CC BY
24
Серия «Науки о Земле» 2012. Т. 5, № 2. С. 209-228
Онлайн-доступ к журналу: http://isu.ru/izvestia
Иркутского
государственного
университета
И З В Е С Т И Я
УДК 550.42:551.763:552.3
Геохимия вулканических пород позднемезозойской рифтогенной ассоциации Александрово-Заводской впадины (Юго-Восточное Забайкалье)
С. А. Сасим ([email protected])
В. С. Чуканова ([email protected])
Н. Н. Ильина ([email protected])
Ю. В. Семенова ([email protected])
А. В. Ощепкова ([email protected])
Аннотация. Рассматривается классификационная принадлежность и вещественные особенности вулканических пород кайласской (верхняя пачка) и тургинской свит Юго-Восточного Забайкалья. Установлено, что породы свит представляют собой 13-К1 рифтогенную ассоциацию. На основе минералого-петрографических исследований и анализа петрогеохимических характеристик пород установлено, что генезис трахиандезитов и трахидацитов верхней пачки кайласской свиты связан с кристаллизационной дифференциацией в сочетании с выраженным процессом коровой контаминации, а кислые вулканиты тургинской свиты представляют собой продукты корового плавления.
Ключевые слова: поздний мезозой, Юго-Восточное Забайкалье, вулканические породы, рифтогенная ассоциация, геохимия.
Введение
История геодинамического развития Забайкальского сегмента Монголо-Охотского складчатого пояса в фанерозое рассматривается рядом исследователей [7; 10] как эволюционная последовательность различных геодинамических обстановок, возникавших в океаническую, переходную и континентальную стадии развития Монголо-Охотской области. С середины палеозоя они характеризовались процессами аккреции континентальных блоков и поглощения океанической коры, а в мезозое - деструктивными эпизодами, связанными уже с интенсивным внутриплитным магматизмом и континентальным рифтогенезом. На протяжении всего фанерозоя Сибирский палеоконтинент контактировал с мантийными плюмами, предположительно относимыми к Африкано-Атлантическому горячему полю мантии [14].
В конце мезозоя, завершая эпоху мощных преобразований строения и состава литосферы, проявились интенсивные процессы сводо- и грабено-образования, а также активный магматизм, породивший широкое разнооб-
разие интрузивных магматических комплексов, вулканических серий и вулкано-плутонических ассоциаций, в том числе проявлениями магматических пород повышенной щелочности, которые характеризуются обычно повышенными содержаниями некогерентных элементов [3, 14].
Переход складчатого пояса к внутриконтинентальному этапу своего развития сопровождался на рубеже средней юры - раннего мела широким развитием магматизма различных геохимических типов [1, 4]. Традиционно для территории Юго-Восточного Забайкалья позднемезозойский этап тектонического развития подразделяется на две стадии [5], различающихся составом вулканических продуктов. Для ранней стадии (12-3) характерно развитие субщелочных эффузивов повышенной калиевости, относимых к дифференцированным сериям латитовой специализации. Тектономагмати-ческая активность поздней стадии (13-К1) проявилась на территории Забайкалья в образовании рифтогенных впадин, в которых происходили обширные излияния субщелочных и щелочных лав бимодальных ассоциаций.
Юрско-меловые вулканические породы Забайкалья варьируют по составу от трахибазальтов и трахиандезитов повышенной титанистости до трахидацитов и субщелочных риолитов. Весьма примечательной для изучения подобных магматических образований служит территория Алексан-дрово-Заводской рифтогенной впадины, где на сравнительно небольшой площади проявлены вулканиты как шошонит-латитовой серии, так и более молодой трахиандезибазальт-трахириолитовой ассоциации.
Положение трахиандезибазальт-трахириолитовой рифтогенной ассоциации среди геологических образований Александрово-Заводской впадины
Александрово-Заводская впадина расположена в центральной части Юго-Восточного Забайкалья, в пределах Монголо-Охотского складчатого пояса и входит в состав Аргунской структурно-формационной зоны. Она представляет собой рифтогенную депрессионную структуру, образовавшуюся в период перехода Монголо-Охотского пояса к внутриконтинен-тальному этапу развития в мезозойское время [2].
На территории северного борта Александрово-Заводской впадины среди стратифицированных образований развиты карбонатные отложения нижнего кембрия (локально на севере впадины, главным образом за пределами рассматриваемого района), терригенные образования нижней и средней юры, средне-верхнеюрские вулканические субщелочные породы основного и среднего составов, раннемеловые кислые вулканиты и четвертичные отложения (рис. 1). Интрузивные образования представлены позднепалеозойскими гранитоидами ундинского и кутомарского комплексов (широко распространенных в северном обрамлении впадины), средневерхнеюрскими монцонитовыми породами Акатуевского массива и раннемеловыми жильными трахидолеритами, относимыми к абагайтуйскому комплексу.
Остановимся подробней на некоторых геологических особенностях объектов исследования - юрско-меловых вулканических породах. В их разрезе выделяется три толщи: нижняя и средняя толщи сложены вулканитами основного и среднего составов, а верхняя - кислыми. Согласно принятому в настоящее время стратиграфическому подразделению для данной территории [11], нижняя толща вулканитов относится к нижней пачке кай-ласской свиты (12-3), средняя толща - к ее же верхней пачке, а кислые эф-фузивы верхней ТОЛЩИ отнесены К тургинской свите (К1).
