Геохимия, минералогия и геохронология щелочных комплексов Енисейского кряжа

• Автор: Романова, Ирина Валерьевна
• Шифр специальности: 25.00.09
• Научная степень: Кандидатская
• Год защиты: 2013
• Место защиты: Новосибирск
• Количество страниц: 229 с. : ил.

ОГЛАВЛЕНИЕ
ВВЕДЕНИЕ

СПИСОК СОКРАЩЕНИЙ

ГЛАВА 1. ЩЕЛОЧНЫЕ ПОРОДЫ: ГЕОХИМИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ, СУЩЕСТВУЮЩИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ГЕНЕЗИСЕ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ИХ ФОРМИРОВАНИЯ

1.1. Терминология и критерии минералого-геохимической классификации

1.2. ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ И ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ГЕНЕЗИСЕ ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД
ГЛАВА 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ И ГЕОДИНАМИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ЩЕЛОЧНЫХ КОМПЛЕКСОВ ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА

2.1. Особенности геологического и геодинамического строения региона

2.2. Геологическая изученность щелочных комплексов Енисейского кряжа

ГЛАВА 3. МИНЕРАЛОГИЯ И ПЕТРОГРАФИЯ ЩЕЛОЧНЫХ И АССОЦИИРУЮЩИХ С НИМИ ПОРОД ТАТАРСКО-ИШИМБИНСКОЙ ЗОНЫ ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА
3.1. Аналитические методики
3.2. Среднетатарский массив
3.3. Ягодкинский массив
3.4. Порожинский массив
ГЛАВА 4. ГЕОХИМИЯ И ГЕОХРОНОЛОГИЯ СУБЩЕЛОЧНЫХ И ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД СРЕДНЕТАТАРСКОГО, ЯГОДКИНСКОГО И ПОРОЖИНСКОГО МАССИВОВ
4.1. Аналитические методики
4.2. Геохимия
4.3. Геохронология
4.4. Изотопная геохимия
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
ПРИЛОЖЕНИЕ
ПРИЛОЖЕНИЕ
ВВЕДЕНИЕ

В мировой геологической литературе интерес к щелочным породам обусловлен их экзотическим минеральным составом, петрографическим разнообразием, сложностью проблем петрогенезиса, возникающих при их изучении, и нередко ассоциацией с редкометальным оруденением (Sorensen, 1974b; Магматические горные
Щелочные магматические породы - это породы, которые так обогащены оксидами щелочных металлов (НагО+КгО), что эти содержания уже не могут быть размещены только в полевых шпатах, а избыток проявляется в присутствии фельдшпатоидов и/или щелочных пироксенов и амфиболов и других высоко-щелочных фаз (Fitton, Upton, 1987). Таким образом, щелочные породы объединяют большое разнообразие пород от ультраосновных до кислых, а также включают карбонатиты (породы, сложенные более чем на 50 % из

карбонатных минералов) и фениты (экзоконтактовые щелочные метасоматиты, образованные на границе массивов щелочных и щелочно-ультраосновных пород) (Kogarko et al., 1995).
В настоящее время, формирование щелочных пород происходит во многих тектонических обстановках, за исключением срединно-океанических хребтов. Наиболее характерные геодинамические обстановки для проявления щелочного магматизма можно отнести к трем группам: 1) континентальный рифтогенез (напр., меловая-современная Африканская рифтовая система, (Bailey, 1992)), 2) океанский внутриплитный магматизм (напр., современные Гавайские острова, (Putirka, 2005), и 3) зоны субдукции, проявленные как в активных континентальных окраинах (напр., меловой магматизм бассейна Ориентс, Эквадор, (Barragan et al., 2005); Анды и др.), так и в тыловых частях зон островных дуг (напр., четвертичный вулканизм Идзу-Бонин-Марианской дуги, западная часть Тихоокеанской плиты, (Ishizuka et al., 2010)). Современные щелочные породы показывают характерные изотопные отношения и концентрации несовместимых редких элементов для каждой из трех вышеперечисленных групп (Blichert-Toft et al., 1996).
Эволюция магматизма в западном обрамлении Сибирского кратона привлекает внимание многих ученых в связи с проблемой образования Центрально-Азиатского складчатого пояса и возможного распада Родинии (Dobretsov et al., 2003; Ярмолюк и др., 2006; Берниковский и др., 2008). Особое место в этой проблеме занимает исследование щелочных магматических комплексов Енисейского кряжа, представляющего собой сложную коллизионно-аккрекционную структуру (Зоненшайн и др., 1990; Волобуев, 1993; Vernikovsky et al, 1993; 2003b). Здесь, щелочные породы формируют массивы небольших размеров и отличаются большим разнообразием составов пород (щелочные граниты, щелочные и нефелиновые сиениты, ийолиты, уртиты, трахиты, карбонатиты и др.) (Кренделев, 1971; Kogarko et al., 1995).

удревняется от 0 до 42 млн. лет в Гавайской цепи и от 43 до 70 млн. лет в Императорской цепи (Garcia et al., 1987; Соболев, Никогосян, 1994; и др.). Эти цепи островов и подводных поднятий с закономерно меняющимся возрастом образования демонстрируют след движения Тихоокеанской плиты над Гавайской горячей точкой, существующей уже более 70 млн. лет.
В настоящее время насчитывают 122 горячие точки, которые были активны в последние 10 млн. лет. Диаметр этих структур может достигать 200 км. Если сравнить магматизм вулканических островов (oceanic island basalts, OIB) с магматизмом срединноокеанических хребтов (СОХ), то вторые характеризуются общей протяженностью в ~65 000 км и объемом извержений —5-19 км3/год, тогда как для горячих точек эти величины малы (рис. 1.2.1.1; -0.02-0.05 км3/год для отдельного острова) (Condie, 2005). Базальты СОХ (MORB) обычно представлены оливиновыми толеитами, тогда как OIB могут быть как толеитовыми, так и щелочными по составу.
Важно, что в геохимическом отношении MORB являются сравнительно гомогенными в мировом масштабе, тогда как базальты океанических островов проявляют значительные вариации (Ito, Mahoney, 2005). Так, относительно MORB, базальты океанических островов показывают обогащение “примитивными” инертными газами (3Не, 20Ne, 36Аг, 130Хе) и несовместимыми элементами, такими как крупноионные литофильные элементы (LILE; К, Rb, Cs, Ва, Pb2+, Sr) и высокозарядные элементы (HFSE; Th, U, Ce, Zr, Hf, Nb, Та, Ti) (Rollinson, 1993; Winter, 2001). Более того, композиционные различия отражаются и в магматических источниках, что можно распознать с использованием Lu/Hf, U/Th/Pb, Rb/Sr, Sm/Nd изотопных систематик, т.к. эти изотопы не фракционируют во время частичного плавления или фракционной кристаллизации (O'Nions, 1987; Rollinson, 1993).
Магматические источники MORB и OIB также различаются по степени потери летучих до процесса плавления, что может быть исследовано с помощью изотопов гелия (Kurz et al., 1982). Принято, что 3Не произошел из более примитивного источника, а 4Не - в основном за