Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Геохимия и рубежи формирования высокометаморфизованных породных ассоциаций Иркутного блока

ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Геохимия и рубежи формирования высокометаморфизованных породных ассоциаций Иркутного блока"

005010950

УРМАНЦЕВА Лена Нанлевна

ГЕОХИМИЯ И РУБЕЖИ ФОРМИРОВАНИЯ ВЫСОКОМЕТАМОРФИЗОВАННЫХ ПОРОДНЫХ АССОЦИАЦИЙ ИРКУТНОГО БЛОКА (ШАРЫЖАЛГАЙСКИЙ ВЫСТУП ФУНДАМЕНТА - СИБИРСКОГО КРАТОНА)

25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

-1 1.1АР

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание учёной степени кандидата геолого-минералогических наук

Новосибирск - 2012

005010950

Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институте геологии и минералогии им. B.C. Соболева Сибирского отделения Российской академии наук (ИГМ СО РАН)

Научный руководитель:

Официальные оппоненты:

Ведущая организация:

доктор геолого-минералогических наук Туркина Ольга Михайловна

доктор геолого-минералогических наук Аношин Геннадий Никитович доктор геолого-минералогических наук Макрыгина Валентина Алексеевна

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт геологии и геохимии УрО РАН им. академика А.Н. Заварицкого Уральского отделения Российской академии наук (ИГГ УрО РАН)

Защита состоится « 6 » марта 2012 г. в 12 — часов на заседании совета по защите докторских и кандидатских диссертаций Д 003.067.02 при Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институте геологии и минералогии им. B.C. Соболева Сибирского отделения Российской академии наук, в конференц-зале.

По адресу: 630090, г. Новосибирск, проспект Академика Коптюга, 3. факс: (383)3332792, e-mail: gaskova@igm.nsc.ru С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГМ СО РАН.

Автореферат разослан « 1 » февраля 2012 г.

Учёный секретарь диссертационного совета д.г.-м.н.

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Раннедокембрийские гранулитогнейсовые комплексы, как правило, характеризуются длительной историей формирования, включающей несколько этапов складчатости, гранитообразования и метаморфизма архейского и раннепротерозойского времени (Harley, 1992). Протолитами высокометаморфизованных пород является широкий спектр магматических и осадочных ассоциаций, отвечающих различным этапам формирования комплексов. Несмотря на сложность расчленения и идентификации протолитов, гранулито-гнейсовые комплексы являются важными источниками информации для решения вопросов стадийности магматических и метаморфических процессов и эволюции раннедокембрийской континентальной коры, что определяет актуальность их исследования.

Основой для реконструкции протолитов служит комплексный анализ породных ассоциаций, их петрогеохимический и изотопный состав, отражающий особенности коровых и мантийных источников и/или питающих провинций. Инертное поведение редкоземельных и ряда других редких и петрогенных элементов при гранулитовом метаморфизме, за исключением проявления мигматизации и частичного плавления, создает потенциальную возможность для детального изучения высокометаморфизованных пород с целью выяснения условий их образования. Для определения возраста и времени метаморфизма метамагматических пород, а также времени седиментации и типа пород в питающей провинции для метаосадков, ключевую роль играет изотопный и редкоэлементный анализ циркона. Для корректной интерпретации датируемых событий и выделения магматических и метаморфических генераций циркона изучается его внутреннее строение и характер зональности в сочетании с определением редкоэлементиого состава отдельных зон циркона, поскольку его состав чувствителен к магматическому и метаморфическому происхождению (Hoskin, Schaltegger, 2003).

Объектом исследования служили высокометаморфизованные породные ассоциации Иркутного блока Шарыжалгайского выступа фундамента Сибирского кратона. Актуальность исследования определяется необходимостью их расчленения и выяснения основных рубежей образования и метаморфизма. Согласно ранним представлениям все высокометаморфизованные породы региона имеют

архейский возраст (Петрова, Левицкий, 1984). Позднее было показано, что основные магматические и метаморфические события были связаны с раннепротерозойским этапом (Бибикова, 1989; Aftalion et al., 1991). Е.Б. Сальниковой с соавторами (2007) были выделены позднеархейские метагаббро и жильные гранитоиды. Однако, возраст большинства протолитов метаморфических пород оставался дискуссионным.

Цели и задачи работы. Целью работы являлось выяснение происхождения протолитов породных ассоциаций метаморфического комплекса Иркутного блока, обоснование времени их формирования и метаморфизма.

В задачи исследований входило:

1. Изучение петрографического состава и петрогеохимических характеристик метаморфических пород.

2. Определение Sm-Nd изотопных характеристик и реконструкция происхождения протолитов.

3. Анализ U-Pb изотопных и РЗЭ данных по циркону из пород реперных ассоциаций.

Фактический материал и методы исследований. Основанием для достижения поставленной цели послужили собственные материалы, собранные в ходе полевых исследований 2006 и 2008 гг., а также материалы, любезно предоставленные Туркиной О.М. и Ножкиным А.Д. Было проведено петрографическое исследование метаморфических пород (~ 200 шлифов), установлен их химический и изотопный состав в результате обработки анализов (~ 80 анализов петрогенных элементов, более 40 полных анализов редкоэлементного состава, 30 определений Sm-Nd изотопного состава). Изучен циркон из 6 образцов. U-Pb изотопное исследование выполнено для ~ 100 зерен циркона. Проведено определение содержания редких элементов для 43 и изотопного состава Hf для 8 зерен циркона. В работе использован широкий спектр методов аналитических исследований:

- Анализ пород на петрогенные компоненты проводился рентгенофлюоресцентным методом (спектрометры VRA-20R и ARL-9900-ХР, Аналитический центр ИГМ СО РАН, г. Новосибирск)

- Измерение естественной радиоактивности U, Th, К, гамма-спектрометрический метод (Аналитический центр ИГМ СО РАН, г. Новосибирск)

- Анализ пород на редкие элементы методом ICP-MS (ELEMENT, Аналитический центр ИГМ СО РАН, г. Новосибирск)

- Определение концентраций и изотопного состава Sm и Nd (Finningan МАТ-262, ГИ КНЦ РАН, г. Апатиты)

- U-Pb датирование цирконов (SHRIMP II, ЦИИ ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского, г. Санкт-Петербург)

- Изотопный состав Hf в цирконе (ThennoFinnigan Neptune, система лазерной абляции «New Wave DUV-193», ЦИИ ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского, г. Санкт-Петербург)

- Анализ редкоземельных и редких элементов в цирконе выполнен методом вторично-ионной масс-спектрометрии (ионного зонда) (Cameca IMS-4F, ЯФ ФТИАН, г. Ярославль)

Апробация работы. Результаты исследований докладывались на XVIII молодежной научной конференции (Санкт-Петербург, ИГГД РАН, СПбГУ, 2007), 5-м Всероссийском литологическом совещании

(Екатеринбург, 2008), на 4-й Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, ИГМ СО РАН, 2008), XXIII Всероссийской молодежной конференции «Строение литосферы и геодинамика» (Иркутск, ИЗК СО РАН, 2009), на 1-м международном конгрессе молодых ученых-геологов (Китай, Пекин, 2009), на 20-м Собрании международной минералогической ассоциации (Венгрия, Будапешт, 2010), на 7-м Международном симпозиуме «От Гондваны к Азии: эволюция Азии и ее континентальных окраин» (Китай, Циндао, 2010), 6-м Всероссийском литологическом совещании (Казань, 2011). По теме диссертации опубликовано 18 печатных работ, в том числе 5 статей в рецензируемых журналах, рекомендованных ВАК, и 13 статей в сборниках и материалах конференций. Автор принимал участие в качестве исполнителя исследований по проектам РФФИ (06-05-64572, 09-05-00382) и проекту ВМТК СО РАН (2010-2011 гг.).

Научная новизна. Установлена разновозрастность протолитов метамагматических и метаосадочиых пород. Для метамагматических пород определено время их формирования в неоархее (-2,7 млрд. лет) и два этапа метаморфизма: -2,55 и -1,88 млрд. лет. Минимальные значения возраста детритовых ядер и метаморфогенной генерации циркона из парагнейсов ограничивают время седиментации в интервале

1,87-1,95 млрд. лет.

