ПЕТРОЛОГИЯ, 2011, том 19, № 1, с. 80-88
УДК 550.93, 551.71
ВОЗРАСТ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ КОРУНДСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД О-ВА ХИТООСТРОВ, СЕВЕРНАЯ КАРЕЛИЯ
© 2011 г. Д. П. Крылов, Е. Б. Сальникова, А. М. Федосеенко, С. З. Яковлева,
Ю. В. Плоткина, И. В. Анисимова
Институт геологии и геохронологии докембрия РАН наб. Макарова, 2, Санкт-Петербург, 199034, Россия; e-mail: dkrylov@dk1899.spb.edu Поступила в редакцию 20.05.2010 г.
Получена после доработки 26.06.2010 г.
В пределах чупинского покрова беломорского комплекса выделяются высокоглиноземистые недосы-щенные кремнеземом породы с корундом, которые характеризуются аномально низкими отношениями 18O/16O (8 O до —21%о по породам в целом). Выявленные изотопные аномалии объясняются влиянием метеорных вод, прошедших циклы испарения—осаждения (дистилляции Рэлея) в условиях холодного климата. Для оценки относительного времени понижения величины 818O (до метаморфизма протолитов метаморфических пород чупинской толщи или при их инфильтрации в ходе метаморфических или постметаморфических преобразований) проведено изучение изотопного состава кислорода пород и минералов и выполнены U-Pb геохронологические исследования по единичным зернам циркона из корундсо-держащих пород Хитоострова.
U-Pb датирование цирконов позволяет выделить этапы: 1) образования протолитов корундсодержащих пород и протолитов метаморфических пород чупинской толщи 2.9—2.8 млрд. лет назад, 2) метаморфизма в условиях амфиболитовой фации 2747 ± 6 млн. лет назад, 3) метаморфизма в условиях амфиболитовой и зеленосланцевой фаций 1.83 млрд. лет назад. Изотопные аномалии кислорода имеют, по всей видимости, дометаморфическое происхождение и не связаны с процессами свекофеннского метасоматоза, как предполагалось ранее (Серебряков и др., 2007). Возможными протолитами корундсодержащих пород могли быть аллохтонные образования архейского возраста, состав которых, и в том числе дефицит кремнезема и высокое содержание глинозема, обуславливался процессами выветривания. Метеорный флюид, резко обедненный 18O, мог захватываться и погребаться вместе с фрагментами кор выветривания, которые затем совместно с протолитами гнейсов чупинской толщи вовлекались в коллизионные процессы и подвергались высокоградному метаморфизму на рубеже 2750—2720 млн. лет.
ВВЕДЕНИЕ
Корундсодержащие и ассоциирующие с ними высокоглиноземистые недосыщенные кремнеземом породы, которые встречаются среди архейских образований чупинской толщи беломорского комплекса (Лебедев и др., 1974; Терехов, Левицкий, 1991), значительно отличаются по химическому составу от каких-либо других известных в пределах Беломорского мегаблока Балтийского щита магматических, осадочных или метаморфических пород. В результате выполненных к настоящему времени исследований установлено (Крылов, Глебовицкий, 2007; Крылов, 2008; Кгу1оу, 2007; Высоцкий и др., 2008; Устинов и др., 2008), что эти породы и слагающие их минералы характеризуются аномально низкими значениями 180/160 (5180 по породам в целом до —21%с, Крылов, 2008). До сих пор глубинные источники столь "легкого" кислорода неизвестны. Для объяснения природы выявленных изотопных аномалий необходимо постулировать существенное влияние метеорных вод, прошедших циклы испарения—осаждения (дистилляции Рэлея) в условиях холодного климата. Вопрос в том, когда именно и ка-
ким образом воздействие метеорных вод могло привести к образованию пород с аномально пониженными значениями 5180 — до метаморфизма протолитов метаморфических пород чупинской толщи или при их инфильтрации в ходе метаморфических или постметаморфических преобразований. Для решения этой задачи были выполнены и-РЬ геохронологические исследования и проведено изучение изотопного состава кислорода в корундсодержащих и ассоциирующих с ними породах о-ва Хито-остров.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ
Метаморфические породы чупинской толщи, среди которых встречаются породы с корундом (о-в Хитоостров, район оз. Варацкого, Дядина Гора и другие, менее известные проявления корундовой минерализации), слагают значительную часть Беломорского подвижного пояса, в истории геологического развития которого можно выделить следующие основные этапы (Бибикова, 1989; Бибикова и др., 2001; 2004):
Рис. 1. Схема геологического строения центральной части Хитоострова (Чуйкина и др., 1971; с уточнением границ по материалам Д. Крылова).
А: 1 — четвертичные отложения; 2 — гранитные жилы; 3 — корундсодержащие и ассоциирующие с ними недосыщен-ные кремнеземом породы; 4 — гранатовые амфиболиты (метагаббро-нориты); 5 — гранат-биотитовые плагиогнейсы; 6 — кианит-гранат-биотитовые плагиогнейсы; 7 — разломы; 8 — профиль отбора проб.
Врезка: 1—3 — Беломорский позднеархейский аллохтон: 1 — Хетоламбинский покров; 2 — Ковдозерский покров; 3 — Чупинский покров; 4 — Карельский геоблок.
1. 2880—2820 млн. лет — формирование вулканических и осадочных пород чупинской толщи и их метаморфизм в условиях амфиболитовой и гранули-товой фаций.
2. 2710 ± 15 млн. лет — коллизионный метаморфизм в условиях амфиболитовой и гранулитовой фаций.
3. 2450—2400 млн. лет — становление интрузий ультраосновных и основных пород в обстановке рифтогенеза.
4. 1875 ± 5 млн. лет — локально проявленный метаморфизм в условиях амфиболитовой и зелено-сланцевой фаций.
Чупинская толща представлена главным образом мигматизированными плагиогнейсами (обычно с гранатом, биотитом и кианитом), протолитами которых послужили граувакки (Миллер и др., 1999), и амфиболитами. Изученные нами высокоглиноземистые породы с корундом и пространственно ассоциирующие с ними недосыщенные кремнеземом высокоглиноземистые породы слагают линзообразные тела среди кианит-гранат-биотитовых плагио-гнейсов чупинской толщи (рис. 1). В качестве породообразующих минералов они содержат плагиоклаз,
кальциевый амфибол, жедрит, гранат, биотит и ставролит. Второстепенные минералы представлены корундом, а акцессорные — цирконом и сфеном. При переходе от вмещающих плагиогнейсов чупинской толщи к породам с корундом наблюдается следующая смена минеральных ассоциаций: кианит-гра-нат-биотитовые плагиогнейсы чупинской толщи, бескварцевые плагиоклаз-биотит-гранат-кианито-вые породы, породы со ставролит-плагиоклазовыми и/или корунд-плагиоклазовыми симплектитами по кианиту и, наконец, породы с обособленными кристаллами корунда. Эта последовательность обычно интерпретируется как метасоматическая зональность (Серебряков и др., 2007) с увеличением степени перекристаллизации (и флюидной проработки) при переходе от вмещающих пород к породам с кристаллами корунда. Однако не исключено, что наблюдаемая смена минеральных ассоциаций является следствием наложения разновозрастных процессов, так как увеличение количества фаз по мере увеличения интенсивности предполагаемой флюидной переработки противоречит классической схеме метасоматической зональности.
Таблица 1. Изотопный состав кислорода корундсодержащих и ассоциирующих с ними пород о-ва Хитоостров
Фазы 5 18О (%, SMOW) А B
1 2 3 4 5
Wr -15.4 ± 0.8(3) -20.7 ± 0.6(3) -21.4 ± 1.5(3) -19.3 ± 1.1(3) 8.7 ± 0.4(2)
Pl -15.2 -19.8 ± 0.2(2) -21.2 ± 0.2(3) -17.5 ± 0.4(2) 8.8 ± 0.5(2) -3.7 3.13-1.04n
Grt -16.6 -23.5 ± 0.5(2) -23.5 ± 0.9(3) -22.1 ± 0.3(2) 6.1 -3.7 1.22
Bt -17.9 -15.6 ± 1.1(2) -14.5 ± 1.3(3) -14.1 ± 0.9(2) 5.7 ± 1.1(2) -3.1 0.41
Amph -22.8 ± 0.7(2) -24.3 ± 1.7(3)* -21.3* -3.4 0.95
Rt -21.6 ± 0.3(2) -27.4 ± 0.5(3) -26.1 ± 0.3(2) -3.7 -0.68
Qtz 11.0 ± 0.6(2) -3.7 4.1
Температуры изотопного равновесия и 518О флюида
T, °C 470 440 475 425 500
FlT -15 -20 -21 -17 +8
Примечание. Ассоциации породообразующих минералов: 1) Pl^-Grt-Bt-Ky, 2) Pl45-Grt-Bt-Ca-Amph-sympl(St + Pl), 3) P^-Grt-Bt-Ged-Pig-sympl(St + Pl; Crn + Pl), 4) Pl30-Grt-Bt-Ged-Prg-St-Crn, 5) Ky-Grt-Btгнейсы чупинской толщи; A, B — константы изотопного фракционирования между минералом и H2O из соотношения Ад = Ад + ВдХ2, где x = 103/Г (К), (Bottinga, Javoy, 1975), n — содержание анортита в плагиоклазе. В скобках — количество проанализированных образцов. Символы минералов: Amph — амфибол, Bt — биотит, Crn — корунд, Ged—жедрит(*), Grt — гранат, Ky — кианит, Pl — плагиоклаз, Prg — паргасит, Qtz — кварц, Rt — рутил, St — ставролит. Wr — порода в целом, sympl — симплектиты. Fl — флюид. Средняя погрешность определения температуры ±25°С (1а). Температуры вычислены без учета неравновесных минералов (биотита, в некоторых случаях амфибола, граната). Для выделения изотопно-неравновесных фаз использован критерий триплетов (Deines, 1977). Изотопный состав кислорода флюида оценен для температур изотопного равновесия.
АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ
Изучение изотопного состава кислорода проводили по традиционной методике, включающей разложение пород и минералов (8—10 мг) путем реакции с очищенным фтором (Asprey, 1976) и последующей конверсией кислорода в CO2 на горячем угле в присутствии Pt катализатора. Выход кислорода относительно расчетного в каждом опыте был не меньше 98%. Изотопные отношения измерены на модернизированном масс-спектрометре VG PRISM (Университет г Бонн) с погрешностью на уровне 0.05%о. Каждый образец анализировали как минимум дважды (включая разложение). Кроме того, через каждые 4—5 опытов определяли изотопный состав кислорода в лабораторном стандарте CO2. Средняя погрешность приведенных в табл. 1 значений 518О составляет ±0.07% (1ст). Для оценки систематической погрешности использовали стандарт NBS-28. Все величины отношений изотопов кислорода представлены в 518О (%) относительно VSMOW
Выделение акцессорного циркона проводили по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Разложение циркона и выделение Pb и U выполняли по модифицированной методике ТЕ. Кроу (Krogh, 1973). При этом зерна циркона для изотопного датирования извлекали непосредственно из препарата для катодолюминесцентных исследований. Поверхностные загрязнения зерен циркона удаляли спиртом и ацетоном в ультразвуковой ванне, а затем последовательно кислотами 1M HNO3 и 1M
HCl в течение 20 мин на теплой плитке. Для изотопных исследований использовали смешанные трассеры 235U-202Pb и 235U-208Pb. Ур
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.