Mineral and geochemical characteristics, composition of initial melt, and parameters of crystallization for Dzhigda gabbroids (south-eastern framing of the Siberian craton)

Cover Page

Cite item

Full Text

Abstract

Dzhigda gabbroid massif is a typical representative of the Permo-Triassic ultramafic-mafic intrusions in the south-eastern framing of the Siberian Сraton. The article presents results of calculations of the composition and crystallization parameters of the melt that produced the gabbroids. It is has shown that crystallization of the melt occurred at the pressure of 4—6 kbar and initial temperature of 1125—1160 °С. Fractionation of the melt led to the formation of gabbro and gabbrodiorites, on the one hand, and to the formation of gabbro and gabbro-diorites enriched with sodium, on the other hand. Analysis of available data shows that the compositions of the initial melt and crystallization parameters for Permo-Triassic ultramafic-mafic intrusions in the south-eastern framing of the Siberian Craton are significantly differ. Perhaps this is a characteristic of this stage of magmatism. In addition, rocks from these intrusions have obvious features of geochemical duality, which is a combination of signature as intraplate and suprasubduction origin.

Full Text

Юго-восточное обрамление Сибирского кратона характеризуется широким проявлением разновозрастного ультрамафит-мафитового магматизма. Результаты геохронологических исследований последних лет показывают, что многие массивы ультраосновного-основного составов этой структуры, ранее относимые к докембрию, имеют палеозойский и мезозойский возраст (Бучко и др., 2007а, б; Бучко и др., 2008; Бучко и др., 2010а, б; Бучко и др., 2011; Бучко и др., 2017, 2018). Один из наиболее мощных этапов ультрабазит-базитового магматизма в регионе приходится на рубеж перми и триаса. От понимания генетических особенностей этого магматизма во многом зависит разработка корректной геодинамической модели формирования обсуждаемой геологической структуры. В этой связи нами были проведены комплексные минералого-геохимические исследования габброидов Джигдинского интрузива (рис. 1), являющегося типичным представителем массивов и интрузий этой возрастной группы (Родионов и др., 2018).

 

Рис. 1. Схема тектонического районирования юго-восточного обрамления Сибирского кратона и схематическая геологическая карта Джигдинского интрузива. Составлена по опубликованным данным (Парфенов и др., 2003; Сережников, Волкова, 2007; Агафоненко и др., 2007; Петрук, Козлов, 2009).

1 — Селенгино-Становой супертеррейн; 2—4 — террейны Джугджуро-Станового супертеррейна: 2 — Иликанский, 3 — Брянтинский, 4 — Купуринский; 5 — Джелтулакская шовная зона; 6 — Монголо-Охотский складчатый пояс; 7 — Амурский супертеррейн; 8 — разломы; 9 — пермо-триасовые ультрамафит-мафитовые интрузии. Цифрами в кружках указаны массивы и интрузивы, упоминаемые в тексте: 1 — Джигдинский, 2 — Амунактинский, 3 — Лукиндинский, 4 — Лучинский. Звездочкой на врезке показано положение Джигдинского интрузива. На выноске приведена схематическая геологическая карта Джигдинского интрузива: 10 — метаморфические породы иликанской серии; 11 — гнейсовидные гранитоиды древнестанового комплекса; 12 — породы Джигдинского интрузива; 13 — кайнозойские рыхлые отложения.

 

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Петрографические особенности пород исследовались с помощью методов оптической и электронной микроскопии. Изучение состава породообразующих минералов проводилось в Аналитическом центре минералого-геохимических исследований ИГиП ДВО РАН (г. Благовещенск, аналитик В. И. Рождествина) с использованием растрового электронного микроскопа JSM 6390LV JEOL (Япония), оснащенного системой микроанализа Oxford INCA Energy 350-Wave (Англия) с дисперсией по энергии и длине волны. Для обеспечения стока заряда на поверхность аншлифов методом термического распыления в вакууме наносился углерод. Параметры зонда при съемке — 20 keV, 67 μA. Накопления спектров с экспозицией 60 сек, количественная оптимизация выполнена на Co.

КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОБЪЕКТА ИССЛЕДОВАНИЯ

Исследуемый Джигдинский интрузив находится в пределах Иликанского террейна (блока) в западной части Джугджуро-Станового супертеррейна (рис. 1). Интрузив представляет собой вытянутое в северо-западном направлении тело, протяженностью около 4.5—5.0 км и шириной 0.8—1.2 км. Вмещающими для интрузива являются метаморфические породы иликанской серии, его взаимоотношения с гнейсовидными гранитоидами древнестанового комплекса остаются спорными (рис. 1). В существующих региональных стратиграфических схемах (Агафоненко и др., 2007; Петрук, Козлов, 2009) они отнесены к нижнему архею, хотя в настоящее время имеются Sm-Nd изотопно-геохимические и U-Pb геохронологические данные о том, что возраст этих образований не древнее позднего архея (Ларин и др., 2004; Ларин и др., 2006; Сальникова и др., 2006; Великославинский и др., 2011).

