроводуж-ного) литокомплексов. В их составе участвуют породы осадочно-вупканогенной формации с базальтоидами толеитовой, известково-щелочной и бонинит-марианитовой серий; офиолитами и габбро-плагиогранитными комплексами. Для позднеостроводужной стадии характерно развитие флиша, вулканитов базальт-трахибазальтовой и андезит-базальтовой с шошонитами формаций, становление пироксенит-габбровых, сиенит-габ-бровых и габбро-диорит-гранодиоритовых интрузий. В дальнейшем, до начала раннего девона, регион развивался в режиме пассивной континентальный окраины, СВК которой (0,-Dj) включает шельфовыеобразования карбонатно-терригенного типа, развитые в Ануйско-Чуйском прогибе. В течение всего девона структурно-вещественная эволюция Горного Алтая происходила в обстановке активной континентальной окраины. Субдукционно-аккреционный СВК представлен Алтае-Минусинским и Са-лаиро-Алтайским вушсано-плутоническими поясами с базальт-андезит-дацит-риолито-выми и и габбро-гранитными сериями, а также карбонатно-терригенными литокомплек-сами. Сменяющий их каменноугольно-меловойколлизионно-внутриплитый СВК включает терригенные и угленосные молассовые отложения, а также анорогенные гранито-иды и рифтогенные дайковые пояса габбродолеритов и лампрофиров. На заключительном континентально-платформенном этапе (K-KZ) формировались рыхлые отложения

различного генезиса, распространенные в Курайской, Чуйской и других межгорных впадинах.

Магматизм повышенной калиевой щелочности в Горном Алтае с неодинаковой степенью интенсивности проявился в широком временном диапазоне (палеозой-мезозой) и маркирует разнотипные структурно-тектонические блоки. Одним из наиболее характерных районов является юго-восточная часть региона (рис. 1), геологические особенности которой определяются сочленением нескольких складчатых систем (террейнов) и высоким металлогеническим потенциалом.

2. ГЕОЛОГИЯ И ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ КАЛИЕВЫХ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ГОРНОГО АЛТАЯ

Кучерлинский базальтовый комплекс. Изученные нами покровные базальты приурочены к юго-восточной части Холзуно-Чуйского антиклинория (восточному флангу Алтае-Монгольского террейна), где на правобережье р. Ирбисту слагают клиновидный блок (в плане 500 х 700 м) среди кембро-ордовикских метафлишоидов горноалтайской серии, границы с которыми повсеместно тектонические. По геологическим данным предполагается ранне-среднекембрийский возраст базальтов. Среди нихвыделяются плагиопорфировые массивные, миндалекаменные, брекчиевые и пиллоу-лавы.

По соотношению 8Ю2 (~ 46-48 мае. %) с суммой щелочей (Ыа20+К20 -3,4-7,7 мае. %) и по содержаниям 1ЦО (-2,2-2,3 мае. %) базальты соответствуют производным субщелочной высококалиевой серии (рис. 2). Невысокие концентрации М§0 (3,2-6,1 мае. %) и СаО (1,8-2,9 мае. %) при низкой и умеренной магнезиальности (т^ -31 -47) и высоких содержаниях А1г03 (17,8-18,5 мае. %) свидетельствуют о фракционировании оливина, клинопироксена и, вероятно, хромита (Сг - 5-17 г/т, №~ 5-16 г/т). Уровни накопления ТЮ2 (-3,2-3,9 мае. %), Ре2031 (~ 13-14 мае. %) и Р20, (0,54-1,19 мае. %) и характер распределения редких элементов - высокие концентрации 1ЧЬ, Та, 7л, ТЪ, повышенные значения ОТБЕ/ЬПЛ}, отрицательная РЬ-аномалия, обогащенность ШЕЕ - позволяют отнести рассматриваемые базальты к геохимическому типу ОШ (рис. 3,5а-в). Для пород характерны высокие концентрации ЫЪ (79-101 г/т) при ИЬ/Та =16,2-19,3, обед-ненность РЬ (-1,4-8 г/т) и повышенные значения и/РЬ (0,23-0,85-1,30) и Се/РЬ (15-52-80) по сравнению со средними величинами для 01В. Нормализованный график ЯЕЕ (£1ШЕ=252-298 г/т) имеет дифференцированный профиль без Еи-аномалии (Ьаы/УЪы =13-14; Еи/Еи* =0,97-1,1). Бг-Ш-изотопные параметры базальтов (Е8гт=-34,37; еШ ^ = +3,62), исходя из возраста 500 млн. лет, указывают на вероятный умеренно истощенный мантийный источник (рис. 7). При этом крайне низкие значения е$г(500), по которым базальты р. Ирбисту не имеют аналогов среди 01В и МОЯВ, возможно, свидетельствует, что они формировались позднее, например, в раннеордовикское время (-480 млн. лет).

Комплекс эдельвейс щелочных основных пород и карбонатитов. Ареал распространения комплекса в виде иггоко-и дайкообразных интрузий щелочных клинопироксени-тов, габбро-пироксенитов, щелочных сиенитов и карбонатитов ограничивается южным склоном Северо-Чуйского хребта (водораздел рек Кускуннур, Тюте и Джело), где древнее складчато-надвиговое основание, сложенноео известняками и вулканитами венда и раннего кембрия, перекрывается девонскими терригенно-карбонатными и вулканогенными отложениями. В одном из двух массивов комплекса, южном, установлена ассо-

циация: клинопироксенит - габбро-пироксенит - щелочной сиенит - карбонатит. Доминируют рудные и слюдяные клинопироксениты, габбро-пироксениты с диопсид-сали-том, основным плагиоклазом, флогопитом ититаномагнетитом. В северной части интрузива дайковые и жильные тела щелочных сиенитов и кальцитовых карбонатитов прорывают мафические породы.

Силикатные породы комплекса по уровню и характеру щелочности (Na20+K20 -0,5-14 мае. %; Kj0/Na20 ~0,6-14 мае. %),атакже пониженной кремнекислотности (Si02 ~34-58 мае. %) соответствуют калиевым и калиево-натриевым щелочным и субщелочным основным породам (рис. 2). Характерны повышенные содержания кальция (СаО -16-20 мае. %), фосфора (P2Os до 4,7 мае. %), титана (ТЮ2 до 2,2 мае. %) и железа (Fe203t до 26 мае. %) в клинопироксенитах. В карбонатитах содержания петрогенных компонентов (СаО -52-55; Si02 -0,7-3,4; MgO -0,4-1,8; Fe203 -0,3-1,2; Р205-0,6-3,6, С02 -38-40 мае. %) и типоморфных микроэлементов (Sr 2123-5770, Ва 120-870, Zr 4582, Nb 1,2-38, TR+Y 521 -2126 г/т) соответствуют интервалам концентраций, установленным для Са-карбонатитов. Распределение большинства несовместимых элементов не обнаруживает явных корреляционных зависимостей, что связано, вероятно, с ранним ликвационным расслоением щелочно-базитового расплава с обособлением щелочно-си-енитовой и карбонатитовой жидкостей.

Возраст комплекса по Аг-Аг-изотопному датированию составляет 506,8 ±3,5 млн. лет (Врублевский и др., 2009). Sr-Nd-изотопные параметры (eSrm=-0,57...-9,63; eNd(T)= +6,24...+6,39) указывают на комагматичность клинопироксенитов, сиенитов и карбонатитов и их происхождение из умеренно деплетированной мантии (рис. 8).Увеличение доли радиогенного Sr от ранних клинопироксенитов к более поздним щелочным сиенитам и карбонатитам связано, вероятно, с коровой контаминацией.

Аксайский трахиандезит-дацит-риолитовый комплекс. Объединяет покровные вулканиты и комагматичные субвулканические тела и дайки, слагающие две крупные вул-кано-тектонические структуры (ВТС) - Калгутинскую и Аксайскую - и ряд мелких грабенов и впадин между ними, наложенные на кембро-ордовикское метафлишоидное (горноалтайская серия) основание. В Калгутинской ВТС ведущая роль принадлежит субвулканическим производным кислого состава с последовательностью внедрения: 1) ри-олиты и риодациты (с фациальной изменчивостью до трахириолитов и трахидацитов); 2) дациты гиперстенсодержащие; 3) гранодиорит-порфиры (до кварцевых сиенит-порфи-ров); 4) субщелочные лейкогранит-порфиры. Эффузивная фация развиты ограниченно и имеет бимодальный гомодромный характер (трахиандезибазальты - риолиты и риодациты). В Аксайской ВТС преобладают покровные образования, сформированные в го-модромно построенную толщу: андезитоиды (трахиандезибазальты, трахиандезиты) сменяются вверх по разрезу дацитами и риолитами. Последние резко преобладают в объеме (~ 80-90 %). Субвулканические кислые комагматы развиты незначительно и представлены телами калиевых лейкогранитов с повышенной, нормальной и пониженной щелочностью (Аксайский, Уландрыкский, Оюмский и др. массивы) и дайками рио-литового состава.

Породы комплекса характеризуются широкими вариациями содержаний кремнезема (Si02 - 52-78 мае. %) и общей щелочности (Na20+K20 - 3-10 мае. %). В координатах Si02 - К20 составы пород тяготеют к полям производных высококалиевой известково-щелочной и шошонитовой серий. Отношение К O/Na О почти постоянно выше 1 и дос-

тигает 60. Редкоэлементные спайдеграммы кремнекислых (Si02 >60 мае. %) пород характеризуются Ba-, Sr-, Р- ,Ta-Nb-H Ti-минимумами и умеренно дифференцированным редкоземельным спектром (LayYbN -1-9, La^/Gc^ ~ 2-5) с отрицательной Еи-аномалией (Eu/Eu*=0,7-0,1 ) (рис. 4в-г). Андезибазальтам свойственны низкая магнезиальность (mg# 12-32, MgO=1,17-3,18 мае. %) и деплетированность Сг (7-30 г/т) и Ni (9-48 г/т), свидетельствующие об образовании пород из дифференцированного расплава, повышенная общая и калиевая щелочность (Na20+K20 = 4,2-5,9, К20 =1,4-2,6 мас.%) при высоких концентрациях титана (ТЮ2=2,4-3,0) и фосфора (Р205 =0,7-1,4 мас.%), что сближает их с внутриплитными вулканитами. В числе особенностей - повышенное содержание HFSE, слабодифференцированный редкоземельный график (La^Yb^,-2-9; Eu/Eu* 0,6-0,9) (рис. 4д-е), обогащенность Nb (10-17 г/т). Последнее наряду с другими параметрами (Th - 7,6-8,8 г/т, Zr/Hf- 30-41, Gc^/Y^ -1,5-1,9, Та-1,0-1,8 г/т, Nb/Ta ~ 813, [(Ta/Th) + (Ta/La)]pM~0,8-1,6),позволяет, согласно (Polat, Kerrich, 2001 ; Ujike, Goodwin, 2001), относить андезибазальты к группе Nb-обогащенных базальтов и андезитов (NEBA), характерной для надсубдукционных ассоциаций.

