Особенности дифференциации расплавов мезозойских рифтогенных впадин Восточного Забайкалья

Размещено на http://www.allbest.ru/

Особенности дифференциации расплавов мезозойских рифтогенных впадин Восточного Забайкалья

Ю.С. Андреева, С.А. Сасим

Аннотация

В статье рассмотрены особенности геологического строения позднеюрско-раннемеловых вулканитов Харанорской и Торейской рифтогенных впадин Восточного Забайкалья. Выявлена их классификационная принадлежность и показаны особенности дифференциации их расплавов на основе петрохимических данных. Сделаны выводы, что главным петрогенетическим процессом в формировании вулканитов впадин является фракционная кристаллизация.

Ключевые слова: Монголо-Охотский орогенный пояс, поздний мезозой, Торейская впадина, Харанорская впадина, внутриплитный магматизм, трахибазальтовая серия.

Введение

Центрально-Азиатский подвижный пояс к югу от Монголо-Охотскогоразлома, представляет собой коллаж разнородных и разновозрастных террейнов(рис. 1) [1, 2].Монголо-Охотский орогенный пояс (МООП) является одной из крупнейших орогенных структур Центральной Азии [1], что определяет его важнейшее значение при расшифровке истории формирования Центрально-Азиатского складчатого пояса [3]. На разных этапах своего развития регион являлся ареной проявления масштабных субдукционных и коллизионных событий, подвергался влиянию внутриплитовых магматических процессов. История геодинамического развития Забайкальского сегмента МООП в палеозое и мезозое рассматривается рядом исследователей [3,4] как необратимый эволюционный ряд различных геодинамических обстановок, возникающих в океаническую, переходную и континентальную стадии.

Согласно данным палеогеодинамических реконструкций, полное замыкание МООП в районе Восточного Забайкалья произошло на рубеже ранней и средней юры. В конце мезозоя на территории Восточного Забайкалья, завершая эпоху мощных преобразований строения и состава литосферы, проявились интенсивные процессы сводо- и грабенообразования и активный магматизм, породивший широкое разнообразие магматических комплексов и серий, что дает возможность изучать возрастные и латеральные особенности вещественного состава магматических пород и его эволюцию во времени [5].

Переход орогенного пояса к внутриконтинентальному этапу своего развития сопровождался на рубеже средней юры - раннего мела широким развитием магматизма, различных геохимических типов [6]. Для территории Юго-Восточного Забайкалья позднемезозойский этап тектонического развития подразделяется на две стадии - средне-позднеюрского и позднеюрско-раннемелового [5, 7]. Для первой стадии характерно развитие субщелочных эффузиво в повышенной калиевости, относимых к геохимическому типу шошонит-латитовыхсерий [6, 7]. На второй стадии формируются породы бимодальной трахибазальт-трахириолитовой ассоциации, включающей трахибазальты повышенной титанистости, дациты, трахидациты, риолиты и трахириолиты и субщелочные риолиты, свойственные обстановкам континентального рифтогенеза. Этот магматизм является типоморфным для многочисленных рифтогенных впадин Монголо-Охотского пояса [5, 7, 8].

Рис. 1. Схема расположения Монголо-Охотского орогенного пояса в системе Центрально-Азиатского складчатого пояса по [3]. На схеме показано положение объектов исследования - вулканитов Харанорской и Торейскойрифтогенных впадин

По этой причине авторами в качестве объектов исследования выбраны слабо изученные позднемезозойские вулканические породы, локализованные в Харанорской и Торейскойрифтогенных впадинах.

Аналитические исследования проводились в лабораториях ИГХ СО РАН (г. Иркутск). Силикатный анализ пород проводился методом РФА на рентгенофлуоресцентном спектрометре СРМ-25 (аналитик А.Л. Финкельштейн).

1. Геологическое строение объектов исследования

На рассматриваемой территории в составе Центрально-Азиатского складчатого пояса выделяется Агинскаямегазона Монголо-Охотской складчато-надвиговой системы, ограниченная Онон-Туринским, Монголо-Охотским и Восточно-Агинским глубинными разломами. Она представлена коллажем различных по размерам террейнов, сложенных осадочными и вулканогенно-осадочными образованиями окраинных морей, формировавшихся на разных этапах и при различных геодинамических режимах [2].Торейская и Харанорскаярифтогенныевпадины входят в состав Ононскоготеррейна, расположенного в юго-западной части Агинской мегазоны (рис. 1).

Нами изучались позднемезозойские вулканические породы, относящиеся к шадоронской серии и тургинской свите. Вулканиты шадоронской серии развиты в пределах Харанорской впадины, а вулканиты тургинскойсвиты развиты главным образом в Торейской впадине.