Практическая значимость работы. Полученные характеристики пород и новые данные о возрасте могут быть использованы при составлении геологических карт, а методы исследования высокометаморфизованных пород - в учебном процессе при подготовке специалистов в области изотопной геохимии.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 6 глав, заключения, приложения и списка литературы и содержит 225 страниц текста, 109 рисунков и 24 таблицы. Список литературы включает 198 наименований.

Во введении определены цели, задачи работы и методы исследования, а также сформулированы защищаемые положения. В первой главе изложена методика изучения высокометаморфизованных пород. Особое внимание здесь уделено проблеме поведения элементов при гранулитовом метаморфизме и вопросам датирования метаморфических пород. Во второй главе рассмотрена история представлений о геологии юго-восточной части Шарыжалгайского выступа, а также современные геологические и геохронологические данные. В третьей главе приведены данные по минеральному и петрогеохимическим составу пород метаморфического комплекса Иркутного блока. В четвертой главе представлены результаты U-Pb изотопного датирования и изучения редкоэлементного состава циркона из пород метамагматической и метаосадочной ассоциаций. Пятая глава посвящена реконструкции протолитов орто- и парапород, а также оценке источников сноса терригенного материала. В шестой главе представлен обзор сведений о высокометаморфизованных осадочных породах Сибирского кратона (Ангаро-Канский блок Енисейского кряжа, Китойский блок Шарыжалгайского выступа, Анабарский и Алданский щиты), с целью выявления возрастных аналогов для парапород Иркутного блока. В заключении приведены основные результаты работы и полученные выводы.

Благодарности. Работа выполнена в лаборатории геодинамики и магматизма ИГМ СО РАН. Автор выражает глубокую признательность своему научному руководителю - д.г.-м.н. Туркиной О.М. Автор благодарит за неоценимую помощь в проведении исследований, подготовке и обсуждении работы сотрудников ИГМ СО РАН д.г.-м.н. Ножкина А.Д., д.г.-м.н. Летникову Е.Ф., д.г.-м.н. Сокол Э.В., к.г.-м.н. Сухорукова В.П., д.г.-м.н. Буслова М.М., к.г.-м.н. Каргополова С.А., сотрудников других институтов и организаций - Левина А.В., к.г.-м.н. Серова П.А.; за помощь в исследовании циркона к.г.-м.н. Бережную

Н.Г., Лепехину Е.Н., Преснякова С.Л., Симакина С.Г., а также всех коллег и друзей, поддерживавших выполнение работы.

ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ

Шарыжалгайский выступ фундамента принадлежит южному обнаженному окончанию Тунгусской провинции Сибирского кратона (Rosen et al., 1994). Структура Шарыжалгайского выступа была сформирована в результате коллизии блоков архейской континентальной коры в позднем палеопротерозое, что фиксируется становлением гранитоидов с возрастом 1,90-1,85 млрд. лет во всех его блоках (Бибикова, 1989; Aftalion et al., 1991; Донская и др., 2002). В Иркутном блоке неоархейский этап метаморфизма (-2,55 млрд. лет) был установлен по жильным гранитоидам (Сальникова и др., 2007). Время образования магматического протолита двупроксенового гранулита андезитового состава составляет -3,4 млрд. лет (Poller et al., 2005). Время образования габбро, метаморфизованного в гранулитовой фации, оценивается -2,65 млрд. лет (Сальникова и др., 2007).

Структура Иркутного блока Шарыжалгайского выступа (рис.1) определяется сочетанием доминирующих гранита- и/или чарнокитогнейсовых куполов и межкупольных зон, сложенных высокометаморфизованными породами (Грабкин, Мельников, 1980). Смятые в изоклинальные складки породы межкупольных зон представляют собой фрагменты более древних ассоциаций, выделяемых в шарыжалгайский метаморфический комплекс. Во внутрикупольных зонах метаморфические породы образуют реликты видимого размера от десятков сантиметров до первых десятков метров. На основании особенностей строения разреза и реконструкции природы метаморфических пород в строении метаморфического комплекса выделяется две породные ассоциации: метамагматическая и

метаосадочная (Петрова. Левицкий, 1984; Ножкин, Туркина, 1993). Первое защищаемое положение: Двупироксеновые и амфибол-

клинопироксеновые кристаллосланцы, биотитовые и

гиперстеновые гнейсы метаморфического комплекса Иркутного блока Шарыжалгайского выступа по составу сопоставимы с магматическими породами субдукциониых обстановок. Изотопные характеристики свидетельствуют о формировании магматических протолитов кристаллосланцев преимущественно из деплетированного мантийного, а ортогнейсов — древнего корового источников. Магматические протолиты кристаллосланцев и

ортогнейсов были образованы 2,66 и 2,71 млрд. лет, соответственно, и испытали двухкратный высокотемпературный метаморфизм ~2,55 и -1,88 млрд. лет назад.

Метамагматическая ассоциация представлена двупироксеновыми и амфибол-пироксеновыми основными кристаллосланцами, гиперстенсодержащ1ми биотитовыми, реже амфибол-биотитовыми гнейсами, которые как чередуются между собой, так и слагают самостоятельные фрагменты разреза. Кристаллосланцы часто образуют реликты видимого размера до нескольких метров среди гранитоидов купольных структур.

Доминирующими среди кристаллосланцев метамагматической ассоциации являются умереннотитанистые разности (Ti02= 1,06-2,20 %; Р205=0,09-0,26%), отвечающие по составу базальтам нормальной щелочности и принадлежащие к толеитовой серии. Они обогащены Th, высокозарядными элементами и легкими РЗЭ (La/Sm)n=l,7-2,8) (рис.2,а). На мультиэлементных спектрах отчетливо проявлен Nb минимум (Nb/Nb*=0,2-1,0), отношение Th/Lapm (0,3-1,0) преимущетвенно ниже примитивно мантийного (рис.2,б). По своим редкоэлементным характеристикам метабазиты сходны с субдукционными вулканитами, обогащенными крупноионными литофильными элементами (LILE), Th, легкими РЗЭ и отчетливо обедненными Nb (Урманцева, 2009). Относительное обеднение Nb может объясняться образованием из деплетировнаного мантийного источника, который обогащен LIL-элементами, Th и легкими лантаноидами за счет субдукционного компонента, представленного флюидной фазой и/или субдуцированными осадками (White, 1998).

Гиперстен-биотитовые гнейсы андезитового состава по содержанию петрогенных компонентов сопоставимы как с вулканическими породами близкой кремнекислотности, так и с терригенными осадками. Высокие содержания в них MgO и ТЮ2, повышенные значения фемического и натриевого модулей (Юдович, Кетрис, 2000) (ФМ>0,15, НМ>0,20), сходство спектров распределения РЗЭ (La/Yb),,=5,2-11,4) с таковым позднеархейских и раннепротерозойских граувакк ((La/Yb)n=l 1,3 и 10,8, соответственно, (Condie, 1993)) могут указывать на их вулканогенно-осадочное происхождение. Вместе с тем, характер спектров распределения РЗЭ гнейсов среднего состава (рис.2,в) схож со спектром архейских андезитов AI зеленокаменных поясов ((La/Yb)n=7,2, (La''Sm)n=2,0, (Конди, 1983)), являющихся аналогами современных островодужных вулканитов, и свидетельствует в пользу магматического происхождения их протолитов. Особенности распределения петрогенных и редких элементов в гнейсах кислого состава, включающие пониженное

отношение K20/Na20 (0,4-1,1), высокие отношения (La/Yb)n (15-29) (рис.2,г) и Sr/'Y (11-44) свидетельствуют о сходстве их протолитов с породами архейских тоналит-трондьемит-гранодиоритовых комплексов. Оба типа пород имеют слабые европиевые аномалии (Eu/Eu*=0,7-1,2). Таким образом, протолиты гнейсов первого типа могут быть представлены вулканитами или вулканомиктовыми граувакками, а второго - имеют магматическое происхождение.

Высокотемпературный метаморфизм исходных пород сопровождался выносом Rb и U, о чем свидетельствуют повышенные K/Rb и Th/U отношения, установленные для кристаллосланцев и гнейсов, в сравнении с магматическими породами близкой кремнекислотности. Практически все разновидности метабазитов характеризуются повышенными величинами La/Th, превышающими таковое в магматических породах основного состава и свидетельствующими о возможной деплетированности их торием.

