Про співвідношення базальтового та андезитового вулканізму глазуновской свити КМА

В. М. Холін, Ю. М. Стрик, Воронезький державний університет

Вивчення опорних розрізів і порівняння їх з еталонними типових геодинамічних обстановок дозволило всю сукупність магматичних утворень глазуновской свити порядок в єдиний тимчасової формаційний ряд, що відображає складний статево-поступальний характер еволюції магматизму.

Вивчення структурно-речовинних комплексів з позицій геодинамічного аналізу (ГА) в межах КМА розкрила численні проблеми і протиріччя в існуючих схемах стратиграфії і магматизму регіону. До числа проблемних питань відноситься і питання співвідношення базальтового та андезитового вулканізму, що входять до складу глазуновской товщі.

вулканогенні освіти, що входять до складу глазуновской товщі розвинуті в північній частині Воронецької-Олексіївської сінформи. Існує кілька точок зору щодо їхнього віку, структурно-тектонічної обстановки формування та формаційного положення. Е. М. Хрестин [1,2,3] відносив вулканогенні породи глазуновской свити до андезит-базальтової формації раннепротерозойского віку. В якості комагматічной інтрузівний фації їм розглядалося габбродіоріт-гранодіорітовий стійло-миколаївський комплекс. Н. М. Чернишов [4,5,6] об'єднує вулканогенні породи глазуновской свити (товщі) з габро-долерітамі Смородинського комплексу в складу єдиної вулкана-плутоніческой асоціації раннепротерозойского віку (трапу формація етапу стабілізації платформи). І. М. Биков [7,8] виділяє в складі почту два вулканічні формації ніжнепротерозойского віку: трапу і більш пізню андезитового. Комагматічность інтрузій Смородинського комплексу та вулканітів глазуновской свити заперечується.

Незважаючи на суперечливість і взаімоісключаемость розглянутих точок зору в основу генетичних і формаційних побудов у всіх випадках належить вивчення одного і того ж стратотіпіческого розрізу, розкритого свердловинами 2926 і 2916 на Микитівське ділянці (рис.1).

В будові глазуновской свити беруть участь дві толщі.Ніжняя базальтоідная і верхня андезитового. Базальтоідная товща виключно однорідна за своїм видовому набору порід, складена тільки базальтами. Видима потужність по свердловині 2926 становить 250 метрів. Порода ділянками рассланцовани і мають стійкий парагенезіс мінералів: актиноліт + біотіт-альбіт-кварц ± ± епідот, що вказує на прояв процесів регіонального метаморфізму (фація зелених сланців, біотитових зона). Поряд з спостерігаються реліктовими мікролітовой і пойкілітовой мікроструктура в деяких інтервалах відзначена повна втрата породами первинних структур та освіта плагіоклаз-амфіболових (апобазальтових амфіболіти) з типовими метаморфічними структурами: фіброгранобластовой, гетерогранобластовой. У свердловині 2916 у верхній частині розрізу відзначені різновиди, що містять реліктові вкрапленнікі плагіоклазу.

Товща андезитів настільки ж однорідна за своїм видовим набору: пірокластичні, еффузівно-уламкові і субвулканіческіе фаціальні різновиди вулканічних порід представлені виключно андезитами порфироподібна вигляду. Видима потужність андезитового товщі 740 метрів. У пірокластичні різницям зустрінуті поодинокі уламки базальтів і апобазальтових амфіболіти по мінеральному складу та структури ідентичних порід нижньої базальтової товщі. Крісталлокласти туфів представлені плагіоклазу, не відрізняється за складом від вкрапленніков плагіоклазу андезитів.

Базальтова і андезитового товщі розділені пачкою конгломерат-брекчія потужністю 53 метри, в будові якої виділяються три трансгресивний ритму. Уламки представлені базальтами і апобазальтовимі амфіболіти, аналогічні таким нижній товщі. Цементом є дрібнозернистий кварц-полешпатові матеріал.

В свердловині 2926 відзначається впровадження інтрузії габро-долерітов Смородинського комплексу в нижню базальтову товщу і дайки долерітов у верхню вулканогенно-уламкових товщу андезитового складу. Контакти з вміщають породами різкі, чітко виражені в ендоконтакте зони гарту.

