О классификации и некоторых особенностях образования гишунского массива (Северный Памир)

ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК РЕСПУБЛИКИ ТАДЖИКИСТАН _____________________________________2011, том 54, №4_________________________________

ПЕТРОЛОГИЯ

УДК 575.3

М.М.Могахед

О КЛАССИФИКАЦИИ И НЕКОТОРЫХ ОСОБЕННОСТЯХ ОБРАЗОВАНИЯ ГИШУНСКОГО МАССИВА

Таджикский национальный университет

В результате выполненных автором исследований установлено, что в Гишунском массиве контактовых метаморфических зон не наблюдается. Это свидетельствует о том, что тектоника сыграла важную роль в размещении перидотитов. Согласно петрографическим и петрохимическим исследованиям автора и литературным данным, ультраосновные породы Гишунского массива включены в лерцолитовую подгруппу гипербазитов, но все же они сохраняют некоторые черты гарцбур-гитовой подгруппы.

Ключевые слова: Северный Памир - Гишунский массив - альпинотипные массивы - массивы лерцо-литов - массивы гарцбургитов - расслоенные массивы - тектоника.

Породы Гишунского интрузива имеют сходный состав породообразующих минералов (плагиоклазы, оливины, пироксены, амфиболы) и отличаются между собой их набором и количественными соотношениями. По составу выделяются анортозиты, габбро-анортозиты, лейкократовые габбро, габбро, меланократовые габбро, перидотиты. Габбро-анортозиты, занимающие основной объем плутона, широко развиты в средней части долины р. Обихумбоу. Они приурочены к юго-восточному крылу Сауксайского разлома, к зоне западного экзоконтакта габброидов обихумбоуского комплекса, выполняя тектонические клинья среди кислых вулканитов хострогинской свиты. В современном эрозионном срезе гишунский комплекс имеет крутое залегание с преобладающим юго-восточным падением расслоенности. Последняя выражена полосчатым чередованием габбро и анортозитов и объясняется либо магматческой дифференциацией первично однородного базитового расплава. Породы Гишунского интрузива имеют сходный состав породообразующих минералов (плагиоклазы, оливины, пироксены, амфиболы) и отличаются между собой их набором и количественными соотношениями. Все породы интрузива подвержены значительным вторичным изменениям. Текстура пород массивная, полосчатая, редко шлировая; структура - пойкилитовая, габбровая, панидиоморфно-зернистая [1, 2].

Классификация основных-ультраосновных пород в орогенных поясах по-прежнему является предметом обсуждения. Тайер [3] сгруппировал эти массивы в две: слоистообразные и альпийские типы массивов. Разные авторы [4, 5] основывали свои классификации на генетических принципах. Согласно классификации Ден Тех [4], выделяются следующие массивы: 1) неорогенные ультраос-

Адрес для корреспонденции: Мустафа Мохаммед Могахед. 734025, Республика Таджикистан, г.Душанбе, пр. Рудаки, 17, Таджикский национальный университет. E-mail: mogahed77@gmail.com

новные массивы; 2) орогенные ультраосновные массивы: а) офиолитовые массивы. б) массивы корневой зоны.

Хотя эти группы могут быть разнообразными, исследования, проведенные в этой области, показали, что они, по сути, дополняют и соответствуют друг другу.

Большинство авторов согласились с тем, что массивы можно также разделить на три группы, а именно: расслоенные, концентрические и альпийского типа (табл. 1).

Таблица 1

Классификация осиовиых-ультраосновиых массивов

Расслоенные пассивы Концентрические массивы Альпипо 1МИНЫС массивы

Массив Бушвелд Массив Аляска

Массив Стешшватер

Массивы гарибургитов

Массив Хагай

Г реция

Иран

Массивы лериолитов

Западные Альпы Гншунский массив Аббенис

Особенности этих массивов, показывающие значительное различие в отношении их залегания, структурных и текстурных свойств, минералогического и химического состава, приведены в таблице 2.

Интересными результатами, вытекающими из таблиц 1 и 2, является то, что альпинотипные массивы могут быть подразделены на две группы: гарцбургитовую и лерцолитовую. Согласно петро-химическим исследованиям, ультраосновные породы Гишунского массива включены в лерцолитовую подгруппу гипербазитов, но они все же сохраняют некоторые черты гарцбургитовой подгруппы. Результаты исследования происхождения основных и ультраосновных пород показывают, что они генетически связаны между собой, для объяснения чего существует ряд гипотез, предложенных различными авторами с начала прошлого столетия. Главными положениями, вытекающими из этих гипотез, являются следующие:

Офиолитовые породы альпийского типа образовались в результате фракционной кристаллизации и осаждения компонентов основной магмы протекающие на дне океана [7].

