ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2014, том 455, № 1, с. 82-86
= ГЕОХИМИЯ
УДК 551.72:551.251:550.93
ПОЗДНЕПРОТЕРОЗОЙСКИЕ А-ГРАНИТЫ ЧЕРНОРЕЧЕНСКОГО МАССИВА ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА: НОВЫЕ ГЕОХИМИЧЕСКИЕ И ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ
© 2014 г. И. И. Лиханов, академик В. В. Ревердатто, П. С. Козлов, В. В. Хиллер, А. Д. Ножкин
Поступило 01.08.2013 г.
Б01: 10.7868/80869565214070172
Проблемы оценки геохронологических рубежей в истории распада суперконтинента Родинии во многом далеки от окончательного решения. Это связано с недостатком прецизионных возрастных датировок, что существенно ограничивает возможности временных корреляций глобальных геологических процессов. Поэтому до сих пор остается актуальным вопрос о геохимической специфике и датировании неопротерозойских комплексов гранитоидов — основных компонентов континентальной коры и индикаторов геодинамических обстановок, имеющих ключевое значение для реконструкции событий при эволюции литосферы.
В последние годы получен ряд новых результатов по геохимии и геохронологии гранитоидов Енисейского кряжа, сформированных в контрастных геотектонических обстановках [1]. Эти кристаллические массивы сосредоточены в осевой части Центрального кратонного блока и приурочены преимущественно к Татарско-Ишим-бинской сутурной зоне. Наименее изученной в этом отношении является западная часть Центрального блока, сложенная древнейшими в За-ангарье породами гаревского метаморфического комплекса (ГМК). В его составе выделяется ряд интрузивных массивов, расположенных в пределах Приенисейской региональной сдвиговой зоны (ПРСЗ) — крупной деформационно-метаморфической структуры линеаментного типа, разделя-
Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева
Сибирского отделения Российской Академии наук, Новосибирск
Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого
Уральского отделения Российской Академии наук, Екатеринбург
ющей Центральный кратонный блок и Исаковский островодужный террейн [2]. Эта зона является продолжением Байкало-Енисейского разлома и тяготеет к правобережной части Енисея, протягиваясь вдоль западной окраины Сибирского кратона не менее чем на 200 км при ширине от 50 до 70 км. Из-за отсутствия надежных геохимических и геохронологических данных вопрос о возрасте и тектонической позиции этих интрузивов является предметом дискуссий. Особенно это относится к породам Чернореченского массива, рассматриваемым в составе разных по возрасту и происхождению магматических комплексов — посольненско-го и аяхтинского [3]. Для разрешения этих противоречий нами получены новые данные по геохимии, возрасту и природе этих гранитоидов, сформированных в обстановке растяжения вдоль западной окраины Сибирского кратона.
Чернореченский массив (ЧМ) располагается в пределах ГМК на западном фланге ПРСЗ, характеризующейся контрастным метаморфизмом, интенсивным рассланцеванием и динамической рекристаллизацией пород [4]. Массив находится в правобережье р. Енисей, в бассейне р. Разгромная, и залегает в одной тектонической зоне с мелкими массивами рапакивиподобных гранитов [5] и бимодальным комплексом гранитных и базито-вых даек [2]. Интрузивное тело линзовидной формы имеет площадь ~140 км2 и приурочено к крупным разломам субмеридионального направления. С учетом геофизических данных [3] предполагают субвертикальное падение и "пластинообразную" форму магматического тела, имеющего тектонические контакты с вмещающими породами.
В развитии западных площадей ПРСЗ выделяют три основных этапа, различающихся термодинамическими режимами и величинами геотермических градиентов [6]. На первом этапе в связи с гренвильской орогенией (1050—850 млн лет) сформировались зональные метаморфические ком-
ПОЗДНЕПРОТЕРОЗОИСКИЕ А-ГРАНИТЫ
83
10001=
10000 k
10 г
Ю 2
4
5
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
Cs Rb BaTh UNbTaSrZrHf Y V Co Ni Sc
» 100
1
Рис. 1. Спектры распределения редкоземельных элементов (а) и спайдердиаграммы (б) для лейкогранитов Черноре-ченского массива в сравнении с другими разновидностями гранитоидов гаревского метаморфического комплекса. 1 - гранитоиды К-серии (1100—950 млн лет), 2 - гранитоиды №-серии (1360—1380 млн лет), 3 — граниты рапакиви («1050 млн лет), 4 — гранитоиды дайкового пояса (780—790 млн лет), 5 — лейкограниты Чернореченского массива (720-730 млн лет).
плексы низких давлений при типичном для орогенеза градиенте йТ/йИ = 20-30°С/км. На втором этапе в зоне надвигов эти породы подверглись позднерифейскому (801-793 млн лет) коллизионному метаморфизму умеренных давлений с низким градиентом йТ/йИ < 10°С/км. Поздний этап сопровождался синэксгумационным метаморфизмом (785-776 млн лет) с йТ/йИ < 12°С/км, отражающим тектонические обстановки быстрого подъема в сдвиговзбросовых участках коры. Заключительные стадии развития орогена в регионе фиксируются формированием бимодального дайкового пояса с возрастом 797-785 млн лет, прорывающего гнейсы и кристаллические сланцы ГМК [2]. Эти события связаны с процессами растяжения вдоль западной окраины Сибирского кратона и отвечают по времени проявления началу распада суперконтинента Родиния. Впоследствии в обстановках утонения коры формируется ряд рифтогенных прогибов и грабенов, выполненных неопротерозойскими вулканогенно-осадочными комплексами [7]. В зоне Татарско-Ишимбинской системы разломов выделено несколько этапов формирования рифтогенных структур, сопровождавшихся внутриплитным бимодальным, субщелочным кислым, основным и щелочным вулканизмом и интрузивным магматизмом с возрастами 780-650 млн лет [7].
Породы главной интрузивной фазы слагают ^90% площади ЧМ и представляют собой крупнозернистые граниты и гнейсо-граниты с очковой и гнейсовидной текстурой. Вкрапленники размером до 3 см представлены изометричными зернами калишпата, реже - более мелкими выделениями плагиоклаза. В виде отдельных участков в породах хорошо сохраняются маргинационная структура и крупноовоидная текстура исходных магматических пород. Основная масса сложена среднезернистым агрегатом, состоящим из изомет-ричных и ксеноморфных зерен кварца и субидио-морфного олигоклаза с основностью 0.17-0.21.
Биотит образует удлиненно-волокнистые агрегаты или гломеробластовые скопления. Среди акцессорных минералов отмечаются единичные зерна граната, апатита, монацита, циркона и ильменита.
Основные разновидности гранитоидов ЧМ по своему петрохимическому составу соответствуют гранитам с умеренно-повышенным содержанием SiO2 (68—76 мас. %) и существенно варьирующимися концентрациями Al2O3 (12—18 мас. %). Эти породы более обогащены железом (FeO/(FeO + MgO) = = 0.80—0.84) по сравнению с гранитами S-типа, формирующимися в синколлизионных условиях [5]. В целом эти железистые лейкограниты представляют собой перглиноземистые (ASI = 1.1—1.4) субщелочные и высококалиевые породы (сумма K2O + Na2O составляет до 9 мас. % при отношении K2O/Na2O = 2.4—3.6) щелочно-известковой, реже щелочной, серии, происхождение которых обычно связывается с неистощенным магматическим источником или фракционной кристаллизацией коровых расплавов. Нормативный состав лейкогранитов (об. %): кварц — 25—30, ортоклаз — 30—40 и плагиоклаз — 25—30 при соотношении нормативных полевых шпатов (альбит — 32%, анортит — 10%, ортоклаз — 58%) позволяет идентифицировать их как субщелочные граниты с нормативными корундом (2—4.4%), энстатитом («2%) и ферросилитом (1—4.7%). Они отличаются повышенным содержанием REE (до 390 г/т), Rb, Th, U, Y, Zr, Hf, Nb, Ta, Sc и пониженными концентрациями Sr по сравнению с другими ассоциациями ГМК, более выраженной европиевой аномалией (Eu/Eu* = 0.1—0.35) и слабофракцио-нированным спектром распределения REE с (La/Yb)n = 6.8-10; (Gd/Yb)n = 1.1-1.8 (рис. 1). Подобное распределение тяжелых REE является характерной особенностью протерозойских гранитов A-типа [1]. Принадлежность этих пород к группе анорогенных внутриплитных гранитоидов также подтверждается соотношениями концентраций (FeO*/MgO)-(Zr + Nb + Ce + Y), [(K2O +
FeO*/MgO 500
100
(a)
10
1
(K2O + NaO)/CaO (б) 200 r ()
100
10
^^^A
FG
; ogt #
50 100 1000
Zr + Nb + Ce + Y, ppm
1
5000 50 100 1000
Zr + Nb + Ce + Y, ppm
Rb, ppm
1000
100
10
(в)
syn-COLG
post-COLG ORG
I I I I I 11_I_I_I I I I I I I_I_I_I I I I I I I
10 100 Y + Nb, ppm
Nb
1000
Nb, ppm 1000
100 г
10 -
10 100 1000 Y, ppm
с::::;3
4
5
Y
Zr/4
1
1
Рис. 2. Дискриминационные диаграммы для главных породных ассоциаций ГМК: (а) (FeO*/MgO)—(Zr + Nb + Ce + + Y) и (б) [(K2O + Na2O)/CaO]—(Zr + Nb + Ce + Y); (в) Rb—(Y + Nb); (г) Nb—Y; (д) Nb—Y—Zr/4, обзор которых приведен в [8].
Поля составов гранитоидов: (а, б) А — А-типа, FG — фракционированные, OGT — нефракционированные M-, I- и S-типов; (в, г) post-COLG — постколлизионные, syn-COLG — коллизионные, VAG — островодужные, WPG — внутри-плитные и ORG — поля океанских хребтов; (д) гранитоиды, источниками которых являлись породы, по своему составу подобные базальтам океанических островов (Aj), или породы континентальной коры (A2). Поля составов разновидностей пород обозначены как на рис. 1.
Рис. 3. (а) Местоположение точек датирования в зернах монацитов на изображениях в обратных электронах (BSE) и датировки, полученные в этих точках. Вариации значений возрастов, рассчитанных по единичным точкам (б)
(с величиной их средневзвешенного возраста) [10] и по совокупности точек (в) на диаграмме ThO*/PbO [11]. Эллипсы — значения погрешности 2а, штрихпунктир — изохрона с двумя симметричными гиперболами, фиксирующими погрешности.
+ Ш2О)/СаО]-^г + N + Се + У), Rb—(Y + №), №—У и Nb—Y—Zr/4 (рис. 2). Общим свойством для всех разновидностей гранитов ГМК является их происхождение из магм, производных континентальной коры, что подтверждается диаграммой т-У^г/4.
Особенностью изученных гранитоидов по сравнению с другими породами ГМК является кристаллизация из более высокотемпературных расплавов (780—820°С vs 750°С); это следует из расчетных данных по степени насыщения расплава цирконием. Их характерные черты также: высокая железистость силикатов — граната (0.99) и биотита (0.87), наличие ильменита как единственного Fe—Ti-оксида и низкое содержани
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.