117° 45' 118° 00'
ИГР
' б|
Рис. 1. Схема геологического строения Александрово-Заводской впадины по [11], с упрощениями:
1 - гранитоиды кутомарского комплекса (Р-Т1); 2 - нижне-среднеюрские терригенные образования; 3 - монцонитоиды главной фазы акатуевского комплекса (12-3); 4 - сиениты заключительной фазы акатуевского комплекса; 5 - кайлас-ская свита (12-3); 6 - тургинская свита (К1); 7 - дайки абагайтуйского комплекса (К1); 8 - четвертичные отложения; 9 - разломы: а - достоверные, б - предполагаемые
Как уже было отмечено, в строении разреза кайласской свиты выделяются две толщи эффузивов основного до среднего состава (нижняя и верхняя пачки), разделенных пачкой туфогенно-обломочных пород. Возраст пород кайласской свиты устанавливается из взаимоотношения с ниже-и вышележащими толщами: с угловым несогласием породы свиты залега-
ют на фаунистически охарактеризованных терригенных отложениях ран-ней-средней юры, а также на доюрских гранитоидах и, в свою очередь, перекрываются раннемеловыми образованиями тургинской свиты. Кроме того, для вулканических пород нижней пачки кайласской свиты были получены изотопные К-Лг датировки, также свидетельствующие об их сред-не-верхеюрском возрасте [8].
Породы нижней пачки характеризуются преимущественно мелкопорфировой структурой с массивной и миндалекаменной текстурами. В породах основного состава вкрапленники представлены лабрадором и андезин-лабрадором, авгитом, реже - роговой обманкой. Из фенокристаллов вулканитов среднего состава отмечаются андезин, роговая обманка, реже - биотит. Структура основной массы интерсертальная до микролитовой. Наиболее кислые разности характеризуются наличием вкрапленников олигоклаз-андезина, кварца и биотита. Вторичные изменения вулканитов представлены процессами соссюритизации, карбонатизации.
Для пород верхней пачки кайласской свиты характерен более кайно-типный облик. Вкрапленники наиболее основных разностей представлены лабрадор-андезином, авгитом, роговой обманкой, биотитом. Более кислые разности характеризуются вкрапленниками олигоклаз-андезина, андезина, роговой обманки, санидина и биотита. Во всех породах устанавливается более или менее обильное наличие оплавленных зерен явно ксеногенного кварца и щелочного полевого шпата, со следами резорбции кристаллов. В целом породы обладают микропорфировой структурой с массивной, реже пористо-миндалекаменной текстурами и микролитовой структурой основной массы.
Необходимо отметить, что широко распространенные эффузивные породы средне-верхнеюрского возраста (нижняя и верхняя пачки кайлас-ской свиты), по вещественному составу были отнесены рядом исследователей к шошонит-латитовой серии [1; 4; 11]. Однако по совокупности критериев [9; 18; 19; 23] лишь вулканиты нижней пачки кайласской свиты относятся к латитам, а более молодые породы верхней пачки, как будет показано ниже, необходимо рассматривать как представителей трахибазальто-вой серии.
Породы тургинской свиты с несогласием залегают на образованиях юры, а в пределах рассматриваемой территории - преимущественно на образованиях кайласской свиты. В составе свиты доминирующим положением пользуются риолитовые породы и их туфы, которые переслаиваются редкими прослоями туфогенно-осадочных пород. В прослоях осадочных пород, широко развитых в свите на смежных территориях отмечаются остатки флоры, отвечающие тургинскому биостратиграфическому горизонту, что определяет раннемеловой возраст образований свиты [11]. Кислые породы тургинской свиты представлены светлыми порфировыми породами с массивной и флюидальной текстурами. Вкрапленники представлены щелочными полевыми шпатами (ортоклазом и санидином) и кварцем. Основная масса характеризуется витрофировой, сферолитовой, реже перлитовой структурой.
Методы исследования
В маршрутных исследованиях впадины было отобрано 50 штуфных проб из коренных обнажений. Полированные шлифы были исследованы с помощью поляризационного микроскопа ПОЛАМ-Д-213.
Исследование состава пород на содержание основных петрогенных элементов, 8г, 2г, Ва и У выполнялось методом рентгено-
флуоресцентного анализа (РФА) в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институте геохимии им. А. П. Виноградова Сибирского отделения Росскийской академии наук (ИГХ СО РАН). Силикатный состав пород измерялся на рентгенофлуоресцентом спектрометре СРМ-25 (аналитик
А. Л. Финкельштейн), содержания 8г, 2г, №, Ва и У были измерены на приборе 84 Ріопеег (аналитик Е. В. Чупарина). Измерение микроэлементного состава пород (Ве, Ті, V, Сг, Со, М, 2п, Оа, Ое, ЯЬ, 8г, У, 2г, Та, КЬ, 8п, С8, Ва, ЯЕЕ, Hf, ', РЬ, ТЬ, и) производилось методом ІСР М8 на приборе Е1е-шеп1:-2 (аналитики В. И. Ложкин и Е. В. Смирнова) в ИГХ СО РАН.
Классификация и петрохимические особенности пород
трахиандезибазальт-трахириолитовой ассоциации
Александрово-Заводской впадины
Содержания петрогенных и рассеянных элементов в вулканических породах кайласской (верхняя пачка) и тургинской свит приведены в табл. 1.
Составы вулканических пород верхней пачки кайласской свиты соответствуют субщелочной серии и локализуются на классификационной диаграмме ТА8 главным образом в областях трахиандезитов и трахидацитов (рис. 2). Отнесение наиболее кремнекислых разностей к трахидацитам было сделано исходя из нормативного содержания кварца, содержание которого согласно расчетам СІР'-норм составляет 20,81-21,09 мас. %.
Обращает на себя внимание тот факт, что минеральный состав трахи-андезитовых пород характерен для эффузивов основного состава: наличие вкрапленников клинопироксена и основного плагиоклаза. Отметим, что присутствие в породах ксеногенных вкрапленников кварца и щелочного полевого шпата (вероятно, захваченных в результате контаминации ба-зальтоидного расплава коровым веществом), не могло не сказаться на смещении эволюционного тренда составов пород в «кислую» сторону.
Вулканиты тургинской свиты характеризуются кислыми и ультракис-лыми составами с содержанием кремнезема от 68 до 78 мас. % и относятся согласно классификации [13] к щелочным риодацитам, трахириодацитам, трахириолитам и риолитам. Рисунок 2 наглядно демонстрирует наличие среди пород двух областей составов: 1) менее кремнекислых разностей (трахириодациты и щелочные риодациты), которые выражаются витрофи-ровой, реже сферолитовой текстурой и содержат 10-15 % вкрапленников кварца и щелочного полевого шпата и 2) более кремнекислых (трахирио-литы и риолиты) с преобладанием перлитовой текстуры, в которых практически отсутствуют вкрапленники.
