Sapphirine-bearing granulites of the anabar shield

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Древнейшие гранулитовые комплексы, широко представленные на щитах и в кристаллическом основании платформ, дают ценную информацию о составе, росте и степени преобразования континентальной коры, сформированной на ранних этапах развития Земли (Ножкин, Туркина, 1993; Тарни, 1980). Анабарский щит является северным выступом кристаллического фундамента Сибирского кратона, окаймленного пологозалегающими терригенными отложениями верхнего протерозоя и нижнего палеозоя. Преобладающая часть его площади представлена породами, метаморфизованными в условиях гранулитовой фации, объединяемыми в далдынскую и верхнеанабарскую серии архейского и хапчанскую серию раннепротерозойского возраста (Архей…, 1988). Далдынская и верхнеанабарская серии сложены преимущественно гиперстеновыми плагиогнейсами и подчиненными двупироксен-плагиоклазовыми сланцами (метабазитами). Среди них встречаются горизонты кварцитов, местами прослои глиноземистых сланцев и кальцифиров. Хапчанская серия включает метаосадочные гранатовые гнейсы, прослои метакарбонатных пород и редкие горизонты гиперстеновых плагиогнейсов и метабазитов (Вишневский, Турченко, 1986). Вдоль зон глубинных разломов развит ранне-протерозойский ламуйский комплекс амфиболитовой фации, возникший за счет переработки архейских гранулитов, включающий анортозиты, тектониты, мигматиты, граниты.

U-Pb возраст исходного субстрата гиперстеновых плагиогнейсов далдынской серии не менее 3.32 млрд лет, а гранулитового метаморфизма 2.7 и 1.97 млрд лет (Бибикова и др., 1988; Розен, 1990). В последнее время в биотит-гиперстеновых кристаллосланцах далдынской серии центральной части Анабарского щита выявлены цирконы с U-Pbвозрастом (SHRIMP II) 3012 млн лет (Гусев и др., 2012). Магматическая природа их подтверждена Sm-Nd и Lu-Hf изотопными данными (Сергеева и др., 2017). Общая совокупность цирконов из коровых ксенолитов, локализованных в пределах далдынского террейна, имеет архейские Hf модельные возраста в диапазоне от 3.65 до 3.11 млрд лет (Shatsky et al., 2018), протолиты карбонатно-гнейсовой ассоциации хапчанской серии были сформированы в интервале 2.4–2.0 млрд лет назад (Розен, 1990; Журавлев, Розен, 1991) и метаморфизованы в условиях гранулитовой фации 1.97 млрд лет назад (Розен, 1990). Эти данные указывают на принадлежность формаций Анабарского щита к одним из древнейших образований Земли и о полицикличности процессов их эволюции, что требует подтверждений новыми изохронными данными по другим разновидностям кристаллических пород анабарского гранулитового комплекса.

В этой связи особый интерес представляет исследование высокоглиноземистых кристаллосланцев с сапфирином, являющихся диагностической ассоциацией для проявления ультравысокотемпературного (UHT) метаморфизма, который имеет значение для понимания процессов эволюции нижней коры и корово-мантийного взаимодействия (Harley, 2004). Проявления этого метаморфизма в региональном плане свидетельствуют о наличии в пределах нижней коры аномально разогретых зон, которые не учитываются в современных тектонических и реологических моделях.

В статье представлены результаты изучения петрогеохимического состава сапфиринсодержащих кристаллосланцев, геотермобарометрии и U-Pb изотопного датирования циркона из этих пород, позволившие получить новые аргументы для подтверждения их седиментационной природы, оценки предельного возраста протолита и источников сноса, а также времени и Р-Т параметров метаморфизма.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ САПФИРИНСОДЕРЖАЩИХ КРИСТАЛЛОСЛАНЦЕВ

Нами изучена область развития метаморфических пород в центральной части Анабарского щита у истоков левых притоков рек Кюкюр-Хатырык и Котуйкан (рис. 1). В районе исследований гранулитовый комплекс представлен гиперстеновыми плагиогнейсами, гиперстен-двуполевошпатовыми гнейсами и высококалиевыми их разностями (чарнокитоидами), а также редкими маломощными прослоями глиноземистых гранат-, силлиманит- и кордиеритсодержащих пород (Ножкин, Туркина, 1993). Около 1/4 разреза слагают пластовые тела разнообразных метабазитов, среди которых преобладают гиперстен- и двупироксен-плагиоклазовые кристаллосланцы, реже встречаются роговообманковые амфиболиты и линзообразные тела и небольшие массивы среднезернистых двупироксен-плагиоклазовых метадиоритов, метагаббро-диоритов и пироксенитов. Весь этот комплекс пород относится к наиболее древним образованиям щита — далдынской и верхнеанабарской сериям (Вишневский, Турченко, 1986).

