ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2015, том 460, № 4, с. 436-440
= ГЕОХИМИЯ
УДК 551.72:551.251:550.93
ДРЕВНЕЙШИЕ МЕТАБАЗИТЫ СЕВЕРО-ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА © 2015 г. И. И. Лиханов, академик РАН В. В. Ревердатто
Поступило 07.07.2014 г.
БО1: 10.7868/80869565215040167
Реконструкция геологической истории Енисейского кряжа — аккреционно-коллизионного орогена на западной окраине Сибирского крато-на — важна не только для понимания тектонической эволюции подвижных поясов континентальных окраин, но и для решения вопроса о вхождении Сибирского кратона в состав древнего суперконтинента Родиния. Этот суперконтинент возник на рубеже мезо- и неопротерозоя в результате гренвильского орогенеза. Гренвильская складчатость фиксировала закрытие позднемезо-протерозойского океана: ее заключительные деформации, связанные с процессами континентальной коллизии мезопротерозойских блоков, имеют возраст 1.19—0.98 млрд лет [1]. Предполагают, что образованный в ходе этих событий грен-вильский пояс протягивался по периферии большинства палеоконтинентов от западной Австралии до Сибири на расстояние более 10000 км [2]. Недостаток возрастных датировок гренвильских коллизионных событий на разных континентах ограничивает возможности корреляций геологических процессов в глобальном масштабе. В то же время до сих пор актуален вопрос о геохимической специфике и особенностях петрогенезиса комплексов пород такого возраста. В пределах Сибирского кратона в качестве индикаторов процессов, ответственных за образование суперконтинента Родиния, рассматривают породы Енисейского кряжа: синколлизионные гранитогней-совые купола и метапелиты низких и умеренных давлений Приенисейской и Татарско-Ишимбин-ской систем разломов, проявленные в структурах его южной и северной частей [2—5]. В нашей работе на основе новых петрологических, геохимических, геохронологических данных мы попытались оценить источники, возраст, тектонические обстановки и физико-химические условия мета-
Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева Сибирского отделения Российской Академии наук, Новосибирск
морфизма пород основного состава, сформированных в гренвильское время.
В качестве объекта исследования выбран Ры-бинско-Панимбинский вулканический пояс (РПВП) в центральной части Енисейского кряжа. Пояс прослеживается от р. Ангара до р. Панимба на расстояние около 250 км [6]. Выходы пород этого древнейшего мезопротерозойского вулканического пояса приурочены к тектоническим зонам, трассирующим Татарско-Ишимбинскую систему разломов. В районе исследования (при-ангарский участок) вулканогенные образования развиты в узких зонах среди метатерригенных отложений нижних горизонтов сухопитской серии. По геолого-геохимическим признакам с учетом 8ш—Мё-данных формирование вулканических пород РПВП происходило в нижнем мезопроте-розое в условиях окраинного моря с рассеянным типом рифтинга [6].
В составе этого пояса были изучены метабазито-вые ассоциации из береговых обнажений р. Ангара (в междуречье Черная—Рыбная). Здесь нижняя часть разреза представлена массивными среднезер-нистыми амфиболизированными метагаббро-диа-базами и габброидами (метадолеритами), которые прорываются дайками метаморфизованных диабазов мощностью до 2 м. Выше по разрезу конформно с метагаббро-диабазами залегают покровы амфибо-лизированных базальтов, включающие горизонты пикробазальтовых метатуфов и актинолитовых сланцев по туфогенным породам основного состава [6]. Все породы смяты в разноранговые опрокинутые складки и разбиты на отдельные перемещенные блоки.
Изученные метабазиты сложены преимущественно полнокристаллическими мелко- и сред-незернистыми породами с варьирующими соотношениями главных породообразующих минералов, среди которых основная роль принадлежит амфиболу и плагиоклазу; биотит встречается реже. Из акцессорных преобладают сфен, магнетит.
Химический состав минеральных фаз метаба-зитов изучен с использованием рентгеноспек-трального микроанализатора 1ео1 ЖА-8100 в
ДРЕВНЕЙШИЕ МЕТАБАЗИТЫ 437
Порода/Хондрит Порода/Прим. мантия
Рис. 1. Спектры распределения REE, нормированные к хондриту (а), и спайдердиаграммы содержаний микроэлементов, нормированных к составу примитивной мантии (б), для метабазитов РПВП (1—4) в сравнении с основными разновидностями базальтов: N-MORB (5), E-MORB (б), OIB (7) [8]. 1 - обр. 1229, 2 - обр. 1240, 3 - обр. 1231, 4 - обр. 1222.
ИГМ СО РАН. Амфибол представлен роговой обманкой с повышенными содержаниями TiO2 1.24—1.45 мас. %, K2O 1.1—1.7 мас. % и высокой железистостью XFe 0.48—0.54. Плагиоклаз относится к андезину, его анортитовый компонент XAn = Ca/(Ca + Na + K) 0.35-0.40. Железистость биотита варьирует несколько шире (XFe 0.44-0.61). Состав сфена близок к стехиометрической формуле, магнетит химически однороден во всех образцах.
Р-Т-параметры метаморфизма пород рассчитаны на основе реальных составов породообразующих минералов при совместном использовании взаимосогласованных калибровок амфибол-пла-гиоклазового геотермометра с соответствующими моделями состав-активность и амфибол-плагио-клазового геобарометра. Независимый контроль давления осуществляли с помощью четырех калибровок для Al-амфиболового геобарометра [4]. Результаты геотермобарометрии демонстрируют неплохую сходимость между различными геотер-мобарометрами в пределах точности определений [7]. Выполненные оценки условий метаморфизма базитов показали незначительные различия по Р-Т-параметрам (570-600°С, 5.5-6.3 кбар), что отвечает условиям перехода от эпидот-амфи-болитовой к амфиболитовой фации.
Содержания главных элементов получены рентгенофлуоресцентным методом в ИГМ СО РАН на рентгеноспектральном анализаторе VRA-20R: погрешности определения не превышают 5 отн. %. Концентрации редких и редкоземельных элементов установлены методом ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения ELEMENT ("Finigan Mat") с ультразвуковым распылителем U-5000AT+. Точность анализа в среднем 2-7 отн. %. По диапазону кремнекислотности
(SiO2 47.8—48.6 мас. %) изученные метабазиты РПВП отвечают вулканитам основного состава: базальтам, долеритам. Для них характерны умеренные содержания суммы щелочей (Na2O + K2O < 2.7 мас. %) c преобладанием Na2O над K2O, TiO2 0.9-1.5 мас. %, Fe2O3 (14.0-16.5 мас. %), P2O5 0.12-0.22 мас. %. Железистость меняется в узком диапазоне: от 0.7 до 0.73. Различия по редкоэле-ментному составу этих пород более существенны. Для более распространенных низкожелезистых и низкотитанистых пород характерны пониженные содержания REE (сумма REE 37-41 ppm) и наклонный профиль распределения с (La/Yb)n < <0.78 (рис. 1а), характерный для нормальных базальтов срединно-океанических хребтов N-типа (N-MORB). Спектры REE менее распространенных высокожелезистых и титанистых метабази-тов характеризуются обогащением легкими лантаноидами (сумма REE 52 ppm) с плоским и ровным распределением (La/Yb)n = 2.3, что типично для обогащенных базальтов океанического дна E-типа (Е-MORB) (рис. 1а). Влияние субдукци-онной компоненты для этих пород выражается в более высоких по сравнению с N-MORB содержаниях Ba, Th, Ta, Nb, Zr, Hf. В целом изученные метабазиты имеют слабо фракционированные мультиэлементные спектры, занимающие промежуточное положение между спектрами N- и E-MORB базальтов (рис. 1б). Принадлежность этих пород к группе нормальных и обогащенных базальтоидов подтверждается вместе с другими петрохимическими признаками данными при использовании классификаций, основанных на соотношениях концентраций Hf-Th-Ta [10] (рис. 2а), Zr-Nb-Y [11] (рис. 2б), P2O5-TiO2 (рис. 3а). Это отличает их от более молодых габ-броидов дайкового пояса [9] и ортоамфиболитов
438
ЛИХАНОВ, РЕВЕРДАТТО
Рис. 2. Положение фигуративных точек составов метабазитов РПВП (1) в сравнении с более молодыми амфиболитами дайкового пояса Приенисейской региональной сдвиговой зоны (800 млн лет) [9] (2) и ортоамфиболитами гаревского комплекса Енисейского кряжа (900 млн лет) [5] (3) на диаграммах Ш—ТЬ—Та [10] (а) и Zr—Nb—Y [11] (б). Поля составов на диаграммах: М- и Е-тип MORB — "нормальные" и "обогащенные" базальты срединно-океанических хребтов, WPAB — внутриплитные щелочные базальты, WPTB — внутриплитные толеитовые базальты, 1АВ — островодужные базальты, 1АТ — островодужные толеиты.
западной границы Енисейского кряжа [5], относящихся к внутриплитным базальтоидам и остро-водужным толеитам (рис. 2).
Контрастные типы редкоземельных и мульти-элементных спектров для пород разных петрохими-ческих составов свидетельствуют в пользу унаследования распределения и уровня концентраций редких элементов от магматических протолитов [12]. Характер редкоземельных спектров, различные величины ^а/8ш)п, ^а/УЬ)п и содержаний Ш, Zr, Та отражают разную деплетированность состава мантийных источников или степень плавления. Протолиты низкожелезистых и низкотитанистых метабазитов с пониженными Zr/Y, №/У могли образоваться при плавлении дебетированного мантийного источника, обедненного несовместимыми элементами-примесями и сопоставимого по своим геохимическим характеристикам с верхней мантией, продуцирующей базальты М-МОЯБ. Наличие отрицательной аномалии 8г (рис. 1б) в мультиэлементных спектрах метабазитов может быть следствием фракционирования плагиоклаза при образовании их прото-литов. Повышенные Zr/Y, №/У для более железистых и титанистых пород указывают на обогащенный характер мантийных компонентов метабазитов, ответственных за формирование Е-МОЯБ базальтов (рис. 3б). Отсутствие отчетливых минимумов по 8г (рис. 1б) указывает на то, что плагиоклаз не являлся главной фракционирующей фазой при образовании магматических протолитов.
В последовательности тектонических событий в докембрийской эволюции Енисейского кряжа
изученные проявления основного магматизма могут отражать различные этапы и обстановки растяжения вдоль западной окраины Сибирского кратона. Образование более примитивных по химическому составу метабазальтов происходило на начальных этапах спрединга, когда плавлению подвергались верхние горизонты дебетированной мантии. А более высокожелезистые и титанистые метабазальты образовались как продукты плавления обогащенного манти
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.