Дані з вивчення еталонних андезітбазальтових формацій показали, що в розрізах найбільш часто зустрічається в значній мірі випадкове переслаіваніе близьких за основності типів порід: базальтів, андезито-базальтів, андезитів і їх пірокластичні різниць, причому потужності окремих покривів зазвичай не перевищують перша десятка метрів. Різкій зміни витриманих за складом пачок порід многосотметровиє потужності в межах одного вулканічного комплексу ніким не відзначається. А. Ф. Белоусов [9] стверджує, що з позиції концепції породних груп в розрізах має спостерігається переслаіваніе проТабліца 1

Середні хімічні склади порід (мас.%) глазуновской свити і габро-долерітов Смородинського комплексу

дуктів різних породних груп. На думку В. І. Чернова [10] надходження магми з роз'єднаних джерел обумовлює чергування потоків вулканітів різного складу в єдиному розрізі. Слід зазначити, що за хімічним складом досліджувані базальти значно відрізняються від типових базальтів андезитового формацій [11].

Аналіз еталонних трапу формацій показує, що базальтові асоціації чохла древніх платформ супроводжуються головним чином теригенними породами, що мають ознаки наземного відкладення. Для Трапп виявляється, перш за все, загальна меланократовая тенденція базальтоідов. Розподіл базальтоідов по меланократовості, як правило, виявляється квазіоднородним. Лейкократовий ухил не характерний для платформних базальтових асоціацій [9]. До порівняно рідкісним виключенням відноситься хаканчанская свита на півночі Сибірської платформи. Освіти свити характеризуються сильною мінливістю літологічного складу, як по розрізу, так і по простиранню. Для неї характерно прояв експлозівной діяльності, що супроводжується найбільш високою кремнекіслотностью продуктів еффузівного магматизму (андезито-базальти, SiO2-51, 8%). Являє собою слабодіфференцірованную серію базальтової магми і належить до базітовой формації [12]. Слід зазначити, що регіональний метаморфізм, навіть у докембрійських Трапп, призводить до змін дозеленосланцевой ступені, якщо породи не піддалися глибоке захоронення і складчастості [9].

Аналіз еталонних андезитового формацій показує, що андезитового формація найбільшого обсягу досягає серед колізійних вулканітів [13]. Для неї характерні великі полігенні стратовулкан, що формуються в наземних умовах. Найбільш поширені фації - пірокластичні; лави і субвулканіческіе тіла зазвичай присутні у підпорядкованих кількостях. Фації схилів вулканів і віддалені фації виразно стратифікована. Потужності пачок варіюють від 100 до 1000 м. Порода андезитового формації властиві евпорфіровие структури (кількість вкрапленніков від 10-15 до 30-40%) з єдиним спільним набором порфірову виділень: плагіоклаз, Моноклінна і ромбічний піроксен, амфібол.

Факт різкої зміни в розрізі однорідних за своїм внутрішнім будові пачок різного складу значної потужності, аналогічної глазуновской товщі, об'єднуються в одну формацію, зовсім не типовий.

Як зазначалося вище андезито-базальти в трапу формаціях, є продуктами кристалізаційної диференціації з базальтової магми. Базальт і андезити глазуновской свити значно відрізняються один від одного по мінеральному та хімічним складом (табл.1). Метаеффузіви основного складу мають ільменітпірротіновую асоціацію. В них відсутні характерні для андезитового порфіритів магнетит, гематит, тітаномагнетіт, ільменогематіт, халькозін і борні.

Вивчення петрохіміческіх особливостей вулканічних утворень глазуновской товщі з допомогою факторного аналізу свідчить про наявність двох індивідуальних петрохіміческіх груп з не перекриваються складами у всіх трьох факторних площинах (рис. 2). Перший фактор (F1, 60% загальної дисперсії) CaO, MgO, FeO, TiO2 антогоністічниSiO2, K2O, Al2O3, Na2O. Другий фактор (F2, 15% загальної дисперсії) CaO, FeO, назад скорреліровани з групою оксидів Na2O, TiO2, Fe2O3. Таким чином, петрохіміческая мінливість порід по першому і другому факторів відображає процес кристалізаційної диференціації при змінному режимі лугів, що має місце в похідних контрастних магматичних серіях: толеітовой і вапняно-лужний, якщо вони розглядаються в одній сукупності. Третій фактор (F3, 12% загальної дисперсії) TiO2, K2O, CaO, Al2O3 протиставляються Na2O і MgO. Однак сила їх зв'язків не досягає встановленого рівня значущості.

Рис.2. Факторна діаграма порід глазуновской свити.

Рис.3. Діаграма нормованого розподілу РЗЕ в вулканогенних породах глазуновской свити.

Виходячи з контрастності петрохіміческіх об'єднань, слід визнати, що серіальні розходження визначені глибинними факторами,

а НЕ диференціацією вихідного розплаву, єдиного для цих комплексів. Тобто в складі глазуновской свити доцільно виділяти два самостійних комплексу: Толе-базальтовий і вапняно-лужний.