Особняком в составе комплекса выглядит мощный (620 м) разрез вулканогенной толщи на северо-западной периферии Аксайской ВТС, выделенный как Оюмский палеовулкан. В разрезе резко преобладают трахиандезибазальты, трахиандезиты и андезиты при подчиненной роли базальтов и дацитов. Оюмские вулканиты характеризуются преобладанием натрия в балансе щелочей (KjO/NajO ~ 0,1 -0,7, редко более 1 ) и повышенной магнезиальностью : фоновые значения mg# превышают 3 5, а примерно 40 % породной серии составляют высокомагнезиальные андезиты (НМА): mg# 50-70 и MgO 3,5-8,5 мас.% при Si02 52-64 мас.%. Большинство составов на диаграмме «кремнезем -щелочи» соответствует субщелочным типам, а в координатах Si02 - К20 располагается преимущественно в поляхтолеитовой и известково-щелочной серий. Андезитоиды Оюмского палеовулкана отличаются от андезибазальтов Калгутинской и Аксайской ВТС более низкими содержаниями Р205(0,2-0,4 мае. %), обогащеностью Ni и Сг (50130 и 30-220 г/т, соответственно) и более дифференцированным редкоземельным профилем (ЬауУЬм ~ 7-15,1^0(^-4-8)^0.4, е). По ряду признаков, за исключением низкого отношения Sr/Y (< 20), оюмские магнезиальные андезиты сопоставимы с низкокремнистыми адакитами (LSA, по Martin et al., 2005): высокая магнезиальность, обогащенность Сг и Ni, А1203> 15мас.%, Na20 >3 мас.%, ТЮ2> 0,5 мас.%, Cr/Ni-1,1-1,6, Nb - 5-16 г/т, Rb < 80 г/т, Y ~ 16-18, пониженные концентрации М- и HREE.

В целом по геохимическим параметрам породы аксайского комплекса соответствуют надсубдукционным магматическим сериям активных континентальных окраин (рис. 5а-в).

Раннедевонский возраст комплекса установлен U-Pb-изотопным датированием цирконов из риолитов и лейкогранитов - -405 млн. лет. Sr-Nd-изотопные показатели калиевой ассоциации Калгутинской и Аксайской ВТС (eSrm=-7 ENd^^+OJ.-.-l ,0) и пород Оюмского палеовулкана (eSr(T) = +30...+80; eNd(T) = +1,5...+2,0) указывают на участие в расплавах обеих породных серий деплетированного мантийного вещества и корового материала (рис. 7).

Чуйский лампроит-лампрофировый и тархатинский монцодиорит-граносиенитовый комплексы. Большинство геологов сходилось во мнении о комагматичности породных серий чуйского и тархагинского комплексов, основываясь на их пространственной сопряженности и вещественном сходстве. Наши исследования подтверждают этот вывод.

Чуйский комплекс объединяет малые тела слюдяных лампрофиров (минетт и керсантитов). Предпринятое нами дополнительное изучение лампрофировой ассоциации позволило выделить среди минетговых разновидностей диопсид-псевдолейцит-флого-питовые лампроиты, которые явились объектом наших исследований. Проявления лампрофиров и лампроитов повсеместно выражены в дайковой форме, в единичных случаях - в виде трубо- или штокообразных тел. Распределение даек по площади носит аре-альный характер (рис. 13). Лампроиты локализованы в двух ареалах - жумалинском (4 дайки)исаржематинском(12 даек). В отдельных дайках отмечаются ксенолиты терри-генных пород и гранитоидов, в единичныхслучаях - пироксениты (Оболенская, 1971). Лампроиты обоих ареалов имеют порфировидные структуры с фенокристаллами флогопита, псевдолейцита, редко клинопироксена, и мелкозернистым матриксом, сложенным капишпатом, псевдолейцитом, биотитом, клинопироксеном, магнетитом, ильменитом, апатитом, цирконом, сфеном, хромшпинелидом. Лампроиты характеризуются высокой щелочностью (NajO+K^O=5,1 -9,4 мае. %;) и основным составом (Si02=44,6-53,7 мае. %), по величине коэффициента агпаитности (0,73-1,06) они принадлежат миас-китовому ряду. Отношение K20/Na20 составляет 3-31, что, как и высокая магнезиаль-ность (MgO ~ 7,6-15,1 мае. %; rag# 69-77), обогащенность фосфором (Р205~ 1,0-2,1 мае. %) пониженные концентрации кальция (Са0=4,4-7,1 мас.%) и глинозема (А1203 = 9,211,1 мас.%)(рис. 5ж), повышенная величина ICjO/Al^ (0,5-1,0), высокие содержания К20~4,8-9,1 мас.%), Ва~ 1100-6200,Sr~430-1520,Rb~220-470,Cs~ 10-55,Th-40-100, REE ~ 380-760 г/т, свойственно типичным лампроитам. В редкоэлементном спектре проявлены Ta-Nb-, Ti-минимумы и Pb-максимум. Редкоземельный профиль сильно дифференцирован (LaN/YbN ~ 27-49, Tb^/Yb^ ~ 3-5). В целомпо геохимии лампроиты чуйского комплекса наиболее близки лампроитам Юго-Восточной Испании.

Тархатинский комплекс представлен двумя массивами. Более крупный (~ 1 х 3 км) Тархатинский (среднеетечениер. Тархаты) прорывает метафлишоиды горноалтайской серии и имеет асимметрично-зональное строение: краевые части сложены мелкозернистыми порфировидными биотитовыми (± амфибол, ± пироксен) монцодиоритами и сиенитами, центральные -мелко- и среднезернистыми слабопорфировидными биотитовыми граносиенитами и монцогранитами. Переходы между разновидностями постепенные, что указывает на однофазное строение интрузива. Жанедынгуйский массив (~ 300 х 700 м) локализован на водоразделе рр. Жасатер - Жанедынгуй, где прорывает кислые вулканиты аксайского комплекса. По набору пород он подобен Тархатинскому. В поро-дахТархатинскош массива содержания Si02 варьируют в диапазоне 57-69 мас.%, постепенно увеличиваясь от эндоконтактовых к внутренним частям массива. Все разновидности обогащены щелочами (KjO+NajO - 8,3-9,1 мас.%, К^-0,77-0,82) и относятся к субщелочным породам, а по уровню калиевости (К^О ~ 5,7-6,9 мас.%, Kpitia.fi ~ 1,8-3,9) отвечают производным шошонитовой серии (рис. 2). В породах отмечаются повышенная магнезиальность (MgO ~ 1,8-5,8 мас.%, mg# 5 4-67), умеренная титанистость (ТЮ2~ 0,5-1,3 мас.%) и обогащеность фосфором (Р20} ~ 0,22-0,67 мас.%). Общей спецификой тархатинской породной серии является повышенный уровень концентраций LIL-, HFS-, LRE-элементов, особенно Ва (~ 800-1900г/т), Sr (~410-650 г/т), Zr (~ 300-640 г/т), Се (~ 140-210 г/т), на фоне заметной обогащенности хромом (~ 20-300 г/т) и никелем (~ 20-210 г/т). В этом отношении тархатинские гранитоиды подобны породам чуйского комплекса, а их редкоэлементные графики по конфигурации практически не отличимы от тако-

вых у лампроитов (рис. 4и). Отличия от последних - пониженные содержания фосфора и более фракционированный редкоземельный спектр (Lajj/Ybj,=44-62) с отрицательной Eu-аномалией (Eu/Eu* от0,74 до 0,59) (рис. 4к).

Возраст лампроитов определен Аг-Аг-изотопным анализом флогопита и составил: жумалинский ареал -244-246 млн. лет, саржематинский ареал - 236 млн. лет. Полученные датировки согласуются с результатами других исследований - 23 5-249 млн. лет (Бори-сенко и др, 2003 ; Павлова и др., 2008), и, по-видимому, объективно отражают возраст чуйского комплекса, составляющий ~240 ± 5 млн. лет (ранний-средний триас), что не противоречит геологическим данным. Возраст гранитоидов тархатинского комплекса установлен по результатам U-Pb-изотопного анализа цирконов из монцодиоритов Тархатинского массива -240-248 млн. лет (Вербицкий и др, 2005 ; Борисенко и др, 2006), что сопоставимо с таковым у лампрофиров и лампроитов. Sr-Nd-изотопные параметры лампроитов (eSr(T) =+60,5. ..+66,4; £Nd(T) = -3,4... -2,6) играносиенитов (eSr(T) = +63,1 ; sNdm=-2,8) имеют также практически идентичные значения и указывают на происхождение тех и других пород из однотипного источника (рис. 10а).

Геологическая позиция и вещественные признаки лампроитов чуйского комплекса позволяют отнести их к проявлениям магматизма, возникших при рифтогенной активизации зон коллизии (по классификации (Богатиков и др., 1991)), или к генетическому типу лампроитов дайковых поясов в складчатых областях (IV группа, по (Владыкин и др.,2006)). Геодинамическая интерпретация пород тархатинского комплекса неоднозначна. По некоторым геохимическим показателями они сопоставимы с анорогенны-ми гранитоидами внутриплитных обстановок. Вместе стем, они сходны со средне-кис-лымн производными орогенныхшошонитовых серий, в частности с SH -гранитоидами Тибета, и такими специфическими типами, как санукитоиды и Closepet-гранитоиды, которые ряд исследователей рассматривает в качестве калиевых эквивалентов адакитам субдукционных зон и ТТГ-сериям (Moyen et al., 2003; Martin et al., 2005; Лобач-Жучен-ko и др., 2007). Противоречивость геодинамической интерпретации иллюстрируется некоторыми дискриминационными диаграммами, на которых породы тархатинского комплекса располагаются в полях рифтогенных, субдукционных, син- и постколлизионных гранитоидов (рис. 5г-е). В данном же случае, основываясь на пространственной сопряженности, одновозрастности и вещественном сходстве, мы склонны рассматривать породные ассоциации чуйского и тархатинского комплексов как когенетичные.

3. ИСТОЧНИКИ ИГЕОДИНАМИКАКАЛИЕВОГО МАГМАТИЗМА ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ГОРНОГО АЛТАЯ Источники и масштабы плюм-литосферного взаимодействия при генерации родоначальных магм

Кучерлинский комплекс. Вулканиты OIB-типа в подавляющем болыпинстверазви-ты на океанической коре. Вместе с тем, известны магматические серии с подобными характеристиками, проявленные в континентальных обстановках, например, в зоне Кенийского рифта (Kabeto et al., 2001), на юге Патагонии в Аргентине (Gorring, Кау, 2001 ). В этих случаях по совокупности изотопно-геохимических признаков фиксируется контаминация расплавов континентально-коровым материалом. Судя по отношениям несовместимых элементов, базальты р. Ирбисту представляют собой практически некон-таминированные разновидности, поскольку они не проявляют признаков смешения с

веществом континентальной коры относительно эталонных ОШ (рис. 6). Предполагаемая «стерильность» подтверждается высокими значениями отношений Ce/Pb, Zr/Hf, Nb/Ta, Nb/Zr, пониженными концентрациями Ва, слаборадиогенным изотопным составом Sr. Исходя из этого, можно заключить: 1) первоначально формирование ирбистин-ских базальтов, вероятно, происходило в океанических условиях, а их современное положение обусловлено более поздними аккреционно-коллизионными процессами; 2) наблюдаемые соотношения несовместимых элементов с близкими коэффициентами распределения минерал/расплав отражают состав источника.

На представленных диаграммах (рис. 5в, 6), составы базальтов р. Ирбисту тяготеют к источникам HIMU-и ЕМ 1 -типов, ano отдельным параметрам (La/Yb, Nd/Sm) не исключается присутствие и компонента ЕМ2 в плавящемся субстрате. Вероятное участие вещества HIMU в источнике подтверждается Sr-Nd-изотопным составом (рис. 7), атак-же низкими концентрациями РЬ, повышенной величиной U/Pb (0,85-1,30) и пониженной -Th/U (~ 3,5), Pb/Та (~ 0,3). Для более уверенной идентификации источника HIMU необходимы соотношения изотопов РЬ. Темнеменееимеющиесяданныепозволяютпред-полагать, что базальты р. Ирбисту происходили из резервуара HIMU с небольшой примесью компонентов ЕМ 1 и ЕМ2. В настоящее время общепризнана плюмовая природа OIB, но происхождение главных компонентов (HIMU, ЕМ 1, ЕМ2) дискуссионно. Наиболее популярна точка зрения, согласно которой общим материалом для исходных резервуаров ОШ является смесь деплетированной мантии и рециклированной океанической коры, транспортированной на глубину посредством субдукционного механизма и затем вовлеченной в плюмовый процесс (Chauvel et al., 1992; Hofmann, 1997).