В современных схемах корреляции магматических комплексов восточной Сибири габброиды Джигдинского интрузива так же, как и большинство ультрамафит-мафитовых массивов юго-восточного обрамления Сибирского кратона, отнесены к хани-майскому комплексу метаморфизованных базитов и ультрабазитов условно раннеархейского возраста (Агафоненко и др., 2007). В то же время нами показано, что возраст габброидов Джигдинского интрузива, обогащенных натрием, составляет 244 ± 5 млн лет (Родионов и др., 2018).

Габбро, габбро-диориты, а также серия габбро, габбро-диоритов с повышенной натриевой щелочностью Джигдинского интрузива представляют собой мелко-среднезернистые породы с массивной текстурой и реликтовой габбровой структурой. Среди более ранних минералов преобладают плагиоклаз (50—65 %), единичные реликтовые зерна клинопироксена и амфиболы (более 5 %). В серии габброидов, обогащенных натрием, присутствует первичный биотит (до 5—7 %). В шлифах наблюдается отчетливый идиоморфизм плагиоклаза относительно пироксена. Эти минералы замещаются более поздним вторичным амфиболом, а затем и хлоритом. Акцессорные минералы представлены титаномагнетитом, апатитом и цирконом.

МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД

Состав клинопироксена отвечает авгиту (Wo28—29En48—42Fs19—22). Клинопироксен характеризуется повышенным содержанием MgO (> 15 мас. %) и высокой магнезиальностью (Mg# 68—74), низкими содержаниями Al2O3 и TiO2 (табл. 1).

 

Таблица 1

Химический состав (мас. %) пироксенов Джигдинского интрузива

Chemical composition (wt %) of clinopyroxene from the Dzhigda intrusive

Компонент

С-1255

С-1255-3(4)*

А-3(3)

А-4(4)

SiO2

TiO2

Al2O3

FeO*

MnO

MgO

CaO

Na2O

K2O

53.56

0.23

3.72

12.05

0.22

16.93

13.18

0.30

0.06

54.36

0.17

3.79

11.73

0.29

16.27

13.26

0.46

0.08

54.05

0.26

4.19

12.27

0.34

15.20

12.75

0.49

0.13

54.63

0.48

2.51

11.33

0.18

17.61

13.64

0.29

0.00

Сумма

100.25

100.41

99.68

100.67

Коэффициенты в формуле (О = 6)

Si

Ti

Al

Fe

Mn

Mg

Ca

Na

K

En

Fs

Wo

Mg#

1.960

0.006

0.160

0.369

0.007

0.923

0.517

0.021

0.003

50.9

20.7

28.5

71.5

1.980

0.005

0.163

0.357

0.009

0.884

0.518

0.032

0.004

50.0

20.7

29.3

71.2

1.986

0.007

0.181

0.377

0.011

0.832

0.502

0.035

0.006

48.3

22.5

29.2

68.8

1.984

0.013

0.107

0.344

0.006

0.954

0.531

0.020

0.000

52.0

19.1

28.9

73.5

Примечание. * Цифры в скобках — количество анализов.

Mg# = 100 · MgO/(MgO + FeO*).

 

Состав плагиоклаза варьирует от олигоклаза An14 до лабрадора An57 (табл. 2). В плагиоклазе установлена примесь BaO (< 0.2 мас. %; табл. 2).

 

Таблица 2

Химический состав (мас. %) плагиоклазов Джигдинского интрузива

Chemical composition (wt %) of plagioclase from the Dzhigda intrusive

Номер п/п

Компонент

SiO2

TiO2

Al2O3

FeO*

MnO

MgO

CaO

BaO

Na2O

K2O

Сумма

Ab

An

Kfs

1

61.87

0.04

24.11

0.12

0.03

0.03

6.47

0.08

7.15

0.08

99.98

66.3

33.2

0.5

2

64.41

0.04

22.51

0.08

0.04

0.03

4.63

0.07

8.1

0.05

99.96

75.8

23.9

0.3

3

56.2

0.04

27.53

0.19

0.02

0.02

10.78

0.2

4.85

0.05

99.88

44.7

55

0.3

4

60.88

0.05

24.22

0.62

0.03

0.33

7.13

0.06

6.72

0.09

100.13

62.7

36.8

0.5

5

57.17

0.07

27.01

0.15

0.01

0.01

10.49

0.07

4.77

0.04

99.79

45

54.7

0.3

6

61.99

0.05

24.37

0.13

0.04

0.04

7

0.08

6.67

0.07

100.44

63

36.5

0.5

7

64.5

0.06

22.18

0.43

0.02

0.07

4.72

0.1

6.67

0.07

98.82

71.5

28

0.5

8

59.13

—

28.02

0.18

—

—

9.22

—

6.38

—

102.93

55.6

44.4

0.0

9

67.04

—

22.64

—

—

—

3.1

—

9.96

—

102.74

85.3

14.7

0.0

10

55.29

0.04

28.08

0.42

0.01

0.01

11.12

0.07

4.64

0.05

99.73

42.9

56.8

0.3

11

67.22

0.05

20.33

0.24

0.03

0.01

2.71

0.05

9.13

0.06

99.83

85.6

14

0.4

Примечание. Образцы: 1 — С-1255(32) андезин; 2 — С-1255(11) олигоклаз; 3 — С-1255-3(6) лабрадор; 4 — С-1255-3(20) андезин; 5 — А-3(11) лабрадор; 6 — А-3(68) андезин; 7 — А-3(26) олигоклаз; 8 — А-4(12) андезин; 9 — А-4(2) олигоклаз; 10 — А-4—4(8) лабрадор; 11 — А-4-4(16) олигоклаз; цифры в скобках — количество анализов. Прочерк — содержание ниже порога чувствительности анализа.