Аналіз розподілу рідкісноземельних елементів (рис.3, табл.2) показує тотожність відносин Eu/Eu * в андезиту (26,70) і базальтах (21,04) (відсутність на графіку Eu-мінімуму в андезиту). Таке становище дозволяє припускати походження андезитів з основних розплавів при фракціонування амфібол, що суперечить контрольоване вкрапленнікам в базальтах. Реально контрольоване вкрапленніком в базальтах є плагіоклаз. При фракційної кристалізації зі значною роллю фракціонування плагіоклазу повинен спостерігатися дефіцит європію в андезиту по відношенню до базальту. З вище сказаного можна зробити висновок, що андезити не є залишковими діфференціатамі базальтової магми.

Таким чином, у розрізі глазуновской свити виділяються дві товщі вулканогенних порід різного складу, різко відокремлені просторово, кожна з яких характеризується однорідним (щодо видового набору що складають їх порід) будовою. З огляду на ритмічне будова і значну потужність конгломерат-брекчія в розрізі свердловини 2926, можна припускати, що величина перерви вулканічної діяльності була значною, тобто в будові розрізу виділяються дві різновікові пачки базальтового та андезитового складу, що відповідають самостійним етапам магматичної діяльності.

В свердловині 2926 відзначається впровадження інтрузії габро-долерітов в нижню базальтову товщу і дайки долерітов у верхню вулканогеннообломочную товщу андезитового складу (див. рис.1). Контакти з вміщають породами різкі, чітко виражені в екзоконтакте зони гарту. Сам факт впровадження габро-долерітов і долерітов у різновікові товщі, вказує на їх більш молодий вік (принаймні, щодо базальтової товщі). Крім того, важливим показником різниці в часі освіти інтрузівним і вулканічних порід є ступінь їх вторинних змін. Габро-долеріти не мають явних ознак вторинних змін. У породах зберігається не змінений олівін (гортоноліт), Моноклінна піроксен (піжонів і Салит), плагіоклаз (лабродор № 57-75). У Дайк долерітов (інтервал 630,9-632,2 м) відзначається вулканічне скло, представлене буруватою слабо двупреломляющей масою (внаслідок слабкою раскрісталлізаціі), що виконує замкнуті проміжки між зернами плагіоклазу. Оскільки вулканогенні породи, пов'язані з глазуновской свиті, піддалися впливу процесів регіонального метаморфізму, а габро-долеріти Смородинського комплексу не несуть жодних ознак подібних змін, то останні є істотно більш молодими (в геологічному сенсі) утвореннями.

Наведені вище фактичні дані дозволяють всю сукупність магматичних утворень глазуновской свити порядок в єдиний тимчасової формаційний ряд, що відображає складний статево-поступальний характер еволюції магматизму.

Початковий член формаційного ряду представлений толеітбазальтовой асоціацією. До асоціації нами включаються вулканогенні породи основного складу Микитівського (скв. 2926, 2916), віднесені до глазуновской почту, Ісаковського (скв. 2919, 2920) і південній частини Тім-Ястребовской структури (скв. 2189, 2190, 2198, 2199), що належать Тимському почту Оскольський серії.

Одночасність освіти входять в асоціацію геологічних тел грунтується на наступних непрямих даних.

1. Всі породи асоціації характеризуються однаковою ступенем регіональних метаморфічних перетворень (фація зелених сланців, біотитових зона).

2. Порода різних ділянок мають значну подібність у зовнішньому вигляді, петрографічної і мінеральному складі, структурнотекстурних характеристики.

3. Всі освіти асоціації відносяться до одного петрохіміческому типу -- толеітовим базальту, вкрай слабко диференційованим. 4. У розрізах Ісаковського ділянки (скв. 2920) і півдня Тім-Ястребовской структури (скв. 2190) серед вулканічних порід відзначені прошаруй метаосадочних порід: сланців, метаалевролітов, карбонатних порід (асоціація хемогенно-карбонатнотеррігенних фацій).