Содержание петрогенных (мае. %) и рассеянных (мкг/г) элементов в вулканитах кайласской (верхняя пачка) и тургинской свит
Объект Верхняя пачка кайласской свиты Тургинская свита
Проба Ак-29 Ак-29-1 Ак-29-2 Ак-29-3 Ак-29^1 Ак-29-5 Ак-30-1 Ак-31 Ак-33 Ак-34 Ак-36 Ак-37 Ак-37-1 Ак-37-2
Тип породы ТБС ТАВ ТА ТБС ТА ТБС АЬШС ТКЬ М, АЬШС ТІШС ТІШС ТМ, ТМ,
8Ю2 62,07 55,81 57,55 64,64 56,01 67,07 70,18 77,81 78,19 68,14 70,18 67,34 75,35 75,09
ТЮ2 1,21 2,02 1,70 1,07 1,90 0,89 0,42 0,08 0,08 0,46 0,24 0,19 0,15 0,15
А12Оэ 14,48 15,31 15,32 14,32 15,26 14,67 15,63 11,56 11,98 16,38 15,87 14,36 13,14 13,81
Те203* 6,02 9,09 8,16 5,62 9,20 4,57 1,24 1,94 2,23 2,51 2,13 2,76 1,66 1,09
МпО 0,06 0,09 0,10 0,05 0,11 0,04 <0,01 0,03 0,03 0,04 0,02 0,16 0,01 0,01
MgO 1,47 3,48 2,82 1,47 3,17 0,93 0,32 0,07 <0,05 0,08 0,08 0,09 <0,05 <0,05
СаО 2,68 5,95 5,27 2,89 5,69 2,22 0,87 0,21 0,16 0,56 0,48 0,85 0,41 0,29
Ыа20 2,25 3,84 4,05 3,63 3,97 3,41 4,22 3,62 3,60 4,35 4,09 2,95 3,62 3,13
к2о 7,03 2,43 3,11 4,14 2,93 4,54 6,38 4,24 3,48 6,51 5,68 6,13 4,90 5,26
р2о5 0,54 1,02 0,83 0,49 0,95 0,38 0,08 0,02 0,03 0,07 0,04 0,04 0,03 0,03
1ИИ1 2,06 0,74 0,83 1,53 0,55 1,21 0,61 0,53 0,41 0,89 1,21 5,26 0,76 1,23
Сумма 99,86 99,78 99,74 99,85 99,73 99,93 99,95 100,11 100,18 99,97 100,01 100,12 100,03 100,09
К20/Ыа20 3,12 0,63 0,77 1,14 0,74 1,33 1,51 1,17 0,97 1,50 1,39 2,08 1,35 1,68
V 88,10 171,57 156,80 81,97 159,55 61,90 2,42 <1 <1 8,50 <1 <1 <1 <1
__________________________________________________Продолжение табл. 1
Объект Верхняя пачка кайласской свиты Тургинская свита
Проба Ак-29 Ак-29-1 Ак-29-2 Ак-29-3 Ак-29^1 Ак-29-5 Ак-30-1 Ак-31 Ак-33 Ак-34 Ак-36 Ак-37 Ак-37-1 Ак-37-2
Тип породы ТБС ТАВ ТА ТБС ТА ТБС АЬШС ткь Ш, АЬШС ТІШС ттшс ТМ, ТМ,
Сг 68,00 65,00 59,00 46,00 62,00 27,00 12,40 19,80 20,00 11,80 11,90 11,50 18,50 9,50
Со 14,71 24,48 20,19 12,23 21,94 8,76 0,62 0,76 0,61 1,62 0,54 0,98 0,66 0,78
№ 23,00 31,00 31,00 22,00 34,00 13,00 0,95 5,70 3,50 1,60 <0,5 <0,5 10,40 4,10
Из 315,69 71,02 103,63 192,35 98,28 217,59 200,81 308,03 311,85 209,68 227,23 484,98 220,41 221,51
Эг 451,00 894,00 821,00 519,00 875,00 425,00 231,00 50,00 <30 61,00 39,00 68,00 55,00 81,00
гг 432,23 639,07 566,47 445,51 617,42 386,88 625,45 192,65 189,95 670,98 493,49 366,53 298,80 302,85
№ 20,06 23,44 22,30 21,79 22,94 22,13 24,94 36,05 36,55 24,90 25,81 23,34 24,45 25,37
Ва 955,11 1013,50 995,97 772,91 1011,51 783,38 20,39 139,32 135,42 55,24 7,81 22,91 40,42 57,11
РЬ 19,29 17,94 19,87 25,98 18,25 25,77 28,43 28,98 37,43 30,98 26,89 31,84 30,57 24,86
и 5,30 2,27 3,36 6,34 2,40 6,45 6,24 7,72 7,70 3,99 5,05 5,89 5,72 4,56
ть 19,40 7,09 10,85 26,31 7,80 32,63 21,29 31,14 30,82 20,00 24,91 23,60 24,38 24,28
Ьа 69,01 92,65 83,87 73,19 83,81 70,77 78,20 18,83 17,85 63,15 92,30 83,03 73,44 66,83
Се 144,89 206,50 184,03 157,09 188,49 146,62 169,61 50,68 54,58 134,76 182,19 167,09 149,58 132,89
Рг 16,25 23,09 20,48 17,18 21,40 15,95 17,60 6,60 6,08 15,21 18,79 16,68 15,54 15,07
N<1 64,18 95,61 84,36 68,29 89,07 62,53 65,80 26,51 24,57 59,00 66,35 60,28 56,65 54,52
Эт 10,27 15,41 13,64 11,14 14,44 9,89 9,74 6,33 6,01 9,66 9,51 8,97 8,63 8,34
Ей 2,08 3,56 3,11 2,20 3,35 1,84 1,26 0,09 0,11 1,54 0,60 0,47 0,30 0,31
Осі 8,27 12,14 10,57 8,94 11,28 8,04 7,75 5,69 5,60 7,99 7,64 7,55 7,26 6,66
Окончание табл. 1
Объект Верхняя пачка кайласской свиты Тургинская свита
Проба Ак-29 Ак-29-1 Ак-29-2 Ак-29-3 Ак-29^1 Ак-29-5 Ак-30-1 Ак-31 Ак-33 Ак-34 Ак-36 Ак-37 Ак-37-1 Ак-37-2