Характер распределения редкоземельных элементов в базальтах р. Ирбисту сопоставим с таковым в эталонных ОШ и, следовательно, отражает сходные условия образования. Из диаграммы (Dy/Yb)N-(La/Yb)N следует, что материнский расплав ирбистин-ских базальтов мог сформироваться либо при смешении разноглубинных выплавок из шпинелевых и гранатовых перидотитов, либо в переходной зоне с содержанием граната примерно 3-6 % и шпинели -1 % (что отвечает глубинности порядка 60-70 км) при степени плавления 0,5-3% (рис. 11).

Комплекс эдельвейс. В петрогенетических моделях щелочно-базит-карбонатитовых серий, самыми ранними в которых обычно выступают базиты, наиболее дискуссионными являются аспекты, связанные с образованием карбонатитов. На основе экспериментов и изотопных данных установлено, что источник этих серий имеет мантийную природу, а карбонатитовые магмы могли быть сгенерированы: 1) частичным плавлением кар-бонатизированных перидотитов; 2) кристаллизационной дифференциацией обогащенных С02 силикатных расплавов; 3) силикатно-карбонатным ликвационным расслоением щелочных магм (Bell, 1998). Результаты экспериментов также свидетельствуют, что карбонатитовые магмы, выплавляемые из карбонатизированных мантийных перидотитов, будут иметь существенно доломитовый состав (Mg-карбонатиты), исходя из чего, способы образования Са-карбонатитов ограничиваются магматической дифференциацией и ликвационным расслоением (Lee, Wyllie, 1998). Следовательно, с учетом имеющихся данных, мы можем предполагать, что карбонатиты комплекса эдельвейс, относящиеся к кальциевым разновидностям, были получены путем ликвационного расслоения дифференцированной базитовой магмы. О ликвационной природе можно судить по комплементарному характеру фракционирования редких земель: щелочные сиениты

обедняются лантаноидами (~ 98-292 г/т) относительно более ранних клинопироксенитов (~ 296-450 г/т) при одновременном сильном обогащении этими компонентами карбона-титов (до 1500-2036 г/т).

Мантийный источник для производных комплекса устанавливается по практически одинаковому изотопному составу неодима (eNd=+6,24...+6,39), указывающему также на комагматичность членов серии (рис.8). Содержания радиогенного стронция (eSr=-9,63 ...-0,57), отражают, по-видимому, различную степень коровой контаминации. Присутствие корового вещества подтверждается изотопными составами кислорода во флогопите и кальците из клинопироксенитов и карбонатитов: величина б180 во флогопите (7,5-8,1 %о ) и кальците (12,3-14,9 %о) превышает значения, свойственные неконтамини-рованным мантийным магмам. Коровая контаминации почти не отразилась на мантийных параметрах Sm-Nd-изотопных систем пород комплекса. В связи с этим можно предполагать в исходном резервуаре наличие мантийных компонентов: 1) материала умеренно деплетированной астеносферной или более глубинной нижней мантии типа FOZO/ PREM А(плюмовый компонент); 2) вещества обогащенной континентальной литосфер-ной мантии. Конвергентный характер источника иллюстрируется изотопно-геохимическими показателями клинопироксенитов. Присутствие плюмового компонента устанавливается по изотопному составу неодима в клинопироксенитах, практически идентичному таковому в источнике FOZO/PREMA (рис. 8), а также по уровню накопления ряда несовместимых элементов (Rb, Ва, К, Sr, La, Yb, Hf, Ti) и величинам отношений Zr/Nb (-2-60), Ce/Y (-2-79), Th/Yb (~ 1 -6),Ta/Yb (0,1 -11), La/Yb (-21-111), сходным с таковыми в классических OIB. Кроме того, в клинопироксенитах отмечаются низкие концентрации РЬ (3 г/т) и высокие значения отношений U/Pb (~ 1) и Се/РЬ (63), относящиеся к характеристическим признакам HIMU-резервуара и, по-видимому, отражающие определенную долю веществаэтого домена в источнике комплекса эдельвейс. На диаграмме Nb/Y-Zr/Y (рис. 5в) состав клинопироксенитарасполагается в области производных плюмо-вых источников. Вместе с тем, ряд параметров клинопироксенитов можетинтерпрети-роваться и в пользу обогащенного литосферного источника: наличие Ta-Nb-минимума, повышенные значения LILE/HFSE, низкие величины Zr/Hf (~ 18 против обычных 35-50 BOIB),Nb/Th(l,2 против5-20), Nb/U(<3 против>40), свойственные в большей степени надсубдукционным магматитам. В целом вещественные показатели дают основание интерпретировать источник комплекса эдельвейс как гетерогенный и включать в его состав два основных компонента - плюмовый FOZO/PREMAh обогащенный ЕМ2 - и сопутствующий плюмовый HIMU. Подобная гетерогенность источника устанавливается для большинства известных карбонатитсодержащих комплексов, при этом проявленные на платформах характеризуются преимущественно типом HIMU+EM1 (Belletal., 1998), в то время как в развитых в складчатых поясах, в частности, в южном складчатом обрамлении Сибирского кратона, наблюдается присутствие в источнике компонента FOZO/ PREMA (Врублевский, 2003).

Аксайский комплекс. В составе комплекса развиты две породные серии, различающиеся по типу щелочности - калиевая, существенно преобладающая по объему (Калгу-тинская и Аксайская ВТС), и натриевая (Оюмский палеовупкан). Высокомагнезиальные андезиты являются распространенным явлением в современных субдукционных зонах (например, Курилы, Японские острова, Анды, Калифорния). Нередко они проявляются в генетической связи с адакитами и имеют с ними взаимопереходы по составу (Castillo,

2006), что позволило выработать общую для тех и других модель формирования, воспроизведенную экспериментально наприродных образцах (Rapp et al., 2005): взаимодействие слэб-производных адакитовых расплавов (mg# < 45 ) с истощенными перидотитами мантийного клина продуцирует гибридные магмы промежуточного (между ада-китами и НМ А) состава с mg#=45-55; если адакитовый расплав полностью израсходован на метасоматоз перидотитов, то при последующем плавлении последних генерируются НМ А с mg# > 55. Источник расплавов оюмских вулканитов, как и в других случаях субдукционного магматизма, имел гетерогенную природу и включал, по меньшей мере, два компонента - вещество мантии типа MORB и материал субдуцированных осадков. Среди последних существенную роль играли пелагические отложения, что отражается в смещении состава оюмского магнезиального андезибазальтак соответствующему кон-таминационному тренду в Sr-O-изотопной системе. Контаминация континентально-коро-вымвеществом также имела место, на что указывает направленность изотопного тренда от мантийной последовательности к источнику ЕМ2 в Sr-Nd-изотопной системе и проявленная отрицательная корреляция Si02c отношением l43Nd/144Ndm.

Мантийная природа Nb-обогащенных андезибазальтов Калгутинской и Аксайской ВТС предполагается, исходя из их низкой кремнекислотности и относительно высокой доли радиогенного неодима (eNd^=+0,18). Вместе с тем, происхождение NEB А как отдельного геохимического типа не находит однозначной трактовки среди петрологов. Частое проявление этих базитов в надсубАукционных зонах в пространственной, временной и вещественной связи с адакит-НМА ассоциациями расценивается как свидетельство генетической общно ста данной триады, а образование NEB Асвязывается с плавлением литосферной мантии, предварительно метасоматизированной и обогащенной ниобием слэб-производными адакитовыми расплавами (Martin et al., 2005). С другой стороны, повышенные содержания высокозарядных элементов (Nb, Та, Zr, Ti, Р), сопоставимые с таковыми во внутриплитных базитах, позволили выдвинуть альтернативную гипотезу, согласно которой NEB А продуцируются из источника OIB-типа (Castillo, 2008). Геологическое положение и вещественный состав андезибазальтов Калгутинской и Аксайской ВТС в целом более согласуется с первой точкой зрения. Пространственно и, предположительно, по времени образования калгутино-аксайские андезибазальты сопряжены с оюмскими магнезиальными вулканитами, а вещественное сходство между ними проявлено в характере распределения несовместимых элементов (рис. 4д). Преобладание «субдукционной»компоненты подтверждается обогащенностью радиогенным Sr (eSr^ ~50), что не свойственно OIB-производным. Более вероятная принадлежность к субдукционным типам иллюстрируется также дискриминационными диаграммами (рис. 5а-в). Тем не менее мы не исключаем возможного участия в генезисе калгутино-ак-сайских андезибазальтов плюмового компонента ОШ-типа.

Сходство изотопных и геохимических параметров в разнофациальных кремнекислых (Si02 > 60 мас.%) производных в Калгутинской и Аксайской ВТС свидетельствует об однотипности их источников и условий магмогенерации. Учитывая геологические и вещественныехарактеристики комплекса- 1)масштаб проявления базитов в Калгутинской и Аксайской ВТС крайне незначителен, их доля от суммарного объема кремнекислых производных комплекса не превышает 1 %; 2) в общем породном ряду обеих ВТС практически отсутствуют составы в интервале кремнекислотности 55-60 мае. %; 3) Оюмский палеовулкан развивался синхронно с кислыми вулканитами Аксайской ВТС,

но в последовательности его формирования не обнаруживается тенденции к достижению кремнекислых калиевых расплавов, - мы полагаем, что андезидацит-риолит-грани-тоидная часть комплекса генерировалась из автономного корового источника. Суця по диаграмме «возраст-£Шт»(рис. 9), очаг магмогенерации располагался в субстрате, содержащем продукты переработки рифейских (1000-1200 млн. лет) магматических образований. Предположение о коровой природе кремнекислых производных комплекса подразумевает, что магмогенерация на коровом уровне осуществлялась при тепловом воздействии мантийного источника. Учитывая, что формирование аксайского комплекса происходило, как полагают, в тыловой зоне активной окраины, можно предполагать, что термическая активизация коры произошла, возможно, вследствие отрыва слэба и перемещения астеносферного диапира в верхние горизонты литосферы.

Чуйский и тархатинский комплексы. Мантийная природа лампроитов (и близких им в вещественном отношении лампрофиров) у петрологов не вызывает сомнений. При этом мантийный источник приписывается как ультраосновным, так и наиболее кремнекислым лампроитовым разновидностям с Si02 53-63 мае. %, например, испанским (Duggen et al., 2005) и южнотибетским (Gao et al., 2007). С другой стороны, требует объяснения не свойственная примитивной мантии насыщенность лампроитов высоконесовместимыми компонентами (К, Rb, Ва, Cs, Th, Pb, LREE). Учитывая, что лампроиты встречаются только в континентальных обстановках, считается, что ламп-роитовый уровень обогащенности литофильными элементами не может быть достигнут за счет исходного мантийного резервуара MORB- и, суця по отсутствию лампроитов среди вулканитов океанических островов, ОГВ-типов. Принимая во внимание эти обстоятельства, исследователями при выяснении особенностей петрогенезиса лампроитов в качестве основных влияющих факторов рассматриваются: 1) роль корового вещества (коровая контаминация); 2) метасоматическая природа источника (метасоматизм мантии).