Шадоронская серияразвита на большей части Аргунского террейна и отмечается в Агинской мегазоне. В пределах рассматриваемых районов, вулканиты данной серии развиты только в Харанорской впадине.

Вулканиты шадоронской серии на территории Харанорской впадины с угловым несогласием залегают на раннедевонских метаосадочных породах чиндантской свиты, раннекаменноугольных вулканогенно-осадочных образованиях уртуйской свиты и раннетриасовых терригенных породах тыргетуской свиты. Согласно [2] в нижней части разреза шадоронская серия представлена переслаиванием конгломератов, брекчий, песчаников. Выше в разрезе залегают вулканиты основного и среднего состава. Далее они сменяются дацитами, риодацитами, андезидацитами. Верхняя часть разреза сложена вулканитами среднего-основного состава, сменяющихсяумереннокислыми и кислыми лавами. В целом вулканиты шадоронской серии связаны переходами по составу, имеют мелкопорфировую структуру, массивную или пористо-миндалекаменную текстуру.

Вулканиты тургинскойсвиты представлены вулканитами контрастной ассоциации, залегающих с угловым несогласием в районе Торейской впадины на средне-верхнедевонских метаосадочных породах чинданской и усть-борзинской свит. В Харанорской впадине тургинскаясвиты представлена преимущественно терригенными и в меньшей степени вулканогенно-осадочными породами и залегают с угловым несогласием на вулканитах шадоронской серии.

В основании разреза тургинская свита сложена покровами вулканитов основного состава, в подошве которых иногда присутствует маломощный (до 1-1,5 м) слой брекчиевых лав и кластолав с обломками подстилающих пород. Выше наблюдаются чередующиеся потоки трахибазальтов и трахиандезибазальтов с прослоями туфоконгломератов, туфопесчаников и туфогравелитов, а также местами лавы и туфы санидин-морионовых риолитов, биотит-санидиновыхтрахириодацитов. Именно данная часть свиты наблюдается в пределах Торейской впадины. В средней части свиты преобладают аргиллиты, перемежающиеся с алевролитами. В подчиненном количестве присутствуют разные по составу песчаники, иногда с маломощные прослоями конгломератов. Верхняя часть свиты характеризуется переслаиванием песчаников, алевролитов и аргиллитов. Средняя и верхняя часть свиты отмечается в Харанорской впадине.

Определения геохронологического возраста вулканитов свиты калий-аргоновым и рубидий-стронциевым методами варьируют от 127 до 146 млн лет [2]. По сумме данных принят раннемеловой возраст свиты.В пределах торейской впадины вулканиты тургинской свиты характеризуются рубежом поздней юры - раннего мела.

вулканит забайкалье фракционный кристаллизация

2. Классификация и петрохимические особенности исследуемых вулканитов

На классификационной диаграмме TAS (рис. 2) вулканиты шадаронской серии Харанорской впадины характеризуются сложным распределением, в котором условно можно отметить два тренда пород основного-среднего составов, первый из которых лежит в области умеренно-щелочного ряда, соответствуя трахибазальтам и трахиандезибазальтам. Второй тренд, отличающийся от первого более низким содержанием щелочей и протягивающийся между составами умеренно-щелочного и нормально-щелочного рядов. Они соответствуют трахиандезибазальтам, трахиандезитам, андезибазальтам, андезитам. Отдельные составы кислых вулканитов располагаются внизкощелочном, нормально-щелочном и умеренно-щелочном рядах, соответствуя трахириодацитам, риолитам, низкощелочнымриодацитам. Вулканиты Торейской впадины (тургинская свита) локализуются в умеренно-щелочном ряду и соответствуют непрерывному тренду от трахибазальтов до трахиандезитов. Отдельная проба соответствует низкощелочномуриолиту. Отдельные пробы вулканитов Харанорской и Торейской впадин характеризуютсяэкстремальными значениями K2O/Na2O и относятся к ультракалиевой и известково-щелочной сериям. Доминирующие величины K2O/Na2O в вулканитах Харанорской впадины варьируют в пределах 0,59-0,46, а в вулканитах Торейской впадины 0,46-2,01, соответствуя на диаграмме K2O-Na2O (рис. 3) шошонит-латитовой серии. Отдельные пробы вулканитов Харанорской и Торейской впадин характеризуются экстремальными значениями K2O/Na2O и относятся к ультракалиевой и известково-щелочной сериям.