 

Амфиболы по международной классификации (Leake et al., 1997) относятся к кальциевой группе (CaB > 1.50). Первичные амфиболы представлены преимущественно паргаситом и ферропаргаситом, вторичные — магнезиальной роговой обманкой и актинолитом (табл. 3).

 

Таблица 3

Химический состав (мас. %) амфиболов Джигдинского интрузива

Chemical composition (wt %) of amphibole from the Dzhigda intrusive

Номер

п/п

Компонент

SiO2

TiO2

Al2O3

FeO

MnO

MgO

CaO

BaO

Na2O

K2O

Cl

Сумма

1

42.30

0.15

14.81

18.40

0.37

7.32

11.26

0.06

1.63

0.66

0.42

97.38

2

46.84

0.24

10.75

16.00

0.33

10.52

11.12

0.07

1.23

0.55

0.19

97.84

3

47.70

1.60

7.89

14.68

0.39

12.48

11.77

0.07

1.04

0.65

0.19

98.46

4

55.32

0.20

2.94

10.71

0.47

16.21

11.95

0.03

0.43

0.08

0.04

98.38

5

54.30

0.25

5.38

12.48

0.32

13.20

11.08

0.07

0.61

0.34

0.08

98.11

6

43.39

0.32

13.16

17.90

0.31

10.15

10.63

—

1.25

0.71

0.25

98.07

7

42.47

0.16

14.11

18.55

0.32

7.97

11.86

0.04

1.31

0.66

0.39

97.84

8

47.39

1.23

8.27

15.22

0.32

11.65

11.87

0.10

1.00

0.60

0.17

97.82

9

53.58

0.12

4.20

11.56

0.26

15.15

12.53

0.09

0.42

0.12

0.05

98.08

10

41.62

0.33

12.88

18.58

—

8.43

11.10

—

1.51

0.50

—

94.95

11

49.81

0.18

10.07

16.93

0.23

12.72

12.30

—

1.14

0.16

—

103.54

12

44.04

1.65

12.67

12.74

0.18

11.52

12.52

—

1.39

0.81

0.11

97.63

13

46.55

1.73

10.22

11.82

0.15

13.34

11.68

0.07

1.20

0.74

0.07

97.57

14

55.73

0.09

2.79

9.70

0.31

16.94

11.70

0.06

0.37

0.05

0.03

97.77

Формула (O = 23)

11 (Na0.421 K0.128)0.549 (Ca1.829 Fe0.065 Na0.058 Mn0.048)2 (Fe2.268 Mg1.655 Al1.060 Ti0.017)5 (Si6.414 Al1.586)8 O22(OH)2

12 (Na0.249 K0.104)0.354 (Ca1.758 Na0.103 Fe0.098 Mn0.041)2 (Mg2.314 Fe1.876 Al0.782 Ti0.027)5 (Si6.913 Al1.087)8 O22(OH)2

13 (Na0.242 K0.121)0.363 (Ca1.847 Na0.054 Fe0.050 Mn0.048)2 (Mg2.726 Fe1.748 Al0.350 Ti0.176)5 (Si6.988 Al1.012)8 O22(OH)2

14 K0.014 (Ca1.807 Na0.118 Mn0.051)1.976 (Mg3.411 Fe1.264 Al0.298 Ti0.021 Mn0.005)5 (Si7.809 Al0.191)8 O22(OH)2

15 K0.062 (Ca1.690 Na0.168)1.858 (Mg2.802 Fe1.486 Al0.633 Mn0.039 Ti0.027)4.987 (Si7.731 Al0.269)8 O22(OH)2

16 (Na0.362 K0.135 Ca0.074)0.571 (Ca1.628 Fe0.333 Mn0.039)2 (Mg2.261 Fe1.903 Al0.800 Ti0.036)5 (Si6.483 Al1.517)8 O22(OH)2

17 (Na0.384 K0.127 Ca0.051)0.562 (Ca1.869 Fe0.090 Mn0.041)2 (Fe2.255 Mg1.796 Al0.932 Ti0.018)5 (Si6.418 Al1.582)8 O22(OH)2

18 (Na0.229 K0.113)0.342 (Ca1.879 Na0.057 Mn0.040 Fe0.024)2 (Mg2.566 Fe1.857 Al0.441 Ti0.137)5 (Si7.001Al0.999)8 O22(OH)2