В существующих моделях образования лампроитовых магм подчеркивается ведущая роль мантийного метасоматоза в магмогенезе (контаминация источника), в то время как контаминация расплавов на разноуровневых горизонтах континентальной коры хоть и имеет место, но ее эффекты обычно признаются второстепенными (Conticelli et al., 2002; Duggen et al., 2005; Turner et al., 1999 и др.). Данные по лампроитам чуйского комплекса в целом не противоречит этому положению. Основной довод против существенного заражения лампроитовых магм в коре путем ассимиляции вмещающих пород - чрезвычайно высокие содержания LILE, HFSE (кроме Nb и Та) и LREE в лампроитах, превышающие таковые в нижне- (мафитовые гранулиты Китайского Алтая) и верхнекоровых (метафлишоиды горноалтайской серии и вулканиты аксайского комплекса) образованиях. Другим способом получения насыщенных несовместимыми элементами лампроитовых расплавов непосредственно в коре теоретически может быть смешение деплетированных мантийных магм с высоиообогащенны-ми расплавами из корового субстрата, но его значимость в происхождении лампроитов не ясна (сведения по теоретическим или экспериментальным разработкам в этой области отсутствуют). В отношении пород чуйского комплекса пока можно сказать, что имеющиеся данные не согласуются с гипотезой подобного смешения: во-первых, в изотопных координатах eSr - eNd составы лампроитов не сопрягаются с линией смешения вещества деплетированной мантии и возможных частичных расплавов вер-

хнекоровых образований; во-вторых, дайки чуйского комплекса прорывают различные в вещественном отношении образования, но имеют при этом сравнительно выдержанный состав (минетты, керсантиты, лампроиты); в-третьих, на площади развития пород чуйского комплекса отсутствуют одновозрастные с ними магматические образования, которые были бы еще в большей степени обогащены литофильными элементами, чем сами лампроиты. Таким образом, можно заключить, что наблюдаемые составы лампроитов отражают минералогические и химические характеристики обогащенного мантийного источника и близки к составу исходного (родоначального) расплава. Последнее подтверждается высокими концентрациями Cr и Ni в породах, а также их высокой магнезиальностью, значения которой (mg# ~ 69-77) удовлетворяют критерию первичных мантийных магм (>68, Frey et al., 1978).

Считается, что лампроитовые расплавы генерируются в метасоматизированной мантии. При этом полагают, что сами источники размещаются, вероятнее всего, в литосферном мантийном субстрате (Mitchell, Edgar, 2002 ), а метасоматизм приписывается либо воздействию астеносферных частичных расплавов (Gibson et al., 1995 и др.), либо влиянию флюидов и/или расплавов, произведенных субдукционными процессами (Nelson, 1992 и др.). Предполагается, что в том и другом случае метасомати-ческие агенты взаимодействуют с деплетированными перидотитами литосферной мантии и образуют в них сеть жил, сложенных относительно низкосолидусными минералами (флогопитом, амфиболом, апатитом) (Foley, 1992; Mitchell, Edgar, 2002). Изотопные и геохимические особенности лампроитов чуйского комплекса дают основание полагать, что их источник сформировался вследствие субдукционных процессов, а в составе самого источника наряду с компонентом ЕМ2 заметную, хотя и подчиненную, роль играло вещество EMI. Этот вывод обосновывается следующим: 1) характер распределения редких элементов в лампроитах (повышенные величины LILE/HFSE, Ta-Nb-Ti-минимумы, Pb-максимум, Т1уИк > 1, значения Се/Pb < 10) значительно отличается от такового в производных OIB- и MORB-типов, но типичен для надсуб-дукционных магматических ассоциаций; 2) в изотопных координатах eSr-eNd составы лампроитов располагаются в композиционном поле субдуцируемых осадков; 3) в системе "Sr/^Sr - 206Pb/204Pb состав чуйского комплекса попадает на линию изотопного смешения источников EMI и ЕМ2, при этом доля компонента EMI в смеси составляет -20 % (рис. 106). Глубинность плавящегося субстрата лампроитов можно приближенно оценить по диаграмме La/Yb - Yb (рис. 12): судя по расположению фигуративных точек, источник располагался в зоне перехода от флогопит-шпинелевых к флогопит-гранатовым перидотитам, что отвечает глубинам не менее 70 км.

Единая геологическая позиция, сходство вещественного состава и одинаковый возраст пород чуйского и тархатинского комплекса указывают на их когенетичность. При этом возможны три варианта возникновения материнского расплава тархатинс-ких монцодиоритов: 1 ) контаминация лампрофировой или лампроитовой магмы коро-вым материалом; 2) магматическая дифференциация лампрофирового или лампрои-тового расплава; 3) более низкая степень частичного плавления лампроит-лампрофи-рового источника. Первый механизм исключается, так как Sr-Nd-изотопный состав пород тархатинского комплекса идентичен лампроитовому и не обнаруживает влияния корового материала. Из двух других вариантов низкая степень частичного плавления выглядит предпочтительнее из-за более высокого значения отношения La/Yb в

монцодиоритах относительно лампроитов. Считается, что величина Ьа/УЬ обратно пропорциональна степени плавления, в то время как при магматической дифференциации она остается постоянной (вио й а!., 2006). Исходя из этого, предполагается, что первичный расплав монцонитоидов был образован в том же источнике, что и лампро-иты, но при более низких степенях плавления.

Геодинамические обстановки формирования калиевых магматических комплексов

Согласно существующим представлениям, покровно-складчатый ансамбль западной части АССО, как составляющей ЦАСП, сформировался в две стадии. В первую (венд-средний палеозой) в процессе эволюции и закрытия Палеоазиатского океана произошло сближение и аккреция различных террейнов с островодужными системами и активной окраиной Сибирского континентов; во вторую (поздний палеозой-мезозой) сдвиговые деформации привели к образованию разнопорядковых блоков, в целом представляющих коллаж террейнов (Владимиров и др., 2005; Добрецов, Буслов, 2007).

Результаты палеогеодинамических реконструкций показывают, что венд-среднепа-леозойское развитие Горного Алтая связано в основном с тремя событиями. В течение первого (венд - средний кембрий) происходило наращивание коры Сибирского континента за счет причленения островных дуг и палеосимаунтов с формированием аккреционных призм, ав конце этого периода новообразованная окраинаразвивается как активная, но, по-видимому, под контролем рассеянного рифтинга, обусловившим образование комплекса эдельвейс с его конвергентными (субдукционно-плюмовыми) вещественными зарактеристиками. Второе событие интерпретируется как процесс постепенного сближения и коллизии Сибирского континента и Алтае-Монгольского террейна (в его пределах располагаются объекты наших исследований). Предполагается, что в позднем кембрии - раннем ордовике Аптае-Монгольский террейн сначала амальгамировал с венд-раннекембрийской островной дугой и составил Алтайский сегмент Казах-станско-Байкапьского орогена, а затем при закрытии одного из бассенов Палеоазиатского океана причленился к окраине Сибирского континента (Добрецов, Буслов, 2007). Реликты океанического бассейна в виде аккретированных фрагментов офиолитов и базальтов типа 01В маркируютЧарышско-Теректинскую шовную зону (Волкова, Скляров, 2007). По-видимому, аналогичным фрагментом являются базальты р. Ирбисту. Их геохимические параметры свидетельствуют о формировании в океанических условиях (вероятно, в одной из горячих точек вблизи окраины Сибирского континента), а приуроченность к периферии Алтае-Монгольского террейна позволяет относить их к аккреционным образованиям.

Дальнейшая эволюция Алтайского орогена (девон-начало карбона) связывается с процессами на юго-западной (в современных координатах) конвергентной границе континента, отражающими окончательное закрытие Палеоазиатского океана. В этот период территория Горного Алтая представляла собой активную континентальную окраину, в тыловой зоне которой постепенно возрастали растягивающие напряжения, приведшие к формированию системы впадин, грабенов и прогибов. Вероятно, именно в такой геодинамической обстановке проходило становление аксайского комплекса. Полное закрытие Палеоазиатского океана произошло в карбоне, что зафиксировано в развитии коллизионных комплексов на западной периферии АССО (Берзин, Кунгурцев, 1996).

Горный Алтай в этот период был практически амагматичен, а его эволюция протекала на фоне крупноамплитудных сдвиговых деформаций (Владимиров и др., 2005).

Новый импульс магматической деятельности в Алтайском секторе АССО приходится на постколлизионный пермско-триасовый период и связывается с рифтогенными процессами, охватившими южное и юго-западное складчатое обрамление Сибирской платформы. На юго-востоке Горного Алтая магматизм данного этапа представлен дай-ковыми комплексами щелочных базальтоидов (чуйский) и долеритов (терехтинский), а также монцонит-граносиенитовыми ассоциациями (тархатинский и теранджикский комплексы). По времени формирования они синхронизируются с внутриплитными магматическими проявлениями многих провинций Центральной Азии, в том числе с траппами Сибирской платформы и Кузнецкого прогиба. При этом считается, что магматические процессы были инициированы суперплюмом, активность которого достигала максимума на рубеже -250 млн. лет назад (Добрецов, 2003). Применительно к породным ассоциациям чуйского и тархатинского комплексов, можно полагать, что это воздействие заключалось, по-видимому, только в теплопереносе, так как однозначных признаков участия плюмового вещества в генерации лампроит-лампрофировых и монцонитоидных магм не установлено.

Обращает на себя внимание то, что в образовании комплексов отчетливо проявляется (кучерлинский и эдельвейс), предполагается (чуйский, тархатинский)или возможно (аксайский) участие плюма. В этой связи, тесная пространственная сопряженность всех объектов приводит к выводу, что в палеозое и раннем мезозое данный район Алтая находился в области влияния долгоживущей «горячей точки». Возможно, в этом заключается влияние гипотетического Северо-Азиатского суперплюма, пупьсационно действовавшего, как полагают, на протяжении всего фанерозоя (Ярмолюк и др., 2000; Ярмо-люк, Коваленко, 2003), или действие разных мантийных струй в пределах единого Афри-канско-Североатлантического «горячего поля», где в палеозое дрейфовали Сибирский континент и Алтае-Монгольский террейн (Добрецов, Буслов, 2007). Установлено несколько временных пиков плюмовой активности: поздний кембрий - ранний ордовик, девон, поздняя Пермь -ранний триас, поздний триас -юра (Добрецов, 2003). Изученные нами магматические образования хронологически увязываются с представленной периодичностью. Возможно, геоморфологическим выражением девонского этапа плюмовой деятельности явилось характерное тройное сочленение рифтогенных структур, представленных субмеридиональным Делюно-Юстыдским прогибом, его северо-западным ответвлением и ориентированным на северо-восток Тувинским прогибом (Коваленко и др., 2004) (рис. 14). Правомерность такой трактовки подкрепляется приуроченностью к области предполагаемого тройного сочленения ряда разновозрастных магматических ассоциаций, являющихся в разной степени индикаторными для внутриплитных об стан о-вок. Кроме охарактеризованных выше комплексов, это позднерифейские и позднедевон-ские базиты OIB-типа арыджанского и караоюкского, раннеюрские онгониты и эльваны восточно-калгутинского комплексов Горного Алтая, среднедевонски е щелочные граниты Халдзан-Буреггейской группы массивов и триасовые щелочные базальтоиды хребта Хан-Хухэй в Северо-Западной Монголии.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В юго-восточной части Горного Алтая установлены проявления калиевого магматизма, развитие которого происходило с раннего палеозоя до раннего мезозоя. Он пред-

ставлен продуктами следующих комплексов: карбонатитсодержащего щелочно-бази-тового комплекса эдельвейс (средний кембрий), кучерлинского базальтового (ранний ордовик?), аксайского трахиандезит-дацит-риолитового (ранний девон), чуйского лам-проит-лампрофирового и тархатинского монцодиорит-граносиенитового (ранний-средний триас).

