ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2015, том 462, № 1, с. 73-78
= ГЕОХИМИЯ
УДК 551.72;551.24.056
СВИДЕТЕЛЬСТВА ВАЛЬГАЛЬСКИХ ТЕКТОНИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ НА ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЕ СИБИРСКОГО КРАТОНА
© 2015 г. И. И. Лиханов, академик РАН В. В. Ревердатто, П. С. Козлов,
С. В. Зиновьев, В. В. Хиллер
Поступило 22.09.2014 г.
БОТ: 10.7868/80869565215130204
Реконструкция геологической истории Енисейского кряжа, представляющего собой аккреционно-коллизионный ороген на западной окраине Сибирского кратона, важна не только для понимания тектонической эволюции подвижных поясов континентальных окраин, но и для верификации данных палеомагнитного моделирования о конфигурации Родинии. Однако проблемы оценки геохронологических рубежей в истории этого суперконтинента далеки от решения в связи с дефицитом возрастных датировок.
Опорный для палеоконтинентальных реконструкций неопротерозойского этапа эволюции Родинии Вальгальский ороген [1] расположен вдоль ее арктической окраины и включает северные территории Лаврентии, Балтики, Гренландии, Свальбарда. Его формирование происходило в результате тектонических событий, связанных с утолщением земной коры вследствие аккреционно-коллизионных процессов. Эти деформационно-метаморфические события охватывают постгренвильский цикл с пиками орогенеза 810-790, 730-720 млн лет [1].
В пределах Сибирского кратона в качестве индикаторов ранних процессов вальгальской складчатости рассматривают метапелиты умеренных давлений кианит-силлиманитового типа гарев-ского [2, 3] и тейского [4, 5] комплексов Енисейского кряжа. В нашей работе приведены геохронологические свидетельства поздних аккреционно-коллизионных событий на западной окраине Сибирского кратона, связанных с заключительной стадией эволюции орогена.
Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева Сибирского отделения Российской Академии наук, Новосибирск E-mail: likh@igm.nsc.ru
Институт геологии и геохимии им А.Н. Заварицкого Уральского отделения Российской Академии наук, Екатеринбург
Новосибирский государственный университет
В качестве объекта исследования был выбран Приангарский метаморфический комплекс (ПМК), расположенный в зоне сочленения мезо-неопротерозойских структур Заангарья с архей-палеопротерозойскими комплексами Ангаро-Канского выступа Енисейского кряжа (междуречье Ангары, Енисея, Тасеевой, Бол. Сполошной) (рис. 1). Выходы пород ПМК приурочены к тектоническим зонам, трассирующим Татарско-Ишимбинскую и Нижнеангарскую системы разломов. Эти глубинные разломы часто сопровождаются оперяющими структурами более высокого порядка, вблизи которых происходит коллизия мелких блоков с образованием комплексов бла-стомилонитов региональных сдвиго-надвиговых зон и бластомилонитов детачмента с листрикой и пологими сбросами [6]. В деформациях принимают участие мезо- и неопротерозойские породы, что свидетельствует о полициклической истории развития региона. Выделяются две крупные системы кливажа-сланцеватости: более древняя северо-западного простирания и секущая северовосточного простирания.
В геологическом строении региона принимают участие осад очно-метаморфические толщи сухо-питской серии мезопротерозоя (1300-1200 млн лет) и залегающие на них с несогласием верхнерифей-ские отложения широкинской серии (850-750 млн лет), пронизанные дайками долеритов [7]. Среди метатерригенных отложений нижних горизонтов сухопитской серии развиты вулканогенные образования, представленные метабазальтами с гренвильским возрастом метаморфизма (1.18— 1.09 млрд лет) [6]. Из пород сухопитской серии в районе исследования наиболее широко распространены отложения удерейской свиты, представленные филлитизированными глинистыми сланцами с прослоями алевролитов, песчаников, линз известняков и кварцитов. В составе широкинской серии выделяется горевская и сухохребтинская свиты. Горевская свита представлена известняками, глинистыми углеродистыми и доломитистыми карбонатными отложениями. Перекрывающая ее
+ 1 Р" г 2 М 3 г г 4 --Р 5) 1 6
«р 10 11 -|-рп-~ 12 Ш: 13 кг 14 15
«И 7
[ тг 18 — Бгу
17 • 179
Рис. 1. Схема геологического строения приангарского метаморфического комплекса (составил П.С. Козлов с использованием материалов глубинного геологического картирования 1:200000 Ангарской ГРЭ ПГО "Красноярскгеоло-гия").
1 — гранитоиды Глушихинского комплекса; 2 — метадиабазы Ведугинского комплекса; 3 — метагаббро Панимбинского комплекса; 4 — ортоамфиболиты Индыглинского комплекса; 5 — гнейсо-граниты Посольненского комплекса; 6 — не-метаморфизованные осадочные образования верхнерифейского—вендского возраста; 7, 8 — мезонеопротерозойские осадочно-метаморфические образования зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций (верхний рифей: 7 — свита Сухого хребта, нерасчлененная — песчаники, филлиты, кварциты («И), 8 — морянихинская свита — сланцы, известняки, доломиты (тг); горевская свита — углеродистые сланцы (ят)); 9 — кристаллические, мраморизованные известняки (ягу); 10 — средний—верхний рифей: погорюйская свита филлитов и морянихинская свита, нерасчлененные (рт); сухопитская серия кристаллических сланцев, нерасчлененная («р); 11 — пикробазальты с прослоями карбонат-но-слюдисто-графитовых пород; 12 — нижний протерозой — мраморы, скарноиды пенченгинской свиты (рп); 13, 14 — высокометаморфизованные толщи амфиболитовой и гранулитовой фаций Ангаро-Канского выступа: 13 — архей— нижний протерозой нерасчлененные, метакарбонаты, гнейсы веснинской свиты (у«); 14 — архейские гнейсы и чарно-киты кузеевской свиты (к2); 15 — изограды индекс-минералов метаморфизма низких и умеренных давлений; 16 — локальное проявление кианит-хлоритоидных, кианит-гранатовых бластомилонитов; 17 — разломы, 18 — точки отбора проб.
9
сухохребтинская свита сложена кварцитовидны-ми олигомиктовыми песчаниками, алевролитами, глинистыми сланцами, филлитами. Магматические образования, прорывающие отложения ши-рокинской свиты, представлены ассоциациями
белокопытовского дайкового пояса ведугинского комплекса долеритов и лейкогранитами глушихинского комплекса с возрастом 718—731 млн лет [6]. Все породы интенсивно смяты в складки и [ разбиты на отдельные перемещенные блоки.
В метапелитах выделено пять зон регионального метаморфизма и зафиксировано положение пяти одноименнных изоград - биотитовая, гранатовая, ставролитовая, андалузитовая, силлима-нитовая - с ростом степени метаморфизма. По характеру метаморфической зональности прогрессивный метаморфизм изученных пород относится к малоглубинному андалузит-силли-манитовому типу. В приразломных полях, приуроченных к Ишимбинско-Татарской региональной сдвиговой зоне, эти породы подверглись наложенному метаморфизму с формированием новых парагенезисов и деформационных структур бластомилонитов. На лево- и правобережье Ангары локально проявлены две зоны деформаций субмеридионального простирания, в которых зафиксированы изограды появления хлори-тоида и кианита (мощностью около 1.5-2 км), что соответствует условиям хлоритоид-кианитовой субфации фации кианитовых сланцев. Основные минералы бластомилонитов - гранат, ставролит, кианит, биотит, мусковит, кварц, плагиоклаз; акцессорные - монацит, апатит, ильменит, рутил. Появление кианита и развитие деформационных структур/текстур свидетельствуют о том, что наложенный метаморфизм проходил в обстановке повышенного давления.
По валовому химическому составу изученные метапелиты классифицируются как низкокальциевые и умеренно насыщенные К2О, одновременно обогащенные железом ^е203 до 10.5 мас. %) и глиноземом (А1203 до 28 мас. %). Реконструкциями состава протолита, аналогичного по составу железисто-глиноземистым метапелитам тейского комплекса, было установлено, что они представляют собой переотложенные и метаморфизован-ные продукты докембрийских кор выветривания каолинитового типа [9]. Образование протолита этих пород происходило за счет размыва нижнепротерозойских гранитогнейсов Сибирского кра-тона с возрастом 1.9-2.1 млрд лет (и-РЬ по цирконам) [10].
Химический состав минеральных фаз изучен с использованием рентгеноспектрального микроанализатора Jeo1 ХХА-8100 в ИГМ СО РАН. Компонентный состав гранатов в метапелитах варьируется в широком диапазоне: А1т74-87, Ргр6-11, Grs2-8, Sps1-15 с незначительным изменением же-лезистости (ХРе 0.88-0.93). Для них типичен прогрессивный характер зональности с уменьшением спессартинового компонента, резким ростом гроссулярового компонента от центра к краям зерен (от Grs2.5 до Grs6.1). Состав плагиоклаза меняется от олигоклаза с ХАп = 0.14 до ХАп = 0.28. Же-лезистость биотита варьируется незначительно (ХРе 0.55-0.62). Для мусковита также характерны слабые вариации содержания одноименного компонента (ХМ 0.71-0.79) и несколько более значи-
тельные изменения парагонитовой составляющей (Х№ 0.07-0.19). Ставролит химически однороден во всех образцах с железистостью ХРе = 0.75. Пониженные содержания анортитового минала в плагиоклазах наряду с пониженными концентрациями альмандинового и спессартинового компонента и повышенными концентрациями пиропа и гроссуляра в гранатах из бластомилонитов свидетельствуют о проявлении в зонах разломов более высокобарического метаморфизма [4].
Вышесказанное согласуется с оценками Р-Т-параметров метаморфизма пород, вычисленными на основе реальных составов породообразующих минералов и их зональности при совместном использовании взаимосогласованных калибровок геотермобарометров и соответствующих моделей смешения [11]. Результаты геотермобарометрии показали видимые различия по Р-Т-параметрам формирования толщ разного химического состава (4.9-7.5 кбар/580-650°С - метабазиты; 4.17.1 кбар/500-630°С - метапелиты) в пределах погрешностей методов, что свидетельствует о неоднородности метаморфических комплексов ПМК. Ошибки определения Р-Т-параметров при совместном использовании геотермометров и геобарометров, вычисленные с учетом аналитических погрешностей и энтальпии реакций, не превышают ±30°С, ±0.5 кбар [5], что согласуется с цитируемыми в литературе погрешностями геотермоба-рометров. В целом же метаморфизм этих пород отвечал условиям эпидот-амфиболитовой фации и параметрам ее перехо
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.