19 (Na0.034 K0.022)0.056 (Ca1.916 Na0.082 Mn0.001)2 (Mg3.223 Fe1.380 Al0.354 Mn0.030 Ti0.013)5 (Si7.647 Al0.353)8 O22(OH)2

10 (Na0.454 K0.099 Ca0.052)0.605 (Ca1.792 Fe0.208)2 (Fe2.202 Mg1.949 Al0.810 Ti0.039)5 (Si6.455 Al1.545)8 O22(OH)2

11 (Na0.307 Ca0.061 K0.028)0.396 (Ca1.771 Fe0.202 Mn0.027)2 (Mg2.637 Fe1.767 Al0.577 Ti0.019)5 (Si6.927 Al1.073)8 O22(OH)2

12 (Na0.372 K0.152)0.524 (Ca1.975 Na0.025)2 (Mg2.528 Fe1.569 Al0.682 Ti0.183 Mn0.022)4.984 (Si6.484 Al1.516)8 O22(OH)2

13 (Na0.249 K0.138)0.387 (Ca1.824 Na0.090 Fe0.068 Mn0.019)2 (Mg2.898 Fe1.373 Al0.539 Ti0.019)5 (Si6.784 Al1.216)8 O22(OH)2

14 K0.009 (Ca1.768 Na0.101 Fe0.039 Mn0.037)1.945 (Mg3.562 Fe1.105 Al0.324 Ti0.010)5 (Si7.860 Al0.140)8 O22(OH)2

Примечание. Образцы: 1 — С-1255(3) ферропаргасит; 2 — С-1255-3(10) магнезиальная роговая обманка; 3 — С-1255(29) магнезиальная роговая обманка; 4 — С-1255(6) актинолит; 5 — С-1255-3(21) актинолит; 6 — С-1255-3(2) паргасит; 7 — А-3(22) ферропаргасит; 8 — А-3(62) магнезиальная роговая обманка; 9 — А-3(9) актинолит; 10 — А-4(1) ферропаргасит; 11 — А-4(3) магнезиальная роговая обманка; 12 — А-4-4(2) паргасит; 13 — А-4-4(47) магнезиальная роговая обманка; 14 — А-4-4(55) актинолит; цифры в скобках — количество анализов. Прочерк — содержание ниже порога чувствительности анализа.

 

Слюды по составу отвечают флогопиту, анниту и сидерофиллиту, при этом во всех слюдах установлена примесь BaO.

Геохимические особенности пород интрузива рассмотрены нами ранее (Родионов и др., 2018). Габбро, габбро-диориты по соотношению SiO2 (48.8—53.4 мас. %) и суммы K2O + Na2O (3.3—4.9 мас. %) соответствуют нормально-щелочным породам. Им свойственны умеренные содержания Al2O3 (14.1—16.9 мас. %), TiO2 (0.6—1.0 мас. %), CaO (7.4—8.9 мас. %), высокое отношение FeO*/MgO (2.2—2.8), характерное для пород толеитовой серии. Распределение редкоземельных элементов в породах умеренно дифференцировано, о чем свидетельствует величина отношения (La/Yb)n (6—12). В большинстве образцов отмечается положительная европиевая аномалия Eu/Eu* (до 1.7—2.5). Габбро, габбро-диориты избирательно обогащены Ba (330—1030 мкг/г) и Sr (1560—2200 мкг/г) при дефиците Nb (0.5—2.0 мкг/г), Ta (0.02—0.50 мкг/г), Th (0.09—0.43 мкг/г), U (0.02—0.09 мкг/г).

В группе габбро и габбро-диоритов, обогащенных натрием, при той же концентрации кремнезема содержание суммы K2O + Na2O составляет 5.5—6.8 мас. %, что свойственно породам повышенной щелочности. В них отмечается повышение концентрации TiO2 (1.1—1.4 мас. %) и отношения FeO*/MgO, некоторое уменьшение содержания CaO (6.5—8.6 мас. %), резкое преобладание легких лантаноидов над тяжелыми [(La/Yb)n 12—16] при отсутствии европиевой аномалии (Eu/Eu* = 0.9—1.2). Они отчетливо обогащены Ba (до 2200 мкг/г), Rb (до 25 мкг/г), Sr (до 2060 мкг/г), La (до 33 мкг/г), Pb (до 10 мкг/г), при дефиците Nb (3.2—5.4 мкг/г), Ta (0.16—0.35 мкг/г), Th (0.4—1.8 мкг/г), U (0.09—0.38 мкг/г).