Впервые в данном районе выявлены базальты OIB-типа с HIMU-параметрами (ку-черлинский комплекс). Отсутствие признаков континентапьно-коровой контаминации позволяет предполагать их образование в океанических условиях.

Карбонатитсодержащий щелочно-базитовый комплекс эдельвейс образовался в среднем кембрии. Геохимические и изотопные характеристики пород комплекса указывают на гетерогенную природу его источника с участием компонентов плюмов (FOZO/ PREMA, HIMU), обогащенной мантии (ЕМ2) и корового материала.

В составе раннедевонского аксайского вулканического комплекса впервые идентифицированы Nb-обогащенные базальты и андезиты (NEB А) и адакитоподобные высокомагнезиальные андезиты (НМА), характерные для надсубдукционных обстановок. В качестве их источника предполагается метасоматизированная литосферная мантия. Кремнекислые производные комплекса (дациты, риолиты) образовались, вероятно, в результате плавления корового субстрата.

В составе раннемезозойского чуйского лампрофирового комплекса впервые выделены псевдолейцит-флогопитовые лампроиты. По геохимическим характеристикам эти породы сопоставимы с лампроитами Юго-Восточной Испании. Доминирующим компонентом в их мантийном источнике является материал ЕМ2. Геохимически и хронологически сходные с лампроитами монцонитоиды и гранитоиды тархатинского комплекса образовались из того же источника, но, предположительно, при более низкой степени его плавления.

Список основных опубликованных работ по теме диссертации

Крупчатников В.И., Гертнер И.Ф., Врублевский В.В. Лампроитоподобные породы Горного Алтая//Матер, ковф. «Актуальные вопросы геологии и географии Сибири». Томск, ТГУ, 1998. С. 204-206.

Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Покровский Б.Г., Крупчатников В.И., Аношин Г.Н. Изотопно-геохимические особенности карбонатитов Северо-Чуйского хребта (Горный Алтай) // Матер, конф. «Проблемы металлогении юга Западной Сибири». Томск, 1999. С. 93-96.

Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Крупчатников В.И., Поляков Г.В., Аношин Г.Н. Геологическая позиция и вещественный состав ультракалиевых пород Горного Алтая // Материалы Второго Всероссийского петрографического совещания «Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы». Сыктывкар. 27-30 июня, 2000. Т. 1. С. 41-44.

Врублевский В.В., Крупчатников В.И., Гертнер И.Ф. Карбонатитсодержащий комплекс Эдельвейс (Горный Алтай): новые данные по вещественному составу и возрасту // Бюлл. «Природные ресурсы Горного Алтая», 2004, № 1, с. 38-48.

Врублевский В.В., Журавлев Д .3., Гертнер И.Ф., Крупчатников В.И., Владимиров А.Г., Рихванов Л.П. Sr-Nd-изотопная систематика щелочных пород и карбонатитов комплекса эдельвейс (Северо-Чуйский хребет, Горный Алтай) //ДАН, 2004, т. 397, № 6, с. 802-806.

Врублевский В.В..Гертнер И.Ф. .Поляков Г.В., Изох А.Э., Крупчатников В.И., Травин A.B., Войтенко Н.Н.Аг-Аг-изотопный возраст лампроитовых даек чуйского комплекса, Горный Алтай //ДАН, 2004, т. 399, № 4, с. 1-4.

ЪУА&зка

Рис. 1. Схема геологического строения юго-восточной части Горного Алтая (по Туркин, Фе-дак, 2008, с упрощениями)

1-8 - структурно-вещественные комплексы: 1-2 - океанический аккреционного клина (R3-6,) с кремнисто-карбона-тной(1) и базальтовой (2) формациями; 3-4 - островодужный (е,-0,) с базальт-плагиориолитовой(З), и флишоид-ной (4) формациями позднего этапа; 5 - пассивно-окраинно-континентальный (О,-DJ с карбонатно-терригенной и песчано-галечниковой формациями; 6 - активно-окраинно-континентальный (D,-C,) с базальт-андезит-риолитовой, риолитовой, андезитовой формациями; 7 - позднеорогенно-коллизионный (D2-J) с молассовой формацией; 8 - вну-риплитный неоорогенный (KZ) с рыхлыми отложениями молассоидного типа; 9-13 - интрузивные формации: габ-бро-диорит-гранодиоритовая (9), гранодиорит-гранитовая (10), гранит-лейкогранитовая (11) орогенной стадии и гранит-лейкогранитовая (12) посторогенной стадии девонского этапа активизации в Юстыдском прогибе; гранит-лейкогранитовая (13) позднеколлизионной стадии и гранит-лейкограниговая (14) постколлизионной стадии этапа позднепалеозойско-мезозойской активизации. 15-18 - метаморфические образования: гнейсово-кристалло- сланцевая (15) и гнейсово-амфиболитовая (16) формации андалузит-силлиманитовой фациальной серии; зеленосланцевая (17), эклогит-шаукофансланцевая и кианит-силлиманитовая (18) формации кианитовой фациальной серии.19 - ги-пербазиты, 20 - разломы главные (а) и второстепенные (б), 21 - геологические границы, 22 - зоны полимиктового и серпентинитового меланжа, 23 - местоположение изученных объектов: 1 - кучерлинский комплекс (базальты р. Ир-бисту), 2 - комплекс эдельвейс; 3 - аксайский комплекс (К - Калгутинская и А - Аксайская вулкано-тектонические структуры); 4-5 - тархатинский комплекс: Жанедынгуйский (4) и Тархатинский (5) массивы; 6-7 - чуйский комплекс: лампроиты жумалинского (6) и саржематинского (7) ареалов.

45 50 55 60 65 70 75

Э1 Я! ПЗ °4 ♦ 5 Ж6 А7 8 +9 Рис. 2. Положение составов пород изученных комплексов на классификационных диаграммах.

1 - кучерлинский комплекс: базальты р. Ирбисту; 2-3 - комплекс эдельвейс: клинопироксениты (2) и щелочные сиениты (3); 4-5 - аксайский комплекс: вулканиты Калгутинской и Аксайской ВТС (4) и Оюмского палеовулкана (5); 6-8 - чуйский комплекс: лампроиты саржематинского (6) и жумалинского (7) ареалов, минетгы (8); 9 - тархатинский комплекс: породы Тархатинского массива. На диаграммах ЗЮ2 - (К20+Ка20) классификационные поля - по (Петрографический кодекс, 2008): П - пикриты, ЩП - щелочные пикриты, ЩПБ - щелочные пикробазальты, Т - тефриты, ФТ -фонотефриты, ТФ - тефрифонолиты, Ф - фонолиты, ТБ - трахибазальты, ТАБ - трахиандезибазальты, ТА - трахиандезиты, ТД - трахидациты, ТРД - трахириодациты, ТР - трахириолиты, Б - базальты, АБ -андезибазальты, А - андезиты, Д - дациты, РД - риодациты, Р - ркопиты, НА - низкощелочные андезиты, НД - низкощелочные дациты, НРД - низкощелочные риодациты, НР - низкощелочные риолиты. На диаграммах ЭЮ, - К20 разделительные линии - по (Хе Ма^е й а!., 1989): I -низкокалиевые (толеитовые) серии, II - умереннокалиевые известково-щелочные серии, III -высококалиевые известково-щелочные серии, IV - шошонитовые серии.

Се Ва и Та Ьа Се Ш Ж Бт У КЬ ТЬ К № РЬ 8г Р гг Г1 УЬ

Ьа Се Рг N(1 Эт Ей вё ТЬ Оу Но Ег Тт УЬ Ьи

Рис. 3. Распределение редких и редкоземельных элементов в базальтах р. Ирбисту.

Составы примитивной мантии (РМ), С1 хондрита и 01В - по (Бил, МсОопогщЬ, 1989).

порода / РМ

порода / С1 хондрит

Комплекс эдельвейс

пироксениты -СЬ сиениты ■ карбонатиты

средний состав Са-карбонатитов

CsRbBaTh U К TaNb LaCeSr Nd Р Hf ZrSmTi Y Yb

Аксаиский комплекс j^l эффузивные андезидациты, ¿J дациты, риолиты

— субвулканические дациты, риодациты, риолиты, гранодиорит-порфиры, лейкограниты

CsRbBaTh U К TaNb La Ce PbSrNd Р Hf ZrSmTi Y Yb андезибазальты Калгутинской! 7~\ и Аксайской ВТС W

-андезибазальты и андезиты

_Оюмского палеовулкана__

CsRbBaTh U К TaNb La Ce PbSrNd Р Hf ZrSmTi Y Yb

10000

Лампроиты чуйского комплекса -Д-жумалинский ареал -ф- саржематинскии ареал

эоиты [спании

CsRbBaTh U К TaNb La Ce Pb SrNdP Hf ZrSmTi Y Yb

Тархатинский комплекс О монцодиориты

-Ф- кварц, сиениты, фаносиениты, монцограниты

лампроиты

чуйского

комплекса

CsRbBaTh U К Та Nb La Ce Pb Sr Nd P Hf ZrSmTi Y Yb

Рис. 4. Распределение редких и редкоземельных элементов в породах комплексов эдельвейс (а, б), аксайского (в-е), чуйского (ж, з) и тархатинского (и, к).

Средний состав кальциокарбонатита - по (Carbonatites.., 1989), составы лампроитов ЮВ Испании - по (Benito et al., 1999; Turner et al., 1999; Duggen et al., 2005 ).

од

0,01

_NVY

шюмовьш источники \ HIMU-EMIÉS^T

- /DEP ^^•¿rEN / ARСУ

: Ч&. (N-MORB^ НЕПЛЮМОВЫЕ источники Zr/Y

100

Jlb/Nb (д)

Гранитоиды активных континентальных окраин и другие типы

нф+

Al А2

Гранитоиды плюмов и континентальных рифтов Постколлизионные анорогенные гранитоиды Y/Nb

.....i i ч i i i i 1111

0,1

Э1

■ 2 #3 О 4

А6 А7 +8

Рис. 5. Соотношения петрогенных и редких элементов в породах изученных комплексов.

Породы комплексов: 1 - кучерлинского: базальты р. Ирбисту; 2 - эдельвейса: клинопироксениты; 3-5 - аксайского: андезибазальты (3) и кремнекислые производные (4) Калгутинской и Аксайской ВТС, андезиты и андезибазальты Оюмскош па-леовулкана (5); 6-7 - чуйского: лампроиты сарже-матинекого (6) и жумалинского (7) ареалов; 8 - та-рхатинского: монцонитоиды и гранитоиды Тарха-тинского массива. Диаграммы: (а) - по (Gorton, Schandl, 2000); (б) - (Wood, 1980); (в) ■

4 6 8 10 12 14 16 18 - (Condie, 2005); (г) - (Реагсе et al., 1984) с полями составов кислых вулканитов активных континетальных окраин, по (Forster et al., 1997): ЮА - южноамериканская (Анды), CA -североамериканская (США, Мексика); (д) - (ЕЬу, 1992); (е) - (Harris et al., 1986); (ж) - (Богатиков и др., 1990). На диаграмме (ж) фигуративные поля лампроитов различных провинций приведены по (Джейке и др., 1989; Davies et al., 2006; Mimejad, Bell, 2006; Conticelli et al., 2007; Benito et al., 1999; Turner et al., 1999; Gao et al., 2007; Prelevic et al., 2004).