Тип породы ТБС ТАВ ТА ТБС ТА ТБС АЬШС ТКЬ М, АЬШС ТЬШС ттшс ТМ, ТМ,
ТЬ 0,94 1,31 1,16 1,06 1,28 0,95 0,97 0,89 0,91 1,03 0,94 1,01 0,93 0,86
Оу 4,80 6,31 5,85 5,48 6,08 4,94 5,16 5,39 5,64 5,69 4,87 5,45 5,07 4,85
Но 0,82 1,04 0,96 0,95 0,99 0,86 0,95 1,05 1,10 1,06 0,85 1,04 0,93 0,92
Ег 2,19 2,60 2,51 2,59 2,52 2,38 2,73 3,03 3,22 3,04 2,35 2,99 2,67 2,74
Тт 0,29 0,33 0,31 0,36 0,32 0,33 0,41 0,46 0,49 0,46 0,34 0,43 0,40 0,41
УЬ 1,82 2,00 2,01 2,31 2,02 2,27 2,86 3,35 3,47 3,08 2,30 3,06 2,74 2,86
Ьи 0,27 0,28 0,29 0,36 0,29 0,34 0,44 0,49 0,51 0,46 0,36 0,48 0,42 0,43
У 19,53 23,79 22,77 23,11 23,19 21,34 22,61 23,02 24,20 23,60 18,85 25,00 21,29 21,17
^ЯЕЕ 326,08 462,82 413,15 351,14 425,37 327,72 363,50 129,40 130,13 306,11 389,39 358,53 324,57 297,70
Ьа/УЬ^) 27,26 33,27 29,89 22,69 29,75 22,39 19,58 4,03 3,69 14,71 28,84 19,49 19,22 16,74
Еи/Еи* 0,12 0,17 0,15 0,12 0,16 0,10 0,07 0,01 0,01 0,09 0,03 0,03 0,02 0,02
ТЫУЬ 10,68 3,55 5,39 11,37 3,86 14,39 7,43 9,29 8,88 6,50 10,85 7,72 8,90 8,48
1чГЬ/УЬ 11,05 11,73 11,08 9,42 11,35 9,76 8,71 10,76 10,53 8,09 11,24 7,64 8,92 8,86
Примечание к таблице 1. Принятые сокращение типов пород: ТБС - трахидацит, ТАВ - трахиандезибазальт; ТА - трахиандезит; АШЗС - щелочной риодацит; ТКЬ - трахириолит; КЬ - риолит; Т1ШС - трахириодацит. Величина европиеевой аномалии рассчитана по формуле
Еи/Еи* = Еи^п^ х Сс1х по [15]
БЮ,, мас.%
Рис. 2. Классификационная диаграмма ТА8 для вулканических пород верхней пачки кайласской и тургинской свит по [13].
Точками показаны границы области распространения составов магматических пород. Ромбиками отмечены составы вулканитов верхней пачки кайласской свиты, серыми кружками - вулканиты тургинской свиты. Поля составов пород: I - трахиандезибазальты, II - трахиандезиты, III - трахиты, IV - щелочные риодациты, V - трахидациты, VI - трахириодациты, VII -трахириолиты, VIII - риодациты, IX - риолиты
Поведение петрогенных элементов в рассматриваемых породах иллюстрируется вариационными диаграммами Харкера (рис. 3). Даже наиболее основные вулканиты верхней пачки кайласской свиты представляют собой уже глубоко дифференцированные по отношению к первичному мантийному расплаву образования с содержанием MgO 3-4 мас. %;
MgO/(FeO+MgO)<0,30; высокими концентрациями Ті02 (около 2 мас. % при 8і02 = 55,8 мас. %,), Р205 (около 1 мас. %), Ва (около 1000 мкг/г), 8г (800-900 мкг/г), 2г (500-640 мкг/г) и № (более 20 мкг/г). В трендах дальнейшей дифференциации (к трахидацитам) отчетливо проявлена отрицательная корреляция между содержаниями большинства петрогенных оксидов (ТЮ2, Л1203, Fe203, Mg0, Ca0, Ка20) и 8і02. Лишь для К20 характерно увеличение концентраций с ростом кремнекислотности пород.
Кислые вулканиты тургинской свиты характеризуются существенными концентрациями кремнекислоты и локальным расположением фигуративных точек в значениях основных петрогенных оксидов (см. рис. 3). Наиболее низкие концентрации в трахириолитах тургинской свиты характерны для ТЮ2 (0,08-0,46 мас. %), Mg0 (0,05-0,32 мас. %), Mn0 (<0,01-
0,1б мас. %) Са0 (0,16-0,87 мас. %), Р205 (0,02-0,08 мас. %), которые входят в химический состав акцессорных минералов или входят в породообразующие кварц и щелочной полевой шпат в виде изоморфных примесей. Значительные вариации глинозема (11-16 мас. %) Ка20 (2,95-4,35 мас. %) и К20 (3,48-6,51 мас. %) определяется главным образом наличием и количеством вкрапленников кали-натрового полевого шпата.