Офиолиты альпийского типа являются тектоническими структурами земной коры и мантии

Таблица 2

Позиции. Формы и строение различных типов основных-ультраосновных

'i.mnii'ii: и. | и I > | >.1 I \ |> ill ,1 м 1.1 ми 1,1 м | 4- '> \

Расслоенные массивы Концентрнческ не массивы А.1Ы1ИНО ш иные массивы

Структурные формы Лопполнт Концентрич ес ки е, цнлнндрнч е с к не Неравномерные тектонические линзы, лнапнры. конуса

Структур н о е положение Интрузия Интрузия Т ектоннческне, краевые зоны разломов и серпентинизнро-в а иных пород

Возрастное положение Нижний докембрий, голоцен От девона до средины мела От верхнего докембрия ДО третичного

В метя К) ши е породы Метаморфические или базальтовые террейны Метаморфические серии Островодужные породы

Эффект метаморфизма Очень сильный контактовый метаморфизм Сильный метаморфизм контактовый Контактовый метаморфизм, как правило, отсутствует за исключением некоторых массивов

Характерные типы порол Г арцбургнты, орто-пир оке еннты, нориты, пнроксеновые габбро и анортозиты Дуниты, верлиты, пироксениты, габбро и тоналиты 1 -Г арнбургитовый подтип: га рцбургитьт, дуниты, габбро 2-Лепнолнтовый подтип: лерцолн ты, норитоы, габбро, анортозиты

Структура Расслоенные Конц ентр1 гч ес ка я слоистость, линейности магматических слоев Расслоенные и линейные магматические тела

Текстура Кумулятивные текстуры, релко линейные Кумулятивные текстуры Т ектонические текстуры и текстуры рекристаллизации

Полезные ископаемые Хромиты, тнт а не одержа щие матнетиты и платиноиды Т итансодержаш не магнетнты и самородная платина Хромиты, сульфиды меди и никеля, платиноиды

Гипербазиты альпийского типа были сформированы из мантийного вещества Земли и, частично, в результате расплавления по пути внедрения вещества мантии. Габбро и диабазы являются производными основной магмы или образуются в результате частичного плавления [9].

Последние исследования показывают, что перидотиты могут быть сформированы только в мантии Земли, но спорные взгляды, касающиеся размещения этих пород в земной коре, все же существуют. Гетерогенный характер мантии является ответственным за появление большого разнообразия перидотитов. Гарцбургитовые массивы образовались из океанической коры, в то время как лерцоли-товые являются продуктами мантийных образований в континентах [6].

Полевые работы автора, петрографические и петрохимические исследования изученных ульт-раосновных пород гишунского комплекса [1,2] показали, что они связаны с ультраосновными куму-латами, с постепенными переходами расслоенности в габбро. Они легко отличимы по цвету, струк-

турным и текстурным особенностям, а также минералогическому составу. Хорошо развитые слои в них особенно выражены в местах, где воздействия серпентинизации и тектонических процессов слабы. Ультраосновные кумуляты состоят из прослоев лерцолитов, плагиоклазовых перидотитов и пи-роксенитов. Перидотиты образуются в больших объемах по сравнению с другими породами. Эти породы характеризуются значительным распространением кристаллов плагиоклазов. Заметное увеличение количества плагиоклаза перидотитов наблюдается в верхней части массива.

Количество основного плагиоклаза в перидотитах около 10% и, как правило, по нему развивается пренит. Пироксениты встречаются в небольших количествах.

Микроскопические исследование образцов оливина показали, что он обычно представлен в форме идиоморфных кристаллов, а пироксен образует гипидиоморфные зерна. Включения оливина хорошо видны (пойкилитовые текстуры) в породе, особенно когда размеры зерен пироксена достигают нескольких сантиметров. Основной плагиоклаз (An-80-90%), кристаллизующийся в более поздних стадиях, заполняет пространства между другими темноцветными минералами в форме ксено-морфных зерен. В виде включений в оливине и пироксене встречаются идиоморфные кристаллы шпинели.

В верхней части массива ультраосновные породы пересекаются многочисленными жилами, переходящими в габбро, и их толщина колеблется от нескольких сантиметров до 1-1.5 метра. На основании минералогического состава жильных пород выделены:

1. Полевошпатовые жилы, состоящие из основного плагиоклаза с весьма неравномерным распределением.

2. Пегматитовые жилы, состоящие из основного плагиоклаза и моноклинного пироксена. Размер кристаллов колеблется от нескольких миллиметров до 10 см. Относительно более крупные кристаллы образуются в основном в более мощных жилах.

Редкоземельные элементы (РЗЭ) были анализированы нами в четырех образцах ультрамафи-тов, семи образцах габбро и четырех образцах анортозитов. Анализы показывают переменные содержания РЗЭ, а общая их концентрация в ультраосновных породах находится в диапазоне 2.2-3.81 г/т, в то время как в габбро 2.61-14.55 г/т, а в анортозитах 3.74-33.15 г/т.

Очевидно, что общая концентрация РЗЭ уменьшается от анортозитов к габбро и ультраосновным породам. Таким образом, концентрации РЗЭ выше в основных породах, чем в ультраосновных, что связно с нормальной кристаллизационной дифференциацией магматической системы.