МОДЕЛЬНЫЕ РАСЧЕТЫ

Оценка составов исходных расплавов для интрузий рассматриваемого типа определяется, как правило, либо по их закалочной фации, либо путем расчета средневзвешенного состава (Шарков, 1983; Ariskin et al., 1993; Арискин, Бармина, 2000). Так как закалочная фация пород Джигдинского интрузива не найдена, а определение состава исходного расплава ритмично расслоенного интрузива методом средневзвешенного затруднено значительным количеством маломощных (первые метры) ритмов и не полной эродированнностью интрузива, нами использовался вариант расчета состава исходного расплава по методике А. А. Арискина и Г. С. Барминой (Арискин, Бармина, 2000). Этот метод основан на двух постулатах: 1 — в начальный момент расплав и кристаллизующиеся из него минералы находятся в равновесии, 2 — среди множества пород, слагающих изучаемую интрузию, существуют породы, вариации химического состава которых обусловлены только изменением соотношения минералы—расплав. Такие породы формируются при одной и той же температуре из расплава заданного состава и имеют сходный минеральный состав. На основе этих предположений могут быть рассчитаны линии эволюции составов, которые должны давать пересечения в пространстве состав—температура. Температура в точке пересечения считается общей для всех пород, а найденный состав расплава рассматривается в качестве исходного. Апробация описанной методики проведена на Скергаардском (Арискин, Бармина, 2000), Веселкинском (Бучко, 2005; Бучко и др., 2008), Лукиндинском (Бучко и др., 2017) и других массивах.

Расчеты траекторий эволюции состава исходного расплава Джигдинского интрузива (рис. 2) выполнены с помощью компьютерных программ (Ariskin at al., 1993; Danyushevsky, 2001). Для расчетов использованы составы 18 образцов, охарактеризованных ранее (Родионов и др., 2018). Наиболее хорошие результаты получены по 5 из них (табл. 4). Наилучшая сходимость наблюдаемых и экспериментальных составов наблюдается при температурах 1125—1160 °С и давлении 2 кбар, 1110—1130 °С и давлении 4 кбар, 1140—1160 °С и давлении 6 кбар (рис. 3; во всех случаях активность кислорода соответствует буферу QFM). Средний состав жидкой фазы, рассчитанный по модельным траекториям при средней температуре около 1136 °С, соответствует модельному составу исходного магматического расплава (табл. 5).

 

Рис. 2. Вариационные диаграммы для пород Джигдинского интрузива.

1 — габбро, габбро-диориты; 2 — габбро, габбро-диориты, обогащенные натрием; 3 — средневзвешенный состав пород. Пояснения в тексте.

 

Рис. 3. Линии эволюции состава расплава, исходного для пород Джигдинского интрузива, при давлении 2, 4 и 6 кбар, рассчитанные с помощью программы Petrolog (Danyushevsky, 2001).

1 — обр. А-3; 2 — обр. А-4; 3—обр. А-4-4; 4 — обр. А-4-9; 5 — обр. С-1255-6.

 

Дополнительным критерием адекватности математических моделей кристаллизации, кроме последовательности смены ликвидусных парагенезисов и состава кристаллизующихся минералов, служит сопоставление трендов эволюции состава модельных кумулатов. Моделирование с помощью программы Petrolog (Danyushevsky, 2001) производилось для давлений 2, 4 и 6 кбар, активности кислорода, отвечающей буферу QFM, без учета водной составляющей. На вариационных диаграммах (рис. 4) тренды эволюции рассчитанного состава расплава проходят через области, где расположены фигуративные точки изученных пород (при 2 кбар — габбро, габбро-диоритов, при 4, 6 кбар — габбро и габбро-диоритов, обогащенных натрием), а также точка среднего состава пород, отвечающего габбро. Подобные давления отвечают глубине кристаллизации магм от 12 до 19 км.

 

Рис. 4. Вариационные диаграммы с линиями эволюции состава исходного расплава при различных давлениях.

1 — габбро, габбро-диориты; 2 — габбро, габбро-диориты, обогащенные натрием; 3 — средневзвешенный состав пород; 4—6 — состав исходного расплава при давлении 2 (4), 4 (5), 6 кбар (6); 7—9 — линии эволюции состава исходного расплава при давлении 2 (7), 4 (8), 6 кбар (9).

 

Таблица 4

Химический состав (мас. %) образцов, использованных для моделирования

Chemical composition (wt %) of samples used for modeling

Образец

A-4-4

A-4-9

A-3

C-1255-6

A-4

Среднее

       

SiO2

48.83

56.88

51.01

53.55

51.61

52.37

TiO2

0.61

1.10

1.30

1.39

0.82

1.04

Al2O3

14.39

13.91

15.67

15.97

14.52

14.89

Fe2O3*

14.38

10.69

12.14

8.77

11.72

11.54

MnO

0.35

0.14

0.13

0.14

0.14

0.18

CaO

7.68

6.59

8.48

8.21

8.88

7.96

MgO

5.88

2.91

3.10

4.59

4.21

4.13

Na2O

2.79

3.91

4.17

4.67

3.91

3.89

K2O

0.53

1.74

1.62

1.13

0.56

1.11

P2O5

0.07

0.48

0.73

0.63

0.24

0.43

П. п. п.