2 О 1 2 3 0 10 20 30 40 50

Рис. 6. Соотношения редких элементов в базальтах р. Ирбисту. N-MORB - по (Sun, McDonough, 1989); средние составы (звездочки) эталонных базальтов HIMU (острова Мангайя, Руруту, Тубуаи), ЕМ1 (Раротонга), ЕМ2 (Самоа) - по (Hanyu, Nakamura, 2000; Dostal et al., 1998; Workman et al., 2004); средние составы верхней (UC) и нижней (LC) континентальной коры - по (Rudnick, Gao, 2003). АН - нижнекоровые гранулиты Китайского Алтая, по (Li et al., 2004), АВ - верхнекоровые гнейсы южно-чуйского метаморфического комплекса, по (Владимиров и др., 2002) и метафлишоиды горноалтайской серии, по (Пономарев и др., 2009).

-40 -20 0 20 40 60 80 Рис. 7. Sr-Nd-изотопная систематика пород кучерлинского (базальты р. Ирбисту) и аксайского комплексов. 1 - базальты р. Ирбисту (из расчета на возрасты 500 и 480 млн. лет); 2-4 - аксайский комплекс: андезибазальты (2) и кремнекислые производные (3) Калгутинской и Аксайской ВТС, андезибазальты и андезиты Оюмского палеовулкана (4). Положение мантийных резервуаров DMM, EMI, ЕМ2 и композиционные поля составов ОГВ и MORB приведены по (Hofinann, 2003), резервуар HIMU - по (Stracke et al., 2005).

ß M&ß км

Nd/Sm WHIMU "&ЕМ2 ис AB

□lc АН

.N-MORB La/Nb,

Th/Yb ucL

- AB

EMI $

уИЕМ2

HIMU

AH LC

□ С

^N-MORB Ba/Nb

-40 -20 0 20 40 60

Рис. 8. Sr-Nd-изотопная систематика пород комплекса эдельвейс.

Комплекс эдельвейс: р - клинопироксенит, s - щелочной сиенит, с- карбонатит. Положение резервуара DMM - по (Hoftnann, 2003), HIMU и FOZO/ PREMA - по (Stracke et al., 2005), EM I и ЕМ П - по (Zindler, Hart, 1986). ФМК - средний состав фанеро-зойских морских карбонатов (Покровский, 2000). Пунктирная линия - кривая изотопного смешения FOZO - ФМК. Поля составов: I - молодых (<200 млн. лет) карбонатитовых комплексов мира (Haimer, Gittins, 1998); П - протерозойских карбонатитовых комплексов Индии, Северной и Южной Америки (Bell, Blenkinsop, 1989; Harmer, Gittins, 1998). Поле верхнепетропавловского комплекса - по (Врублевский, 2003).

400 800 1200 1600

Возраст, млн. лет

Рис. 9. Диаграмма возраст-ЕШ(Т) для пород аксайского комплекса 1 - кремнекислые вулканиты Калгутинской и Аксайской ВТС; 2 - гранитоиды ранне-среднедевонского рахмановского комплекса; 3-4 - поля эволюции изотопного состава верхнекоровых метаморфических пород Алтае-Монгольского террейна (3) и субстрата гранитоидов рахмановского комплекса (4), по (Анникова и др., 2006).

0,717 0,715 0,713 -0,711 -0,709 0,707 0,705 0,703 16,5

Рис. 10. Sr-Nd-Pb-изотопная систематика чуйского и тархатинского комплексов.

На диаграмме (а) мантийная последовательность (mantle array), резервуары DMM, FOZO/PREMA, EMI, ЕМ2 - по (Zindler, Hart, 1986; Stracke et al., 2005), поле составов GLOSS (global subducting sediments -современных субдуцируемых осадков) - no (Plank, Langmuir, 1998).

На диаграмме (Б) приведен сводный состав чуйского комплекса: отношение 206РЬ/204РЬ - в минетгах (Борисенко и др., 1991), 87Sr/S6Sr - в лампроитах саржематинского и жумалинского ареалов; отметки с цифрами на линии смешения ЕМ1-ЕМ2 - доля компонента EMI в смеси, %. Положение резервуаров DMM, EMI, ЕМ2, композиционных полей MORB и ОШ - по (Ho&nann, 2003; Workman et al., 2004; Workman, Hart, 2005; Lustrino, Dallai, 2003), поля GLOSS - no (Plank, Langmuir, 1998). Композиционные поля лампроитов мира приведены по данным (Conticelli, 1998; Conticelli et al., 2002; Murphy et al., 2002; Gao et al., 2007; Davies et al., 2006; Turner et al., 1999; Mirnejad, Bell, 2006; Prelevic et al., 2004, 20086; Chalapathi Rao et al., 2004),

(DyAbX,

Линии смешения 2-5 % расплавов Шп-лерцолита и <1->1 % расплавов Гр-лерцолита

Обогащенный мантийный источник:

(Dy/Yb)„=0,99,

(La/Yb)*=l,22

(Lam))*

0 20 40 60 80 100 120

, La/Yb

Yb, г/т

n ппю/. Флогошгг-Ж'Г шпинелевый - / ' перидопгт

Обогащенный

источник La = 0,648 г/т Yb = 0,347 г/т

Линия смешения частичных расплавов шпинелевых (2 %) и гранатовых (0,001 %) перидотитов

Флогопит-гранатовый перидотит

Рис. 11. Положение базальтов р. Ирбисту на диаграмме плавления обогащенного мантийного источника.

Сплошные линии - кривые плавления гранатового и шпи-нелевого лерцолитов с отметками степени плавления в процентах; на пунктирных линиях смешанных гранат-шпинелевых составов отмечены процентные соотношения граната и шпинели (Shaw et al., 2003. Содержания REE нормализованы на состав хондрита, по (Sun, McDonough, 1989). Серое поле - составы базальтов HlMU-типа, по (Hanyu, Nakamura, 2000).

Рис. 12. Положение лампроитов чуйского комплекса на диаграмме плавления обогащенного мантийного источника.

Составы флогопитовых и гранатовых перидотитов, линии плавления и смешения, состав обогащенного источника - по (Miller et al., 1999).

Рис. 13. Схема расположения дайковых ареалов чуйского и интрузивных массивов тархатинского комплексов в юго-восточной части Горного Алтая 1 - Делюно-Юстыдский прогиб; 2 - Чуйская межгорная впадина; 3 - дайковыеареалы чуйского комплекса: К - курайский, ЮЧ - южно-чуйский, Ж - жумалинский, С - саржематинский, Т -ташантинский, Ю - юстыдский, Б - бугузунский, ТВ - тувинский; 4 - местоположение лампроитов;

5 - интрузивные массивы тархатинского комплекса: Тр - Тархатинский, Жн - Жанедьшгуйский;

6 - границы тектонических блоков (сутурные швы)(а), второстепенные разломы (б); 7 - контур площади развития чуйского комплекса.

области.

1-6 - по (Коваленко и др., 2004): 1 - вулканические грабены, 2 - прогибы (Кз - Кузнецкий, Мн -Минусинский, Д-Ю - Делюно-Юстыдский, Тв - Тувинский), 3 - каледониды, 4 - герциниды, 5 -разломы, 6 - область тройного сочленения рифтов; 7 - магматические комплексы: 1 - эдельвейс, 2 - кучерлинский (базальты р. Ирбисту), 3 - тархатинский, 4 - восточно-калгутинский (Анникова и др., 2006), 5 - караоюкский (Пономарев и др., 2009), 6 - щелочные базиты хребта Хан-Хухей (Изох, Калинин, 1988), 7 - Халдзан-Бурегтейская группа массивов (Коваленко и др., 2004); 8-9 -площади развития чуйского (8) и аксайского (9) комплексов.

Крупчатников В.И., Иванов В.А. Девонский вулканический комплекс Капгутинской вулкано-тектонической структуры (Горный Алтай) // Матер. Всерос. конф. "Петрология магматических и метаморфических комплексов". Томск: ЦНТИ, 2004. Вып. 4. С. 46-50.

Вру блевский В .В., Войтенко H.H., Романов А.П., Поляков Г.В., Изох А.Э., Гертнер И.Ф., Крупчатников В.И. Источники магм триасовых лампроитов Горного Алтаяи Таймыра: (Sr, Ш)-изотопиые свидетельства плюм-литосферного взаимодействия // ДАН, 2005, т. 405, JV» 5, с. 658-660.

Крупчатников В.И., Врублевский В.В., Гертнер И.Ф. Геохимия вулканитов Аксайской тектонической депрессии (Горный Алтай) // Петрология магматических и метаморфических комплексов.Вып. 5. Материалы Всеросс. конф. Томск: ЦНТИ, 2005. T. 1. С. 85-95.

Врублевский В.В., Крупчатников В.И., Покровский Б.Г., Гертнер И.Ф. Редкие элементы и (Nd, Sr, О)-изотопные отношения в вулканитах аксайского комплекса, Горный Алтай: характер и масштабы участия корового материала в генерации субдукционных калиевых магм повышенной щелочности // Вулканизм и геодинамика. Материалы III Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. Улан-Удэ, изд. БНЦ СО РАН, 2006, с. 524528.

Врублевский В.В., Крупчатников В.И., Гертнер И.Ф. Состав и изотопная эволюция калиевых вулканитов ЮВ Горного Алтая //ДАН, 2007, т. 416, № 3, с. 364-369.

Крупчатников В.И., Кривчиков В.А., Пономарев А.Л., Врублевский В.В. Проявление базальтов OIB-типа в Калгутинско-Аксайском вулканическом районе, Юго-Восточный Алтай// Бюлл, «Природные ресурсы Горного Алтая», 2007, №2, с. 25-31.

Врублевский В.В., Крупчатников В.И., Гертнер И.Ф. Источники, хронология и геодинамика развития калиевого щелочного магматизма юго-восточной части ГорноАлтайского террейна //Материалы XLI Тектонического совещания «Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики». Москва: ГЕОС. 2008. T. 1. С. 165-169.

Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Крупчатников В.И., Изох А.Э. Роль плюм-литосферного взаимодействия в генерации лампроитоидных магм // Материалы XXV Всеросс. семинара с участием стран СНГ «Геохимия магматических пород». Школа «Щелочной магматизм Земли». С-Петербург - Москва, ОНТИ ГЕОХИ РАН, 2008. С. 29-30.

Врублевский В.В., Изох А.Э., Поляков Г.В., Гертнер И.Ф., Юдин Д.С..Крупчатников В.И. Раннепалеозойский щелочной магматизм Горного Алтая: 4,Аг-"Аг-геохронологическое свидетельство комплекса эдельвейс //ДАН, 2009, т. 427, № 1, с. 96-100.

Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Изох А.Э., Юдин Д.С., Крупчатников В.И. Щелочной интрузивный комплекс эдельвейс (Горный Алтай) - плюмовая производная раннепалеозойского магматизма Центральной Азии // Вестник Томского государственного университета, 2009, №325 (август2009), с. 196-199.

Vrublevskii V. V., Gertner I.F., Krasnova T.S., Voitenko D.N., Krupchatnikov V.l. Isolopes features of alkaline intrusions for different geodynamical settings: an example from the Central Siberia// Geochimica et Cosmochimica Acta, 2009, vol. 73, n. 13 (Supplement 1). Abstracts of the 19 th Annual V.M. Goldschmidt Conference, 21 -26 June 2009, Davos, Switzerland. P. Al 397.