По особенностям распределения петрогенных и редких элементов высокометаморфизованные породы метамагматической ассоциации Иркутного блока сопоставляются с толеитовыми базальтами и породами андезит-дацит-риодацитового ряда, т.е. с вулканическим ассоциациям, которые широко распространены в фанерозойских субдукционных обстановках. Ортогнейсы кислого состава обнаруживают сходство как с породами архейских ТТГ комплексов, так и с фанерозойскими высококремнистыми адакитами, формирование которых трактуется в рамках моделей субдукционного магматизма (Martin, 1999). Если гнейсы среднего состава являются ортопородами, то их протолиты (магматические породы андезитового состава) довольно хорошо вписываются в предполагаемую концепцию образования всей совокупности рассматриваемых пород в субдукционных обстановках. Если протолитами гнейсов служили вулканомиктовые граувакки, то это тоже не противоречит существованию субдукционных обстановок, типичными для которых являются такие осадочные отложения.

По изотопным данным магматические протолиты были сформированы из разных источников. Величины с.\а(Г) для метабазитов (от +3,9 до -0,2) указывают на образование из деплетированного мантийного источника (рис.З). Снижение значений eNd относительно позднеархейской деплетированной мантии связано с вкладом субдуцированных осадков в область источника и/или контаминацией древним коровым материалом в процессе транспортировки расплава. Для оргогнейсов дацит-риодацитового состава величины eNd (от -4,8 до

+1,3) указывают на смешение материала из древнего корового и неоархейского ювенильного источника, по изотопным параметрам олизкого к кристаллосланцам. Палеоархейская кора Иркутного блока представлена единичными выходами гиперстеновых гнейсов с возрастом магматических ядер циркона -3,4 млрд.лет, испытавших метаморфизм -3,0 и 1,85 млрд. лет назад (Poller et al., 2005; Туркина и др., 2011). Распространение древней коры в Иркутном блоке трассируется доминирующими в разрезе ортогнейсами с модельным Nd возрастом (2,9-3,3 млрд. лет).

Для определения времени образования и метаморфизма пород метамагматогенной ассоциации был изучен циркон из биотитовых ортогнейсов и амфибол-клинопироксеновых кристаллосланцев.

Циркон из пробы биотитовых гнейсов риодацитового состава имеет призматическую форму, демонстрирует осцилляторную зональность в катодолюминесцентном изображении (КЛ) и величины Th/U (0,13-0,56) в центральных частях зерен, характерные для магматических цирконов. Краевые более темные в KJI зоны характеризуется высокими концентрациями U (1825-3252 ррш) и низкими Th=54-139 ppm. Для участков зерен с разными концентрациями U были получены сопоставимые значения средневзвешанных 207РЬ/206РЬ возрастов (2706±6,5 млн. лет и 2706+7,1 млн. лет, для низкоурановых и высокоурановых, соответственно). Повышенные концентрации урана в краевых зонах, вероятно, связаны с переработкой под действием флюида или увеличением содержания U в процессе роста циркона. Возраст по верхнему пересечению дискордии для всех точек составляет 2706+5 млн. лет (рис.4,а) и отвечает времени кристаллизации магматического протолита биотитовых гнейсов.

На основании внутреннего строения, редкоэлементного и изотопного состава в кристаллосланцах выделены три разновозрастные генерации циркона: ядра магматического происхождения,

метаморфогенные оболочки и многоплоскостные «гранулитовые» кристаллы (Туркина и др., 2009). Спектры распределения РЗЭ в ядрах обнаруживают обогащение в области тяжелых РЗЭ ((Lu/Gd)n=T3-30), отчетливо проявленные аномалии по Се и Ей (Се/Се*=19-187, Eu/Eu*=0,12-0,57), высокие содержания Y (930-1260 ppm), что характерно для магматических цирконов (Hoskin, Schaltegger, 2003) (рис. 5). По сравнению с ядрами оболочки отчетливо обеднены Y (115-278 ppm), РЗЭ, имеют слабо выраженный Се максимум (Се/Се*=5-7), более пологое распределение тяжелых РЗЭ ((Lu/Gd)n=3,7-4,2) и крайне низкое

Th/U (<0,1), типичные для цирконов из высокометаморфизованных пород. Тенденция к обеднению РЗЭ сохраняется и для многоплоскостных кристаллов циркона, которые характеризуются пологим спектром в области тяжелых лантаноидов ((Lu/Gd)„=6,l-11,1), слабовыраженным минимумом по Eu (Eu/Eu*=0,67-0,80) и крайне низкими содержаниями Y (72-123 ppm) и Th (14-39 ppm).

Возраст магматического протолита кристаллосланцев, установленный по ядрам циркона, составляет 2662±1б млн. лет (рис. 4,6). Время раннего метаморфического этапа по оболочкам циркона оценивается 254918 млн. лет, что совпадает в пределах ошибки с возрастом (2567±6 млн. лет) метаморфогенного циркона в другой пробе кристаллосланцев (Туркина, Урманцева, Бережная, 2009). С палеопротерозойским этапом метаморфизма связано формирование многоплоскостных кристаллов циркона с возрастом 1880139 млн. лет. Второе защищаемое положение: Гранат- н гиперстен-биотитовые, кордиеритсодержащне гнейсы и кальцпфнры Иркутного блока были сформированы в результате гранулитового метаморфизма терригенных (от граувакков до глинистых пород) и силикатнокарбонатных осадков. Наличие Ей минимума отличает метаосадочные породы от ортогнейсов и свидетельствует о присутствии в области сноса гранитоидов - продуктов внутрикорового плавления.

Породы метаосадочной части разреза шарыжалгайского метаморфического комплекса представлены гранат-биотитовыми, гиперстен-биотитовыми и более редкими высокоглиноземистыми гнейсами, слагающими самостоятельные участки разреза в пределах более широких межкупольных зон, где они встречаются совместно с мраморами и калъцифирами.

Положение точек составов кордиеритсодержащих, гранат- и гиперстен-биотитовых гнейсов метаморфического комплекса преимущественно в области парапород на диаграмме в координатах P205/Ti02-Mg0/Ca0 (Werner, 1987), а также отрицательные значения функции Д.Шоу (Show, 1972) (-11,48 ... -0,27) указывают на их метаосадочную природу. Кордиеритсодержащне гнейсы демонстрируют повышенные содержания А1203 (16,1-21,9 мас.%) и в совокупности с гранат- и гиперстен-биотитовыми характеризуются более крутым трендом снижения А1203 с ростом SiOj, нежели гиперстенсодержащие ортогнейсы. Для парагнейсов отмечается повышение содержания ТЮ2 с увеличением А1203, тогда как гиперстенсодержащие гнейсы имеют

низкие концентрации ТЮ2 (0,3-0,9 мас.%) и не обнаруживают связи в содержаниях этих инертных в условиях выветривания компонентов. Указанные особенности в составе позволяют интерпретировать гранат-биотитовые, гиперстен-биотитовые и кордиеритсодержащие гнейсы как парапороды (Туркина, Урманцева, 2009).

Использование разнообразных петрохимических систематик и анализ нормативного минерального состава проголита (MINLITH, Розен и др., 2000) показывают, что гранат-биотитовые и гиперстен-биотитовые гнейсы соответствуют грауваккам, тогда как кордиеритсодержащие - глинистым породам (рис. 6). Таким образом можно заключить, что протолиты изученных гнейсов соответствуют ряду терригенных пород различной степени зрелости - от граувакк до пелитов (Урманцева, 2008). Это подтверждается ростом индекса химического выветривания CIW (Hamois, 1988) (от 54-79 до 64-94) и отношения Al203/Si02 (от 0,17-0,27 до 0,28-0,41), отражающих как степень химического выветривания пород в области сноса, так и дифференциацию терригенного материала при транспортировке осадка.

Основные породообразующие минералы известково-силикатных пород представлены кальцитом, доломитом, оливином, диопсидом, флогопитом. Содержание Si02 варьирует от 15,3 до 21,5 мае. %, MgO от

14,9 до 28,1 мас.%. Повышенные содержания CaO (CaO/MgO>l,43) в большинстве изученных пород коррелирует с высокими концентрациями в них Sr (158-237 ppm), тогда как в кальцифирах с CaO/MgO<l количество Sr=80-108 ppm. Анализ нормативного минерального состава силикатно-карбонатных пород (кальцифиров) показал, что по своим петрохимическим характеристикам их протолиты соответствуют ряду пород от известняков и доломитов (в зависимости от соотношений CaO/MgO) до мергелей (Urmantseva, Turkina, 2010). Терригенная компонента по составу отвечает преимущественно песчаникам и ваккам и сопоставима с составом протолитов парагнейсов.

В сравнении со средним архейским аргиллитом (AS -(La/Sm)n=3,l) (Тейлор, Мак-Леннан, 1988) для гранат- и гиперстен-биотитовых ((La/Sm)n=2,8-4,9) и кордиеритсодержащих ((La/Sm)n=2,8-4,5) гнейсов установлено обогащение легкими РЗЭ (рис.7,а). Характерной особенностью гнейсов является наличие отрицательной европиевой аномалии (Eu/Eu*=0,4-0,9), которая отсутствует (Eu/Eu*=l) (Тейлор, Мак-Леннан, 1988) или слабо проявлена (Eu/Eu*=0,73) (Condie, 1993) в архейских глинистых сланцах. По величине европиевого минимума изученные породы близки к постархейским глинистым

сланцам (PAAS - Eu/Eu*=0,66) (Тейлор, Мак-Леннан, 1988) и протерозойским фауваккам (Eu/Eu*=0,73) (Condie, 1993). Следует напомнить, что для гиперстенсодержащих ортогнейсов Иркутного блока европиевая аномалия (Eu/Eu*=0,7-1,2) проявлена слабо. Для силикатнокарбонатных пород характерно однотипное фракционированное распределение РЗЭ с обогащением легкими лантаноидами относительно тяжелых ((La/Yb)n=35,1-116,5, (La/Sm)n=6,6-12,2) и с отчетливо

выраженной европиевой аномалией (Eu/Eu*=0,4-0,6) (рис.7,б). Спектры распределения рассматриваемых кальцифиров отличаются от таковых «чистых» карбонатных пород, имеющих пологонаклонную кривую ((La/Yb)n=5,7-9,5) с небольшим обогащением легкими РЗЭ относительно тяжелых (Летникова, 2003). Повышенные содержания легких лантаноидов и отчетливо проявленная Ей аномалия в изученных породах могут быть связаны с наследованием их от глинистой компоненты в составе исходных терригенно-карбонатных пород (Urmantseva, Turkina, 2010).

Независимо от состава все парагнейсы характеризуются TNd(DM)=2,4-3,1 млрд. лет (Urmantseva, Turkina, 2009). В совокупности с близкими величинами TNd(DM) (2,4-2,7 млрд. лет) для кальцифиров эти параметры свидетельствуют о присутствие как архейских, так и палеопротерозойских пород в источнике сноса терригенного материала. На наличие в области эрозии позднеархейских пород указывают и величины модельного Hf возраста циркона из кальцифиров (THf{DM-2st)=2,5-3,0 млрд. лет). Гиперстенсодержащие ортогнейсы Иркутного блока характеризуются архейскими значениями TNd(DM)=2,9-3,6 млрд. лег, которые лишь частично перекрываются с TNJ(DM) для парапород (рис.З). Исходя из «молодых» значений TNd(DM) для парапород следует предполагать наличие в области эрозии и протерозойской ювенильной коры, вносящей свой вклад в образование осадков.

Отчетливо выраженный Ей минимум парагнейсов и силикатнокарбонатных пород отражает участие в формировании осадков кислых пород. Осадки, образованные за счет размыва гранитоидного материала, характеризуются Eu/Eu* в диапазоне 0,32-0,83 (Cullers, 2000). Величина Eu/Eu* имеет близкие значения в гранат- и гиперстен-биотитовых (0,460,89) и кордиеритсодержащих (0,38-0,85) гнейсах. В то же время в ортогнейсах среднего и кислого составов европиевая аномалия небольшая (Eu/Eu*=0,7-1,2 и Eu/Eu*=0,8-1,0, соответственно). Следовательно, в составе питающей провинции для исследованных метаосадков должен был присутствовать более дифференцированный

гранитоидный источник с отчетливо проявленным европиевым минимумом. Обеднение европием характерно для кислых пород, образованных в результате внутрикорового плавления, когда плагиоклаз, будучи реститовой фазой, вызывает дефицит Ей в отделяющемся расплаве (Тейлор, МакЛеннан, 1988). Гранулитовый метаморфизм магматических ассоциаций Иркутного блока произошел в конце неоархея (-2,55 млрд. лет) и завершился формированием калиевых гранитоидов (-2,56 млрд. лет) (Сальникова и др., 2007). Поскольку осадконакопление началось не ранее 2,4 млрд. лет, имел место существенный перерыв между субдукционным магматизмом и терригенной седиментацией. Накоплению терригенных осадков предшествовали высокотемпературный метаморфизм ранее сформированных магматических ассоциаций, дифференциация коры в результате внутрикорового плавления с образованием неоархейских гранитов, а также рост ювенильной палеопротерозойской коры (Туркина, Урманцева, 2009).

Третье защищаемое положение: В парагнейсах детритовые ядра циркона с реликтами осцилляторной зональности характеризуются типичным для магматического циркона распределением РЗЭ, тогда как многоплоскостные кристаллы и незональные оболочки, образованные при метаморфизме, отчетливо обеднены тяжелыми РЗЭ и имеют пониженное (Lu/Gd)n. Диапазон модельных Nd возрастов (2,4-3,1 млрд. лет) парагнейсов и возраста детритовых ядер цирконов (>2,7; ~2,3 и 1,95-2,0 млрд. лет) свидетельствуют о наличии как архейских, так и палеопротерозойских пород в питающей провинции. Время седиментации ограничено интервалом

1,87-1,95 млрд. лет.

Морфологически в кордиеритсодержащем и гиперстен-биотитовом гнейсах, использованных для U-Pb датирования, выделяются два типа циркона: (1) округлые сложноограненные многоплоскостные, (2) призматические до округлых, со сглаженными вершинами и ребрами кристаллы. В KJ1 зерна состоят из ядер, представляющих собой обломки различной формы, что указывает на их детритовую природу, темных оболочек и тонких более светлых кайм (Urmantseva, Turkina, 2009).

В пробе кордиеритсодержащего гнейса наиболее древними являются светлые в КЛ ядра, имеющие форму обломков и только в единичных случаях сохраняющие слабовыраженную зональность. Все ядра при варьирующих концентрациях U(67-372 ppm) и Th (34-239 ppm)

характеризуются типичным для магматических цирконов Th/U (0,300,75). Возраст этих ядер по верхнему пересечению дискордии составляет 2339±19 млн. лет (рис.8,а). Один из реликтов перекристаллизованного ядра характеризуется высокой степенью дискордантности и возрастным значением 2664±250 млн. лет. Возраст темных и светлых в KJI ядер со следами зональности с высоким отношением Th/U (0,36-0,80) по верхнему пересечению дискордии с конкордией составляет 1966±21 млн. лет (рис.8,6). Возраст оболочек и многоплоскостных цирконов, реже темных незональных ядер в субизометричных кристаллах по верхнему пересечению дискордии составляет 1848±12 млн. лет (рис.8,в). Эта генерация циркона отличается большим диапазоном концентраций U (283-1202 ppm), низким содержанием Th (4-124 ppm) и пониженным Th/U (0,01-0,40).

Наиболее древним в образце гиперстен-биотитового гнейса является темное ядро с извилистыми очертаниями и возрастом 2751±190 млн. лет. Для ядра неправильной формы с реликтами осцилляторной зональности установлен субконкордантный возраст 2283±21 млн. лет. Оба ядра, судя по их округлой форме, имеют детритовую природу. Четыре ядра неправильной формы из призматических кристаллов циркона с широким диапазоном отношения Th/U=0,01-0,53, указывающим на их частичную перекристаллизацию в результате метаморфизма, характеризуются конкордантным возрастом 1997±18 млн. лет. Ядра неправильной, отчетливо обломочной формы, как с реликтами магматической зональности, так и слабозональные темные в KJI, с высоким отношением Th/U (0,24-1,1), имеют возраст по верхнему пересечению дискордии с конкордией 1953±11 млн. лет. Конкордантный возраст, полученный по черным в KJI оболочкам коричневых и розовых цирконов с пониженным Th/U (0,01-0,6), свидетельствующим в пользу их метаморфогенного происхождения, составляет 1862±10 млн. лет.

Детритовые ядра циркона из обеих проб с возрастом 2,0-1,95 млрд. лет имеют высокие концентрации тяжелых лантаноидов (Yb„=736-3098, (Lu/Gd)n=l 3,1-25,5) и Y (921-2215 ppm) и по своим редкоэлементным характеристикам сопоставимы с магматическими цирконами (Urmantseva, Turkina, 2009) (рис.9,а). Более древние ядра циркона из кордиеритсодержащего гнейса отличаются повышенными содержаниями легких РЗЭ ((Sm/La)n= 1,9-44,1), что можно объяснить переработкой при метаморфизме под действием флюида (Hoskin, 2005).

Оболочки циркона и многоплоскостные «гранулитовые» зерна из обеих проб характеризуются варьирующими концентрациями тяжелых

РЗЭ (рис.9,6). В кордиеритсодержащем гнейсе с обильным гранатом отчетливое обеднение оболочек циркона и «плоский» спектр в области тяжелых РЗЭ (Yb„=32-252, (Lu/Gd)n=0,8-5,4) связаны с конкурирующим ростом граната, концентрирующего эти элементы (Rubatto, 2002). Напротив, в гиперстен-биотитовом гнейсе оболочки обеднены всеми РЗЭ, и в большинстве случаев уменьшение концентраций тяжелых РЗЭ не сопровождается снижением (Lu/Gd)n (11-86), что характерно для цирконов, сформированных в условиях гранулитовой фации метаморфизма (Федотова и др., 2008; Hoskin, Black, 2000; Kelly, Harley, 2005). Обеднение тяжелыми РЗЭ сопровождается увеличением содержания Hf (7850-10330 ppm) в сравнении с ядрами (Hf=6480-6778 ppm), поскольку Hf имеет меньшее отличие по радиусу от Zr, чем тяжелые РЗЭ. Увеличение размера европиевого минимума в большинстве метаморфогенных оболочек характерно для цирконов, подвергавшихся воздействию флюида (Hoskin, 2005), на что также указывают более высокие содержания в них U.

Обломочная форма ядер циркона с возрастом ~2,7 и -2,3 млрд. лет свидетельствует об их детритовой природе, тогда наличие в них реликтов осцилляторной зональности, величины Th/U отношения, спектры распределения РЗЭ с высоким (Lu/Gd)n и отчетливыми аномалиями по Се и Ей указывают на их магматический генезис и на присутствие в области эрозии неоархейских и палеопротерозойских магматических пород. Магматическая природа детритовых ядер палеопротерозойского возраста доказывается сохранностью в них тонкозональной внутренней структуры и спектрами распределения РЗЭ, характерными для магматических цирконов. Диапазон субконкордантных возрастных значений от 2,0 до

1,9 млрд. для преобладающих ядер циркона может объясняться неполной перекристаллизацией более древних зерен циркона и/или формированием нескольких его генераций в результате высокотемпературного метаморфизма и частичного плавления (Harley et al., 2007). Для образца кордиеритсодержащего гнейса наиболее вероятной оценкой возраста позднепалеопротерозойских детритовых цирконов является -1,97 млрд. лет, при условии, что более «молодые» возраста ядер являются следствием их частичной перекристаллизации при метаморфизме. Для образца гиперстен-биотитового гнейса лучшей оценкой минимального возраста детритовых цирконов является интервал -1,95-2,0 млрд. лет, отвечающий ядрам с осцилляторной зональностью. Таким образом, для рассмотренных образцов парагнейсов возраст наиболее молодых детритовых ядер циркона составляет 1,95-2,0 млрд.

лет. Оболочки и многоплоскостные кристаллы циркона по своим характеристикам сопоставимы с цирконами метаморфогенного происхождения, и их возраст (1,85-1,86 млрд. лет) отвечает времени метаморфизма исходных осадочных пород.

Подавляющее большинство зерен циркона из кальцифнров имеют темные в КЛ центральные части и светлые каймы различной мощности. Для темных в KJI зерен характерны высокие концентрации U (1056-2336 ррш), умеренные до высоких Th (210-672 ppm) и величины Th/U=0,16-0,49. В отличие от них, светлые каемки обладают пониженным содержанием U (224-485 ppm) и Th (68-196 ppm) и более широким диапазоном величин Th/U (0,15-0,83). Редкие светлые в KJI ядра имеют крайне низкие содержания Th (1-103 ppm) и U (47-55 ppm). Циркон из кальцифиров по особенностям распределения РЗЭ (EREE=24-233, Ybn=23-302, (Lu/Gd)n (3,0-14,5), Се/Се*=2,2-67,4, Eu/Eu*=0,44-0,69) и величинам Th/U отношения сопоставим с метаморфогенными цирконами (Urmantseva, Turkina, 2010). Возраст, полученный как для темных и светлых ядер, так и для кайм составляет -1,87 млрд. лет и сопоставляется с возрастом бадделеита из апокарбонатных метасоматитов 1865±4 млн. лет (Сальникова и др., 2007) и временем метаморфизма терригенных пород (1,85-1,86 млрд. лет).

Таким образом, минимальные значения возраста детритовых ядер (1,95-2,0 млрд. лет) и метаморфогенной генерации циркона из парагнейсов (1,85-1,86 млрд. лет) и силикатно-карбонатных пород (-1,87 млрд. лет) ограничивают время седиментации в интервале 1,87-1,95 млрд. лет.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Кристаллосланцы метаморфического комплекса Иркутного блока по составу сопоставимы с базальтами субдукционных обстановок. Гиперстенсодержащие гнейсы по распределению петрогенных элементов соответствуют магматическим породам среднего и кислого состава. Протолиты гнейсов первого типа могли быть представлены андезитами или вулканомиктовыми граувакками, а второго -гранитоидами архейских ТТГ комплексов. Гранат-биотитовые, гпперстен-биотитовые и высокоглиноземистые гнейсы Иркутного блока были сформированы в результате гранулитового метаморфизма терригенных пород (граувакк и глинистых пород). Парагнейсы характеризуются отчетливо проявленным европиевым минимумом

(Eu/Eu*=0,4-0,9), что отражает участие в формировании терригенного материала продуктов внутрикорового плавления - калиевых гранитов.

Анализ U-Pb изотопных данных по породным ассоциациям Иркутного гранулито-гнейсового блока Шарыжалгайского выступа позволил выделить основные магматические и метаморфические события в формировании коры рассматриваемой части Сибирского кратона.

Наиболее ранний палеоархейский этап формирования коры отражает становление протолитов гиперстеновых гнейсов с возрастом -3,4 млрд. лет (Туркина и др., 2011; Poller et al., 2005). Неоархейский этап отражает становление протолитов ортогнейсов кислого состава (-2,70 млрд. лет) и умереннотитанистых кристаллосланцев (-2,66 млрд. лет).

Для метамагматических пород Иркутного блока были установлены процессы мезо- и неоархейского метаморфизма -3,04 и 2,55 млрд. лет. Палеопротерозойский этап метаморфизма (1,85-1,87 млрд. лет) установлен для всех типов пород, слагающих метаморфический комплекс Иркутного блока.

Основные публикации по теме диссертации:

Статьи в рецензируемых журналах, рекомендованных ВАК

Туркина О.М., Урманцева JI.H. Метатерригенные породы Иркутного гранулитогнейсового блока как индикаторы эволюции раннедокембрийекой коры // Литология и полезн. ископаемые. - 2009. - № 1. - С. 49-64.

Туркина О.М., Бережная Н.Г., Урманцева JI.H., Падерин И.П., Скублов С.Г. U-Pb изотопный и редкоземельный состав циркона из пироксеиовых кристаллосланцев Иркутного блока (Шарыжалгайский выступ): Свидетельство неоархейских магматических и метаморфических событий // Докл. АН. - 2009. -Т. 429. - № 4. - С. 527-533.

Urmantseva L., Turkina О. Paleoproterozoic, High-Metamorphic, Metasedimentary Units of Siberian Craton // Acta Geologica Sinica (Eng.Edition). -2009.-V. 83.-N. 5. -P. 875-883.

Туркина O.M., Урманцева JI.H., Бережная Н.Г., Пресняков C.JI. Палеопротерозойский возраст протолитов метатерригенных пород восточной части Иркутного гранулитогнейсового блока (Шарыжалгайский выступ Сибирского кратона) // Стратиграфия. Геол. корреляция. - 2010. - Т. 18. - № 1. -С. 18-33.

Туркина О.М., Урманцева Л.Н., Бережная Н.Г., Скублов С.Г. Формирование и мезоархейский метаморфизм гиперстеновых гнейсов в Иркутном гранулитогнейсовом блоке (Шарыжалгайский выступ Сибирского кратона) //Геология и геофизика. - 2011. - Т. 52. - № 1. - С. 122-137.

ис. 2. Распределение РЗЭ (а) и мультиэлементные спектры (б)для умереннотитанистых кристаллосланцев. Для сравнения показан спектр толеитов ТН2 рхейских ЗКП (Конди, 1983). Спектры распределения для ортогнейсов: (в) - андезитового состава; (г) - дацит-риодацитового состава. Для сравнения [оказаны спектры: AS - средний архейский аргиллит (Тейлор, Мак-Леннан, 1988); А1 - андезиты зеленокаменных поясов (Конди, 1983); TTG - породы рналит-трондьемит-гранодиоритового ряда (Martin, 1994). Здесь и далее: состав хондрита по (Boynton, 1984), состав PM по (Sun, McDonough, 1989)

Обр. 279-84

Пересечения 2662±16 и О млн. лет СКВО~2.4

с.ш.

Ь. 1. Геологическая схема Иркутного блока Шарыжалгайского выступа. Составлено на основе геологических карт М 1:200 ООО.

I четвертичные отложения; 2 - юрские осадочные отложения; 3 - шарыжалгайская серия (нерасчлененная); шарыжалгайская серия: 4 - гранат-биотитовые, крстен-биотитовые, кордиеритсодержащие гнейсы, мраморы, кальцифиры, 5 - гиперстерсодержащие и биотитовые гнейсы, двупироксеновые и амфибол-роксеновые кристаллосланцы; 6 - раннедокембрийские базиты; 7 - раннедокембрийские гранитоиды (нерасчлененные); 8 - разрывные нарушения; 9 - линия 'угобайкальской железной дороги (КБЖД); 10 - места отбора датированных проб: 279-84 - кристаллосланец; 11 -08, 77-84 - ортогнейсы; 28-84 - гиперстен-[угитовый гнейс; 118-87 - кордиеритсодержащий гнейс; 213-84,215-84 - кальцифиры.

врезке. Структура Шарыжалгайского выступа. Блоки: I - Булунский, II - Онотский, III - Китайский, IV - Иркутный.

| ПРИЛОЖЕНИЕ

52°00 с.ш.

1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 3400 3600

Т. млн. лет

ис.З. Диаграмма eNd - Т для метаморфических пород Іарьіжалгайского выступа. I - ортогнейсы; 2 - кристаллосланцы; 3 -ірагнейсьі.

Рис. 4. Диаграмма с конкордией для цирконов из биотитового гнейса (обр. 11-08) (а) и кристаллосланца (обр. 279-84) (б). Места отбора проб показаны на рис. ).

13.0 13.4 13.8 14.2

^Pbr'V

Рис.5. Распределение редкоземельных элементов в цирконах из кристаллосланца (обр. 279-84).

р

Рис. 6. Диаграмма полевошпатовый (Р) - пелитовый (Р) - кварцевый (О) нормативные компоненты (РеИцоЬп й а1., 1972) для протолитов парагнейсов. 1 - гранат- и гиперстен-биотитовые, 2 -кордиеритсодержащие гнейсы.

я

о. 100

0,1 -і----1---------1--------------,----,----,----,----,----,----,----,-

Ьа Се Рг N(1 Бш Ей Ос! ТЬ Оу Но Ег Тт УЬ Ьи

Рис. 7. Распределение РЗЭ в (а) гранат-биотитовых, гиперстен-биотитовых гнейсах и высокоглиноземистых гнейсах; (б) кальцифирах. Для сравнения показаны спектры РЗЭ среднего архейского аргиллита (АЭ) и постархейского глинистого сланца (РАА5) (Тейлор, Мак-Леннан,

1988). субплатформенных карбонатных отложений иркутной свиты (И) и байкальской серии (Б) (Летникова, 2003).

214-84 25-08

213-84 _4_25а-08 23-08

РААБ

23а-08------Б

-----И

24-08

Пересечения 2339+19 и 0 млн. лет СКВО= 1.9

5.6 6,0 6.4

:"'рь/;"и

0,375

0,365

0,355

Э

^ 0,345 о и

0.335

0,325

0.31

Оболочки и “гранулитовые” цирконы: 7 точек '

Пересечения 1848±12 и 0 млн. лет СКВО = 0.73 і---1____1____и-. J .

5,2 5,4

-"’рь/:,5и

Рис. 8. Диафаммы с конкордией для цирконо*! из кордиеритсодержащего гнейса (обр. ! 18-87). а - ядра с возрастом >2,2 млрд. лет, в - ядра с возрастом 1.9-2,0 млрд. лет, г - метаморфогенные каймы и сложноограненные «гранулитовые» зерна. Место отбора пробы показано на рис. 1.

10000

юооо

1000

Ё. ю

5

Рис. 9. Распределение РЗЭ в цирконах из парагнейсов: (а) детритовые ядра. Контуром выделены ядра с возрастом 3=2,3 млрд. лет. (б) метаморфогенные оболочки и «гранулитовые» цирконы. 1 - кордиеритсодержащий гнейс, 2 - гипертсен-биотитовый гнейс

Материалы и тезисы совещаний и конференций

Урманцева Л.Н. Состав и реконструкция протолитов метаоеадочных пород Иркутного блока (Шарыжалгайский выступ) // Актуальные проблемы геологии докембрия, геофизики и геоэкологии. Материалы XVIII молодежной научной конференции. - СПб., 2007. - С. 106-108.

Урманцева Л.Н. Состав и реконструкция протолитов метаоеадочных толщ Иркутного блока (Шарыжалгайский выступ) // Материалы 5-го Всероссийского литологического совещания. - Екатеринбург, 2008. - С. 335-337.

Урманцева Л.Н. Палеопротерозойский возраст метатерригенных пород Иркутного блока (Шарыжалгайский выступ Сибирского кратона) U-Pb и Stn-Nd данные // Тезисы докладов Четвертой Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле. - Новосибирск, 2008. - С. 263-265.

Урманцева Л.Н. Геохимия н условия образования основных кристаллосланцев Иркутного блока (Шарыжалгайский выступ) // Материалы ХХШ Всероссийской молодежной конференции. Иркутск, 2009. С. 198-199.

Туркина О.М., Урманцева Л.Н., Бережная Н.Г. Неоархейские метавулканиты и гранитоиды - иидикаторы эволюции юго-западной окраины Сибирского кратона в позднем архее // Тезисы докладов Международной научно-практической конференции «Стратиграфия, геохронология и корреляция нижнедокембрийских породных комплексов фундамента Восточно-Европейской платформы. - Киев, 2010. - С. 229-232.

Urmantseva L.N., Turkina О.М. Origin of Palaeoproterozoic bigb-metamorphic matacarbonate rocks (calciphyres) of the Irkut block (Sharyzhalgai Uplift, Siberian Craton) // Acta Mineralogica-Petrographica (Abstract Series). -Budapest, 2010.-P. 452.

Urmantseva L. Metasedinientary Rocks of Angara-Kan Block (Yenisey Ridge) as Indicators of Paleoproterozoic Passive Margin of the Siberian Craton // 7th Internationa) Symposium on Gondwana to Asia: Evolution of Asian Continent and its Continental Margins (Abstract Volume). - Qingdao, 2010. - P. 18-19.

Урманцева Л.Н., Туркина О.М. Метаосадочные породы западной окраины Сибирского кратона как индикаторы роста коры // Материалы 6-го Всероссийского литологического совещания. - Казань, 2011. - Т. 2. - С. 368-371.

Подписано в печать 27.01.2012 г. Формат 60x84 1\ 16 Уел, печ. л. 1 Объем 16 стр. Тираж ЮОэкз Заказ №> 215 Отпечатано Омега Принт 630090, г. Новосибирск, пр. Ак.Лаврентьеваб email: ornegapJi]yandex.ru

Текст научной работыДиссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Урманцева, Лена Наилевна, Новосибирск

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И МИНЕРАЛОГИИ ИМ. B.C. СОБОЛЕВА СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК

ГЕОХИМИЯ И РУБЕЖИ ФОРМИРОВАНИЯ ВЫСОКОМЕТАМОРФИЗОВАННЫХ ПОРОДНЫХ АССОЦИАЦИЙ ИРКУТНОГО БЛОКА (ШАРЫЖАЛГАЙСКИЙ ВЫСТУП ФУНДАМЕНТА

СИБИРСКОГО КРАТОНА)

25.00.09. - геохимия, геохимические методы поисков полезных

ископаемых

Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

61 12-4/91

На] описи

УРМАНЦЕВА Лена Наилевна

Научный руководитель: д.г.-м. н. Туркина О.М.

Новосибирск - 2012

СОДЕРЖАНИЕ

ВВЕДЕНИЕ................................................................................................................................................................4

ГЛАВА 1. МЕТОДИКА ГЕОХИМИЧЕСКОГО И ИЗОТОПНО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКОГО

ИЗУЧЕНИЯ МЕТАМОРФИЗОВАННЫХ ПОРОД............................................................................................8

g

1.1. Аналитические методы................................................................................................................................

1.2. Методические основы изучения метаморфических комплексов.....................................................11

1.2.1. Проблема изохимичности регионального метаморфизма................................................................11

1 э

1.2.2. Поведение элементов при гранулитовом метаморфизме.................................................................

1.2.3. Реконструкция протолитов метаморфических пород......................................................................16

1.2.4. Реконструкция протолитов метаморфизованных осадочных пород..............................................18

1.2.5. Датирование осадочных и метаморфизованных осадочных пород.................................................27

1.2.6. Морфологические и геохимические особенности цирконов в породах гранулито-гнейсовых

............................30

комплексов......................................................................................................................

ГЛАВА 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ШАРЫЖАЛГАЙСКОГО ВЫСТУПА ФУНДАМЕНТА СИБИРСКОГО КРАТОНА, ВОЗРАСТ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ И ГРАНИТОИДНЫХ КОМПЛЕКСОВ.......................................................................................................................................................37

2.1. История развития представлений о геологии юго-восточной части Шарыжалгайского

39

выступа (Иркутный блок).................................................................................................................................

2.2. История развития представлений о возрасте метаморфического комплекса Иркутного бл0ка42

2.3. Современные геохронологические исследования..............................................................................44

ГЛАВА 3. МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ И ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД МЕТАМОРФИЧЕСКОГО КОМПЛЕКСА ИРКУТНОГО БЛОКА...............................................................50

3.1. Минеральный состав и условия образования метаморфических пород.........................................50

3.2. петрогеохимические особенности пород метаморфического комплекса иркутного блока.....55

3.2.1. Петрогеохимические особенности пород метамагматической ассоциации..................................55

3.2.1.1. Кристаллосланцы.............................................................................................................................................55

68

3.2.1.2. Гнейсы..............................................................................................................................................................

3.2.2. Петрогеохимические особенности пород метаосадочной ассоциации...........................................77

77

3.2.2.1. Гнейсы..........................................................................................................................................................

88

3.2.2.2. Силикатно-карбонатные породы....................................................................................................................

3.2.3. Изотопный Sm-Nd состав метаморфических пород Иркутного блока...........................................91

ГЛАВА 4. РЕЗУЛЬТАТЫ U-PB ИЗОТОПНОГО ДАТИРОВАНИЯ И ИЗУЧЕНИЯ

РЕДКОЗЕМЕЛЬНОГО СОСТАВА ЦИРКОНА................................................................................................95

4.1. u-pb изотопный и редкоземельный состав циркона из биотит-гиперстенового гнейса..............95

4.2. u-pb изотопный состав циркона из биотитового гнейса.................................................................106

4.3. u-pb изотопный и редкоземельный состав циркона из пироксенового кристаллосланца.......109

4.4. магматические и метаморфические события в формировании коры шарыжалгайского

............................115

выступа..............................................................................................................................

4.5. u-pb изотопный и редкоземельный состав циркона из парагнейсов.............................................119

119

4.5.1 .Кордиерит-содержащии гнейс...........................................................................................................

4.5.2.Гиперстен-биотитовыи гнейс............................................................................................................

4.6. U-PB изотопный и редкоземельный состав циркона из известково-силикатных пород............132

ГЛАВА 5. РЕКОНСТРУКЦИЯ ПРОТОЛИТОВ ПОРОД МЕТАМОРФИЧЕСКОГО КОМПЛЕКСА. 138

5.1. протолиты пород метамагматической ассоциации иркутного блока.........................................138

5.2. протолиты пород метаосадочной ассоциации иркутного блока..................................................14°

5.3. оценка времени седиментации метатерригенных пород и источники сноса терригенного

........................146

материала............................................................................................................................

ГЛАВА 6. ВЫСОКОМЕТАМОРФИЗОВАННЫЕ ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ СИБИРСКОГО КРАТОНА...............................................................................................................................................................151

6.1. метаосадочные породы ангаро-канского гранулито-гнейсового блока (енисейский кряж) 151

6.2. метаосадочные породы китойского блока шарыжалгайского выступа фундамента

сибирского кратона........................................................................................................................................161

6.3. метаосадочные породы фундамента анабарского щита................................................................163

6.4. метаосадочные породы фундамента алданского щита.................................................................167

6.5. возрастное положение метаосадочных комплексов фундамента сибирского кратона..........170

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.....................................................................................................................................................175

1 яо

ПРИЛОЖЕНИЕ....................................................................................................................................................1ви

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ...................................................................................................................................

Введение

Раннедокембрийские гранулитогнейсовые комплексы, как правило, характеризуются длительной историей формирования, включающей несколько этапов складчатости, гранитообразования и метаморфизма архейского и раннепротерозойского времени (Наг1еу, 1992). Протолитами высокометаморфизованных пород является широкий спектр магматических и осадочных ассоциаций, отвечающих различным этапам формирования комплексов. Несмотря на сложность расчленения и идентификации протолитов, гранулито-гнейсовые комплексы являются важными источниками информации для решения вопросов стадийности магматических и метаморфических процессов и эволюции раннедокембрийской континентальной коры, что определяет актуальность их исследования.

Основой для реконструкции протолитов служит комплексный анализ породных ассоциаций, их петрогеохимический и изотопный состав, отражающий особенности коровых и мантийных источников и/или питающих провинций. Инертное поведение редкоземельных и ряда других редких и петрогенных элементов при гранулитовом метаморфизме, за исключением проявления мигматизации и частичного плавления, создает потенциальную возможность для детального изучения высокометаморфизованных пород с целью выяснения условий их образования. Для определения возраста и времени метаморфизма метамагматических пород, а также времени седиментации и типа пород в питающей провинции для метаосадков, ключевую роль играет изотопный и редкоэлементный анализ циркона. Для корректной интерпретации датируемых событий и выделения магматических и метаморфических генераций циркона изучается его внутреннее строение и характер зональности в сочетании с определением редкоэлементного состава отдельных зон циркона, поскольку его состав чувствителен к магматическому и метаморфическому происхождению (Ноэкт, Schaltegger, 2003).

Объектом исследования служили высокометаморфизованные породные ассоциации Иркутного блока Шарыжалгайского выступа фундамента Сибирского кратона. Актуальность исследования определяется необходимостью их расчленения и выяснения основных рубежей образования и метаморфизма. Согласно ранним представлениям все высокометаморфизованные породы региона имеют архейский возраст (Петрова, Левицкий, 1984). Позднее было показано, что основные магматические и метаморфические события были связаны с раннепротерозойским этапом (Бибикова, 1989; АйаНоп ег а1., 1991). Е.Б. Сальниковой с соавторами (2007) были выделены позднеархейские метагаббро и жильные гранитоиды. Однако, возраст большинства протолитов метаморфических пород оставался дискуссионным.

Цель и задачи исследований

Целью работы являлось выяснение происхождения протолитов породных ассоциаций метаморфического комплекса Иркутного блока, обоснование времени их формирования и метаморфизма.

В задачи исследований входило:

1. Изучение петрографического состава и петрогеохимических характеристик

метаморфических пород.

2. Определение Бт-Ш изотопных характеристик и реконструкция происхождения

протолитов.

3. Анализ и-РЬ изотопных и РЗЭ данных по циркону из пород реперных ассоциаций.

Фактический материал

Основанием для достижения поставленной цели послужили собственные материалы, собранные в ходе полевых исследований 2006 и 2008 гг., а также материалы, любезно предоставленные Туркиной О.М. и Ножкиным А.Д. Было проведено петрографическое исследование метаморфических пород 200 шлифов), установлен их химический и изотопный состав в результате обработки анализов (~ 80 анализов петрогенных элементов, более 40 полных анализов редкоэлементного состава, 30 определений Sm-Nd изотопного состава). Изучен циркон из 6 образцов. U-Pb изотопное исследование выполнено для ~ 100 зерен циркона. Проведено определение содержания редких элементов для 43 и изотопного состава Hf для 8 зерен циркона.

Научная новизна работы

Установлена разновозрастность протолитов метамагматических и метаосадочных пород. Для метамагматических пород определено время их формирования в неоархее (-2,7 млрд. лет) и два этапа метаморфизма: -2,55 и -1,88 млрд. лет. Минимальные значения возраста детритовых ядер и метаморфогенной генерации циркона из парагнейсов ограничивают время седиментации в интервале 1,87-1,95 млрд. лет.

Практическая значимость работы

Полученные характеристики пород и новые данные о возрасте могут быть использованы при составлении геологических карт, а методы исследования высокометаморфизованных пород - в учебном процессе при подготовке специалистов в области изотопной геохимии.

Основные защищаемые положения

1. Двупироксеновые и амфибол-клинопироксеновые кристаллосланцы, биотитовые и гиперстеновые гнейсы метаморфического комплекса Иркутного блока Шарыжалгайского выступа по составу сопоставимы с магматическими породами субдукционных обстановок. Изотопные характеристики свидетельствуют о формировании магматических протолитов кристаллосланцев преимущественно из деплетированного мантийного, а ортогнейсов - древнего корового источников. Магматические протолиты кристаллосланцев и ортогнейсов были образованы 2,66 и 2,71 млрд. лет, соответственно, и испытали двухкратный высокотемпературный метаморфизм -2,55 и -1,88 млрд. лет назад.

2. Гранат- и гиперстен-биотитовые, кордиеритсодержащие гнейсы и кальцифиры Иркутного блока были сформированы в результате гранулитового метаморфизма терригенных (от граувакков до глинистых пород) и силикатно-карбонатных осадков. Наличие Ей минимума отличает метаосадочные породы от ортогнейсов и свидетельствует о присутствии в области сноса гранитоидов - продуктов

внутрикорового плавления.

3. В парагнейсах детритовые ядра циркона с реликтами осцилляторной зональности характеризуются типичным для магматического циркона распределением РЗЭ, тогда как многоплоскостные кристаллы и незональные оболочки, образованные при метаморфизме, отчетливо обеднены тяжелыми РЗЭ и имеют пониженное (Ьи/Ш)„. Диапазон модельных Ш возрастов (2,4-3,1 млрд. лет) парагнейсов и возраста детритовых ядер цирконов (>2,7; -2,3 и 1,95-2,0 млрд. лет) свидетельствуют о наличии как архейских, так и палеопротерозойских пород в питающей провинции. Время седиментации ограничено интервалом 1,87-1,95 млрд. лет.

Апробация работы

Результаты исследований докладывались на XVIII молодежной научной конференции (Санкт-Петербург, ИГГД РАН, СПбГУ, 2007), 5-м Всероссийском литологическом совещании (Екатеринбург, 2008), на 4-й Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск, ИГМ СО РАН, 2008), XXIII Всероссийской молодежной конференции «Строение литосферы и геодинамика» (Иркутск, ИЗК СО РАН, 2009), на 1-м международном конгрессе молодых ученых-геологов (Китай, Пекин, 2009), на 20-м Собрании международной минералогической ассоциации (Венгрия, Будапешт, 2010), на 7-м Международном симпозиуме «От

Гондваны к Азии: эволюция Азии и ее континентальных окраин» (Китай, Циндао, 2010), 6-м Всероссийском литологическом совещании (Казань, 2011).

По теме диссертации опубликовано 18 печатных работ, в том числе 5 статей в рецензируемых журналах, рекомендованных ВАК, и 13 статей в сборниках и материалах конференций. Автор принимал участие в качестве исполнителя исследований по проектам РФФИ (06-05-64572, 09-05-00382) и проекту ВМТК СО РАН (2010-2011 гг.).

Объем и структура диссертации

Диссертация состоит из введения, 6 глав, заключения, приложения и списка литературы и содержит 225 страниц текста, 109 рисунков и 24 таблицы. Список литературы включает 198 наименований.

Благодарности

Работа выполнена в лаборатории геодинамики и магматизма ИГМ СО РАН. Автор выражает глубокую признательность своему научному руководителю - д.г.-м.н. Туркиной О.М. Автор благодарит за неоценимую помощь в проведении исследований, подготовке и обсуждении работы сотрудников ИГМ СО РАН д.г.-м.н. Ножкина А.Д., д.г.-м.н. Летникову Е.Ф., д.г.-м.н. Сокол Э.В., к.г.-м.н. Сухорукова В.П., д.г.-м.н. Буслова М.М., к.г.-м.н. Каргополова С.А., сотрудников других институтов и организаций - Левина A.B., к.г.-м.н. Серова П.А.; за помощь в исследовании циркона к.г.-м.н. Бережную Н.Г., Лепехину E.H., Преснякова С.Л., Симакина С.Г., а также всех коллег и друзей, поддерживавших выполнение работы.

Глава 1. Методика геохимического и изотопно-геохронологического изучения метаморфизованных пород

1.1. Аналитические методы

Анализ пород на петрогенные компоненты проводился рентгенофлюоресцентным

методом (РФА) в Аналитическом центре ИГМ СО РАН. Анализируемая проба сушится при 105°С в течение 1 часа, затем прокаливается при 1000°С в течение 2,5 часов, после чего смешивается с флюсом (66,67 % тетрабората лития; 32,83 % метабората лития и 0,5 % лития бромистого) в соотношении 1:9 (общий вес смеси составляет 5 г.). Смесь плавится в платиновых тиглях в индукционной печи Lifumat-2,0-0x (Linn High Therm Gmbh). Полученные таким образом стекла анализировались с использованием рентгено-флуоресцентных спектрометров VRA-20R и ARL-9900-XP. Нижний предел обнаружения для большинства анализируемых петрогенных элементов (Si02, А1203, ТЮ2, СаО, Fe203, МпО, К20, Р205) составляет 0,01 мас.% (для Na20 - 0,04 мас.%; для MgO - 0,05 мас.%).

Измерение естественной радиоактивности U, Th, К производилось гамма-спектрометрическим методом в ИГМ СО РАН. Пределы обнаружения: для U, Th - 0,2-0,3 ppm, для К - 0,03 мас.%.

Концентрации редких и редкоземельных элементов установлены методом ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения ELEMENT (Finnigan Mat) с ульразвуковым распылителем U-5000AT+ в Аналитическом центре ИГМ СО РАН. Методика детально описана в работе (Николаева и др., 2008). Химическая подготовка проб для измерения проводится посредством сплавления с метаборатом лития для определения редкоземельных и тугоплавких элементов. Анализируемая проба массой 0,08-0,1 г (измельченная до 200 меш) смешивается с метаборатом лития в соотношении 1:3, сплавление ведется в течении 15 минут при температуре 1050°С в муфельной печи в платиновых тиглях. Полученные плавы растворяются в разбавленной HN03 с добавлением следовых количеств HF в полипропиленовых стаканах с магнитными мешалками без нагрева и количественно переносятся в мерные стеклянные колбы объемом 100-250 мл. Непосредственно перед выполнением ICP-MS измерений растворы разбавляются в 10-25 раз в одноразовых полипропиленовых пробирках с добавлением внутреннего стандарта. Измерения проводятся на ICP-MS спектрометре высокого разрешения ELEMENT. Для измерения интенсивности сигналов выбираются наиболее распространенные изотопы анализируемых элементов, без изобарных наложений ( ' Zr, 93Nb, 139La, 140Се, 141Pr, 146Nd, 147Sm, 15U53Eu, 157Gd, 159Tb, 163Dy, 165Ho, 166Er, 169Tm, 172 Yb, I75Lu, 177'178Hf, I81Ta). Между измерениями проводится промывка системы 4%-м раствором

HN03 и водой для уменьшения эффекта «памяти». Предел обнаружения редкоземельных и высокозарядных элементов составляет от 0,005 до ОД ррш.

Определение концентраций и изотопного состава Sm и Nd проведены в лаборатории геохронологии Геологического института КНЦ РАН (г. Апатиты) по методике, описанной в работе (Баянова, 2004). Перед разложением проб для определения содержаний Sm и Nd методом изотопного разбавлен