3.60

0.69

0.59

0.38

2.22

1.49

Сумма

99.11

99.04

98.94

99.45

98.83

99.07

 

Таблица 5

Рассчитанные составы (мас.%) исходного расплава Джигдинского интрузива при давлениях 2, 4 и 6 кбар

Calculated compositions of the parental melt (wt %) for the Dzhigda intrusive at 2, 4, and 6 kbar

Компонент

2 кбар

4 кбар

6 кбар

Среднее

     

SiO2

53.99

53.20

53.48

53.56

TiO2

1.33

1.79

1.54

1.55

Al2O3

14.26

13.91

14.69

14.29

Fe2O3

2.11

2.95

2.50

2.52

FeO

10.36

11.38

10.82

10.85

MnO

0.25

0.30

0.29

0.28

MgO

3.82

3.17

3.23

3.41

CaO

8.05

6.94

7.09

7.36

Na2O

3.93

3.85

4.20

3.99

K2O

1.37

1.79

1.55

1.57

P2O5

0.53

0.72

0.60

0.62

T °С

1134

1124

1150

1136

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Согласно выполненным расчетам состав исходного расплава Джигдинского интрузива соответствует габбро, кристаллизация которого происходила при давлении 4—6 кбар (на глубине 12—19 км) и начальной температуре кристаллизации 1125—1160 °С. Внутрикамерная дифференциация этого расплава привела к формированию, с одной стороны, габбро и габбро-диоритов, с другой стороны — габбро и габбро-диоритов, обогащенных натрием.

Представляет интерес сопоставление модельных параметров формирования пород Джигдинского массива и других пермо-триасовых ультрабазит-базитовых интрузий юго-восточного обрамления Сибирского кратона. Согласно модельным расчетам, выполненным А. В. Лавренчуком с соавторами (2002), состав исходного расплава для пород Лукиндинского массива отвечает меланотроктолиту, кристаллизация которого протекала в интервале температур 1520—1180 °С при давлении около 6 кбар и активности кислорода, отвечающей буферу QFM. Предполагается, что исходный расплав образовался путем парциального плавления деплетированного шпинельсодержащего мантийного субстрата с содержанием воды 0.1 % при температуре 1750—1800 °С, давлении 25 кбар и степени плавления 40—50 %. По данным наших расчетов (Бучко и др. 2017), выполненных с помощью программы COMAGMAT, состав исходного расплава для пород Лукиндинского массива был близок к оливиновому габбро. Он кристаллизовался при температуре 1320—1330 °С, давлении 6 кбар и активности кислорода, соответствующей буферу QFM.

Состав родоначальной магмы для пород Лучинского массива был близок к пикробазальту (Бучко и др., 2008). По данным расчетов при активности кислорода, соответствующей буферу QFM, температура кристаллизации дунитов и плагиодунитов составляла 1365—1398 °С при давлении 7.6—7.9 кбар, габброидов и троктолитов — 1369—1380 °С при давлении 3.8—4.0 кбар.

Приведенные данные свидетельствуют о том, что составы исходных расплавов и параметры кристаллизации пермо-триасовых ультрабазит-базитовых интрузий юго-восточного обрамления Сибирского кратона существенно различаются, что, вероятно, является особенностью обсуждаемого этапа магматизма. Не исключена связь пермо-триасовых и более молодых базитовых интрузий с заключительными этапами формирования Монголо-Охотского складчатого пояса. Отметим, что породы, слагающие эти интрузии, обладают геохимической двойственностью, заключающейся в сочетании признаков как внутриплитного, так и надсубдукционного происхождения (Бучко и др., 2007б, 2008, 2010б, 2017). Такие особенности магматизма позволяют предположить, что становление Джигдинской интрузии связано с обстановкой трансформной окраины. Эта обстановка подразумевает отрыв и погружение в мантию субдуцируемой океанической литосферы, за счет чего формируется «астеносферное окно», над которым образуются магматические комплексы с «пестрыми геохимическими особенностями» (Kay, 1978; Davies, Blanckenburg, 1995; Zeck et al., 1998; Verma, 1999).

 

Авторы благодарят сотрудников Института геологии и природопользования ДВО РАН В. И. Рождествину, Т. В. Макееву и Н. В. Мудровскую за помощь в аналитических исследованиях.

×

About the authors

A. A. Rodionov

Institute of Geology and Nature Management, Far Eastern Branch RAS

Author for correspondence.
Email: scream_amsu@mail.ru
Russian Federation, Blagoveshchensk