3 -|
2.5 -^ 2 -©Х
О "
5- 1-5 “
О* "
Н 1 -
0.5 -
0-
о 1 02 □ 3
18 -|
16-
О
14-
о
о
48 52 56 60 64
12-, „
1 Г 72 76
12-
10
* А<>
оо
о
о
о
о
о
О-
1 I I Г“
48 52 56 60 64
6-1
72 76
О О
'о
Оо
с^8
о
£ 4-|
о
со
о
ОХ)
2 2-
“I I I Г“
48 52 56 60 64
10-л
—1 Г“
72 76
о
оо
I I I I г
52 56 60 64
72 76
о 6“ со -
Я 4-
со
и 2 -
О
6-1
О
О
о
о
з -
—I I I I I г
48 52 56 60 64 68 72 76
2 ■
^ 5-
? . 6 и ^ 4 _ □ □
О - ч, 11
£
О,
о оо
о
о
Оо б
6с®
ох
о
л
со 4 — О
2-
П--------1------1------Г"
48 52 56 60 64
1.6-,
72 76
о
а
Оо
сР
оо
1.2-
о4 о
% 0.8 -
сГ
аГ 0.4-
<&>
о
о
о
о
—I I I I I I I I и_| I I I I I
48 52 56 60 64 68 72 76 80 48 52 56 60 64 68 72 76 80
810, (вес. %) 8Ю, (вес. %)
Рис. 3. Вариационные диаграммы Харкера для вулканитов верхней пачки кайласской и тургинской свит Александрово-Заводской впадины, иллюстрирующие поведение петрогенных элементов с увеличением 8Ю2: 1 - вулканиты верхней пачки кайласской свиты, 2 - вулканиты тургинской свиты, 3 - вулканиты бимодальной ассоциации Западно-Усуглинской впадины по [3]
В целом концентрации петрогенных оксидов в трахиандезитах-трахидацитах верхней пачки кайласской свиты и трахириолитах-трахириодацитах тургинской свиты типичны для пород бимодальных мезозойских ассоциаций Восточного Забайкалья. Это хорошо демонстрируется на рис. 3, где в качестве сравнения нанесены составы вулканитов За-падно-Усуглинской впадины - наиболее хорошо изученного проявления рифтогенного магматизма на территории Восточного Забайкалья. Особенностью эффузивов Александрово-Заводской впадины является довольно широкое развитие здесь пород промежуточных составов (кайласских тра-хидацитов и тургинских трахириодацитов), что отличает их от классических вулканитов бимодальных ассоциаций Восточного Забайкалья и указывает на существенную продолжительность процессов дифференциации как базальтоидов, так и трахириолитовых магм. На различие источников этих расплавов четко указывает самостоятельность вариационных трендов составов соответствующих пород на диаграммах (см. рис. 2 и 3).
Геохимия редких элементов
Вулканиты верхней пачки кайласской свиты имеют высокие суммарные содержания редкоземельных элементов (РЗЭ), варьирующие в пределах 413-535 мкг/г для более основных и 326-351 мкг/г для более кислых дифференциатов. Спектр распределения РЗЭ имеет высокую степень фракционирования у трахиандезитобазальтов (Ьа/УЬ(М) = 33,78-48,20), снижаясь у трахидацитов до величин Ьа/УЬ(М) = 22,39-27,76 (рис. 4).
Рис. 4. Распределение редкоземельных элементов в вулканических породах верхней пачки кайласской свиты и тургинской свиты Александрово-Заводской впадины. Составы верхней континентальной коры (1) приведены по [15]; составы базальтов океанических островов (2) даны по [21]
Сумма РЗЭ в вулканитах тургинской свиты составляет 297-389 мкг/г; величина Ьа/УЬ(М) = 17,71-19,58. Наблюдается глубокий европиевый минимум (Еи/Еи* = 0,12-0,44), что характерно для бесплагиоклазовых кислых пород. В отдельных пробах тургинской свиты, соответствующих высококалиевым риолитам с содержанием 8Ю2 > 75 мас. %, состоящих главным образом из кварца с небольшим количеством вкрапленников щелочного полевого шпата, сумма РЗЭ резко падает (до 129 мкг/г), Ьа/УЬ(К) уменьшается до 4,03 и Еи/Еи* составляет около 0,04.
Закономерности поведения РЗЭ в вулканитах кайласской и тургин-ской свит аналогичны проявленным в породах бимодальных ассоциаций Восточного Забайкалья, в частности трахибазальт-трахириолитовой ассоциации Усуглинской впадины [3].
Распределение рассеянных элементов в вулканических породах верхней пачки кайласской свиты наглядно иллюстрирует мультикомпо-нентная спайдер-диаграмма (рис. 5). В вулканитах отмечаются высокие концентрации К, ЯЬ, легких РЗЭ, ТЬ, и и 2г, значительно превышающие соответствующие значения в базальтах океанических островов. Наличие отрицательных аномалий по КЬ, Т1, Р, а также 8г сближает их по форме спектра распределения с валовым составом верхней континентальной коры, а в региональном плане - с гранитоидами ундинского комплеска, широко распространенного в данном районе. Эту близость мы объясняем процессом контаминации базальтоидного расплава коровым веществом, на что указывают явные петрографические признаки (см. выше). Однако минимумы по высокозарядным элементам (ИР8Е) могут быть связаны и с процессами флюидного воздействия на мантийный расплав предшествующих процессов субдукции, проходивших в данном регионе на протяжении всего палеозоя. С другой стороны, узкий диапазон вариаций величины Ва/КЬ (35-49) ограничивает значительную роль субдукционного компонента в расплаве.