Отпечатано на оборудовании ООО «Издательство «ТМЛ-Пресс» 634050, г. Томск, ул. Советская, 33, оф. 1 Подписано к печати «22 » О» 2010 г. Тираж /510 экз. Заказ № 49

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Крупчатников, Василий Иванович

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА 1. ОБЩИЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ И

МАГМАТИЗМА ГОРНОГО АЛТАЯ.

ГЛАВА 2. ГЕОЛОГИЯ И ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ КАЛИЕВЫХ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ

ГОРНОГО АЛТАЯ.

РАННЕПАЛЕ030ЙСКИЙ ЭТАП.

Кучерлинский базальтовый комплекс.

Комплекс эдельвейс щелочных основных пород и карбонатитов.

СРЕДИ ЕПАЛЕОЗОЙСКИЙ ЭТАП.

Аксайский трахиандезит-дацит-риолитовый комплекс.

РАННЕМЕЗОЗОЙСКИЙ ЭТАП.

Чуйский лампроит-лампрофировый и тархатинский монцодиоритграносиенитовый комплексы.

ГЛАВА 3. ИСТОЧНИКИ И ГЕОДИНАМИКА КАЛИЕВОГО МАГМАТИЗМА

ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ГОРНОГО АЛТАЯ.

Источники и масштабы плюм-литосферного взаимодействия при генерации родоначальных магм.

Геодинамические обстановки формирования калиевых магматических комплексов.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрология калиевых магматических комплексов юго-восточной части Горного Алтая"

Актуальность исследований. Комплексный петрогеохимический и изотопный анализ продуктов магматизма позволяет установить источники, условия магмогенерации и эволюционную направленность в развитии магматических серий, что дает возможность выявить взаимосвязь их вещественного состава с конкретными геодинамическими режимами. Для современных геотектонических обстановок (спрединговых, внутриплитных океанических и континентальных, надсубдукционных) эта зависимость проявляется достаточно отчетливо и служит одним из основных критериев при расшифровке истории развития древних складчатых областей. Исследования в этом направлении являются важным инструментом металлогенического анализа, особенно для районов с разнотипным эндогенным оруденением. К числу последних относится юго-восточная часть Горного Алтая, спецификой которой являются магматические комплексы с повышенной калиевой щелочностью. Их становление происходило в широком возрастном диапазоне от раннего палеозоя до раннего мезозоя и во многом обусловило металлогенический потенциал Алтайского региона.

Объектами исследований являются пять магматических комплексов повышенной калиевой щелочности в юго-восточной части Горного Алтая: кучерлинский базальтовый, щелочно-основной карбонатитсодержащий комплекс эдельвейс, аксайский трахиандезит-дацит-риолитовый, тархатинский монцодиорит-граносиенитовый, чуйский лампроит-лампрофировый.

Цель и задачи исследований. Целью работы является геолого-геохимическое изучение магматических комплексов повышенной калиевой щелочности для обоснования временной последовательности магматизма, его источников и геодинамического режима. Для этого решались следующие задачи: 1) геологическое картирование магматических комплексов с выявлением особенностей их внутреннего строения и взаимоотношений с вмещающими породами; 2) установление геохронологических рубежей формирования магматических комплексов; 3) геохимическая типизация породных ассоциаций; 4) изотопная систематика магматических источников и их геодинамическая интерпретация.

Фактический материал и методы исследований. В основу диссертационной работы положены результаты геологических исследований Горного

Алтая, проведенных автором в 1995-2009 гг. в составе Алтайской геофизической и Горно-Алтайской поисково-съемочной экспедиций при ГСР-50, -200, коллектива кафедры динамической геологии и НИЛ структурной петрологии и минерагении Томского госуниверситета. Для вещественной характеристики магматических пород изучено около 3000 образцов и более 1000 прозрачных шлифов. Химический состав определялся современными прецизионными методами РФА, ИНАА и ICP-MS (105 ан.), привлекались химические и рентгено-спектральные анализы, полученные при ГСР-50 (около 400 ан.). Выполнено 110 микрозондовых определений минеральных фаз. Для определения возраста и природы источников магматизма проводилось изучение ArAr-, Sm-Nd- и Rb-Sr-изотопных систем (22 ан.), изотопных отношений кислорода, углерода и водорода (37 ан.).

Научная новизна исследований. Выделены раннепалеозойский (средний кембрий - ранний ордовик), среднепалеозойский (ранний девон) и ранне-мезозойский (ранний-средний триас) этапы проявления калиевого магматизма повышенной щелочности. Впервые в изученных магматических комплексах выявлены и охарактеризованы специфические типы пород (базальты океанических островов с HIMU-параметрами, высокомагнезиальные андезиты, Nb-обогащенные базальты и андезиты, лампроиты). Показано, что каждый комплекс формировался из гетерогенного мантийного источника с варьирующей долей корового вещества. Предположено, что калиевый магматизм проявлялся в различных геодинамических обстановках под влиянием плюмовой активности.

Основные защищаемые положения.

1. В юго-восточной части Горного Алтая магматизм повышенной калиевой щелочности проявился на разных временных этапах: в раннем палеозое (комплексы кучерлинский и эдельвейс), в среднем палеозое (аксайский комплекс), в раннем мезозое (чуйский и тархатинский комплексы).

2. По петрогеохимическим признакам среди изученных породных ассоциаций выделяются продукты субщелочной базальтовой OIB-типа, щелочной клинопироксенит-сиенит-карбонатитовой, трахиандезит-дацит-риолито-вой с производными NEBA (Nb-обогащенные базальты и андезиты) и НМА (высокомагнезиальные андезиты), щелочно-базальтоидной с лампроитами и монцодиорит-граносиенитовой магматических серий.

Практическая значимость исследований. Полученные результаты позволяют провести возрастную и вещественную корреляцию магматизма Горного Алтая, на основании которой может быть существенно повышена надежность металлогенического анализа и геодинамических реконструкций. Материалы использованы при обновлении Легенды к Государственной геологической карте масштаба 1:200 ООО (Алтайская серия).

Апробация работы и основные публикации. Результаты проведенных исследований опубликованы в 32 статьях и тезисах докладов, включая 6 статей в рецензируемых журналах. Основные материалы работы были представлены: на 19-й ежегодной международной геохимической конференции им. В.М. Гольдшмидта (Давос, Щвейцария, 2009), 31 Международном геологическом конгрессе (Рио-де-Жанейро, Бразилия, 2000), Международных симпозиумах «Крупнейшие изверженные провинции Азии, мантийные плюмы и металлогения» (Новосибирск, 2007, 2009), Втором Всероссийском петрографическом совещании «Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы» (Сыктывкар, 2000), XIX, XXV Всероссийских семинарах «Геохимия магматических пород» (Москва, 2000; , Санкт-Петербург, Москва, 2008), II и III Всероссийских симпозиумах «Вулканизм и геодинамика» (Екатеринбург, 2003; Улан-Удэ, 2006), XLI Тектоническом совещании «Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики» (Москва, 2008), всероссийских и региональных конференциях по проблемам геологии, петрологии, геохимии и металлогении (Томск, 1998, 1999, 2003, 2004, 2005; Горно-Алтайск, 1998).

Различные аспекты работы обсуждались на заседаниях Западно-Сибирского регионального экспертного совета (Новосибирск, СНИИГГиМС) и научно-редакционного совета при Министерстве природных ресурсов Российской Федерации (Санкт-Петербург, ВСЕГЕИ) в 2009 г. в ходе апробации материалов Госгеолкарты-200 листов М-45-XXIII,-XXIV.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Крупчатников, Василий Иванович

высоты

MOpCKttX мш *ч

•8 -10: впияине высоко-1" «ЯВОрНЫХ ncvi котат I laiiim осалками nsc pic

0 IIK3MO-10 ф изменения I

Рисунок 2,16- Изотопный состав кислорода и углерода в кальците карбонатных пород Северо-Чуйского хребта

Примечание. 1 - карбонатиты комплекса эдельвейс, 2 - гидротермальный кальцитов ый прожилок, 3 - экзоконтактовый мра-моризованный известняк баратальской свиты. Показаны поля составов: PIC - первичных машато генных карбонатитов (Keller, Hoefs, 1995), морских нормально-осадочных (NSC) и почвенных (SC) карбонатов (Salomons, 1975). Стрелками показано влияние основных факторов на С-0 состав (Demeny, 1998).

6lsO,%oSMOW

Рисунок 2.17 - Изотопный состав водорода и кислорода в породообразующем флогопите комплекса эдельвейс.

Примечание. 1-2 - флогопиты из кли-нопироксенита (1) и карбонатита (2). Показаны соотношения композиционных полей магматических (MGW), метаморфоген-ных (MTW) и неизмененных MORB вод (Покровский, 2000). ставом пород, отражающим происхождение комплекса эдельвейс из умеренно деплетированного мантийного источника.

СРЕДНЕПАЛЕОЗОЙСКИЙ ЭТАП Аксайский трахиандезит-дацит-риолитовый комплекс

Девонский магматизм в Горном Алтае проявлен в виде двух сменяющих друг друга по времени формирования и латеральному размещению (ранне-среднедевонский южный и позднедевонско-раннекаменноугольный северный) вулкано-плутонических поясов (Шокальский и др., 2000) (рис. 2.18). В составе первого - Алтае-Ми нус и некого - выделяется раннедевонский аксайский трахиандезит-дацит-риолитовый комплекс, объединяющий покровные вулканиты и комагматичные им субвулканические тела и дайки, распространенные в пределах двух крупных вулкано-тектонических структур (ВТС) - Калгутинской и Аксайской - и слагающие ряд мелких депрессий между ними (Тунгурюкский и Муз-дыбулакский грабены, Казане-гирская, Аюутинская и Жанедынгуйская впадины). Покровные фации (аксайская свита) представлены средне-основными и кислыми производными при резком преобладании вторых, субвулканические образования - исключительно грани-тоидами. В качестве типомор-фного геохимического признака комплекса отмечается высокая калиевость его производных как в покровной, так и в субвулканической фациях (Ро-дыгин, 1959,1960; Амшинский,

1973; Мариич, 1975; Фромберг, 1993). Предыдущими исследованиями геодинамическая обстановка формирования девонских вулкано-плутонических поясов в Горном Алтае (в том числе аксайского комплекса) интерпретировалась как активно-окраинно-континентальная (Берзин и др., 1994; Добрецов и др., 1995), или рифтогенная на континентальной окраине (Парначев и др., 1996), чему не противоречат результаты наших исследований (Крупчатников и др., 2005; Врублевский и др., 2006, 2007).

Рисунок 2.18 - Расположение аксайского комплекса на схеме районирования девон-ско-раннекаменноугольных вулканоплуто-нических поясов Горного Алтая, по (Шокальский и др., 2000)

Геологическая позиция, внутреннее строение и петрографическая характеристика

Калгутинская и Аксайская ВТС расположены субширотно относительно друг друга на расстоянии 50-60 км в юго-восточной части Горного Алтая в бассейнах рек Калгуты, Жумалы, Уландрык, Чаган-Бургазы (рис. 2.19). Частично обе структуры распространяются на территорию Монголии, при этом s • •

Рисунок 2. 19 - Геологическое строение района развития аксайс-кого вулканического комплекса

10 км 0 в пределах России Калгутинская ВТС представлена своей большей, а Аксай-ская меньшей половинами (нами изучены только российские части). Обе структуры локализованы на юго-восточном фланге Холзунско-Чуйского ан-тиклинория в пределах Алтае-Монгольского террейна и представляют собой депрессии, наложенные на кембрийско-ордовикское метафлишоидное основание (горноалтайская серия). Аксайская ВТС с севера и востока граничит с Делюно-Юстыдским прогибом по одной из южных ветвей Чарышско-Терек-тинской разломной зоны - Ташантинскому разлому.