I. V. Buchko

Institute of Geology and Nature Management, Far Eastern Branch RAS

Email: scream_amsu@mail.ru
Russian Federation, Blagoveshchensk

References

  1. Agafonenko S. G., Yashnov A. L., Kozak Z. P. State Geological Map of the Russian Federation on a scale 1 : 200,000. Stanovoy Series. Sheet N-52-XIV. Saint Petersburg: VSEGEI, 2007 (in Russian).
  2. Ariskin A. A., Barmina G. S. Modeling of phase equilibria on basaltic-magma crystallization. Moscow: Nauka, 2000. 363 p. (in Russian).
  3. Ariskin A. A., Frenkel M. Ya., Barmina G. S., Neilsen R. L. Comagmat: a Fortran program to model magma differentiation processes. Comput. Geosci. 1993. Vol. 19. P. 1155-1170.
  4. Buchko I. V. Composition of primary melt and mantle substratum of the Veselyi peridotite-websterite-gabbro massif (Amur region). Russian J. Pacific Geol. 2005. Vol. 23. N 1. P. 85-92 (in Russian).
  5. Buchko I. V., Sorokin A. A., Sal’nikova E. B., Kotov A. B., Larin A. M., Izokh A. E., Velikoslavinsky S. D., Yakovleva S. Z. The Late Jurassic age and geochemistry of ultramafic-mafic massifs of the Selenga-Stanovoy superterrane (southern framing of the North Asian craton). Russian Geol. Geophys. 2007a. Vol. 48. N 12. P. 1026-1036.
  6. Buchko I. V., Sal’nikova E. B., Larin A. M., Sorokin A. A., Sorokin A. P., Kotov A. B., Velikoslavinsky S. D., Yakovleva S. Z., Plotkina Yu. V. Age and geochemistry of the Luchinsky mafic-ultramafic pluton, the southeastern framework of the Siberian Craton. Doklady Earth Sci. 2007b. Vol. 413. N 2. P. 367-369.
  7. Buchko I. V., Sorokin A. A., Izokh A. E., Larin A. M., Kotov A. B., Sal’nikova E. B., Velikoslavinskii S. D., Sorokin A. P., Yakovleva S. Z., Plotkina Yu. V. Petrology of the Early Mesozoic ultramafic-mafic Luchina massif (southeastern periphery of the Siberian craton). Russian Geol. Geophys. 2008. Vol. 49. N 8. P. 570-581.
  8. Buchko I. V., Sorokin A. A., Larin A. M., Velikoslavinskii S. D., Sorokin A. P., Kudryashov N. M. Late Mesozoic postcollisional high-potassic gabbroids of the Dzhugdzhur-Stanovoi superterrane. DokladyEarth Sci. 2010a. Vol. 431. N 1. P. 304-307.
  9. Buchko I. V., Sorokin A. A., Sal’nikova E. B., Kotov A. B., Velikoslavinskii S. D., Larin A. M., Izokh A. E., Yakovleva S. Z. The Triassic stage of mafic magmatism in the Dzhugdzhur-Stanovoi superterrane (southern framing of the North Asian craton). Russian Geol. Geophys. 2010b. Vol. 51. N 11. P. 1157-1166.
  10. Buchko I. V., Sorokin A. A., Ponomarchuk V. A., Travin A. V. Geochemical composition, age and geodynamic position of the Late Jurassic Il’deuss verlite-gabbro massif in the Bryanta block (south-eastern rim of the North-Asian Craton). Tomsk State Univers. J. 2011. Vol. 348. P. 165-172 (in Russian).
  11. Buchko I. V., Sorokin A. A., Rodionov A. A., Kotov A. B., Salnikova E. B., Kudryashov N. M., Larin A. M., Velikoslavinsky S. D., Kovach V. P. Permian-Triassic stage of ultramafic-mafic and mafic magmatism of the south-eastern framing of the North Asian craton. Domestic Geology. 2017. N 6. P. 94-97 (in Russian).
  12. Buchko I. V., Sorokin A. A., Kotov A. B., Samsomov A. V., Larionova Yu. O., Ponomarchuk V. A., Larin A. M. The age and tectonic setting of the Lukinda dunite-troctolite-gabbro-anorthosite massif (in the east of the Selenga-Stanovoy superterrane, the Central Asian Fold Belt). Russian Geol. Geophys. 2018. Vol. 59. N 7. P. 889-899.
  13. Davies J. H., Blanckenburg F. Slab breakoff: a model of lithosphere detachment and its test in the magmatism and deformation of collisional orogens. Earth Planet. Sci. Lett. 1995. Vol. 129. P. 85-102.
  14. Danyushevsky L. V. The effect of small amount of H2O on fractionation of mid-ocean ridge and backarc basin magmas. J. Volcan. Geotherm. Res. 2001. Vol. 110. P. 265-280.
  15. Kay R. W. Aleutian magnesian andesites: melts from subducted Pacific oceanic crust. J. Volcan. Geotherm. Res. 1978. Vol. 4. P. 297-322.
  16. Lavrenchuk A. V., Balykin P. A., Borodina E. V. Composition of the parental melt and mantle substratum of the Lukinda dunite-troctolite-gabbro massif of the Stanovoi folded system. In: Petrology ofigneous and metamorphic complexes. Proc. Russian Sci. Conf. Vol. 1. Tomsk: Tomsk State Univ., 2002. P. 114-119 (in Russian).