Ступінь метаморфізму вулканітів основного складу дозволяє припустити, що вони є доскладчатимі утвореннями, так як зеленосланцевая (актінолітовая) ступінь метаморфізму, що характеризується регіональної альбітізаціей польових шпатів властива переважній большенство докембрійських базальтових асоціацій, залучених у глибокі занурення і складчастість [9]. Структурний положення толеітових базальтів, присутність в окремих свердловинах метаосадочних порід: сланців, метаалевролітов, карбонатних порід, і їх петрохіміческое схожість з толеітамі Тім-Ястребовской структури дозволяє їх віднести до пізньої стадії ріфтогенеза Орловсько-Олексіївської ріфтогенной структури [14]. Діаграма TiO2-FeO */MgO (рис.4) дозволяє досить впевнено діагностувати базальти ріфтогенного генезису, які часто потрапляють у поле базальтів ЦОГ [15]. Порівняння характеру поведінки рідкоземельних елементів в толеітах вивчаються ділянок з еталонами різних геодинамічних обстановок показує, що найбільш близькими до них є толеіти континентальних Рифт [16].

Середній член ряду - андезитового асоціація (верхня частина глазуновской товщі) за своєю морфології, внутрішньою будовою має значну подібність з еталонними формаціями колізійних обстановок (мал. 5). Аналіз розподілу рідкісноземельних елементів також свідчить, що андезити глазуновской свити є типовими андезитами орогенних обстановок (Ba/La = = 31). З цим же етапом пов'язано освіта діорітгранодіорітового стійло-миколаївського комплексу. Слід зазначити, що в останній схемою кореляції стратиграфії і магматизму (1999 р.) з стійло-миколаївського комплексу виключена перший (габброідная) фаза і переведено в Золотухінського комплекс, який є комагматом верхнетімскіх вулканітів основного складу.

Завершується формаційний ряд трапу формацією Смородинського комплексу, який знаменує становлення платформеного режиму в регіоні КМА.

Список літератури

1. Хрестин Е.М. Вулканізм нижнього протерозою Курсько-Воронезького кристалічного масиву// вулканізм докембрію (матеріали Другого Всесоюзного палеовулканіческого симпозіуму) .- Петрозаводск, 1976 .- С.111-118.

2. Хрестин Е.М. Вулканогенні формації і асоціюється оруденення докембрію Курсько-Воронезького кристалічного масиву// Глобальні палеовулканіческіе реконструкції. - Новосибірськ, 1979. -С.66-71.

3. Ножкін А.Д., Хрестин Е.М. Радіоактивні елементи в породах раннього докембрію (на прикладі КМА). -М., 1984. -127 С.

4. Чернишов Н.М., Чесноков В.С. Трапп Курської магнітної аномалії. - Воронеж, 1983. -276 С.

5. Чернишов Н.М., Бочаров В.Л. Хімічні склади ультраосновних і основних інтрузивні порід докембрію Воронезького кристалічного масиву: Довідник. - Воронеж, 1972. -240 С.

6. ЧернишовН.М., Бочаров В.Л. Вулкан-плутоніческая асоціація основних порід пізнього докембрію КМА// Питання Петрологія і рудоносності основного магматизму Воронезького кристалічного масиву. - Воронеж, 1974. -С. 26-31.

7. Биков І.М., Коробкіна Т.П. Рудні мінерали вулканітів трапу і андезитового формацій раннього протерозою північній частині КМА// Деп. в ВИНИТИ № 2224-83. -- Воронеж, 1983. -17с.

8. Биков І.М., Стрик Ю.М. Деякі аспекти петрогенеза раннепротерозойской андезитового серії північної частини Воронезького кристалічного масиву// Тез. докл. VII Сімпо. з геохімії магматичних порід. - М., 1981. -С.16.

9. Белоусов А.Ф., Кривенко А.П., Полякова З.Г. Вулканічні формації. -М., 1982. -280 С.

10. Чернов В.І. Про принципи і методи формаційного аналізу вулканічних серій// Изв. вузів. Геол. і розвідка. -1983. - № 11. -С.127-138.

11. Мішин Л.Ф. Порідні групи та серії крайових вулканічних поясів. -М., 1982. -123 С.

12. Петрологія і перспективи рудоносності Трапп півночі Сибірської платформи. -М, 1978. -216 С. 13. Петрологіческое вивчення магматичних асоціацій колізійних обстановок. Серія методичних посібників з геодинамічному аналізу при геологічному картуванні. -М., 1995. -215 С.

14. Холін В.М., Лебедєв І.П., Стрик Ю.М. Про геодинаміці формування і розвитку Тім-Ястребовской структури КМА// Вестн. Воронеж. ун-та. Сер. геологічна. -1998. - № 5. -С.51-58.

15. Вивчення офіолітових комплексів при геологічному картуванні. Серія методичних посібників з геодинамічному аналізу при геологічному картуванні. -М., 1994. -254 С.

16. Балашов Ю.А. Геохімія рідкісноземельних елементів. -М., 1976. -267с.

Для підготовки даної роботи були використані матеріали з сайту http://www.vestnik.vsu.ru