І І І І І І І І І І І І І І І I
К ЯЬ Ва Тії и 1ЧЬ Ьа Се 8г Р N(1 Ъх 8ш Ей Ті Эу Ег У УЬ Рис. 5. Мультикомпонентная спайдер-диаграмма для вулканических пород верхней пачки кайласской свиты. Средний состав базальта океанических островов (ОІВ) приведен по [21]. Состав гранодиоритов ундинского комплекса приведен по [6]
По характеру распределения рассеянных элементов среди кислых пород тургинской свиты выделяются два типа (рис. 6 ). Трахириодациты и трахириолиты характеризуются повышенными относительно валового состава континентальной коры концентрациями К, ЯЬ, ТЬ, И, легких РЗЭ, 2г и глубокими минимумами Ва, №, 8г, Еи и Т1. Более низкие содержания легких РЗЭ (в том числе ярко выраженный глубокий Еи-минимум), 2г, отсутствие глубокой аномалии по Ва и несколько более высокие значения ТЬ и И определяют геохимическую специфику риолитов
Рис. 6. Мультикомпонентная спайдер-диаграмма для кислых вулканитов тургинской свиты Александрово-Заводской впадины. Условные обозначения: 1 - средний состав гранодиоритов ундинского комплекса по [6], 2 - кислые гипабиссальные породы бимодальной ассоциации Центральных и Западных Понтид, Северная Турция по [22]. Примечание: все составы пород номированы на валовый состав континентальной коры (КК) по [15]
Сравнение поведения микроэлементов в кислых вулканичсеких породах из рифтогенной ассоциации Александрово-Заводской впадины с рио-литовыми породами бимодальных ассоциаций других регионов, например Центральных и Западных Понтид в Северной Турции, показывает в целом аналогичное распределение рассеянных элементов, за исключением уровней их накопления, а также отдельных особенностей, таких как относительно пониженные концентрации К и ЯЬ. Эти отличия могут быть связаны с особенностями вещественного состава субстрата, из которых происходили выплавки для образования риолитовых лав, а также режимом летучих компонентов, которые в значительной степени могли сказаться на концентрировании мобильных элементов. Учитывая петрогеохимические особенности, субстратом для риолитовых магм могли служить верхнекоровые породы, к примеру гранитоидные породы ундинского комплекса, слагающие фундамент Александрово-Заводской впадины.
Обсуждение результатов и выводы
Как уже отмечалось, средне-верхнеюрские вулканические породы основного и среднего состава Александрово-Заводской впадины при составлении государственной геологической карты масштаба 1:200 000 по сходству петрографических и петрохимических свойств были объединены в одну свиту - кайласскую, в которой эффузивные толщи были подразделены на нижнюю и верхнюю пачки, разделенные средней пачкой туфогенноосадочных пород [11]. Однако детальное рассмотрение показывает, что между вулканитами нижней и верхней пачек существуют принципиальные вещественные отличия.
Критериями принадлежности базальтоидов к шошонит-латитовой серии являются: принадлежность к субщелочному ряду [9], относительно высокое содержание К20 [19], отношение К20/Ка20 в пределах 0,5-2,0 [23], низкие концентрации ТЮ2 (<1,3 %) в основных членах серии, прогрессивно снижающиеся к более кислым дифференциатам [18]. Породы с высоким содержанием ТЮ2 (>1,3 %), несмотря на повышенное содержание в них К20, принципиально отличаются от пород шошонитовой серии и относятся к трахибазальтовой серии.
Согласно данным критериям, трахиандезиты и трахидациты верхней пачки кайласской свиты со значениями К20 = 2-5 -мас. %; К20/Ка20 = 0,5-1,7; ТЮ2 = 1-2 мас. %) следует относить к представителям трахибазальтовой серии, в отличие от классических шошонитов и латитов нижней пачки. В качестве наглядного примера это прекрасно демонстрирует диаграмма ТЮ2-8Ю2 (рис. 6). На этой диаграмме область составов, отвечающих вулканическим породам верхней пачки кайласской свиты, расположена выше прямой, которая задана уравнением ТЮ2 = -0,0878Ю2 + 6,27 [12].
Для сравнения на диаграмме показана область составов вулканических пород субдукционных обстановок на примере вулканитов КурилоКамчатской островной дуги, которые характеризуются более низкими содержаниями окиси титана при соответствующих значениях кремнекисло-ты. Кроме того, на рис. 7 нанесены также составы трахибазальтов Инго-динской впадины и породы бимодальной ассоциации Западно-Усуглинской впадины Восточного Забайкалья, базальтоиды которой характеризуются высокими содержаниями ТЮ2 и являются типичными представителями вулканических пород трахибазальтовой серии. Как уже было отмечено, отличительной особенностью вулканических пород трахиба-зальтовой серии Александрово-Заводской впадины по сравнению с базаль-тоидами других рифтогенных впадин Забайкалья является наличие трахи-дацитовых составов, обусловленных, вероятно, как усвоением мантийным расплавом корового вещества, так и повышенной длительностью процессов дифференциации.
Известно, что рассмотрение соотношений величин ТЬ/УЬ и КЬ/УЬ позволяет подчеркивать вариации составов магматических источников, вызванные главным образом процессами фракционной кристаллизации, парциального плавления и коровой контаминации [17; 20].
810, (мас.%)
Рис. 7. Диаграмма 8Ю2-ТЮ2 для вулканических пород верхней пачки кайлас-ской и тургинской свит Александрово-Заводской впадины. Черными кружками показаны составы вулканитов бимодальной ассоциации Западно-Усуглинской впадины Восточного Забайкалья по [3]. Прямая, разделяющая породы шошонит-латитовой и трахибазальтовой серии, заданная уравнением ТЮ2 = - 0,0878Ю2 + 6,27 дана по [12]
Вулканические породы верхней и нижней (для сравнения) пачек кай-ласской свиты были нанесены на диаграмму ТЬ/УЬ-КЬ/УЬ (рис. 8). Составы базальтовых расплавов, генерируемых из астеносферной части мантии, ас-теносферного плюма или обогащенной литосферной мантии, характеризуются почти постоянными значениями ТЬ/КЬ и располагаются на диаграмме в пределах диагонального тренда - мантийной последовательности. В направлении вектора Ж происходит обогащение расплавов внутриплитным компонентом.
Локальные метасоматические воздействия в верхней мантии, вызванные процессами субдукции, приводят к обогащению образующихся расплавов торием и обеднению ниобием, поскольку ниобий, в отличие от тория, практически не переносится водным флюидом. Поэтому магмы, претерпевшие эпизод субдукционного обогащения, имеют более высокие значения ТЬ/УЬ по сравнению с КЬ/УЬ, что выражается на диаграмме в смещении составов вдоль вертикального вектора S относительно диагонального тренда мантийной последовательности. Коровая контаминация может также повышать значения ТЬ/УЬ относительно КЬ/УЬ, поскольку коровые породы имеют более высокие содержания ТЬ по сравнению с № за исключением низкоториевых пород гранулитовой фации метаморфизма [20].