Сапфиринсодержащие кристаллосланцы подробно изучены в разрезе, вскрытом в верховьях р. Джархан-Сарыга. Здесь в скальных обнажениях на склонах цирка наблюдается чередование прослоев (0.2–1.0 м) гиперстен-двуполевошпатовых гнейсов дацит-риолитового состава и двупироксен-плагиоклазовых метабазитов с более мощными (1–4 м) горизонтами высококалиевых (K₂O = 2.6–6.0 мас.%) и высокоториевых (Th = 60–90 г/т) гиперстен-двуполевошпатовых гнейсов (чарнокитоидов), а также маломощными прослоями глиноземистых гранатсодержащих гнейсов и высокоглиноземистых биотит-гранат-силлиманитовых и биотит-гиперстен-кордиерит-сапфириновых кристаллосланцев (рис. 2). Среди них развиты единичные пласты полевошпатовых кварцитов и низкокалиевых (K₂O < 2 мас.%) гиперстеновых плагиогнейсов –наиболее характерных пород для архейских гранулитов других районов Анабарского щита. Все эти породы залегают без видимых структурных несогласий, образуют так называемый полосчатый гранулитовый комплекс, соответствующий килегирской толще далдынской серии архея (Геологическая карта…, 1975; Розен, 1990). Гнейсы, глиноземистые и основные гиперстен-плагиоклазовые кристаллосланцы и чарнокитоиды пересечены дайками субщелочных метабазитов, метаморфизованных в условиях гранулитовой фации (Розен, Сычкина, 1990).

 

Рис. 1. (a) Геологическая схема истоков рек Котуйкан и Кюкюр-Хатырак, составленная с использованием (Геологическая карта…, 1975), и (б) положение Анабарского щита в Сибирском кратоне (звездочкой показаны область развития изученных сапфиринсодержащих гранулитов и место отбора проб). 1 – верхнеанабарская серия (Ava): гиперстеновые плагиогнейсы с пачками гранатовых, силлиманит-кордиерит-гранатовых, салитовых гнейсов; горизонты кварцитов, пироксен-плагиоклазовых, амфибол-пироксен-плагиоклазовых кристаллосланцев, прослои кальцифиров, графит- и сапфиринсодержащих пород; 2 – килегирская толща далдынской серии (Akl): двупироксеновые, гиперстеновые плагиогнейсы, пироксен-плагиоклазовые и амфибол-пироксен-плагиоклазовые кристаллосланцы, прослои кварцитов, магнетитовых сланцев, гранатовых, силлиманитовых, сапфиринсодержащих сланцев, салитовых биотит-роговообманковых плагиогнейсов и кальцифиров; 3 – биотит-пироксен-роговообманковые плагиогнейсы; 4 – гранатовые, биотит-гранатовые, гиперстен-гранатовые гнейсы; 5 – пироксен-плагиоклазовые, амфибол-пироксен-плагиоклазовые кристаллосланцы; 6 – биотит-силлиманитовые, силлиманит-кордиеритовые гнейсы; 7 – сапфиринсодержащие породы; 8 – кварциты; 9 – гиперстеновые граниты, лейкограниты, жильные; 10 – геологические границы предполагаемые (а), тектонические нарушения (б); 11 – залегание кристаллизационной сланцеватости и углы падения; 12 – место отбора пробы сапфиринсодержащего сланца для петрогеохимических и изотопно-геохронологических исследований.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Содержание главных и редких элементов в породах определены в Центре коллективного пользования ИГМ СО РАН рентгенофлуоресцентным методом на рентгеноспектральном анализаторе VRA-20R и методом ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения ELEMENT (Finnigan Mat) с ультразвуковым распылителем U-5000AT+. Пределы обнаружения редкоземельных и высокозарядных элементов от 0.005 до 0.1 мкг/г. Точность анализа составляла в среднем 2–7 отн. % (Лиханов и др., 2018).