В строении Калгутинской и Аксайской ВТС совместно с вулканитами участвуют разрозненные фрагменты до- и послевулканических (Sj — D2) кар-бонатно-терригенных литокомплексов и более поздние интрузивные образования — долериты (D2), лампрофиры (Т 2), гранитоиды (J,) (рис. 2.20). Вулканогенные образования аксайского комплекса заметно доминируют среди вещественного выполнения депрессий, однако по характеру вулканических проявлений и внутреннему строению структуры заметно различаются между собой, отражая различные уровни эрозионного среза.

В Калгутинской ВТС ведущая роль в составе комплекса принадлежит субвулканическим телам, сформировавшим единый массив и в значительной мере определяющим контур ВТС. Породы эффузивной фации распространены незначительно, преимущественно в южной части ВТС, и в об

М2 Г+]з е-л э о о о о

Рисунок 2.20 - Геологическое строение Калгутинской (а) и Аксайской (б) вулкано-тектони-ческих структур, Себыстейского (в) и Тархатинского (г) грабенов

Чу некая котлов н

0002] щем разрезе (аксайская свита) развиты гомодромно при резком преобладании кислых разновидностей: трахиандезибазальты вверх по разрезу сменяются низко-, нормально- и субщелочными дацитами, риодацитами и риоли-тами. Трахиандезибазальты характеризуются плотной и миндалекаменной текстурами, микролитовыми (пилотакситовой, гиалопилитовой) и порфировыми структурами. Во вкрапленниках, составляющих 2-4% объема породы, преобладает плагиоклаз (Ап26 32), более редок темноцветный минерал (предположительно пироксен или оливин), псевдоморфно замещенный гидроокислами железа, карбонатом и хлоритом. В миндалекаменных разновидностях округлые поры (до 5 % объема породы) выполнены в разных сочетаниях халцедоном, серицитом, хлоритом, эпидотом, карбонатом, биотитом. На одном из участков (р. Левые Аргамджи, вблизи границы с Монголией) были установлены разновидности, по содержанию кремнезема соответствующие базальтам, однако все они оказались сильно измененными вторичными процессами (ожелезнение, щелочной метасоматоз) и в геохимической характеристике комплекса не учитывались. Риолиты и риодациты по текстурно-структурным признакам более разнообразны: одинаково распространены однородные, такситовые, флюидальные текстуры и порфировые, афировые и сферо-литовые структуры. Нередко отмечаются игнимбритоподобные разновидности. Доля порфировых выделений обычно не превышает 15 % (редко до 4550 %), во вкрапленниках развиты кварц, плагиоклаз, калишпат и биотит.

Субвулканические образования сформированы в несколько фаз внедрения с последовательностью: (1) риолиты и риодациты, фациально сменяющиеся трахириолитами и трахидацитами; (2) дациты гиперстенсодержащие; (3) гранодиорит-порфиры (до кварцевых сиенит-порфиров); (4) субщелочные лей-кограниты. Породам первой фазы свойственны обильные порфировые выделения — 40-60, иногда до 70 % объема породы, массивные, такситовые, флюи-дальные и шлировые текстуры. Вкрапленники представлены в различных соотношениях кварцем, плагиоклазом (Ang ), микропертитом, хлоритизирован-ными и опацитизированными биотитом и полными псевдоморфозами предположительно по пироксену или амфиболу. В трахидацитах доля таких псевдоморфоз максимальна (до 15 %). Гиперстенсодержащим дацитам свойственны массивная текстура и высокое содержание вкрапленников (30-60%), представленных плагиоклазом An , гиперстеном, кварцем, биотитом, оксидом железа и калишпатом. Гранодиорит-порфиры и кварцевые сиенит-порфиры -порфировидные породы с тонко- и мелкозернистой основной массой. Фе-нокристаллы образованы калиевыми и натриевыми полевыми шпатами (с преобладанием плагиоклаза, Ап35 ), кварцем, хлоритизированным и опацитизи-рованным биотитом, хлоритовыми псевдоморфозами предположительно по амфиболу или пироксену, железооксидным минералом. Весьма распространены мелкие округлые миндалины, выполненные биотитом, мусковитом, хлоритом, кварцем, кальцитом и оксидом железа в различных сочетаниях. Субщелочные лейкограниты характеризуются-массивной текстурой и мелко-сред-незернистой гранитовой, аплитовой и микропегматитовой структурами. Изредка наблюдаются крупные выделения микропертита. Породы на 90-95 % сложены кварцем и калишпатом и практически лишены темноцветных минералов, в небольшом количестве присутствует кислый плагиоклаз.

В Аксайской ВТС покровные вулканиты значительно доминируют над субвулканическими образованиями (по площади в соотношении примерно 4:1) и представлены, как и в Калгутинской ВТС, двучленной гомодромной серией: трахиандезибазальты и трахиандезиты сменяются вверх по разрезу андезидацитами, дацитами и риолитами с варьирующей щелочностью. В составе риолитоидов относительно более ранними являются низкощелочные разновидности, а более поздними — трахириолиты, при этом в переслаивании с теми и другими в переменных соотношениях отмечаются нормальнощелоч-ные риолиты. Для трахиандезибазальтов и трахиандезитов характерны мел

Рисунок 2.21 - Типичные структуры и текстуры петрографических разновидностей аксайского комплекса

Субвулканические тела (Аксайский, Уландрыкский, Оюмский, Буратин-ский, Согонолуский, Чаганбургазинский массивы), сложенные лейкограни-тами различной щелочности (от низко- до субщелочных) располагаются в центрально-осевой и периферических частях ВТС и, предположительно, фиксируют собой расположение эруптивных центров. Встречающиеся дайки ри-олитов и трахириолитов какой-либо закономерности в размещении не обнаруживают и сосредоточены преимущественно в юго-западной части ВТС. Породам субвулканических тел свойственны мелко- и среднезернистые пор-фировидные структуры, массивные текстуры и лейкократовый состав - кварц, калишпат, кислый плагиоклаз. Редкие мелкие выделения биотита и мусковита, а также акцессорные циркон, апатит, магнетит, пирит, рутил, флюорит, турмалин в сумме не превышают 5 %. Наиболее крупные Аксайский и Уландрыкский массивы приурочены к центральной части ВТС и отличаются как своими контактами - почти непрерывная оторочка в виде эруптивных брекчий шириной от 20-30 см до десятков метров -, так и своеобразным петрографическим обликом: микропегматитовая структура, почти биминеральный кварц-микроклиновый состав и мелкие (3-5 мм) поры, частично или полностью выполненные хлоритом, кварцем, гематитом и серицитом в различных сочетаниях (Крупчатников, Чебров, 2004). Породам Оюмского, Буратинско-го и Согонолуского массивов свойственны порфировидные структуры с относительно крупными (0,5-1 см) выделениями полевых шпатов и кварца. Все три интрузива фрагментарно катаклазированы, альбитизированы и ок-варцованы, местами обильно ожелезнены. Вмещающие их осадочные отложения кембрия-ордовика (горноалтайская серия) и раннего девона (уланд-рыкская свита) орговикованы на расстоянии первых десятков метров от контактов и пронизаны маломощными кварцевыми и кварц-полевошпатовыми гидротермалитами. Судя по вмещающим отложениям и лучшей раскристал-лизации гранитоидов, становление данных интрузивов происходило в несколько более глубинной фации, чем Аксайского и Уландрыкского.

Вне Калгутинской и Аксайской ВТС вулканиты комплекса развиты незначительно и проявлены в различных фациях: преимущественно в субвулканической (Тунгурюкский и Муздыбулакский грабены), только в покровной (Жа-недынгуйская впадина, Аюутинский, Казанегирский, Тархатинский и Тара-Ирбистинский грабены). В вещественном отношении породы этих проявлений не обнаруживают существенных отличий от вулканитов обеих ВТС.

Особняком в составе аксайского комплекса выглядит сравнительно мощный (620 м) разрез вулканогенной толщи, расположенный на северо-западной периферии Аксайской ВТС (правобережье нижнего течения р. Чаган-Бур-газы) и выделенный как Оюмский палеовулкан. Разрез сложен слабодиффе-ренцированной породной серией, в которой преобладают трахиандезибазальты, трахиандезиты и андезиты, незакономерно переслаивающиеся с резко подчиненными в количестве базальтами и дацитами. В отличие от типичных для аксайского комплекса повышеннокалиевых производных, породы Оюмского палеовулкана характеризуются натриевой спецификой и значительным развитием высокомагнезиальных разновидностей. Породам свойственны мелкопорфировые, сериально-порфировые, микролитовые структуры и грубофлю-идальные, пятнисто-полосчатые, массивные и миндалекаменные текстуры. Вкрапленники деанортитизированного плагиоклазами хлоритовые псевдоморфозы по пироксену(?) составляют в сумме до 25 % от объема породы. В дацитах в небольшом количестве присутствуют фенокристаллы кварца. Аналогичные по составу вулканиты, включенные в Оюмский палеовулкан, выполняют небольшой грабен на левобережье р. Себыстей (юго-западная окраина Чуйской котловины).

Взаимоотношения калиевых вулканитов и пород Оюмского палеовулкана не выявлены, но, по наличию среди последних единичных линз калиевых риолитовых туфов (аэральный разнос продуктов аксайского палеовулкана?), предполагается их синхронное формирование (Пономарев и др., 2009).

Геохимия петрогенных и редких элементов

Калгутинская и Аксайская ВТС (под этим названием объединяются породы вулкано-тектонических структур и мелких впадин и грабенов, расположенных между ними).

В целом породы характеризуются широкими вариациями содержаний кремнезема (SiO, 52-78 мае. %) и общей щелочности (Na30+K20 -3-10 мае. %) при резком преобладаниим кремнекислых (SiO^ > 63 мас.%) разновидностей и почти полном отсутствии андезитовых составов с SiO, 56-60 мае. %, что придает всей серии бимодальный характер (рис. 2.22). В Аксайской ВТС, кроме того, практически не наблюдаются риодацитовые составы. Уровень общей щелочности с увеличением кремнекислотности в целом слабо возрастает, при этом наименее кремнекислые дифференциаты располагаются в области составов нормальной и повышенной щелочности, а среди риолитов и гранитоидов значительную часть составляют низкощелочные (Na20 + К20 < 6 мае. %) разновидности (рис. 2.23а). В координатах Si02 - К20 составы всего породного ряда тяготеют преимущественно к полям производных высококалиевой известково-щелочной и шошонитовой серий. Отношение К,0/Ыа,0 иочти постоянно выше 1 и достигает наибольших значений в низкощелочных ри-олитах и лейкогранитах (до 60), характеризуя их как ультракалиевые образования. На вариационных диаграммах SiO, - оксиды по всем компонентам, исключая натрий, наблюдаются сравнительно отчетливые тренды снижения концентраций по мере увеличения кремнезема, при этом поля разнофациальных производных с одинаковой крем

Н Калгутинска» ВТС (156) I Аксайская ВТС (16») П

60 65 SiO,, мае. %

Рисунок 2.22 - Распределение составов пород аксайского комплекса по кремнекислотности

Примечание. В скобках указано количество образцов. Кроме табличных (табл. 2.1) использованы данные ГСР-50 (Дашков и др. 1962, 1963; Иванов и др., 1990; Крупчатников и др., 1993).

Информация о работе

Крупчатников, Василий Иванович
кандидата геолого-минералогических наук
Томск, 2010
ВАК 25.00.04

Диссертация

Петрология калиевых магматических комплексов юго-восточной части Горного Алтая - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы