Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Формирование земной коры Анабарского щита

ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Формирование земной коры Анабарского щита"

■- ц с; g

Г-. 1 <; o J I

российская аканемш наук

ШОТНГУГ ШГ ОС (Sí FU

На правах рукшини

ГОЖИ Олег Маркович

ФОРШГОВАШЕ ЕШСЙ KQPU АНАБАРСКОГЧ) ЩП

Спэцяаяшооть 04.СП.01 - икр я и ре m анальная геолога,i

Jíicc ертавдн

на comíame ученой атеизна докюра геолою-. ишерадоггявогах rajR в форья неучиого доклада '

M ос юз а 19 Sß

Гйбпта выпоянет в Институте лдаоофзра РАЯ

0$щиплыые оппоненты:

члеи-г.орреспондеет РАН f доктор шолого-шиврадагачеоккх 'наук Й».КУЗЬИШ ,

доктор геолого-шшералогпчесяих тук Б.Г.ЛПЦ , доктор гот.тот-пшераюгическях юук С.М.ТИЛЬШ! .

Бэдувця ортшзашя - Институт геолотии и геохроползши докембрия Г АН,

35 пи та состоится "_ Vj' CUQt-tJb 1992 г. в па заседании Сиоцтлпзлроюниого сошта Д.0Ш.Б0.01 цри Инзпнуто лотосферы РЛ!1 по адресу: I09I80, Москва, Староюгот пнй пер., д.22,

С диссертацией мскно оанакслтогюя в библиотека Ивзтптут» ,летго|е1Н РАН.

АКТУАЛЬНОСТЬ РАЕОШ. Изучение пхюцоссоь форшроьания континентальной земной кори является актуальной задачей современной геологической науки. Большая часть зешюй кори современных континентов сформировалась в докембрии, а обнаженные па ицгхах докецбрийские комплексы отражают длительную историю ей фориир^. -ваша. Среди них широким распространением пользуется области ьи соких степеней метаморфизма, преимущественно гранулитовок фации, где обнажены наиболее глубинные горизонты древней земной кори. Можно предполагать, что процессы, протекавшие в отих глуошших зонах, определяющий образом влияли на формирование верхних горизонтов кори как в отношении метаморфизма и граннтообразованил, так н в отношении металлогении.

Предпринятое в работе обобщение геологических, геохшшчсс-крх и изотощю-геохронологических данных, полученных в процессе изучения кристаллических комплексов Анабарского [¡дата, и построение модели формирования земной коры региона является актуальной задачей в системе научных исследований закономерностей формирования континентальной кори.

ЦЕЛЬ ИССЛЕДОВАНИЙ. На примере Анабарского щита разработать цодель формирования земной кори гранулито-иотаыорфического пояса, охватывавшую процессы формирования исходного субстрата и его последующие преобразовании.

НАУЧНАЯ НОВИЗНА. В работе излагаются существенно ноше, систематически собранные и обобщенные данные, цолучонаие по обширной территории, занятой кристаллическими комплексами, в пределам Анабарского щита. На этой основании предложена новая г.с.индексная цодель формирования зеыной коры региона, охватываидая геологические, геохимические, геохронологические и геофизический аспекты этой проблемы.

¡ЗД11ЩАЕШЕ ПОЛОЖЕНИЯ. Многолетнее комплексное изучение метаморфических н магаатичеаких образований Анабарского щита позволило сделать ряд выводов, важнейшие цз которых составляют защищаемые положения.

I. В состава земной норц Анабарского щита видедены и охарактеризованы 4 фонации, отражающие еволыции процессов порода-образования и метаморфизма:

- метабазит-плагиогнейсовая (I) и цлагио] пейс оная (2) епи-вулканогенные формации о возрастом вул)саниаыа 3.2 млрд.лет и

1:озгчстог1 ггпиулитсвого метаморфизма 2,76 млрд.лет;

- карбонатпо-гнейсотая фэрлашл (3), вклшаяцая карбонат граувзг-когае отлогенпл, наглгсгаватпеся на континентальной okj не зрелого кратона с возрастом 2,5-2,4 млрд.лет, и мэгаморфизс глшшо в условиях грлпулнтовоц фадии 1,97 клцц.лет назад;

- тогтоягтт-гранит-шгплатитовая формация (4), сформировали вдоль зон разломов прл днафторезе акфиболитобой ^оции, гранити заипп тектоиитов и выплавлении гранитоидов коллизионного геохи-мтпоо.кого типа 1,92-1,97 млрд.лет назад.

2. Зегная коря изученного региона сформировалась в 2 этапе поппа реализовались два различных типа процессов:

Anxeitcrarfl этап охватывает тектоническое окучивание ооадочн вулканогеншгх комплексов и rot последующий метаморфизм, завершив ияйся 2,76 млрд.лет нг.зад формированием сиаличесной лоры андези-тового геохимического тппа, характерной особенностью которого оказывается дефицит ряда литофллшых элементов по отношению к среднему составу верхней коры континентов. -

Протерозойский этап реализовался в форме изменения состава ранне!! сиалггческоИ кори вдоль зон разломов и сопровождался привносил кремнезема, щелочей и лигофильнюс элементов, в результате чего I,92-Г,97 млрд.лет назад возникли локальные участки коры граяолиорятового типа, соответствующего по составу современной верхней коре континентов.

3. По своему происхождению зеиявя кора Анабарского щита является полигонной и полтсроиной. В ее формировании сочетаются процессы генерация новообразованных сиалических тсо за счет вулканизма, складчатости и метаморфизма, приводящие к формированию ранней сиалгческоА пори, п процессы интенсивного изменеппя ранее сформированной корн за счэт процессов метасоматоза и анатексиса, локализованных в ареалах повышенной проницаемости.

jumnrtt ВКЭД II ФАКГИЧЕСШ МЛТЕВШ. Начиная с 1979 г. автор проводил личные исследования иетабазит-ялагиогнейсовой ассоциации и осуществлял научное рисоводство работами Лнабарской экспедиция ШСЛ.И СССР, которые были направлены на геолого-геохиыи-чеокоо л гоохронологическоэ изучение шита. В составе экспедиции В.Л.Здобпн исследовал метакарбонатао-гнейсовую ассоциацию метаморфических пород, В.С.Рачков - прпраэлошше комплексы, А.Н.Белов - акцессорные минералы, В.Е.Соиткин - флкищные включения.

Изотопно-геохронслогические исследования проводились Е.В.Еибики вой (ГЕОХИ РАН ) и Д.З.Нуравлевым (ИГЕМ РАК }. Интерпретн-ция данных осуществлялась совместно, что отражено в состава авторских коллективов публикаций. В результате этих исследований значительная часть площади била закартирована заново, а по всей площади щита бшш получены представительные геохимические дашш« и достоверные изототшо оценки возраста. В работе использованы послойные, в основном оригинальные, описания частных р-ачрозоп, охватывающих cyi.mpnyio мовдость в 122000 и, 300 оригинальных анализов представительных образцов на петрогенние н наша элементы, 800 анализов на радиоактивные элементы, а также 6000 определений плотности пород, в основном по литературным данным. Обобщение результатов этих исследований и сопоставление с мировыми данными осуществлялись авторш данной работе с использованием личных наблюдений по гранулитошм комплексам Германии, Чехословакии, Испании, Финляндии, Швеции и Северного Китая, а также данных, полученных во время сошестной работы с исследователями Геологической службы Канады (г.Оттава) и Геологического музея г.Копенгаген, Дания.

ПРАКТИЧЕСКАЯ ЗНАЧИМОСТЬ И РЕАЛИЗАЦИЯ РЕЗУЛЬТАТОВ. Выявлен-пыэ закономерности форлярования глубинных комплексов земной кори могут быть использошны при исследовании других регионов, что будет способствовать совершенствованию теоретических основ геологической съемки и поисков полезных ископаемых. Использование разработанной модели эволюции зешюй кори для мвталлогвнического анализа позволит углубить основы теории формирования полезных ископае).шх.

Реализация результатов исследований осуществлялась в рамках Программы 1КИТ иГвокарта-50" (1986-1990 гг., раздал "Анабар-ский щит") в форме разработки форыаиионного деления и принципов составления легенд для геологических карт регионов в м-бе 1:50000, а также при непосредственном участии в разработке и апробировании таких легенд во время геологического картирования указанного масштаба, проводившемся Полярной ГРЭ Красноярского ПГО на северо-западе Днабарского щита.

АПРОБАЦИЯ РЕЗУЛЬТАТОВ ИССЛЕДОВАНИЯ. Апробация осуществлялась при проведении Институтом литосферы рдц всесоюзной (I98B г.) и международной (I99U г.) иолешх конференций на Анн-

барском mure под научно-организационнш руководством автора, гд полученные вгшодн обсуждались непосредственно на геологических объектах. Автор отступая с докладами во время периодических кон ферсшций в 1986-1990 гг., цроводпЕтгосся в рамках деятельности Тектонического комитета (совещания по тектонике плит), Комиссии по изотопной геохронологии, Комиссии по геохимии сгабилышх изо топоп, a такяе на конференциях Международной программы геологической корреляции, проводимых по проекту 217 "Геохимия протерозоя" (IP07, 1908 гг.) и по проекту 280 "Древнейшие породы Земли (Т9ВЭ г.) и других.

ПУБЛИКАЦИИ. Непосредственно по теме опубликованы I моногра Фия и более 50 статей, которые перечислены в приведенном ниже сппотсе.

Автор пользуется случаем выразить признательность за полез НН9 обсуждения различных аспектов рассматриваемой проблеш Е.Б. Ппбиковой, Л.А.Глобовицкопу, Н.Л.Добрецову, Д.З.Журавлеву', Б.Г. Лутцу п А.А.МаракушоЕу, а также Дк.Еартоиу (ЮАР), Д.Брвджуотеру (Дания), К.Коялп (США), Б.Ушдли (Великобритания) и коллегам по оошестиой работе на Анабарскогл ште АЛГ.Белову, В.Л.Злобкну, В.С.Рачкову, О.Ф.Снчташой, О.В.ОлтсТшрэяко (обеспочтгеавиему бесперебойное проведение полешх исследований п конференций в уело' игах необжитого Арктического региона), Д.М.Иатгаиной, выполнявшее! роботу по организации полешх работ п по подготовке рукописей к печати.

ГЕОШЖЕСКСЕ ПОЯСНЕНИЕ АНЛЕАРСКОГО Щ1ТА И ОСНОШШ ЭТАШ ИССЛВДОВАННЙ

Анабарсгагй пит занимает площадь около 60000 км** и представляет собой северное эрозионное окно древнего кристаллического основания Сибирской платформы, окаймленное пологозалегающими рифей-скт.га террнгенннш отложенпяш чехла платфорш с корами выветривания в основании и изотопным возрастом глауконита в песчаниках 1,55 млрд.лет (K-Ar метод, Тарасов, 1963). Морфологически ото безлесное гористое плато, геологическая структура которого отчетливо 'видна на аэрофотоснимках. В строении щита преобладают архейские и шютепротерозойсхсие метаморфические породы гранулитовой фа-хщп, меньше распространены породы амфиболитовой фации. Ктаю?! особенностью ¡цита является незначительная распространенность болев поздних гранитов, что позволяет изучать геологию, петрологию и гоохимпи хороио сохранившихся кристаллических комплексов, участвующих в строении континентальной земной кори.

OCHOBWIQ черти отроения вдта били внявленн при мелкомасштабной геологической съекко М.И.Рабкпннм (1959),-петрологические, структурные п геохронолоптчесюге исследования и палеаи ологичес-кио реконструкции осуществлялись a.A. Каденскш (1961), А.П.Бш-иовсгагм (1978, 19S8), Б.Г. Путцом (Ш4, Г574, 1985), Б.Г.Лутцем п В.В.Оксканш (1990). Гаолого-пвтрологичзские, геохимические п пзотопио-геохронологпческле исследования проводились в последило годи коллективом Анабарской экспедиции Института лнтосферм РАН (Строение земной кори Анабарского цита. Г.!., Наука, 1906, 193 о.; Apxefi Анабарского щита и проблемы ранней эволюции Земли. U., Наука, 1088, 253 е.).

ТЕОЛОШЧЕСЮПЗ Й0ВВДШ

По совокупности гоолого-петрологических и изотошю-геохроно-логнчоекпх признаков породы Анабарского щита, образуйте естественные ассоциации, подразделяются на метабазнт-плагиогнейсовуга (далпыпокую) и собствзнно плагиогнейсовую (верхи еанабарсную) ^оркации архейского возраста, карбонагно-гнейсовуто (ха чанскую) а приразломную тектонит-гранитчлигматитоиую (ламуйкскует) формации протерозойского возраота (рио.1). Перше три формации образованы слошюокладчатшгй олоиетымп комплексами и ям ириднгалпоь

значений стратиграфических серий (Рабкин, 1959; Лутц, Оксман, 1990).

Слоистое строение первых трех указанных формаций достаток отчетливо устанавливается в обнажениях при геологическом картировании плошдяеП, а также при дешифрировании аэрофотоматерпалоз п интерпретации детальных карт магнитного поля. Для этих формаций характерны узкие линейные и изоклинальные, инотаа кнловидш сгладит cenoгю-с е в еро-западного простирания шириной от первых i ломотров до 10-20 м при длине более 10-20 км. Отгадки обычно u¡ блппагатся в итдэ отдельных фрагментов, разделанных разломалш,о] ентирэгашнвнг в большинстве случаев вдоль простирания слоев. С; парная мосшость слоистого комплекса, определяемая путем сопост! лйяля частных разрезов по отдельяны характерным слоя;.:, могот б; оценена примерно в 20 ш. При проведенш! псслэдокший указанна типе комплексом методов бил детально изучен ряд участков во е& основных структурно-формационных зонах шита, распололшпе кого; приведено в опубликованных автором работах/ 20,28 /.

(ШАБЛЗт-ШГИСНБЕЙСОВАЯ и собственно ШМРЛОПШЙСОЕШ 50: ПАШИ состоят преимущественно из ортолироксен-шагиокдазоБш: е сов, состояштх из платаоклаза-йндездпа аатшгертитоьэго строени, кварца, ортоппроксена (иногда в ассоцпашя о кяппотгроксепсм) : магнетита с примесью апатита и циркона. Среди suк шгагаогноВс в метабазит-илагиогнейсовой формации залегают согласшэ шаото разные тела 0,5-5 м, до 100 м мовдостыо, рэдко - отчетливо сэк аде дайкл мощностью 0,5-1,0 ы двуппроЕсеи-плапюклазогах крпст лосланцэв (иетабазптов), состояапх из плагиоклаза (шздезгша, л радора), орто- и клпногарокоеяа"; пяодца с гранатом п роговой о манкой. Реже встречаются согласила тела двупироксоношх крцста лосланцэв, содержащих оливин и акцессорные магнетдт и сшшоль, а также прослои ортоштроксбновнх кварцитов, шсокоглинозешсга пород, магаетятоэдх кварцитов, матагарбонатиах пород. Шшгкогп совая формация отличается меньшим разнообразие!.! пород и состой преимущественно из ортопироксеновах плагиогпейсов в двупароксе плагиоклаз свих кристаллослаяцев. В обоих формациях отмечаются тела анатектпческих эндербитов и чарнокитов.

Из 62886 км2 общей площади щита метабазит-плагиогнейсовая формация занимает 14748 км2, а собственно шхагиогнейсовая -24257 км2. Слагающие их метаморфические порода образуют в про-

X «st.

C_J üJ

=r

eg

ex CD cd ^ -■> C_J o.

pst «=t lZJ 1X3

I* lili I

ífl

li

3 i

Ü!

ti

I ¡'¡i

i»!

i mi

i . lili

1 SU f íí i! !|! ¡1 ü» i! !

I

il!

li! i

III jií

IV

ii!

sin

¡II

MI»

I lili

ii il

Ü

i!

1 * Si

J ta \ { «, L. L ;J 11 1

. ! , Us ? !!

1

un

5 = liji

íl'-sita

* t ! Zi lí I . i , -

li!)

r*~t —r •sCS rrr ¡ss: «=£ ca

CK C3

-d co =x «ec ra: fiera La

cd

;—T

«=3 X f—1

i—« L3

B- ^ * —

el i—

ex ^ |—- «s

стронстге складчатые ансамбли, обнаруживающие повсеместно слоистое строение, маркируемое седшентогеннымц прослоями. Статистическая обработка описаний 5 послойных разрезов метабазит-илагио-гнейсовой формации, охватываших 303 слоев сумиарюй мощностью 2467? м, показывает, что плагиогаейсы обычно тлеют мощность (макетам частоты встречаемости) в интервале 10-300 м, кристаллослан-цн 3-30 м, кварциты 3-10 м, а в лачках тонкого переслаивания (0Ш( с ум; и рная мощность) 3970 м, средняя мощность слоев варьирует от 0,4 до 31,3 м. Для ллагяогнейсовой формации по 5 послойным разрезам, охгатывакшм 131 слой суммарной мощностью 18865 м, статистически наиболее часто встречаются слои плагногнейсов мощностью от 10 до 1000 м, крпсталлосланцев - до 100 м.

Минерольные ассоциация, характорпзуггдое РТ-тараметры метаморфизма в плагиогнейсах (I), метабазнтах (2), метаультрабаэи-тах (3), глшюзешеткх породах (4), оказываются следукяшми:

+ Орх + Р1 + Срх + с}з + мь

44-55 30-46 "

Срх5б + + С,а66 + Р1бО + мь

(I) Са

65-73

(2) OpxAi •

(3) Opx.,g •

(4) Орк

36

+ НЪ1?+ Bp

Ga + ВаррЬэ + Cord.,. + Sill , Hj, <-о 41 '

где цифры ниже индекса минерала означают коэффициент келезистос-ти для феиических минералов и молекулярную доли анортита в шхагио клазе (Лутц, 1974; Вишневский, 1978). В целом условия метаморфизма обеих формаций оцениваются как нязкоградиэнтшо (23-26°СДш) при Т = 820-950°С, Р = 8,5-11 кбар в центральной части щита, а в западной его части - как средоеградиентние (28-32°С/км) при Т = 770-820°С, Р = 7,0-8,5 кбар (Вишневский, 1988). Включения высоколлоткой углекислоты характеризуют максимальные параметр! метаморфизма ¡car. Т = 860-890°С, Р = 9-II кбар / 15 /.

Направление jpt-ь тренда охлаждения определено В.Е.Сонш-ктшм для анатектического эндербита и вмещающего ортопироксено-вого плагиогнейса, которые формировались при Т = 900°С (по дву-ппроксеновалу терлометру Л.Л.Перчука). Лнатексис начался, когда давление понизилось с 10 кбар (f = 1,05 г«см"3, углекислота вюттчений в гнейсе) до 8-9 кбар {f = 0,95-1,0, в эндербите). ГГри последующем охлаждении взрыв этих включений во время

перехода в структуре кварца произошел при Т = 650°С, Р = 5 кбар (_/> = 0,9 г«см~3), а наиболее поздние включения формщювались при Т = 300-400°С, Р = 2,0-2,5 кбар. Такал последовательность смени параметров, получившая название "по часовой страже", указывает на одновременное охлаждение и снятие нагрузки при эрозии складчатого сооружения.

Стрессоше напряжения, рассчитанные по плотности свободных дислокаций й размерам субзерен кварца в предположении однородного поля напряжений оказались в пределах <з - 90-160 бар / 15 /, что удовлетворительно соответствует расчетной интегральным величинам усилий, связанных с явлениями спрединга и субдукцин при перемещении литосфершх плит (Forsyth, Ueda, -1975, Mclnar е.а., 1983).

При систеглтическшс исследованиях химического состава пород (методики проведения анализов охарактерлзовалы в публикациях / 20,31,33,37 /) било выявлено чрезвычайное разнообразие в химизме иетабазитов и плагиогнейсов. tlx состав охватывает непрерывную петрохишческута совокупность пород от 46 до 1\% масс, ¡¿io,, ('!-4$ мае. приняты в качестве интервала, рис.2). Эта совокупность содержит породы трех различных уровнен щелочности, образующих самостоятельные и такие непрерывные ряды. В зависимости от содержания , к20 наделяются низкокалиевая (ш), извостковонлелочвая (CA) и вшоксиалиевая (ПК) серии. Средние составы пород приведены в табл.1. Эта серии достаточно отчетливо согласуются с общей систематикой островодузшых вулканитов (Абдурахианов и др., I98G; Еога-тиков и др., 1983; Иаракушев и др., 1983; avert, 1903, Matra, 1988, Pecoorillo, Taylor, 1976).

Составы о sio2 53-63$ ыао. (мегаавдьзит) наиболее распространены и составляют 46$ отн. мощности в метабазит-плагиогпойсо-вой формации и 49$ отн. мощности в плагиогнейоовой формации (для суммарной мощности описанных разрезов 30122 м и 32264 м в каддой формации, соответственно), тогда как породы, содержание ак>2 63-74$ мае. (метадацитн и метариолиты) составляют соответственно 2\% отн. и 30$ отн. мощности, а породы с ßi02 46-53$ мае. (метабазит) составляют соответственно 21% отн. и 11$ отн. мощности. При этом породы щ -серии составляют около половины от числа анализов,-СА-серии - несколько более трети, а породы HlC-ce-рии - сравнительно мало распространен?! в метабазит-плагиогнеИ-

12 Табливд I

Состав деулкроксегошх нртталд осла вдев, ортопирокоеновых

Криз талпсюда щи ßi02 = 46-53 %

хк

CA

ПК

Плагиогаейсы S102 = 53-63 %

ik

OA

нк

8102,^ TiOg

ai2c3

Fe2ft5

FeO

MnO

MgO CaO HsujO

K2°

Н.П.П.

Сумка Ni , Г/Т Со Cr v

Бе

Ba

Br

Pb

Zn

Cu

Zv

Ga

Ge

Nb

Ta

Ы

Rb

В

Ï

n1 u* )

Th*)

48.96

1.39

14.08

3.86

Ц.58

0.86

6.39

9.68

2.29

0.41

0.10

0.26

99.26

40 43 48 •388 42 132 Ш 12 76 78 68 30 1.8 9

<0.5 12 <5 15 520 5

0.42

I.3I 2D

49.01

0.97

15.13

2.20

9.20

0.17

6.78

10.91

3.18

0.78

0.16

0.56

99.05

105 56 383 280 32 188 268

13 99 62

100 26 1.4

14 0.4 18

4 13 1058 12

49.97

1.54

16.05

3.77

7.51

0.14

5.36 '

8.68

3.44

1.24

0.38

0.95

99.03

58 Ж 91 195 24 450 393 23 1Г7 65 159 29

1.2 22 J.T 15 ZI

9

1099

10

0.93

3.09 19

59.51

0.66

15.65

2.36

4.64

0.10

3.92

6.59

4.44

0.63

0.16

0.42

99.08

27 16 60 102 15 241 280 12 m

25 121 24 1.0 4 0.8 9 3

11 518

10

0.30

1.29

12

60.83

0.69 .

16.44

1.66

4.56

0.09

3.21

6.90

4.12

1.45

0.19

0.40

S9.54

28 16 51 133 18 460 351 19 6Π38 174 24 1.0 m

0.5 19 18 12 632 9

59.4E

0.7]

I5.4S

2.9£

4.7S

0.IÍ

2.84

5.61

3.6C

2.9E

0.2E

0.4C

99.22

21 16 65 113 14 991 313 46 53 18 190 22

1. 12 0. 14 58 10

694 9

0.

2.

112

*) Дшие по шзкскалиавой и из вест ко во-щелочной сериям обье йены, в икгертл бю_ = 63-69 вклшены порода о содергашет

ßi02 = 69-73 %.

13 Таблица I, окончание

илагиогнейсов и гнейсов

Швгаопвйзы и m ей си sio2 = 63-69 % Плагаогшйсц и гнейсы ею2 = 69-73 %

IK CA НК IK CA ПК

66.49 65.68 • €7.22 70.92 TD.71 71.87

0.57 0.36 0.46 0.31 0.42 0.32

15.29 16.46 14.64 15.15 14.15 33.10

0.93 0.81 0.51 0.56 0.40 1.18

3.72 3.18 4.02 2.09 4.16 3.17

0.06 0.07 0.07 0.03 0.06 0.06

2.06 1.41 1.72 0.96 1.36 0.50

5.04 4.26 3.46 3.68 3.04 1.96

3.73 4.43 3.74 3.95 3.00 2.28

0.70 1.42 2.77 1.15 1.76 4.40

0.14 0.12 0.15 0.08 0.16 0.02

0.50 0.89 0.49 0.50 0.15 0.25

99,23 03.09 99 «25 99.37 99.37 99.11

27 19 29 13 16 Г?

13 9 8 5 12 4

68 28 47 56 ее 45

54 66 та 35 та 16

5 в 8 4 10 8

298 753 837 490 78Э 690

360 468 307 зта 320 1220

18 17 19 16 22 20

68 45 40 23 38 15

26 25 15 21 16 12

233 iœ 170 160 220 65

23 30 28 24 28 12

0.9 0.9 1.0 0.9 1.2 -

8 9 21 6 14 —

ï-1 0.7 0.7 I.I 0.7 _

8 12 II 12 12 5

<5 15 48 II ' 32 35

10 12 13 10 12 П

320 840 500 200 19 (D _

6 6 3 5 2 2

0,73 - 0.87 - - -

2.48 3.07 _

9? — 12 - — —

Цршлечания. Серш № - низкокапнеюя, (¡A - иявеотково-

щедочная, Ш - вюсжокаяиевая.

w A! **

f/> /

ze •0 * • O ___ •

jet ír J Jtr"' •

№1 // l— t • _ O__0*-

/ees _M •

JK o ° • « • •

ux fc 0 •

RO

Jai xc fe re .wi - o 1 • « o -t e • mo « • • O

j *

tz /V s>S l^fl,

/ - o S^s,^ * • o -—'T' .•""o--*

*t _ «,J/I>,«'IM/I >wr

Ai — ---7 ----

__ "5* o i*

H> • o x-ji-

f rf • -T'ií " . • n —*« i —i-

¡Hl.Ttt

cz3,g3/cij> e3« b'

P » c.J. lortnm con«pwiH«i 31"? "».1 - r«<?z»«n»CKW o»r««Tpi( un ■nT«l«3ír-naír,oni«»c<jMll «oooa»«io «r«* «»aOflpc«»rt> mía

i»íM»: 1 . .uíoaoMreM«, ü - ■wtlMmmt.jJ. mi í-5 - Tpeiutf: < - Dcrn-jonjwwi »J»M»>TO.

• >■«OÍ CHOHIJIIIMI mi»«««»»»«« ^„¿ÍT ot.í «»

l.wcn» topo», iren-mo. Toni;

COüíJ.MHKil, f*cÓTOT8MHl» aJW ÜMTSPWWOB OOflíp»«"« 91«2 ^

y, S91 63( 65, f). 14 .1 »9T*1MaT*

k™«««. Tpatutu w»»m> mrcjfro oten» (S>02 «' °°«o*>«-

H» Na epuiKiu, ■»««<•■<■ w <«i.p.«m a 3 31"z •

inoro o.»«»« (o-w SJSr |ocnpMT|wi.M mMOM.««!« oerw__i IfJiJL.KS > ím»l"M>

■ ep«a«aH COCTSaO* *ftW uw OTTpOFOJffWIM

и/кь

¿ООО

распределение К20 и отношение К/РЬ

В ГРАНУЛИТАХ АНАБАРСКОГО Ш.ИТА

а. Метаьаэиты и плагиогнЕЙсы

10 г

ао I

I

/О}. !

Л/ЙЬ г

гооо |-

/оов

зоо

РГ

1- Л

(

¡во I-

л и мгпхтвонгрчти.ге пмгиогнемсы

»-¿Х-, о-Д». —МК, {-'»

л. 6$ ч »

I ! »г

гв«клтс»ьл пвмг*1е«сы ямобомтиие попьАч

¿. К,СА,НК-фигуративные точки повод иишока/шевои извсстково-шслочнон И высококяли£лой серий (соответственно) А -вариационная линия ертопироксено-вых плзгиогнеисов среднего состаъа (57-ЫХ 5/0;) Днлбапсгого ы-ита С-верхний предел значений в влззльт--андезиг-даиитовой ассоииаиии о-вое

Фиджи

МЛ-ноле тренлое современных оро-геиически* андезитов.

5. Гранатовые парагнейсы и метакарбонатные породы.

АР-тренд грзнетовьм парагнейсов

Анабарского иига. Рй-поле неметаморфшоынных граувакк.

Рис.;

Bio. 4. Ii ори) лп за ветше по тогоцнту содержания редкозвдатышх элвшнтов в породах Анаберского иига.

Г - поля составов натровых чершнитов Индаи (на диагроше а), граувзкк зеленскаменннх поясов груши Зиг-Трп (иа дяагрвше Ö), карбоиагшх пород ^ашртэоя

---------------------—~----- (на диаграмме в ),

гранитов н сиенитов фзнерозоя (на днаг-реше г); 2 - поле среднего состава глин. ШЙЗ - средний ооотав базальта оредошо-скеанических хребтов.

g я

Mtmaimumu

V Si Ъ.мСЛ ""--J »4M

m

UCe tutu n ГИи

ЕЭ'ЕЭ'

<r

UCi

JirEo rt

riu

im ftv

S шс

5 si

Гропитоидн

ll (9

S» (a Т»

S«i in 1>

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ЗДДТН.К В ГРАНУЛИТАХ АНАБАРСКОГО ЩИТА

я и

МЕТАБАЗИТЫ И 0РТОПИООКСЕНОВЫЕ ПЛАГИОГНЕИСЫ низкопллиевые поралы

* ТЬ < 12 ррт & ТЬ >1.гррп>

ьысококааа/ря^ поООЛЫ

а Т/1 > 12ррт

МЕТАКАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ И ГРАНАТОВЫЕ ПАРАГНЕЙСЫ

•» парягпеисЬ! — метакзрБоитные породы

стандартное отклонение

кис. 5

совой формации (7-155? от числа анализов в породах с разним содержанием 8Ю2), и значительно больше - в плагиогнейсовой формации (15-18% анализов). Б целом метабазит-плагиогнейсовая формация состоит главным образом из пизкокалиевых и известково-ие-лочннх метаандезигов и метадацитов и содержит в 2 раза больше ма-табазальтов по сравнению с нлагиогнейоовой формацией, в которой ло половины объема сложено впсококалиевыш метавулканиташ.

Сопоставление с трендами островодукных вулканитов (рис.2, табл.1) показывает, что по распространению больпшнства химичео-г.лх элементов породы рассматриваемых формаций пе обнаруживают принципиальных отличий. Совершенно сходны вариационные линии к20 п К;;о / (к20 + ЛпрО).В метабазитах Ш -серии содержания железа аномально высоки и отражают толеитовнй характер этой серии метаморфических пород. Элементы N1, Со, Сг,V, Во также обнаружива-пт сходство с распределением в и -толеятах, но метаморфические породы обогащены Н1 (в основных и средних составах) и сг (в кислых составах). Другие элементы-примеси также обнаруживают сходство в распределении с вулканитами островных дуг. вя,нъ и частично 5Г, а также ы метаморфических пород подобны в своем распределении соотретсгвунпт! сериям вулканитов. Относительно низкие концентрации нь в кислых породах представляются единственным су-ивстронтшм отлпчпеи, которое можно рассматривать как следствие яеплетирования при гранулиговом метаморфизме или специфических условий генерации исходной магш.

Отношение к/'кь (рис.3) рассчитано как среднее для пород основного, среднего и двух групп кислого состага в каждой из трех серий (величина 2,9 принята в тех случаях, когда аналитические данные пряведшч как "менее" 5 г/т). Все точки метаморфических парод располагаются в верхней частп поля океанических базальтов и вулканитов аюиматпческих ( интраокеанячэскпх) островных дуг. Не устанавливается существенного деплетироваит нъ , однако полностью исключить зтот процесс нельзя, как это было ранее показано на обширном материале по грянулитам (ИтЫск, Ггеярег, 4990 ). Аномально низкое подержание нь и высокое отношение- к/КЪ в кислых породах ШС-сории может бить либо следствием декретирования, либо следствием вшимвташтя кислой мап.ш из мафического источника .

Распределение редкоземельных элементов / 8 / в низкокалие-

шх ыетабазитах (рис.4, кривая 15 2) близко к толаитам средин но -океанических хребтов, являщихся результатом частичного плавления шнтии в сравнительно шлоглубиншх условиях, а в адсокока-лиевых (1сривая Ml) - обнаруживает значительное обогащение всеми этими элементами, в особенности легкими, отрицательную аномалию Ей и возможно, что эти расплаш поступали из болео глубинных мантийных источников. Для метаандезитов и метадацнтов (кривые J5 3-7) характерно интенсивное фракционирование, положительная аномалия Ей , особенно отчетлш&я в глслих составах (кривая JS 7). Выплавление андезитов и дацитов этого типа в кайнозой-склх интраокеанических островных дугах, например Фиджи, объясняется фракционным плавлением базальта при повышенных давлениях ( Defant е.a., 1989,Druwa<md,Defant, 19а9 )•

Средние содержания радиоактивных элементов приведены в табл.1. В целом они оказываются весьма низкими ( и 0,3-0,9 г/т, Th 1,3-3,1 г/т) и сходны с такоглш вулканитов и грондьемитов интраокеанических островных дут (Barker,1979). Величины средних отношений Th/u находятся в пределах 3-4, что не позволяет обнаружить влияние метаморфизма на распределение этих элементов, несмотря на значительные вариации (рис.5). Характерно, что во всех типах пород каадой серии появляются шсокаториевне разновидности ( I'll >1,2 г/т), которио преобладают в шсококалиошх разновидностях. При сохранении стабильных отношений ть/и ото можно объяснить влиянием контаминации коровым компонентом во время внедрения маши. Редгаю случаи повышенных содержаний в породах ыс -серии при Th/и отношении 6,5-12,7, по-видимому, обусловлены протерозойским ретроградным метаморфизмом и сопровождающими его явлениями миграции вещества / 28 /.

КАРБОНАТНО-ПГЕПСОЙАЯ ФОШЛЩШ сложена поимущественно гранатовыми гнейсами, которые состоят из кварца, образующего лннзо-видные обособления, плагиоклаза-андезина, граната (пирон-алшгш-дина), а таете калишпата.биотига и иногда корднернта, силлиманита и клинопироксена и акцессорного магнетита. йалвганцие в виде прослоев и бдага матакарбонатные породи включают мраморы, каль-цифири и известково-снликатние породы, разделлщиеся по содерга--нию карбонатов в 65$ и 15/5 объемн., соответственно. Мрамор» и кальцифиры состоят из кальцита, доломита, ктшпшрокооиа, плагиоклаза (Лабрадора) .скаполита и акцессорных - efein и, п мр>.шо-

рах, - оливина, агфабола и шпинели. Известково-силикатные породи вмотают клипопироксеновые крксталлосланцы и, - при содержании кварца более 115% объемн. - клшопироксеновые гнейсы. Они оло лены плагиоклазом-андезином, клииопяроксеном, скаполитом-миццо-нитом с содержанием сульфат-иона 0,89-1,65$ тс. и акцессорными сфенсм и апатитом. В разрезах западной части щита встречаются ортоппроксеноше плагиогнейсы и двупироксен-плагиоклазовые крис-таллосланцн.

Породы карбонатио-гнейсовой формации распространены главным

образом на востоке щита (Восточная зона), где они занимают пло-

? v

иадь G067 гаг, п в меньшей мере - 2325 таг - но западе (Западная

зона, см. рис Л). Статистическая обработка послойных описаний ра:

резов суммарной мощностью 32287 м показывает, что гранатовые гае:

сн наиболее часто залогают в ввде слоев мощностью от 3 до 100 м

с максимумом встречаемости в интервале 10-30 м, метакарбонатные

породи 1-30 м до 300 м, а в пачках тонкого переслаивания 0,1-0,3

м. Распространенные в Западной зоне ортоппроксеноше плагяогнейа

наиболее часто имеют мощность 3-30 м, а метабазита от I до 100 м

с максимумом встречаемости в интервале 10-30 и.

Из обшей мощности описаниях в Восточной зоне частных разрезов (23735 м) метакарбонатныв породы составляют 47$ отн., в том числе мраморы и калытфиры 0% отн., клтгоппроксеновые кристалло-слаяпы 13$ отн., клииопироксеяовые гнейсы 26% отн. Несколько меньшую часть занимают гранатовые гнейсы - 37% отн., в том число 21% отн. - гнейсы кислого состава (8Ю2 63-73$ мае.) и 10$ отн. - гнейсы среднего состава (Si02 53-63% мае.). В Западной зоне из суммарной мощности описанных разрезов 12484 м метакарбонатныв породы составляют только отн.,. в том числе кальцифиры 3J5 отн., а гранатовые гнейсы составляют 24% отн., причем разновидности кислого и среднего состава представлены примерно поровну. Существенную часть разрезов здесь занимают ортоппроксеноше плагиогнейсы - 36$ отн., преимуиественно (22$ отн.) среднего состава ( ВЮг 53-63% тс.) и двупироксен-плагиоклазовые кристалло-сланщ! (метабазиты) - 16$ отн. Объемные соотношения метабазитов и плагиогнейсов, которые петрографически не отличаются от описанных выше, составляют примерно 1:2, что существенно выше', чем в метабазит-плагиотнейсовой формация (1:3,4) и в плагиогнейсовой формации (1:7,2). По своему петрохимическому типу они преимуще-

стванно относятся к высококалиовой серия. Породи ШС-сирии составляют более 40$ от числа анализов, а в наиболее распространи;! них плагногнейсах среднего состава они составляют 100$. В целой входящие в состав карбонатно-гнейсовой формации метавулканнты приурочены к Западной зоне распространения формации, отличаится повышенной щелочностью при существенно большем относительном рас простралонии метабазитов.

Сопоставление частных разрезов по характерцам пластам выявило б карбонатных горизонтов, прослеживавшихся ¡сак в Запади, так п в Восточной зонах, и показало, что для нижней части разреза характерно частое переслаивание карбонатных пород и гнейсов, для сродной части - крупные, до 200 м, мощности, пачки карбонатных пород, а в верхней часта распространены преимущественно граната -ше гнейсы при общей иощносги оглогенпй формации около 5000 м /12/.

Характерна иннеральше парагенеэисы в гранатошх гнейсах (I) п изтшеарбонатнух породах (2) представлены следущим образец;

(I) Оа?2 В145+ Р1 + ЕСо + Чз

(1) Са50-б5 °Р*30-42+ Р1?0-бО

(2) * а*}в ♦ + ця

(2) (2)

Fo «. Ops -t- Do! + Ca + Sp

0PV?8 + SOai56-75 * P1- + 4 (2) ops + Pl55_?0 + Kfop * Bph

l™o ip:Jpa нп;;о индекса (.минерала характеризует калезистость феми-iqcxuis ппноралов, молекулярную долю анертитового кшпонента в ила-гиояяазо и цеЯонатового кешюнента - в скаполите (Лутц, 1074; Нищ-яосскай, 1978, 1930). В целом метаморфизм в пределах Восточной осш характеризуется кап васокоградиентиый (32-35°С/кн) при Т -в 750-820°С, Р = 5,5-7,0 кбар, а в пределах Западной зоны - как ородноградиентниВ (28-32°0/km) при Т = 770-Я50°С, Р - 7,0-0,5 кбар (Вишввскнй, IS83).

По химическому ооотаву (табл.2) гранатошэ гнейсы сходны с гпауваккамн пелигового п псаммитового состава ( вю? 53-63 и 63-

22 /Таблица 2

средний состав дата карбонатных город и гранатовых геэёсов

Грагатовие шейсы Мрам>1Ы

Соде [к 811 ия 8Ю2 , % мае

53-63 63-74 0-15 --1-— 1-1--^---1Г--------,г-

ею2. % 58.48 68.55 4.28

тю2 0.74 0.55 0.08

Л1205 17.0? 14.55 2.12

РвдП, 1.54 0.2В 0.15

ГеО 7. 86 4.94 0.62

ИпО 0.14 0.08 0.05

1380 3.95 1.93 . 5*81

СиО 3.24 2.56 44.75

НеаО 2.® д. 27 0.22

2. (В 1.94 0.32

0.14 0.13 0.02

Ип. п, 0.84 0.60 41.21

Су мл а ' 98.96 99,36 99.63

Н1 , г/т 21 22 5

Со 13 12 3

Сг 46 82 ПЗ

V 83 84 14

6с 13 II 6

Ва 421 392 321

Вг 288 192 1618

РЬ 19 24 13

Ъъ 61 56 34

Си 28 22 6

Ът 137 Г76 40

Оа 25 23 3

Ое 1.5 1.3 0.2

МЪ 13 16 0.9

Та 0.8 0.6 0.05

Ы 14 28 6

ЕЬ 74 56 8

Б 12 12 15

г 430 472 620

П1 ■ 10 22 17

и 1.84 1.4 1.2

ть 6.64 6.1 2.9

°2 10 5 8

iû го amo

ы

p p O) ÎO

O H M СЛ o

V4 ¿¡.ftt-líO »-1СЛ>-*СЯ>-|Й0? V4ÍO

O to

(-" cncj (В ¡O О 1-1 M t—• (П Л. о л. ы и о Я ►й-

oiCD го 3 SôêS? i > • t ы oi н • * CT CD • • r-i -0 С О • о « -о • о « * о t

« • U со » »-t ti it- t-H сл о о о о 2V ю В

(Û9>

ro S м en M Î\3 ê "-Ю -o t-< to wmoj-oto i р;-1е>>-1>-)слмйэсошк->о-оаэ

С -Ort

tùtC ib

SfJUtó A г-jS гл

го л. со-^сзо-оысвсл-осамсо-ссгого-ош

1С

Ю I—I

3 g

h ц 01 H о

to

Ы 8

s

Й w u с J

в э fe Ь к

о CD гчэ о fo M t-H fO о >t. i—i p ¿t- p СЛ CD СЛ

S г-ч ö M Ii» Ц-4 Й S is 8 ft >f* S3 СЛ i** ÍO H* S? В

г

£0

m

S t¡

•э

С

** •6

3

£Й

fe О

5 s

К 5

'S

s

£

с

Cl

в

« iS

Ей

РА

I »

-А. J.l-1.1__

/ ц* цге л^р

/ГМ)»ч*1), шее

Р в Я*агрв>®сч голэкп тор* Я пягтягр Н^'С^оО* С»0) - с*лп*»г-

ЧМХ КСИП^ЧвНТОв ДЛЯ »гчтл^в^унвтнн* ПО{х)Ц ¿НЧ^Я^'СЯЭГП ЯШ»

1 - »»рвчерч, ооаержяп*« еяля*ет"ы» мвн^сч/ов !?» ыяс<I; -

гпи-ияфиры (сяляглтчи? мае.® овлигчткы*

3 . «злвстгово-сллкяятни* пои-лч, ^слэе мос.< сялгоатиык »«»»чэ ралом 4 - поля граиатсенх г«?{Иоч (*тгре*умкк)! 5 - сртггн*« состч-т ж лх варяаолюичм лгнич. ц^рям* в грую'л* <зооэнт«><ч гостем:

1 - КЭВАСТЧЧ*. ЛРЛОк'ИТОМГО *0"И1НеМТ§ мече® УЧС.И;

4 - *дгесг*ор«А йояогмт, »"»с.1, Ь - Д5лг»»*г. 1Ь »"»<••!. Ичт

ророа состав» *э*«стиомгтлго тЬ-'Зз у*-:.*. *

Д7яч полымита гияиявгое исггрямвн» щ потер» углвииг.юты при м»т*-"

*скоая ид рр^апано»*«»«» чхо * иврмчнои идпктв с^стаилячт 0,214 дояи ог %), ч гст».»1»нне коян-мгтм

и £>»'.( быян ттредртлм*«« г йстди«?* погюя* »вг мр'Ьчлты

74$ мае., соответственно). В ыеталелптових разновидностях характерны относительно высокие содержания al о при и^о > с„о и обогащение ri02,t?e0, %о, ва (до ОШ г/т) и къ (до 1Ш г/т), что, по-вгодаюму, характеризует унаследованные особенности Глинистого осадка. В метапсаммитовых разновидностях к«;>о ва счет накопления обломочного плагиоклаза в первичном осадке, а содержание zr (Д° 300 г/т) пошшоио, вероятно, вследствие тт. п ления обломочного циркона /4,5J/. Концентрации В окнэииштец аномально низкими (максимум 17 г/т), что мокот бить обигашно jüi Ьо седиментацией в бассейне с пониженной соленостью, либо ценлп-тированием при метаморфизме.

Пониженные по сравнению с архейскими граувашешли (Тзйлор, Мак-Леннан, 1980) содержания Hl, Сг & такке воличини диагност ческих отношений Ti/Zr 18-32, Sc/Cr 0,13-0,20, zr/Th 21-28, Cr/Th 7-13, характерные для граувакк континентальных, - большой частью - пассивных, - окраин (Bhatiu,i9f36 ) свидетельствуют о том, что в области размыва преобладали породи зрелого крггона, cv-j -генного преимуцественно гралитоидвми / '5ß /.

Метакарбонатшэ породы обнаруживают тренд от чистых каша»о • пых мраморов до доломит-силикатных пород (рис.б). Известняки о небольшой терригенной пршесью были, вероятно, наиболее расирсстрм-ноны в первичных карбонатних осадках / 2Э,30 /. По распростглнона»-; почти всех элементов рассматриваемые иетакарбоиатлио пор да соответствуют неметаморфшовашши карбонатным осадкам. Устанпплони относительно пониженные содержания Сг,ш,Un, ц( -¿v, i'e которые составляют 0,1-0,5 от вшчпн, характеризующих средний Фнпз-розойский известняк, что, вероятно, указывает на осадкоимконлоние в условиях.стабильного эпикратонного шельфа при незначительном но--ступлонип продуктов размыта.вулканитов / 5J /. Высокие содержания Sr (до 2000 г/т) в чистых мраморах обуслоапени, но-вндгл:и;у, нормальной или слегка повышенной соленостью вод в бассоНно седиментации. Аномально високие содержания Ва (200-500 г/т) в этих чисто кальцитошх породах представляются реликтом сульфата Ва, присутствовавшего в исходном осадко.

Изотопный состав мотака^онапшх пород указывает на существование днух различных но седнмонгогоннону ри.анлу палеогеографических домонов / 13,30 /. В Восточной aujie ш'ппшрбошгшно породы подобны флнероэойскаму морском/ юл Донату, тогда кон п !3нца.ч-

ной зоне углерод оказывается утяжеленным + 9,3 до +11,6$

fdb ). В соответствии с существующими представлениями это может быть объяснено потерей восстановленного изотопно-легкого углерода в газовой фазе (метан и т.п.) при диагенетических изменениях в обстановке локального ооолонения бассейна.

Я метакарбонатных и метатерригенных отложениях карбонатио-гнейоовой Формации отношение K/Rb отражает эффект разбавления грауваккового материала карбонатным при величинах этого отношения IOG-IOOO. Они соответствуют величинам к/т> отношений в соответствующих фанерозойских осадках (см. рис.3) и не выявляют существенного влияния деплетирования при метаморфизме.

Содержания редкоземельных элементов в породах карбонатно-лшйсовой формации снижаются по ыере увеличения доли карбонатного кодшояонга, что не влияет на общий характер кривой распространения содержаний, нормированных по хондриту (сы. рло.4). Характерными особенностями являются наличие минщума Ей и сравнительно слабой фракционирование тяжелых редких земель. Этиш особенностями ваявляется существенное отличие рассиатриваег.шх пород от ыата-морфитов ыетабазит-плагаогнейсовой в плагиогиейсовой Формаций. Полученные кривые распределония отракают закономерности форшро-вания пород - источников терригеинсго материала. Они оказывается достаточно близки к стандартным составам платформенных глин (пто, ГЛ4Б ), возникающих при разшве древиих 1фатоиов / 8,54 /.

По распределению к,НЬ, ть, V ыогно полагать, что доплотв-рошипе при метаморфизме било незначительным.

ТШГГ0ШГГ-ГРЛ1ШТ-!.йШ»1ЛТ11'10ВЛЯ ФОРМАЦИЯ распространена вдоль зон разломов шириной 10-30 юл, простирающихся субпараллелыю общей ориентировке отруктур, сложенных описанными шш Формациями (снс.1). Наиболее ранними породами здесь являютоя роговообканко-ио-биотятовив гнейсы и амфиболиты, образовавшиеся за счет граиулл-тов при их ретроградном метаморфизме» в условиях амфиболнтовоЗ фации. Эти породи (диафторигн) нередко содеряат реликты орто- п кли-нопироксенов н обнаруживают псевдоыэрфше структуры замещения минералов гранулнтовой ассоциации. Внутри зон разломов среди пород рассматриваемой формации встречаются крупные удлиненные блоки (тектонические отторжении), слаженные слабодпафторпрованныья породами гранулнтовой фации, а также анортозиташ. Размена таких блоков оильво варьируш, достигая 10-15 ш в сшрину / 33 /.

На значительных площадях роговообыанково-бпотитодае гнейсы сильно деформированы и превращены в блаототектонитн (милониты и катаклазиты), которые нередко содержат порфиробласти калиишпта со структурами "снежного кома", указывающими на вращение во преет роота, а также деформированные фрагменты слоев амфиболитов. Меотами наблвдаетол переход этих тектопитов в щшатиты.

Биотит-калишат овы е мигматиты наиболее распространим. Они образованы при замещении гнейсов, ам^зболзтов и тектопитов. Для мигматитов типична ннтенситая диогормошгшая складчатость, отря-ззавдая хаотическое сгрузивание материала, обуслоплэнноо изменением вязкости по мере повашания томпоратурн. Рас плавные включения содержат хсрпптокристалличеокий агрегат зерен (размером 0,5-2,0 шел) кварца, калиевого полевого пшата, плагиоклаза п биотита, а таете тонкозернистого алшооялизсатвого отекла и цузырыш газово-гящкого флшда / 33 /. Этот состав свидетельствует о кристаллизации во вклотеини автохтонного гранитного расплава, зароддашего-ся в гяптатптах.

В значительном кошпостве присутствуют олсстгообразнне тала моачостью 1-3 и до 1-2 ш пср^лрсбластачоских биотит-роговооб-гшкошх гранодлоритов п бпотат-содергащпс лейкократоздх гранитов. Енутря зон разломов отя гранптопдд обнаруживают тесную связь с стшагитсми п цпгорпрэтируются кап автахтонниэ. Однако рвд гранитных тел находится оредп порея гранулнтового деглиэкоа л они интерпретируются как параавтохгоишо. .

Нпзкотскгсрагуршэ тектошггц лрэдотавлоия спадот-хлорлт-цусковпгоЕШЛ олапдамя (тектонитоют со структурой калоиятов и яатаклазвтов) а формировались на заключительной отодил тектонической активности этих зов разлемов.

Для биотятошх гиейсов (I), сгсокогдгшозе;*ис тих гнейсов (2) а мотабазитов (3), являгопся дппфторптамп шйнболптовой фа-Ш1п, характерам следующие мшюралышо ассоциации (Лутц, Сксгяш, 1920):

(I) Bi44-60 ♦ 0аб9-77 PI ■> Kfep ♦ 0?.

(X) ♦ 0яг,з ~т PI ♦ Kfsp ♦ Qs

(2) ♦ 0n7?-7S - Corii6-25 ♦ 6111 ♦ PI * Qs

(2) Bt5o ♦ Ga 80 ♦ Cord33 6111 ♦

м Теблнцз 3.

Срадшй состав шф1болитов, амфиЗйп-йшштошх ' гасйоов и

Лм боли га Ецошт-амй! болоте гнзвсы МИГЬВТИЕ!

Содаркшия ßt02 , $ ьно.

45-53 53-63 63-72 53-63

вюг,% ,47.59 58. 54 66.63 ет.88

П02 1.12 0.60 0.44 • 0.96

А1203 14.85 16.49 14.81 15.38

Fe2Oj 0.76 1.85 1.12 1.72

РоО 9.64 5. 25 3.28 6.25

ИпО 0.18 0.09 0.05 O.II

UgO 7.96 3.51 3.36 3.68

CaO 3D.01 6.31 3.77 5.38

Ha20 2.57 4.06 3.82 3.32

к2о 0.96 1.90 1.81 3.20

р2о5 0.12 0.25 0.18 0.31

Н.п.п. 1.03 0.88 0.95 0.78

(Jyaia 97.59 98.93 99.92 98.87

Hi, v/t sa . 35 20 24

Со 48 . 23 • 9 17

Cr 140 60 45 57

У 260 П8 68 115

Be 32 26 6 II

Ва I SD 667 935 Ю05

ßr 130 3D0 307 ЗЮ

11) 8 ia 18 \ 21

Zn SO 83 39 78

Cu 65 40 42 26

Zr 100 310 138 230

Ga 28 40 32 25

a» 1.2 1.2 0.8 1.2

Nb 9 15 8 ïï

Ta 0.5 0.4 0.3 O.S

Ll II .2 16 14 23

Bb 13 51 45 82

В 16 9 23 с П

9 1720 Ш7 2 92 1200

ГЦ 6 3 6 12

и О.Ы 0.85 0.9 I.II

Til 1.44 5.33 15.8 14.84

U2 40 151 4 43

29 .Таблиц 3, окш-гт;г;

мттпттов, грянлтсшрв и йп исто те кг он irr ст.

Миггатитн Гран одно рята Ipniurni Пчаототйгсгоштгн

Содерягэшя siOp » $ та

КЗ-73 65-68 70-77 40-73

став 66.52 73.88 67.22

0.63 0.74 0.21 0.50

14.44 14.98 13.22 14.55

1.28 1.54 0.74 1.20

3.38 2.70 1.47 3.24

0.07 0.06 0.03 0.06

1.45 1.22 0.35 1.86

2.43 2.99 0.99 3.16

" 3.46 3.50 3.12 3.63

4.35 4.21 5.14 2.98

0.18 0.26 0.06 0.17

0.47 0.78 0.24 0.58

99.32 99.50 99.35 99.14

ID 8 4 16

7- 8 2 10

27 14 10 49

42 59 9 67

с- 10 7 8

1540 1100 820 818

390 240 ПО ЗШ

31 27 29 23

62 48 23 52

15 27 9 31

300 400 130 252

s 33 29

1.0 3.4 1.0 I.I

я 38 II 13

1.4 2.4 1.0 0.7

12 12 9 12

120 Л6 150 82

15 15 15 9

5 ОТ 1300 210 512

19 4 II 6

0.92 4. 5 зло 1.2

0.9 ' 28.0 14.77 13.5

7 200 161 9

U) ta)

(J) lhV3 + * -

i'.uti Uiiit-U под индексе« характеризует келезистость шнерала.

tltuiciiiu^i-uiie uuiiiiuù'iiii ретроградного метаморфизма ар&аболи-ïuii'yU iuiuiii составляют T -67U~7QQ°C, Р - 6,0-6,1 кбар, минимальны;! ! (¡'LG-G;i000, Р - 4,9-5,5 кбар. Последущий этап Зластошдо-ïui ¿-uaaijum протекая в условиях нерасчлененных впидот-ш$иболито-ый и во.шюсла|щовой ^шдай, при 'Г = 550°С, Р = 4,3-4,7 кбар (Лутц, Оксыан, I&JQ). Изучение фяюадшх шлотешй обнаруживает сходную iibojiijmuo р'Г-шраыатров, а для сашх поздних этапов определены Т - ûJU-3U;°C, р - 0,7 кбар / 15 /. В целом главный этап формирования данной tï.opiJaicaii проходил в условиях вцеокоградиент-иого (32-35°0./ш) средне- и низкотемпературного метаморфизма низких диилешш (1кш;цавокий, ШШ). Интенсишость тангенциальных напряжений, определяемая но плотности свободных дислокаций и раэие-1<ш субзервн в кварца биохит-амриболодах гнейсов и биотит-ам|>ибод~ ыщдитишх кх-нсишюсланцев, оценивается в 0,4-0,0 кбар, что со-01веютедат величинам, рассчитанным для коллизии континентов, {и,5 коар, ь-ь-.иевег, 1971 ) и коллизия хчшалайского типа (1,0 коар, Moi наг е,а,1963

Химические составы гнейсов и амфиболитов (табл.З) в целом достаточно хорошо соответствуют составам ортодироксеиошх плагао-х-пейсов и двугшроксеношх крцсталлосланцев, из которых они образов вались ьо время ретроградного метаморфизма, причем существенно (ь 2-10 раз) увыличинается содержание летучих, главным образом Jt^u. Начальные стадии характеризуется фдвдцшш при вносом li>0 и ¡Jio^ и метысоштичесщш образованием порфиробластов калхпшата. Затеи, чероа цшшатитл к гранитоццам, содержания .KgO и бю2 на-раоцшт, шеста с ¡ниш увеличивается содержания большинства лито-3-илышх алшеитов-црюшеей. Одновременно снижается содержания ttffcO, ыйо Сьо и эл^онтов грлщи железа. Коэффициент аелезис-тооти при »той воарасаавт tfeO/(tVeO ♦ UgO) : 0,6-0,9, что объяснится иошшеииеи делваастости цветнях минералов по мера сии-

теши^атуры их образования. lia этапе частичного плавления й ышштшах происходит накопление '¿г, ва, Sr, ЫЬ, Та ,

что видно, например, из сопоставления мигаатитов ( аю? 63-13% мае) и грантов (см. табл.3). По-видимому, 2г сохранялся в реликтовом цирконе мигматлтового субстрата, ва, сг - в нллгиоклп-зах, иъ,Та ~ в мафических минералах.

Отношение к/кь в гнейсах - 330 и амфиболитах - СЮ заметно ниаэ, чем в исходных породах,и последовательно снимется в мпгмч-титах п гранитах (до 280-300), приближаясь к величине, характеризующей состав верхней корн, - 250. Это свидетельствует о поступлении Щ) на началышх стадиях вместе с водншл флюидом во вреги ретроградного метаморфизма и последующей иитонсивном накоплении его вплоть до селективного выплавления гранитоццов. Распределение редкоземельных элементов в гранитах' (см. рис.4) обнарузглвлот питепоишое фракционирование и резкую отрицательную аномалию »1, что соответствует модели селективного выплавления из сиаличоского субстрата цри сохранении плагиоклаза в рестите. Содержания и " ГЬ в амфиболитах сохраняется унаследованными от исходных мета-баэлтов. Прзшюс ть играет определяющую роль в гнейсах и мигматитах, 1согда отнопенпе ть^у достигает величин 10-10 и более, характерных для продуктов гранитизации (Нсияля, 1985). Селективное шплавлопяо грйнптопдов приводит п интенсивному накоплению обоих оломзнгов, по в особенности и , н отношение ть/и снижается до 5-6, приближаясь к тст.т, потерю характеризуют магматические порода (окаю 4). Лнатектическое происхогдениэ этих грачитоидов гаяв-лпется в Езлэтпиах «=300, Га/ГП> = 0,1, ЕЬ/2г ^ 1,0,

соотЕотствукшх характеристикам ( Гоагсо,198г) коллизионных гранитов / 33 /.

ИЗОТОПНАЯ ГВОШНОДОШ

Воспроизводил» и согласующиеся данные получены при изменяй и-гъ-тъ слете?,щ в акцессорных цирконах и Бп-ка. системы по породам в целом.

Ортопирсксоношо плагиогивйсы из метабазит-плагиогнейсовой формации содержат призматический циркон, явдягадийся реликтом гягтгатического протолита, а также округлый, изометричный новообразованный циркон, сформировавшийся во вреда грвнулитового метаморфизма. Возраст двух генераций минерала оказался судест-венио различным / 7,25,34 /.

Возраст призматического, реликтового циркона определяется

традиционным методом по верхнему пересечению дискордци о конкор-диой (Krogh, 1973, Uanlca е.а.,197В ) как 3000+20 млн.лат (рис. 7). Исследования на ионном микрозондевнршр покаеали, что'erra цирконы достаточно неоднородны и группируются вдоль дискордии, имагцей верхнее пересечение с конкордией в точке с возрастом около 3000 млн.лет (рис.8). В двух наиболее однородных кристаллах воздает ио отношениям 2°7рь/20брь устанавливается в 3164^32 млн. лот, что и является наиболее вероятной оценкой возраста призматического реликтового циркона, Этот возраст характеризует время кристаллизации магматического расплава, т.е., по-вддшоиу, врзш излияния лав.

Для 01сруглых (изометричных) матаморфогешшх цирконов из орто-ыироксоиовых плагиогнейсов метабазиг-плагиогнейсовой формации шк-сималышй возраст по изотопному отношению 2°7рь/205К> составил 2750 млн.лет, а по верхнему пересечению дискордпи с кошеорцпей -2760 млн.лет. Эта валЕчпна подтвержденарэзультаташ по селективному химическому разложению изученных цирконов. В остатках наиболее устойчивой фазы зтих кристаллов по изотопному отноезшш 2o?Pb/206pl¡определен возраст в 2760 млн.лет.

В карбонатно-гнойсовой формации изучены матшорфнчзехево округлые цирконы из гранатовых гнейсов. Построенная дцекордея образует Еэрхнеа пересечение о конкодапой в"точке 1970+200 цдп.лог, что характеризует возраст штадар$иэиа этой форглащш. Cscaifflo ш-личины возраста обнаруживают порода тахтогат-хтвдвмщпптптовоЗ формации. По монацитам из ¡лпгиатитов рассчитана дпекордг.»;, которая по верхнему пвресочашдо датирует процаоо гранхзтозацзп б 1925+100 млн.лот. Процесс тектонической ацташоота щш образовании этой формации бал, по-видимому, достаточно длигеяшы. Воз-хасише значения по 20^Fo/206Fo в ураншштаг шрыщгют в пнторш-ле 1900-2000 млн.лет, причел ряд определений обнаруживает соша-дащие значения 2000 шщ.лэт (Степанов, 1974). Возраст шооавов анортозитов, залагаэдих и пэде гектоиичесгок отторгвнцов внутри пород зтой формации, составляет 2100 шш.лет (Sa-Ш штод, Суханов и др., 1990), что, по-видимому, отрашег пращ шплавдаиия анортозитов в начале формпрогания крупных разломов, к которым прилучена тектонит-гранит-мипатитовая формация.

Данные по Sn-Ud спстеиэ позволили датировать кристалло-олннцы, а таете метаседиыонтогетше породы мэтабазит-плагпогней-

совой и карбонатной-гнейсовой формаций. По валовым пробам двупи-роксеновых крисгаллослаицев и ортопироксеновых плагпогнейсов получена изохрона, отражающая возраст машатических протолитов этих пород в 3063+80 млн.лет (Спиридонов и др., 1991). Эти данные показывают, что разнообразный спектр первично магматических пород формации образовался практически одновременно в геологическом масштабе времени.

Для группы проб первично-осадочных пород этой формации (кварцит, кальцифир, гранатовый гнейс) определен 8m-Hd модельный возраст относительно деплетированной мантии = 3200 млн.лет (рис. 9). Эта цифра удовлетворительно согласуется с возрастом магматических протолитов кристаллосланцев и плагиогнейсов, определенным как u-Fb-Th методом по циркону, Tait и вш-lid методом по валовым пробил, который обсувдев выше. На этом основании можно предполагать, что источником терригепного вещества рассматриваемых первично осадочных пород служили продукты размыва сформировавшихся в это время кшттических пород (вероятно, вулканитов), тогда гак снос nOûTopoiraero вещества о более древних континентальных масс был незначительным или отсутствовал вообще / 36 /.

СедиментоГенные порода карбонатно-гнейсовой форлации обнаруживают весьма однородные изотопные Bm-tid характеристики, которые определяют модельный возраст террпгенного материала в осанках = 2400 млн.лет. Эта цифра представляет собой усредненную возрастную характеристику пород, слагавших область питания осадочного бассейна того времени, а с другой стороны - определяет максимально возможный возраст (нижний предел возраста) изученных осадочных отложевий (Allègre е.а.,1984 )• Интерпретация полученной величины возраста шесте с приведенными выше позволяет относить формирование карбонатно-гнейсовой формации к возрастному интервалу от 2400 до 1970 млн.лет / 36 /. Однако возникает вопрос о том, какие породы служили источником обломочного материала. В пределах щита не известны широко распространенные и достоверно датированные комплексы с протолитами этого возраста. Наиболее вероятным представляется предположение, что основным источником обломочного материала в осадках карбонатно-гнейсовой формации служили породы другого, древнего зрелого кратона с возрастом глапгой эпохп породообраэования примерно в 2500 млн. лот, загорпашей архейский этап эволюции коры, a другим, второ-

1-3 - главным сх5р«зоы лриэиатачвокий циркон: 1 - из проаы All—3; - из щюоы 42а, аракшш Ш мкм. 150-100 мкм, 100-90 ики, 3 - то *u, йракция 20Û-1U5 икм, ÛO мкм| 4 - швроввдша циркон, образцы 22,

«6РЬ/'"и ¿16

if

¡' и с.8. Диаграмма о киикорливЙ для едшиших зерен призматичаоко циркона из двупироксек-ияйгиокдааового гнейса (обр. АП-3)

Р я с.Эа.Соотнсвюнва вогреств со&досдоамш* ) » мл»дысспэ

с аш; и »-не с л нового воэреста (Т-^ги) осмо^эс! породи

.'Кнктирнмми линн/гыи ограничено поле осадочных гтсрод Зеилн. Течки А л Л' - астцнное пилеженив возрвмв осадочной породы и его ; естественно. Т - истинный «сзраст осииакакошюкия я его маяси—

НИ" СЦ«*НК8 Г'

Р и с,Э5-Сизохронна* ажаграма для п»%п»&г*%*»съв (а) * метаседиментогенмих пород галдыкокой (Д) ■ халчанекоЙ (X) оорх! ^наэ ере кого вата. 2М - дв ал® т*роваяна* ыаятхя

степенным, источником, возможно, служили вулканизм с возрастом посадка 2350 млн.лет.

СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОШ

В гравитационном и магнитном полях структура щита отражается весьма отчетливо, полосовое распределение if интенсивность аномалий большей частью коррелирушоя с выходящими на поверхность ¡«знообразнши ассоциациями горних пород. Средневзвешенная (по соотношениям объемов отдельных типов пород на основании обобщения 6301 частных определений) оценка плотности для метабазит-плагиогнейсовой формации составляет 2,03 г/см3, плагиогнейсовой -2,76 г/см3, иарбонатно-гнейсовой - 2,74 г/см3, тектонит-гранит-мишатитоьой - 2,72 г/см3, а в целом для обнаженной части щита -2,76 г/см3. Естественно, что крупные положительные гравитационные аномалии (от i6 до i12 мГал) приурочены главным образом к выхода! метабаэит-плагиогнойсовой формации.

Глубинное сейсмическое зондирование проведено по профилям, охштынащиы вкрест 1цюстиришя структур северную часть щита, и вдоль простирания - его западную и восточную периферии. Мощность земной коры варьирует от 35 до 40 км, в центральной части щита -примерно 40 мл. Внутренние поверхности раздела в коре здесь устанавливаются не повсеместно, но судя по опубликованным данным, наиболее отчетливо фиксируется верхняя поверхность на глубине 0-14 ¡л. Вторая более глубокозалегаыцая поверхность фиксируется местами на глубине J5-25 им (Сам ков, Иотапьев, 1986). Геологически ми поверхности интерпретируются как поверхности надвигов, проявляешься ближе к поверхности в форме листрических взбросов, причем зоны распространения тектонит-гранит-мшматитовой формации, по-видимому, погружаются до глубины примерно в 20 ил, где шиолакиваются, а мощность их резко сокращается / 9,33 /. Расчет изостатической уравновешенности тектонических блоков земной коры цпа по гравитационным аномалиям, выполненный В.В.Саы'кошм / 33 /, показал, что равенство высот осредненього (наблвдаемо-го) и равновесного (шчислеинохо) рельефа наблвдается только на крайней 1ло~западной оконечности щита. Для всех других тектонических блоков осредненный рельеф значительно выше равновесного. Ишюбниэ соотношения (иаруцу с ох-сутстивш ксшлвыентарпих но шилитуле гравитационних минимумов) ьеронтиее [«его свидетельст-

вует о преобладающей роли тангенциального стлтпя и процоссо воз-дамаиил пшта, продоиапаогося и на современно?,! этана. Расчетная разняла в уровнях эрозионного среза соседних блоков достиг,ют 3,6 км (Самков, 1984). Наиболее внсокоплотныо массн земной корн ■располагаются в полях распространения метабазит-плалтогнойсовой формации, которая оказывается поднятой в антиформах и токтоничос--ких окнах. Соогвстствугааая этим даннш интерпретация разрояа усм-ной кора показана на рис,10 и характеризует профиль длиной около 100 км, прохадяиий вкреог простирания структур в соворо-ппплдноП части пита, где верхняя часть корн (до сейсмического раздела на глубине 10 км) показана на основании наблюдаемых на поверхности геологических структур, а ниетйл - по геофизическим данным / 33 /.

По сейсмическим данным верхний слой кори (до 10 тел) характеризуется скоростями продольных волп р =6,3 км/сек, что корродируется со средней плотностью пород 2,76 г/смэ. Интегральная оценка pv = 6,6 ra.i/сок для глубин Ю-40 т отразкзет постепенное увеличение плотности с глубиной. Верхняя часть этого интервала, по-видю.юму, сложена метабазит-плагиогнейсовой формацией ( р = = 2,83 г/см3), а в никней части плотность пород увеличивается предположительно до 3,2 г/см3 (Caí,псов, Потапьев, 1986).

Особое место в разрезе континентальной коры занимаот шгашй горизонт, непосредственно прилегающий к верхней мантии. Могдость его обычно оценишется в 10 ил (Кремепецкий и др., 1066; Moisner,

19в6 ). О его составе в регионах, непосредственно гпжмшелга-эдих с юга к Лнабарскому тту, можно судить но корошм включениям в кимберлитах, предстаплящим главным образом гранатошо и двупироксеноше метабазпты, а также гранатошо гнейсы и иногда кальцифиры (Герасничук, Серенко, 1980). Для включений гранат-двуппроксен-плагиоклазоиис кристпллосланцев с параметрами метаморфизма Т = 700-840 °С, Р = 6-12 кбар, получены расчетные (по минеральному составу) ß = 3,26-3,43 г/см3, Pv =7,9 км/сек, что соответствует условиям формирования этих пород в низах континентальной корн. По геохимическим данным (якк, и, Tb, к и др.) ?ти породи сходни с базальтами срединноокепническгос хробтов (h-morb) и с базальтошми кшатиптами архея ( Shatsky, Rudnick, Jagoutz, 1990). Позлю предполагать, что нижние горизонты коры слогглш преимущественно глубокомегашрфггзотшшми примитивными базать-г силами.

Ватным эмпирическим критерием оценки правильности геологических моделей! разреза зонной кори может служить сопоставление ноличнн теплогенерации корошх пород и измеренного на поверхности теплового потока, а для вариаций теплогенерации в вертикальном разрозе коры критерием достоверности может сдукпть их соот-витетино уравнению экспоненциального снижения величины теплогане рации с глубиной. Величина теплогенерации (А) пород щита определялась 110 формуле ( НиЪасЬ, Ьии1е1-ЪагМ1,1982):

А - О.132р(0.?18 Си + 0.193 С^ + 0.262 С£ ) ( МкВт.Ы-3 где - плотность, г/см3, ац , с с к - содержания и , ть -г/т, К - % мае., соотвотстг.бШ1о. На основе средних содержаний ре дисактшишх элементов в кавдом из 30 типов изученных пород определили средневзвешенные (по относительному объему, занимаемому ьтш.ы породами) величины теплогенорации: метабаэитчштюгнейсо-ш.ч формация 0,41 мкЬтчГ3, плагиогнейсовая формация 0,56 мкБт-•1.Г3, карбонатно-гчюйеовая формация 1,09 мкВт-м~3, тектонит-гра-нит-миплатитовая формация 1,22 мкВт-м-3, длл поверхностных поре |'(ита в целом 0,76 мкБтчГ3. Последшш величина характеризует, пс видимому, верхние 10 км мощности кори. Болае глубокие горизонты, вероятно, характеризуются величиной, определенной для метабазит-нлагяогнейсовой формации (0,11 мкВт'м-3), а базальный горизонт к ры - величиной П,08 ыкВт-м-'3, рассчитанный для ксенолитов гранам них метабазитов, упомянутых выше.

Полученные величины характеризуют послойную модель распреде лвшьч топлогонерации в земной коре щита. Проверка этих количественных: данных показывает, что предложенная модель удовлетворяет универсальному эмпирическому уравнению распределения теплогенерг ции л континентальной коре (ЬаЫгепЫ'цсЬ.-^о ): '

Аа - 10 . е^/О •

гдь А - теплогенерация на глубине г (в ил), ао - то же, на по-верщюсти, е - основание натуральных логарифмов, в-характерис тичеслсая глубина (в км), в пределах которой сосредоточена главнг масса радиоактивных элементов и теплогенерация составляет 63$ от суммарной для коры в целом. земной кори древних щитов О = - В-15 и.) ( соиги19В9 ). Приведенные шше данные для Анабарс-г.:а'и адча удошштворянт атому уравнении с; коа]Днщиэнтом корреля-

05/1 &СТ* »

1--■

а

ТР7///////Г7Т,

Рш.10. Геода то -г ео фи ззчз ски2 профаль зеыгой кор* через Уоранский гравитационный

максимы (средаез теченке р.Котуйкан) /35/.

I - метабазиг-плагаогнзйсоЕая формэшя, 2 - плз га огне Псовая форшшя. 3 - тектонит-гракят-шшатиговая форшщя. 4 - разлош, 5 - верхняя сейсшческая поверхность раздела в^три кор1. В вэрхшй часта рисунка показащ харахтеристзжа грааггзционнсго года.

щш г = 0,938 при до= 0,804 икЕт-и"3. Расчетная величина D = = 13,2 км соответствует величинам, характеризующим древние щиты. Тем самым подтверждается предложенная послойная-модель строения kojiu и распределения в ней тешгогенерируюдих элементов. Интеграл пая величина интенсивности теплогенерацяи для коры в целом, рассчитанная в соответствии с указанным уравнением, составляет 0,36 мкЪг-н""3, что достаточно близко к величине, рассчитанной ранее п предварительным данным / 24 /.

Сопоставление с величинами теплового потока осуществлено в соответствии с уравнением: дс - -А . Z

где и - коровая составлявшая теплового потока, оказывающаяся

О гу

рапной 14,2 мВт-м Измеренная на поверхности, в пределах север ного обрамления Анабарского щита, величина теплового поташ явля< ется аномально низкой для щитов и варьирует в пределах 20-30 мВт •м~2 (Цучков и др., 1982). Можно принять эту величину равной 25 мВт-м""'', тогда величина мантийной составлящей теплового потока определятся из уравнения:

qo а % +

где д0 - суммарный тепловой поток на поверхности, чд и qe ~ мантийная и короЕая составляющие, соответственно. В рассматриваемой случае мантийная составляющая оказывается равной <jm= 10,8 мВт-•м-**,-что составляет около половины теплового потока на поверхности. Это подставляется несколько заниженной величиной, но подтверждает полученные результаты в цэлоц,

Таким образш, в вертикальном разрезе земной коры Анабарского щита достаточно отчетливо выделяется верхний горизонт, до глубины примерно 10 им, сложенный наблвдаемыми на'поверхности геологическими формациями. Ниже располагается горизонт, сложенный преимущественно породами ыотабааит-плагяогнейсовой формации. Наи-болов глубоко залегает горизонт, располагающийся на поверхности верхней мантии, сложенный, по-видимому, главным образом примитивными ыетабазальтоидами. Такая модель отражает наиболее обшлэ закономерности горизонтальной расслоенности земной коры щита, Для более детальных построений необходимы дополнительные, в первую очередь геофизические, данные, но из приведенного рассмотрения очевидна значительная роль горизонтальных перемещений отдельных

тектонических пластин при формировании земной кори Аяабарского щита.

ФОРМИРОВАНИЕ ЗЕМНОЙ КОШ

Анабарский шит представляет собой корновую часть крупного горюго сооружения. Мощность этой корневой части, состапляпщая около 40 км, и интенсивный метаморфизм обнаженных на поверхности формаций указывают на восьма глубокую эрозию верхних, в основном отсутствующа сейчас, частой. Формирование этого горного массива произошло 1,97 млрд.лет назад в процессе тектоиичоского скучнга-. ния архейских сиаличоских масс и шшюпротерозойскпх эпикратонных осадочных толщ, которые в наблюдаемой структуре образуют разнородные и разновозрастные, но совмещенные в пространство, торрой-нн. Этому процессу предшествовало формирование архейских вулканических толщ 3,2 млрд.лет назад, их тектоническое'скучпванио и надвигание, погружение в ниянекоровыа горизонты и гранулитовый метаморфизм 2,76 млрд.лет назад. В современной структуре торройны этого nma большей частью погружены на глубину в 10 и болое километров. Интенсивное отделение матм, тепловая эмиссия и тектогенез, повторно проявлявшиеся в регионе, привели к значительному истощению энергетических ресурсов верхней мантии, резкому утолценпв литосферы, в результате чего современный мантийный тепловой поток оказывается здесь аномально визгам. В общей форме этот процесс мояет рассматриваться как "исчезновение" астеносфорной линзы (До-брецов, 1980).

Области распространения тектонит-гранит-шгматлтовоП формации представляют собой фрагмента новообразованной коры гранодио-ритового геохимического типа, соответствующего ворхней коро современных континентов / 31 / с присущими этой коре плотпостными характеристикам и величинами теплогенерашш. В современной структуре эти фрагменты маркируют долгогатвущие разломы, представляющие коллизионные зоны мелду древними сиалэтескш террейнамп. Формирование этой новообразованной коры происходило 1,92-1,97 млрд.лот назад, сопровождалось привносом литофилышх элементов и гаплавло-нием гранитоидов коллизионного пша. Этому процессу во времени непосредственно предшествовало накопление комплекса осадков, позднее прообразованных в карбонатно-гнейсовую формацию, слагашую локальные домены в пределах щита. Карбонатно-грауваккрше отло-

г-ония аначительцой мощности (более 5000 м) формировались, вероя' но, на континентальной окраине кратона с возрастал около 2,5 шд лот. й начале этого этапа на отдельных участках (Западная зона) процесс погружения континентальной окраины, по-вццимоыу, сопров( дался растяжением коры, повышением ее проницаемости и появление! высококалиевых вулканитов, среди которых значительную чаоть составляли баэальтоидц. Пошшенишл проницаемости коры в связи с р£ тялениом, воамогшо, обусловлено интенсивное поступление водного (¡шоида и диафторез гранулитов ранней коры в условиях алфиболито-вой фалдаа.

Ранняя кора сформировалась 2,76 млрд.лет назад при гранулп-тоеон метаморфизме вулканогенных толщ, возраст которых ооставля« 3,2 млрд.лот. Эта кора характеризуется дефицитом литофильных эл£ ментов, по валовому составу соответствует андезитовоглу типу ícopt (Тоилор, Мак-Леннан, Т98Я) и представляет собой примитивный тип земной коры с повышенной плотность» и пониженной теплогенерацие! / Я1 /.

Для понимания генезиса ранней коры важно отметить, что в ф£ норозойскпх геотектонических остановках именно осороводунный. процесс пороздает наиболее разнообразные по составу магматические расплаш, распространенные на огромных площадях, причем формирующаяся первоначально кора оказывается дефицитной по ряду литофильных элементов в сопоставлении с зрелой континентальной корой (Еогатиков и др., 1981). Хотя геохимические данные указываю! на достаточно полное сходство изученного ыетамагматического кош лекса (метабазит-плагиогнейсовой и плагиогнейсовой формаций) о типичной ассоциацией островодужных вулканитов низкокалиевой, пэ-ьестково-вдлочной и шеококалиевой серий, геотектоническая обок попка не может быть определана в соответствии о этой аналогией. ,11ля лтого на хватает данных об океанической коре 'и процессах оус дукции.

В архейском .гранулитовои комплексе Анабарского щита, как и в сходных комплексах других регионов мира, отсутствуют офиолито-ше ассоциации йЛи их метаморфические аналоги, а также другие ультраиафит-иафитовые ассоциации, которые мокло было бы рассматривать как ера плен ты древнего мафического ложа, существование которого в архейских геотектонических провинциях зеленокаменногс тина представляется доказанным (Лошкош и др., 1991). Наиболее

вероятным объяснением этого представляется отсутствие или малая эффективность процесса обдукции, при котором породы оксатпоской коры перемещаются в верхние горизонты литосферы.

Процессы субдукции петрологически маркируются появлением эклогитов на глубинных уровнях. Возраст наиболее древних эклоги-тов в складчатых комплексах кори це превышает 1,5-2,0 млрд.лет, поэтому нет оснований считать, что процессы субдукции в актуачио-тичоской модификация эффективно проявлялись па болео ранних стадиях геологической эволюции. По-видимому, при возникновении исходных магматических расплавов метабаэит-плаглогнейсовой и ллагии-гнейсовой формаций Лнабарского щита тектоническая обстановка была существенно иной.

Огромные объемы полисериальных островодутлшх магм формируют-ся в верхней части литосферы при всплывании и эволэдип расплавов, заройдажищхся в верхнемантийных и шотюкорошх очагах вследствие повышения температуры, падения давления и/или проникновения существе ¡то водного фящда. Эти факюри яшшвтат определяющими. Их реализация применительно к рассматриваемым древнейшим магматоген-ннм породам может быть намечена следугацим образом / 34 /.

Постепенной разогревание недр Земли на ранних стадиях геологической эволюции приводило к реализации процесса конвекции в первичном вещества. На восходящих ветвях конвективных ячей адиабатическое выплавление базальтов, а, возможно, и болов кислых пород, приводило к лояатешго поверхностной толщи вулканитов, которая постепенно перемещалась в сторону нисходящих ветвей. В моею соприкосновения нисходящи ветьей, принадлпгацих смелянм конвективным ячеям, эта поверхностная толпа частично затягивалась вниз, а частично в силу меньшей плотности задерлшвалась на поверхности, подвергаясь тектоническому окучиванию л образуя складчатые сооружения. Внутри затягиваемого клина создавались условия перегрева водонасыщенных вулканогенных пород и, если допустить достаточную мощность первичной толщи (например, 10 ил), то на определенном этапе могло начаться парциальное плавление базальтов и окружающих пород первичной мантии. Такт.! путем могли возникать условия для генерации мага, сходные с теми, которые присуш островсдузшм об-становкам. При достаточно длительном точении этого процесса и постепенном накоплении вулканогенного корового материала вполне вероятно появление ассоциации низкокалиепых, толеитовнх существенно

базитошх се_рш ыашатитов на начальной стадии процесса, на поз ней стадии - шсококалиевых существенно андезитошх серий. Воро ятпо, ота последовательность магматизма,-присущая развитии остр ним дугам, проявлена и в пределах ранней земной коры Анабароког щита. .Начальные примитивные базальтоидо устанавливаются в ниши горизонтах коры, тогда как преимущественно низкокалиевая, толел товая готабазит-плагаогнейсовая формация отратает среднш, прок здточнуы, стадию эволюции этих магматических систем. Существенн метаандезитовая, с большой долей вдсококалцевых метавулканитов, шшгцогыейсоьая формация маркирует зрелую стадию их эволюции и отрш/лот конечные этапы Нормирования первичной архейской сиали-ческой коры в пределах Анабарокого щита.

Список работ, опубликованных но теме диссертации lia русском языке

1. Штаморфичоскио комплексы Анабарокого вдта. U. : Изд-во 1Ш J СССР, 1990. ТЭТ с. (монография).

2. Эндербитоцды Алабара и проблемы серых гнейсов. - В ich.: Дре] найшив гранитсиди СССР: комплекс серых гнейсов. Л.: Наука, 19Й1.

3. Происхождение плашогнейсов первичной земной коры: селективное плавление исходного субстрата. - В кн.: Петрология лито-cbüjn н рудоносность. Д.: БШЕ11, 1931.

4. Древнейшие граувашш в основании континентальной коры: иссл довапиэ первичного минерального состава (на примерах Канады ССОР). - В кн.: Осадочная геологии глубокоыетаморфизошщих комплексов докембрия. Ц.: Наука, 1982 (совместно о Э.Димро-

TOU ) .

Ь. Литогенез на ранней Земле. - В кн.: Литология,'метаморфизм металлогения раннего докембрия. I!.: Наука, 1983 (Проблемы осадочной геологии докембрия, вып.9).

6. Минералогические признаки генезиса пород анортозит-эвдерби-тоидной ассоциации Анабарокого щита. Зап. БШ, шп.2, 1083 (совместно с Беловым А.Н., Рачковыы B.C., Соншкитш В.Е., Сухановым М.К.).

7. Верхний предел возраста гранулитовпй фации Анабарокого щите И:<н. АН СССР, 1Ш5, Ч « (сошеогно о Бибиковой Е.В., Бело-

шм А.Н., Грачевой Т.В.).

8. Литосфера иа ранних стадиях геологического развития Земли. -В кн.: Геодинамика л эволюция литосферы. М.: Наука, 19Я6.

9. Формфование земной коры и литосферы в раннем докембрии. -В кн.: Строение земной кора Анабарского щита. И.: Пара, 1986.

10. Анабарпды и древнейшие плагиогнойсп: .некоторые вопросы Формирования раиной земной коры. Там го.

XI. Л1щзссорло-!.!иноралогический анализ з энзогонной геологии докембрия.. - В кн.: Акцессорные минералы докембрия. П.: Наука, 1935.

12. Ногае данные по геологии и'мшорагении Анабарского щита и «г/цда'лента прилагайте: частей Сибирской платформ. Cod.геология, IS3S, б (соплостио со Зло&пид В.Л., Гачкоылл B.C., CarnwnHj Б.В.).

13. Порто лзотошшз дашшэ по углероду, кислороду л стронцию в щсбспайок породах Анабарского грзлулптового комплекса. ?.'ат-ха епзгозцуга по отабллшм лзогопш. П.: пши АН СССР, IS06 (сог:сстпо о Бшоградоштгл В.И., Здобшшм В.Л.).

14. Монологах йпздзатал: ддсясхацнЗ п опруязурзая эволюция Ала-барс'.;ого пота. - и гл.: Структурная мкшсщш крпсталлгпосшгх псдагакоов. П.: Hayra, ISIS, ч.2 (сопюстпо о Рачкоилл п.о\).

15. Состав Оплотах талтоввЗ п гнутрдкристаллнческие деформации в по.тсг97г«ор&гсос1ахгс породах Лпабаросого щита. Сад. K.IO, 1Ш7, й 5 (соилзоию о Сспгагаппзл В.Е.).

15. О возрасте !.:етгггаргло;ла граяулпгов Анабарского цата. - В кн.: Изотопное датирование процессов ь'зта'лорфпзка, п метасоматоза. И.: Нзуяа (соилзстао с Бябшсовоа В .В., Болоилл А.Н., Грачевой Т.Н., Сутанам Л.В.).

17. Законоиэрноетя форшровапия архейской кори з продолах Анабарского гдта. - В гл.: Геология Тихого океана и его обрам-лззпя. Благовещенск, Нзд-во АмурККИИ, IS88.

18. Изотошшо эффекта катвморфлзма карбонатных пород. - В кн.: йгагенетичоскле и метаморфические преобразования осадочных и вулканогенных пород. Л.: Изд-во ИПД АН СССР, ISRB.

19. Геодинамика в докембрии Анабарского дота. - В кн.: Тектоника и гдшералыше ресурсы докембрия Сибири и Дальнего Востока. Иркутск: Наука, 1988.

20. Геология, геохимия - и генезис породных ассоциаций Апабарско-го комплекса: Шшгиогяейсы и метабазиты. - В кн.: Apxeü Анабарского вдта и проблема ранней эволюции Зеши. М,: Наука, 1988.

21. Тектоническое развитие Анабарского щита: основные этапы формирования зешой коры. Там т.

22. Геохимические закономерности эволщци вещества земной кори.

Там ко.

23. Проблеми ранней эволщш Земли в свете данных по Анабарскоыу вдту. Там же.

24. Геохимическая и термальная эволюция Анабарского вдта. Там со (сошестно со Злобинкм B.I., Ляпуновым С .LI., Милановскш С.Ю Нмяасгашм А.Д., Гачкоьш B.C.).

25. Изотопное датирование метаморфических пород Анабарского вдта 'Хам ко (сошестно с Бибдковой Е.В., Беловым А.Н.).

26. Возраст метаморфизма Анабарского щита, - В кн.: Изотошш!} воараст метаморфизма и метасоматоза. М.: Наука, IS38 (сошестно с Бибиковой A.B., Валовым А .11.).

27. Морфология складчатости и.особенности механизма деформадай пород кристаллического комплекса Анабарского ищта. - В кн.: Структурные исследования в областях раннего докембрия. Л,: Наука, 1989 (сошестно с Рачкоыш B.C., Сонкрещннм В.Е.).

2ö. Распределение радкоактшзшх элементов в ыетаморфлтог Анабарского щита: происхождение пород и эволщия земной кора. Баъл. МОШ, отд.геол., 1S89, т.64, выо.4 (сошестно. с Eosam-кым АД., Злобцшш В.Я,, РачкоЕым B.C.).

29. Карбонатные отложения гранулитовых ц веленокшеяшх поясов архея. - В кн.: Экзогенное породо- и рудообразоЕанна в докембрии. Ы.: Наука, 1939.(сошестно со Злобиши Б.Л.).

30. Цвтеморфызоваише гарбонатные порода гранулытового кошдшу.сз Анабарского вдта: особенности первичного составц.ц оездкона-кошшния. Литология п полезные вскопаешь, I9S0, 1¿ 6 (оо-шестно со Злобшша В.Л., СингаоЕСкам Е.Д.).

ai. Два типа зеиной кори Анабарского вдта. Изв. Ш ССОР, сер. геол., 1990, U 5.

32. О природе графита в метаморфических породах Анабарского сш-та. Геохимия, 1990, ß 3 (сошестно с' Гышмовцм Э.М., Беломестных A.U., Злобди^л I3.J1., Храмцодои H.H.).

33. Гранитизация тектонитов и формирование гранитов в зонах ¡аз-ломов Аиабарского пдата. Гоохпмш, 1991, Jb 9 (совместно с Рнч копшВ.С., Соиюшкюшм В.Е.),

34. Ранняя кора Анабарского щита: геохимия, возраст, тнезно,-В кн.: Ранняя кора Земли, эо состав и возраст. М,: Наука, 1991 (совместно с Бибиковой Е.В., ]5уравлешм Д.З.).

35. Глубинные зоны гранулитового комплекса Лиабарского ншта. -

В кн.: Гранулитоше комплексы нижней корн континентов -

иалыше очерки). И.: Изд-во ГШ АН СССР, 1991 (совместно с Попош!.! Н.В., Самковым В.В.).

36. Самарий-несдпмошй возраст метаосадков гранулито1ю1'о ксмшяк са Анабарского щита. Докл. All СССР, 1991, т.317, У? I (соглое-тно с Д.З.Дуравлевнм).

На английсхом языке

37. Rosen О,М.,1986.'The Archaean Lifchoophere as aeon in fctia

, ban. 3hi0l(i. International Goolcgy Review, v.28,Ho 7,p, V/0-;'!'i ,

33. Biblkova B.T., T.V.Grachova, A.H.Makarov, A.Ii.Beiov, O.M. Roson, 198§. Isotopic age of matsraorphic eventn ln.oarly Precambrian of the Anabar shield. Terra Kognita, v.G, Ho 2, . p.1't7.

39« Rooen 0.1.1., '1987. The Proterozoic seoche:nical evolnt.on lh.; Archaean sialic crust of the Anabar Shield (Eant Slboi-ia"). .In: Proterozoic goochenistry, abstr.volunm, Lund University, ЛъЫем, P.78, ...

ПО. Hosen O.M., S.M.Iyapunov, V.S.Rachkov, B.E.Sonyuochkin, Vjiiii. Gcocheraisbry of the Proterozoic fault-belts in the Arcimeuu of tho Anabar shield North Siberia. Intern, nyinp. on (^ocIkjm. and mineralisation of iroterozoic.mobile Belts, IGGP-217 , Project, Tisnjin, P.R.China, p.79.

41, Rooen O.M., 1989 a. Two Geocheinically different types of Pre— carabrian crurct in the Anabar Shield, North Siberia. РгееогаЪгЬш Research, "V5, p. 129-142.

'(2. Ronon O.M., '1989 b. Proteroaoic collision of the Archaean sirdi-platess geochomical effects in tho Anabar shield, North GiWrii, 2B Int.Geol.Congr., Abstracts, Washington, p.2-717.

43, fiouew 0.1,1., V.E.Son^yushkin, 1989. Fluid inclusions In poly-m«tamorphic rocka of the Anabar shield« differences in fluid regiiue of metamorphlen end partial melting. Ibid., p.2-718.

'it. Rosen 0.1!., V.L.Zlotin, 1989. Fades and geochanisfcry of the Archaean raetasedim^ntary rock§ of the Anabar shield (North Siberia). Ibid., p,2-?t?, ?18.

4';>. Soiiyuslikin V.E., O.U.Kosen, 1989. Uicrostructure of quartz

aud flow atroBs in polymetaiaorpUic rooks of the Anabar Shieldi Archaean folding flow and Proterozoic infcerplate sliding, . Ibid. , p.3-154.

4o. HoaenO.U., V.E.Sonyuahkln, 1989. Proterozoic collisional granites of tha Anabar shield (Korth Siberia) t potential , sources and P-T - fluid regime. Geol.surv.of Finland, Bpeo. papar 6, Syispoaium Precambrian granitoids, Abstracts, Eapoo, Helsinki, p.113.

'iV.lioaen C.U., A.D.lioahkin, V.L.Zlobln, V.B.Raclikov, 1989. Distribute ion of radioactive elements in the metamorchic rocke of the Anabar Shield t origin of the rocka and evolution of tlid crus InLeru.«e<jl.Review , v.31, Ho 8, p.780-791.

•in, iioaen O.ld., 1990. Met^morchic rocks of the Anabar shield, Fiel coiifecenca quido book. iid.K.Condie and N.A.Bogdanov ,Moscow, 102 p.

49. UoBon 0 ., V.S.Raclikov, V.E.Bonjuahkin, 1990. Metasomatism ami partial Belting of tectonotes and origin of .granites in uheurbeita of the Anabar shield (North Siberia). In t Meta-uiorphiBis and granitizetion, Trace of the Symposium of the. IGCP-235 Project,Geologica Carpatica, v.41, Ho 6, p.693-708,

5tJ. Uoeeu O.U., V.L.Zlobln, 1990. Carbonate sediment» of Early Archaean granulite and granite-greenstone belts. Intern.Geol. Review, v.32, Ho 6, p.539-550.

5t. Boaen 0.11, Two type? of crust in the Anabar Shield, Ibid. . P.5^1-555.

Itoaen O.U.,1991. Geochemistry of granuiitea and the Archaean sialic crust formation in the Anabar shield (Northern Siberia) lu t High grade meteaorphiaai. ieo^hruBtus publications B.A., At,liens, Greece, p.69-102.

55. Condte K..C., HJilks, O.U.Hosan, V.L.ilobin, 1991. Qeocheialetrj of luetaaedimeiitb froa the PrecoaU)! ian liapuchan serieu, eaatez-n iiiabai HMulil, Bibc-iia. ti ecauibri an liejeurch., v,45, p.37-i)7.