МЬ/УЬ
Рис. 8. Диаграмма ТЪ/УЬ-МЬ/УЬ для пород кайласской и тургинской свиты Александрово-Заводской впадины. Условные обозначения: треугольниками отмечены вулканиты нижней пачки кайласской свиты, ромбиками - вулканиты верхней пачки кайласской свиты, серыми кружками - вулканиты тургинской свиты. Векторами отмечено возможное влияние процессов: £ - обогащения субдукционным компонентом, С - коровой контаминации, Ж - обогащения внутриплитным (плю-мовым) компонентом, Е - фракционной кристаллизации. Точки средних составов нормального базальта срединно-океанических хребтов (М-МОИВ), обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов (Е-МОКВ), базальтов океанических островов (О1В) приведены по [21]; валовый состав верхней континентальной коры (ВКК) по [15]; поля составов островных дуг (ОД) и активных континентальных окраин (АКО) приведены по [23] адаптированных по [16]
Трахиандезиты и трахидациты верхней пачки кайласской свиты характеризуются высокими значениями ТЬ/УЬ относительно тренда мантийной последовательности, что может свидетельствовать о двух процессах при эволюции расплава - субдукционного обогащения и коровой контаминации. Следует отметить, что возможное влияние субдукционного компонента в данном случае следует считать весьма ограниченным, учитывая геодинамическую историю развития региона и внутриконтинентальный режим на момент формирования магматических пород [7; 10].
Роль метасоматического обогащения мантии предшествующими процессами субдукции широко проявленных в пределах Монголо-Охотского палеоокеана на протяжении палеозоя, и особенно в конце перми, геохимически проявляется в магматических породах в виде низких концентраций
высокозарядных элементов (Та, МЬ, Т) в расплавах, которые формируют широкий спектр магматических пород юрско-мелового возраста. Повышенные значения ТЬ/УЬ явно обусловлены процессами коровой контаминации, на которые указывают также минералого-петрографические и пет-рохимические особенности эффузивов верхней пачки кайласской свиты. Анализ значений ТЬ/УЬ и МЬ/УЬ показывает наличие субвертикального тренда в базальтоидах верхней пачки кайласской свиты, вызванного широким колебанием величины ТЬ/УЬ и практически постоянной величиной МЬ/УЬ по сравнению с диагональным трендом у латитовых пород нижней пачки, обусловленного процессами кристаллизационной дифференциации и коровой контаминации в их генезисе.
Таким образом, результаты проведенных исследований позволяют сформулировать следующие выводы.
Трахиандезиты и трахидациты верхней пачки кайласской свиты вместе с кислыми вулканитами тургинской свиты представляют собой позне-юрско-раннемеловую рифтогенную ассоциацию Александрово-Заводской впадины Юго-Восточного Забайкалья. Особенностью эффузивов Алексан-дрово-Заводской впадины является довольно широкое развитие здесь пород промежуточных составов (кайласских трахидацитов и тургинских тра-хириодацитов), что отличает их от классических вулканитов бимодальных ассоциаций Восточного Забайкалья и указывает на существенную продолжительность процессов дифференциации родоначальных расплавов. Анализ минералого-петрографических особенностей, распределения петроген-ных и рассеянных элементов свидетельствует о кристаллизационной дифференциации с значительным влиянием процесса коровой контаминации в генезисе трахиандезитов и трахибазальтов кайласской свиты. Среди вулканитов тургинской свиты выделяются две группы пород - менее кремнекислых, представленных трахириодацитами и щелочными риодацитами, и более кремнекислых - трахириолитов и риолитов, в которых наблюдаются крайне деплетированные составы по Ва, 8г, Ей и Т1, вызванные процессами фракционирования щелочного полевого шпата, плагиоклаза, сфена и ильменита относительно магматического расплава, сформировавшего кислые вулканиты.
Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ 1205-31334, 12-05-31181.
Список литературы
1. Антипин В. С. Геохимическая эволюция известково-щелочного и субще-лочного магматизма / В. С. Антипин. - Новосибирск : ВО «Наука», 1992. - 223 с.
2. Булнаев К. Б. Формирование впадин «Забайкальского» типа / К. Б. Булна-ев // Тихоокеан. геология. - 2006. - Т. 25, № 11. - С. 18-30.
3. Геохимия и 8г-изотопные характеристики магматических пород Западно-Усуглинской бимодальной вулкано-плутонической ассоциации (1з-Кь Забайкалье) / М. Э. Казимировский [и др.] // Геология и геофизика. - 2001. - Т. 42, № 6. -С. 951-967.
4. Геохимия мезозойский латитов Забайкалья / Л. В. Таусон [и др.]. -Новосибирск : Наука, 1984. - 205 с.
5. Геохимия субщелочных вулканических серий двух стадий позднемезозойской тектоно-магатической активизации Юго-Восточного Забайкалья / В. А. Пер-вов [и др.] // Геохимия. - 1987. - № 6. - С. 798-811.
6. Геохимия, изотопная геохронология и генетические черты Верхнеундин-ского гранитного батолита (Восточное Забайкалье) / В. Д. Козлов [и др.] // Геохимия. - 2003. - № 4. - С. 408-424.
7. Гордиенко И. В. Геодинамика и металлогения Монголо-Забайкальского региона / И. В. Гордиенко, М. И. Кузьмин // Геология и геофизика. - Новосибирск : Изд-во НИЦ ИОГГМ СО РАН, 1999. - Т. 40. - С. 1545-1562.
8. Захаров М. Н. Петрология и геохимия Акатуевского эффузивно-интрузивного комплекса в Приаргунской структурной зоне Восточного Забайкалья : автореф. дис. ... канд. наук / М. Н. Захаров. - Иркутск, 1972. - 22 с.
9. Классификация и номенклатура магматических горных пород / О. А. Богатиков [и др.]. - М. : Недра, 1981. - 160 с.
10. Модель формирования орогенных поясов Центральной и СевероВосточной Азии / Л. М. Парфенов [и др.]// Модель формирования орогенных поя-ов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеан. геология. - 2003. - Т. 22, № 6. - С. 7-41.
11. Объяснительная записка к геологической карте РФ масштаба 1:200 000. Лист М-50-Х. - М., 2000. - 132 с.
12. Первов В. А. Петрология позднемезозойских субщелочных вулканических пород Юго-Восточного Забайкалья и Монголии : автореф. дис. ... канд. /
B. А. Первов. - М., 1988. - 24 с.
13. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, ме-тасоматичсекие, импактные образрования. СПб. : Изд-во ВСЕГЕИ, 2009. - 200 с.
14. Северо-Азиатский суперплюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика / В. В. Ярмолюк [и др.] // Геотектоника. - 2000. - №5. - С. 3-29.
15. Тейлор С. Р. Континентальная кора, ее состав и эволюция / С. Р. Тейлор,
C. М. Мак-Леннан. - М. : Мир, 1988. - 380 с.
16. Geochemical and Sr-Nd-Pb-O isotopic composition of the post-collisional ul-trapotassic magmatism in SW Tibet: Petrogenesis and implications for India intracontinental subduction beneath Southern Tibet / Z. Zhao [et al.] // Lithos. - 2009. - Vol. 113. - P. 190-212.
17. Keskin M. Volcano-stratigraphy and geochemistry of collision-related volcan-ism on the Erzurum-Kars Plateau, northeastern Turkey / M. Keskin, J. A. Pearce, J. G. Mitchell // Journal of Volcanology and Geothermal Research. - 1998. - Vol. 85. -P. 355-404.
18. Morrison G. W. Characteristics and tectonic setting of shoshonite rock association / G. W. Morrison // Lithos. - 1980. - Vol. 13, N 1. - P. 97-108.
19. Peccerillo A. Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Nothern Turkey / A. Peccerillo, S. R. Taylor // Contrib. Mineral. Petrol. - 1976. - Vol. 58, N 1. - P. 63-81.
20. Petrogenic evolution of late Cenozoic post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey / E. Aldamaz [et al.] // Journal of volcanology and geothermal research. -2000. - Vol. 102. - P. 67-95.
21. Sun S. S. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes / S. S. Sun, W. F. McDonough // Magmatism in Ocean Basins. - Geol. Soc. London Spec. Publ. - 1989. - Vol. 42. - P. 313-346.
22. Tectonic setting of the Jurassic bimodal magmatism in the Sakarya Zone (Central and Western Pontides), Northern Turkey: A geochemical and isotopic approach /
S. Genc [et al.] // Lithos. - 2010. - Vol. 118. - P. 95-111.
23. Wilson M. Igneous petrogenesis / M. Wilson. - London : Unwin Hyman, 1989. - 446 p.
Trace element composition of Late Mezosoic rift-related volcanic rock assemblage of the Alexandrovo-Zavodsk depression structure, South-East Transbaikal area
S. A. Sasim, V. S. Chukanova, N. N. Ilyna, J. V. Semenova,
A. V. Oschepkova
Annotation. Classification, petrochemical and trace element features of the volcanic rocks of the upper beds of the Kailassk suite and Turginsk suite of South-East Trans-Baikal area are considered. We argue what these rocks is J3-Ki rift-related assemblages. A set of mineralogical, petrographic, petrochemical and geochemical data were used to conclude that trachiandesites and trachidacites of upper beds of the Kailassk suite were formed by processes of fractional crystallization and crust assimilation. The felsic rocks of Turginsk suite are related to the melts of continental crust material.
Key words: late Mesozoic, South-East Transbaikal area, volcanic rocks, rift-related assemblage, trace element.
Сасим Сергей Александрович Институт геохимии СО РАН 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а младший научный сотрудник тел. (3952) 42-60-34
Иркутский государственный университет 664003, г. Иркутск, ул. К. Маркса, 1 преподаватель тел.: (3952) 20-09-31
Чуканова Валерия Сергеевна Институт геохимии СО РАН 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а младший научный сотрудник тел.: (3952) 42-60-34
Ильина Наталья Николаевна Институт геохимии СО РАН 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а инженер
тел.: (3952) 42-60-34
Sasim Sergey Alexandrovich Institute of Geochemistry SB RAS 1A, Favorsky Str., Irkutsk, 664033 scientific researcher tel.: (3952) 42-60-34 Irkutsk State University 1, K. Marx st., Irkutsk, 664003 lecturer
tel.: (3952) 20-09-31
Chukanova Valerya Sergeevna Institute of Geochemistry SB RAS 1A, Favorsky Str. Irkutsk, 664033 scientific researcher tel.: (3952) 42-60-34
Ilyna Natalya Nikolaevna Institute of Geochemistry SB RAS 1A, Favorsky Str. Irkutsk, 664033 engineer
tel.: (3952) 42-60-34
Семенова Юлия Владимировна Институт геохимии СО РАН 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а инженер
тел.: (3952) 42-60-34
Ощепкова Анастасия Владимировна Институт геохимии СО РАН 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а старший лаборант тел. (3952) 42-60-34
Иркутский государственный университет 664003, г. Иркутск, ул. К. Маркса, 1 студент
тел.: (3952) 20-16-39
Semenova Julia Vladimirovna Institute of Geochemistry SB RAS 1A, Favorsky Str. Irkutsk, 664033 engineer
tel.: (3952) 42-60-34
Oschepkova Anastasia Vladimirovna
Institute of Geochemistry SB RAS
1A, Favorsky st., Irkutsk, 664033
laboratory assistant
tel.: (3952) 42-60-34
Irkutsk State University
1, K. Marx st., Irkutsk, 664003
student
tel.: (3952) 20-16-39