Рис. 2. КлассификационнаяTAS-диаграмма для позднеюрско-раннемеловых вулканитов Харанорской и Торейской впадины по [9]. Условные обозначения: 1 - вулканиты Харанорской впадины, 2 - вулканиты Торейской впадины. Поля составов на диаграмме: I - трахибазальты, II - трахиандезибазальты, III - трахиандезиты, IV-трахидациты, V - трахириодациты, VI - андезибазальты, VII - андезиты, VIII - дациты, IX - риолиты, X - низкощелочныериолиты

На диаграмме TiO2-SiO2 (рис. 3) вулканиты Харанорской впадины характеризуются двумя выраженными трендами - дискретным высокотитанистым, соответствуя вулканитам рифтогенных областей и низкотитанистым, располагаясь в области составов вулканитов островных дуг и активных континентальных окраин.

Рис. 3. Диаграммы TiO2-SiO2 и K2O-Na2O для позднеюрско-раннемеловых вулканитов Харанорской и Торейской впадин. Условные обозначения см. на рис. 2. Принятые сокращения полей на диаграмме TiO2-SiO2: ОД - островные дуги, АКО - активные континентальные окраины, РО рифтогенные области

Вулканиты Торейской впадины имеют высокотитанистый состав и лежат в рифтогенной области. На рис. 4 показаны вариации петрогенных компонентов исследуемых вулканических пород. Среди вулканитов Торейской и части вулканитов Харанорской впадин отмечаются компактные области составов с выраженной отрицательной корреляцией между содержаниями MgO, CaO, Fe2O3общ., MnO, P2O5 и положительной корреляцией K2O с одной стороны и SiO2 с другой. Другая часть вулканитов Харанорской впадины характеризуется более широким диапазоном содержаний кремнезёма и по соотношению с содержанием отдельных петрогенных оксидов (MgO, FeO, P2O5, K2O, Na2O) обладает существенно различными трендами. Обращает на себя внимание высокое содержание в них MgO, достигающее до 9,4 мас. % в трахибазальтах.

Рис. 4. Вариационные диаграммы петрогенных элементов вулканитов Харанорской и Торейской впадин. Условные обозначения см. на рис. 2.

Заключение

По совокупности классификационных критериев в вулканических породах шадаронской серии Харанорской впадины можно выделить вулканиты разной сериальной принадлежности: 1) низкотитанистые вулканиты близкие по вещественному составу к магматитам активных континентальных окраин или островных дуг и условно относимые нами к шошонит-латитовой серии; 2) высокотитанистые вулканиты близкие по составу к базальтоидам рифтогенных областей и относящиеся к трахибазальтовой серии. Вулканиты тургинской свиты Торейской впадины относятся к трахибазальтовой серии. Главным петрогенетическим процесом проявленных в вещественных составах обеих выделенных серий может считаться процесс фракционной кристаллизации. Выявленные различия в вещественных составах вулканитов Харанорской впадины требуют дальнейших изотопно-геохимических исследований, направленных на установление источников вещества и петрогенетических процессов, участвовавших в их формировании.

Исследования проводились в рамках выполнения государственного задания по проекту XI.129.1 (0350-216-0028) и проекта РФФИ №18-35-00111.

Библиографический список

1. Парфенов Л.М. Проблема тектоники Монголо-Охотского орогенного пояса Л.М. Парфенов, Л.И. Попеко, О. Тормутогоо // Тихоокеанская геология. - 1999. - Т.18. - №5. - С. 24-43.

2. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1000 000 (третье поколение). Серия Алдано-Забайкальская. Лист M-50 - Борзя. Объяснительная записка. - СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2010. - 553 с.

3. Парфенов Л.М. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии /Л.М. Парфенов, Н.А. Берзин, А.И. Ханчук, и др. // Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеанская геология. - 2003. - Т. 22. - № 6. - С 7-41.

4. Гордиенко И.В. Геодинамика и металлогения Монголо-Забайкальского региона / И.В. Гордиенко, М.И. Кузьмин // Геология и геофизика. - 1999. - Т. 40. - С. 1545-1562.

5. Казимировский, М.Э. Геохимия и петрология позднемезозойских рифтогенных магматических пород Забайкалья (Нерча-Ингодинская рифтогенная зона): дис. … канд. г.-м. наук : 04.00.02 / Казимировский Марк Эдуардович. - Иркутск, 1996. - 251 с.

6. Таусон Л.В. Геохимия мезозойский латитов Забайкалья / Л.В. Таусон, В.С. Антипин, М.Н. Захаров, В.С. Зубков. - Новосибирск: Наука, 1984. - 205 с.

7. Первов В.А. Геохимия субщелочных вулканических серий двух стадий позднемезозойской тектоно-магматической активизации Юго-Восточного Забайкалья / В.А. Первов, В.И. Дрынкин, А.Л. Керзин, Й. Келлер // Геохимия, 1987. - №6. - С.798-811.

9. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. СПб.: изд-во ВСЕГЕИ, 2009. - 200 с.

Размещено на Allbest.ur