На рисунке, составленном по нашим данным, показана нормированная по хондриту концентрация РЗЭ в образцах изученных ультраосновных пород, габбро и анортозитов. Можно заметить, что все породы равномерно обогащенны ЛРЗЭ (легкие редкоземельные элементы) по отношению к ТРЗЭ (тяжелые редкоземельные элементы), а La/Yb и La/Sm соотношения колеблются в породах в пределах 1.37-12.8 и 1.54-8.64 соответственно и имеют сравнительно умеренные ТРЗЭ хондрит-нормированные соотношения Gd / Yb в пределах 0.9-3.5. Исключение составляет один образец габбро, имеющий ровний наклон ЛРЗЭ, вероятно, связанный с фракционированием амфиболов [11]. Образцы, обедненные ультрамафитами, показывают концентрации РЗЭ с меньшими отрицательными аномалиями Eu (Eu/Eu*=0.22-0.57) и положительными аномалиями Sm (Sm/Sm*= 0.51-0.95), что мо-

жет быть связано с фракционированием плагиоклазов, хотя образцы габбро и анортозитов имеют аналогичные хондрит-нормированные РЗЭ со слегка положительной аномалией Ей (Еи/Еи*= 0.521.65 - для габбро и 0.74-7.40 - для анортозитов) в связи с накоплением плагиоклазов.

В заключение следует отметить, что температура и давление, необходимые для образования магмы перидотитового состава, безусловно, выше физических условий, существующих в земной коре. Другими словами, перидотитовая магма может быть сформирована только в мантии и внедрение такой магмы в земную кору, безусловно, вызывает контактовые метаморфические процессы в краевых зонах. Но в Гишунском массиве контактовых метаморфических зон практически не отмечается.

Рис. Спектры редкоземельных элементов основных-ультраосновных пород гишунского комплекса, нормированные к хондриту по Сану и Mrr Дона-хие (Sun и McDonough, 1989). Символы: •-ультраосновные породы; G-габбро; 4-анортозиты.

Эти наблюдения показывают, что тектоника сыграла важную роль в размещении перидотитов. Согласно петрографическим и петрохимическим исследованиям, выполненным нами в лаборатории “ACME” в Канаде, ультраосновные породы Гишунского массива включены в лерцолитовую подгруппу гипербазитов, но они все же сохраняют некоторые черты гарц-бургитовой подгруппы.

Поступило 26.01.2011 г.

1. Могахед М.М., Алидодов Б.А. - ДАН РТ, т. 53, 2010, № 6, с. 490-495.

2. Могахед М.М., Алидодов Б.А. - ДАН РТ, т. 53, 2010, № 7, с. 565-570.

3. Thayer T.P. - Intern. Geol. Congr. Sess., 1960, №21, pp. 247-259.

4. Rost F. - Schweiz., Mineral., Petr. Min., 1968, v. 48, pp. 165-173.

5. Den Tex E. - Tect., phys., 1969, v. 7, pp. 457-488.

ЛИТЕРАТУРА

6. Jackson E.D., Thayer T.P. - Congr. Geol., Int., Montreal, 1972, №2, pp. 289-296.

7. Brunn J.H. - Intern., Geol., Cong., Alger, 1954, № XV, pp. 19-27.

8. Hess H.H. - Submarine Geol. and Geophys., London, 1971, pp. 317-334.

9. Maxwell J.C. - Tect., phys., 1969, v. 7, pp. 489-494.

10. Seghedi I., Downes H., Pecskay Z., Thirlwall M.F. - Lithos, 2001, № 57, pp. 237-262.

11. Sun S.S.. McDonough W.F. - Geol., Soc., 1989, v. 42, pp. 313-345.

М.М.Могахед

ОИДИ ТАСНИФОТ ВА БАЪЗЕ ХУСУСИЯТ^ОИ ПАЙДОИШИ МАССИВИ ГИШУН

Донишго^и миллии Тоцикистон

Аз чониби муаллиф бори нахуст таснифи петрохимиявии мафитх,ою ултрамафитх,ои ин-трузивии Гишун (Помири Шимолй) дода шудааст. Нишон дода шудааст, ки дар чойгиршавии перидотих,ои массиви Г ишун роли мухдмро тектоника бозидааст.

Калимщои калиди: Помири Шимолй - массиви Гишун - таснифот - массивуои алпинотипй -массивуои лертсолитй - массивуои гартсбургитй - массивуои кабатнок - тектоника .

M.M.Mogahed

CLASSIFICATION AND SOME FEATURES OF THE GISHUN MASSIF

Tajik National University Contact metamorphic zones are not observed in the Gishun massif. This observation suggests that tectonics played an important role in the implacement of peridotite. According to petrographic and petrochemical studies of ultramafic rocks, Gishun's ultramafic rocks are classified as ultramafic of lherzolite subgroup, although still retains some features of harzburgite subgroups.

Key words: Northern Pamir - Gishun massif - alpine-type massifs - lherzolitic massifs - harzburgitic massi-fis - layered massifs - tectonics.