  17. Larin A. M., Sal’nikova E. B., Kotov A. B., Glebovitsky V. A., Kovach V. P., Berezhnaya N. G., Yakovleva S. Z., Tolkachev M. D. Late archean granitoids of the Dambukinskii block or the Dzhugdzhur-Stanovoy fold belt: Formation and transformation of the continental crust in the early Precambrian. Petrology. 2004. Vol. 12. N 3. P. 211-226.
  18. Larin A. M., Sal’nikova E. B., Kotov A. B., Glebovitsky V. A., Velikoslavinsky S. D., Sorokin A. A., Yakovleva S. Z., Fedoseenko A. M., Anisimova I. V. Early Cretaceous age of regional metamorphism of the Stanovoi group in the Dzhugdzhur-Stanovoi foldbelt: Geodynamic implications. Doklady Earth Sci. 2006. Vol. 409. N 5. P. 727-731.
  19. Leake B. E., Woolley A. R., Arps C. E. S., Birch W. D., Gilbert M. C., Grice J. D., Hawthorne F. C., Kato A., Kisch H. J., Krivovichev V. G., Linthout K., Laird J., Mandarino J. A., Maresch W. V., Nickel E. H., Rock N. M. S., Schumacher J. C., Smith D. C., Stephenson N. C. N., Ungaretti L., Whittaker E. J. W., Guo Y. Nomenclature of amphiboles: report of the Subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association, commission on new minerals and mineral names. Canad. Miner. 1997. Vol. 35. P. 219-246.
  20. Parfenov L. M., Berzin N. A., Khanchuk A. I., Badarch G., Belichenko V. G., Bulgatov A. N., Dril’ S. I., Kirillova G. L., Kuz’min M. I., Nokleberg W., Prokop’ev A. V., Timofeev V. F., Tomurtogoo O., Yan H. A model for the formation of orogenic belts of Central and Northeast Asia. Russian J. Pacific Geol. 2003. Vol. 22. N 6. P. 7-41 (in Russian).
  21. Petruk N. N., Kozlov S. A. State Geological Map of the Russian Federation on a scale 1 : 1,000,000. Sheet N-51 (Skovorodino). 3rd Generation. Far East Series. St. Petersburg: VSEGEI, 2009.
  22. Rodionov A. A., Buchko I. V., Kudryashov N. M. Age, mineralogical and geochemical features, and tectonic position of gabbroids of the Dzhigdinskii massif (Southeastern Environ of the North Asian Craton). Russian J. Pacific Geol. 2018. Vol. 37. N 3. P. 53-66.
  23. Sal’nikova E. B., Larin A. M., Kotov A. B., Sorokin A. P., Sorokin A. A., Velikoslavinsky S. D., Yakovleva S. Z., Fedoseenko A. M., Plotkina Yu. V. The Toksko-Algomin igneous complex of the Dzhugdzhur-Stanovoi folded region: Age and geodynamic setting. Dokl. Earth Sci. 2006. Vol. 409. N 2. P. 888-892.
  24. Seryozhnikov A. N., Volkova Y. R. State Geological Map of the Russian Federation on a scale 1 : 1,000,000. Sheet N-52 (Zeya). 3rd Generation. Far East Series. St. Petersburg, VSEGEI, 2007 (in Russian).
  25. Sharkov E. V. Petrology of magmatic processes. Moscow: Nedra, 1983. 200 p. (in Russian).
  26. Velikoslavinskii S. D., Kotov A. B., Sal’nikova E. B., Larin A. M., Sorokin A. A., Sorokin A. P., Kovach V. P., Tolmacheva E. V., Gorokhovskii B. M. Age of the Ilikan sequence from the Stanovoi Complex of the Dzhugdzhur-Stanovoi Superterrane, Central-Asian Fold Belt. Doklady Earth Sci. 2011. Vol. 438. N 1. P. 612-616.
  27. Verma S. P. Geochemistry of evolved magmas and their relationship to subduction-unrelated mafic volcanism at the volcanic front of the central Mexican Volcanic Belt. J. Volcan. Geotherm. Res. 1999. Vol. 93. P. 151-171.
  28. Zeck H. P., Kristensen A. B., Williams I. S. Post-collisional volcanism in a sinking slab setting - crustal anatectic origin of pyroxene-andesite magma, Caldear Volcanic Group, Neogene Alboran volcanic province, southern Spain. Lithos. 1998. Vol. 45. P. 499-522.

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. JATS XML
Download
2. Fig. 1. Tectonic scheme for the southeastern framing of the Siberian Craton and schematic geological map of the Dzhigda intrusive, compiled according to (Parfenov et al., 2003; Seryozhnikov, Volkova, 2007; Agafonenko et al., 2007; Petruk, Kozlov, 2009).

Download (374KB)
Indexing metadata
3. Fig. 2. Variation diagrams for rocks of the Dzhigda intrusive (1 — gabbro, gabbro-diorites; 2 — gabbro, gabbro-diorites enriched with sodium; 3 — average compositions).

Download (76KB)
Indexing metadata
4. Fig. 3. Differentiation trends for the melt proposed to be parental to the Dzhigda intrusive calculated with Petrolog (Danyushevsky, 2001) at pressure of 2, 4, and 6 kbar.

Download (307KB)
Indexing metadata
5. Fig. 4. Variation diagrams with differentiation trends for the melt proposed to be parental to the Dzhigda intrusive at pressure of 2, 4, and 6 kbar.

Download (110KB)
Indexing metadata

Copyright (c) 2019 Russian academy of sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies