ГЕОХИМИЯ СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВ КИСЛОРОДА И ВОДОРОДА КОРУНДОНОСНЫХ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ СЕВЕРНОЙ КАРЕЛИИ КАК ИНДИКАТОР НЕОБЫЧНЫХ УСЛОВИЙ ФОРМИРОВАНИЯ
© 2014 г. С. В. Высоцкий*, ***, А. В. Игнатьев*, В. И. Левицкий**, В. П. Нечаев*,
Т. А. Веливецкая*, В. В. Яковенко*
*Дальневосточный геологический институт ДВО РАН 690022 Владивосток, просп. 100-летия Владивостока, 159
e-mail: vysotskiy@fegi.ru **Институт геохимии им. А.П. Виноградова ИНЦСО РАН 664033 Иркутск, ул. Фаворского, 1а *** Дальневосточный федеральный университет 690950 Владивосток, ул. Суханова, 8 Поступила в редакцию 24.04.2012 г. Принята к печати 25.01.2013 г.
Изучен изотопный состав кислорода и водорода минералов корундовых проявлений и вмещающих минерализацию пород северной Карелии. Установлено, что минералы корундоносных зон Хито-островского и Варацкого проявлений характеризуются экстремально низкими величинами S18O (менее —26%о) и S D (менее —215%о), указывающими на участие в минералообразующем флюиде гляциальных вод и сохранение в них изотопных отношений кислорода и водорода протолита. Глиноземистые корундоносные плагиоклазиты были сформированы в результате высокобарного све-кофенского (1.9—1.8 млрд лет) метаморфизма палеопротерозойских пород, метасоматизированных с участием метеорных вод в эпоху гуронского оледенения.
Ключевые слова: стабильные изотопы, кислород, водород, изотопное датирование, корунд, Хитоост-ров, Варацкое, Карелия.
Б01: 10.7868/80016752514090106
ВВЕДЕНИЕ
Земные породы и минералы обычно обогащены изотопом 180 относительно современной морской воды, т.е. имеют положительные значения 8180. В большинстве силикатных пород значения 8180 составляют от +4 до + 15% относительно SM0W [1]. Однако в разных местах мира существуют районы, где эта закономерность нарушается. Известен ряд геологических объектов с 8180 SM0W аномально ниже типично магматогенных (^5%). Например, в Исландии изучены системы гидротермальных изменений (пропилитизации) кайнозойских вулканитов (базальтов, гиалокласти-тов, риолитов), в которых локальные аномалии с очень низкими 8180 (до —13% в эпидоте) и 8Э (до —125% в эпидоте) в зонах разломов сочетаются с малыми по уровню (несколько промилле ниже мантийных) понижениями этих показателей в больших объемах (десятки куб. км) лав [2, 3, 4]. Локальные аномалии связываются с прямым воздействием метеорных вод, вовлеченных в гидро-
термальную циркуляцию до глубин не менее 2 км [2—4], а большеобъемные — с ассимиляцией магмами больших масс ранее гидротермально-измененных пород, в частности гиалокластитов [3]. Характерно, что отрицательные значения 8180 обнаружены исключительно в чисто гидротермальных минералах и метасоматитах. Минералы же, кристаллизующиеся в магмах (оливин, плагиоклаз), показывают только незначительные понижения 8180.
Аномально низкие значения 8180 обнаружены и в более древних породах, таких как метамор-физованные меловые вулканиты Антарктиды и Новой Зеландии [5], триасовые метаморфические комплексы высоких и сверхвысоких давлений орогенного пояса ВаЫе8Иап^и1и в центральном Китае [6, 7 и др.], кембрий-ордовикские метаморфические комплексы высоких и сверхвысоких давлений Кокчетавского массива [8], неопротерозойские метаморфические комплексы высоких давлений Беломорского орогена [9, 10 и др.]. Как правило, все аномалии локальны, их пло-
щадь не превышает десятков квадратных километров, за пределами которых кислород имеет нормальный изотопный состав в породах, однотипных аномальным. Во всех этих случаях изотопную аномалию связывают с влиянием метеорных вод.
Корундовые проявления северной Карелии стоят несколько особняком в ряду этих аномальных объектов, поскольку обладают как самыми низкими значениями 8180 (до —26%о в гранате) и 8Э (до —216% в амфиболе), так и достаточно широкими их вариациями от проявления к проявлению [11—16]. Аномальная зона приурочена к контакту чупинской толщи с телами метагабброидов (друзитов, "гранатовых габбро") и прослеживается в виде дискретных проявлений на протяжении нескольких сотен километров. Метаморфические комплексы относятся к полициклическим и по-лихронным образованиям обычно амфиболито-вой, реже гранулитовой фации повышенных давлений. Возраст пород протолита оценивается почти в 3.0 млрд лет, а корундовых проявлений — в 1.9-1.8 млрд лет [15, 17, 18].
В последнее время были опубликованы результаты детальных исследований по трем проявлениям корунда, расположенным относительно недалеко друг от друга — Хитоостров, Варацкое и Дядина Гора [9—16, 19, 20]. Все исследователи сходятся во мнении, что экстремально низкие значения 8180 в минералах корундовых пород свидетельствуют об участии в их генезисе метеорных вод, прошедших неоднократное изменение фазового состояния (жидкость—пар) в холодных климатических условиях. Было выдвинуто две конкурирующие модели образования корундо-носных пород:
1. Корундоносные породы образовались по фрагментам древних кор выветривания, содержащих метеорный флюид, обогащенный легким изотопом кислорода, в результате высокоградного метаморфизма на рубеже 2750—2720 млн лет [13, 20].
2. Корундоносные породы были сформированы по метасоматизированным (гидротермально измененным, пропилитизированным) вулканогенным и осадочным палеопротерозойским породам, подвергшимся высокобарному свекофенскому (1.9—1.8 млрд лет) метаморфизму [11, 12, 15, 16].
Важно было исследовать соотношения легких изотопов в других корундоносных проявлениях Северной Карелии (Перуселька, Нигрозеро, Но-тозеро и др.), чтобы определить границы распространения аномальной зоны. Кроме того, необходимо было сравнить соотношение изотопов кислорода и водорода в одинаковых минералах (например, дистене) из близких по составу пород корундоносных проявлений и вмещающей чупин-ской толщи, что также поможет ответить на вопрос о границах распространения аномальной зоны и возможных причинах ее образования. Результаты этих исследований приводятся в данной статье.
МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ
Измерение соотношений изотопов кислорода и водорода проводили в ДВГИ ДВО РАН. Кислород выделяли при нагревании образца с помощью инфракрасного лазера (10.6 мкм) в присутствии В^5 (~210 тор). Выделенный кислород очищали на двух криогенных ловушках с жидким азотом и на поглотителе с КВг, после чего анализировали на масс-спектрометре с двойной системой напуска МАТ-252. Методика протестирована на международном — 28) и внутреннем стандартах. Точность измерения для 8180 составляла ±0.2%.
Водород выделялся из ОН-содержащих минералов так же с использованием лазера, что позволило достигнуть воспроизводимости ±2% для проб массой от 1 до 5 мг. Содержание изотопов водорода измеряли в постоянном потоке гелия на масс-спектрометре МАТ-253. Разработанный метод [21] альтернативен классическому методу выделения водорода в вакууме.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И ВОЗРАСТ
Большинство изученных корундоносных проявлений расположено в Чупинском покрове (рис. 1), являющемся фрагментом Беломорского аллохтона [22]. Последний интерпретируется как результат коллизии между Карельским и Кольским геоблоками Балтийского щита. Считается, что породы Чупинского покрова сложены преимущественно супракрустальными образованиями — различными парагнейсами, сформированными по грауввакам [23]. В результате коллизии породы Беломорского аллохтона подверглись высокоградиентному метаморфизму в период 1.9—1.8 млрд лет, а затем были выведены ближе к поверхности Земли 1.75 млрд лет назад [17].
Полагают [24—26], что регионально все корундовые проявления структурно связаны с надвигами, а их состав зависит от места корундоносных проявлений в надвиговых покровах. Корундовая минерализация в них обычно приурочена к зоне контакта кислых (метаморфических или магматических) с основными породами и рассматривается как проявление процесса биметасоматоза с перерастанием метасоматического замещения в магматическое с преобладанием пород, обогащенных основаниями — базификатов [27] и плагиоклази-тов. Последние, часто по секущим интрузивным соотношениям с метаморфическими и метасома-тическими ассоциациями могут быть отнесены к магматическим образованиям.
С другой стороны, существует точка зрения о приуроченности корундоносных пород к зонам сдвиговых деформаций, где они образуют линзообразные и пластообразные зональные тела [18, 28]. Их происхождение рассматривается как ре-
Лапландский аллохтон
Рис. 1. Положение корундовых проявлений на геолого-тектонической схеме Беломорского подвижного пояса (по [22], с упрощением).
зультат высокотемпературного высокобарного щелочного метасоматоза.
Как правило, породы с корундом наблюдаются в виде отдельных тел, систем субпараллельных или ветвистых жил, обособлений, гнезд. Их мощность варьирует от 40—50 см до 5—10 м.
Поскольку корундовые проявления имеют сложное геологическое строение и генезис, существуют проблемы с установлением возраста их образования. Считается, что накопление осадочного протолита чупинских плагиогнейсов (метаграув-акк) беломорского комплекса происходило в преде-
лах 2.82—2.86 млрд лет и длилось не более 40 млн лет, а его метаморфизм — 2855 ± 5...2814 ± 20 млн лет [29]. Мигматизация и гранитизация в чупинской толще проявилась в интервале 2615 ± 15 [17]...2691 ± ± 15 млн лет [30]. Возраст основных безкорневых метагабброидов (друзитов, "гранатовых" габбро по В.С. Степанову) в составе супракрустального Чупинского тектонического покрова Беломорской подвижной области составляет 2.43—2.46 млрд лет, хотя имеются более древние (2.69 млрд лет) и молодые (2.4—1.9 млрд лет) датировки гранатовых габбро [31]. Рубеж свекофенского периода тектоно-метаморфической переработки Беломорского подвижного пояса, связываемый с коллизией континент-континент составляет 1.95—1.85 млрд лет [29].
Датирование K/Ar методом образцов корун-доносных пород по сосуществующим минералам дало согласованные результаты в интервале 1811 ± 45...1824 ± 45 млн лет для Варацкого и 1814 ± 63...1895 ± 47 млн лет для Хитоостров-ского проявлений [12]. Учитывая чрезвычайную подвижность аргона, приведенные датировки фиксируют верхнюю возрастную границу образования собственно кор
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.