Химических состав минеральных фаз определен на рентгеноспектральном микроанализаторе Jeol-JXA-8100 в ИГМ СО РАН с использованием стандартных процедур, описанных в (Likhanov, Santosh, 2017).

Выделение цирконов для U-Pb изотопных исследований проведено по стандартной методике, основанной на сочетании магнитной сепарации, разделения в тяжелых жидкостях и ручном отборе зерен под бинокулярным микроскопом (Лиханов, 2018). Изучение морфологии и внутреннего строения кристаллов цирконов осуществлялось в проходящем и отраженном свете, а также по катодолюминесцентным изображениям.

 

Рис. 2. Литологическая колонка наиболее представительных типов пород, вскрытых в скальных обнажениях на склонах цирка в верховьях первого левого притока р. Джархан-Сарыга. 1 – гнейсы гиперстен-двуполевошпатовые, 2 – кристаллические сланцы двупироксен-плагиоклазовые (метабазиты), 3 – ортогнейсы гиперстен-двуполевошпатовые высококалиевые и высокоториевые (чарнокитоиды), 4 – гнейсы биотит-гранатовые, 5 – кристаллические сланцы биотит-гиперстен-кордиерит-сапфириновые, 6 – кристаллические сланцы биотит-гранат-силлиманитовые, 7 – кварциты, полевошпатовые кварциты, 8 – плагиогнейсы гиперстеновые, 9 – метагаббро-диориты, метадиориты, 10 – метабазиты субщелочные из даек, 11 – граниты, субщелочные лейкограниты, пегматоидные образования.

 

U-Pb изотопное датирование цирконов осуществлено на ионном микрозонде SHRIMP-IIв Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург, аналитик Ларионов А.Н.) по принятой методике (Williams, 1998). Для выбора участков (точек) датирования использовались оптические и катодолюминесцентные изображения (КЛ), отражающие внутреннюю структуру и зональность цирконов. Обработка полученных данных выполнена с использованием программы SQUID (Ludwig, 2000). Изотопные U-Pb отношения нормализованы на значение 0.0668, соответствующее стандарту циркона TEMORA с возрастом 416.75 млн лет. Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приводятся на уровне 1σ, погрешности вычисленных значений конкордантных возрастов и пересечений с конкордией приводятся на уровне 2σ. Построение графиков с конкордией проводилось с использованием программы ISOPLOT (Ludwig, 1999).

Определение концентраций и изотопного состава Sm и Nd проведены в Геологическом институте КНЦ РАН (г. Апатиты, аналитик П.А. Серов) на семиканальном масс-спектрометре Finnigan Mat (RPQ) в статическом двухленточном режиме с использованием рениевых и танталовых лент по методике, описанной в работе (Баянова, 2004). Среднее значение отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте JNdi-1 за период измерений составило 0.512090±13 (п=9). Ошибка в ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd отношениях составляет 0.3% (2σ) – среднее значение из 7 измерений в стандарте BCR-2 (Raczek et al., 2003). Погрешность измерения изотопного состава Nd в индивидульном анализе менее 0.003%. Холостое внутрилабораторное загрязнение по Nd равно 3 нг, по Sm – 0.06 нг. Точность определения концентраций Sm и Nd – ±0.5%, изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd – ±0.2%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – ±0.003% (2σ). Изотопные отношения были нормализованы по отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219, а затем пересчитаны на отношение ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте JNdi-1 = 0.512115 (Tanaka et al., 2000). При расчете модельных возрастов T_(DM) использованы современные значения CHUR по (Bouvier et al., 2008) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512630, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1960) и DM по (Goldstein, Jacobsen, 1988) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513151, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.2136).

ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ

Сапфиринсодержащие кристаллосланцы  — это среднекристаллические породы пятнистого облика, обусловленного неравномерным распределением агрегатов темного биотита, буровато-черного гиперстена и светло-синего сапфирина. Агрегаты сапфирина, гиперстена и биотита часто погружены в кордиеритовый матрикс, субпараллельно ориентированы, подчеркивая кристаллизационную сланцеватость (гнейсовидность) (рис. 3). Минеральный состав сапфиринсодержащих кристаллосланцев в среднем представлен (в об.%) биотитом (10–15), сапфирином (20–30), кордиеритом (30–35), гиперстеном (10–15), плагиоклазом (5–10), незначительной примесью силлиманита, изредка граната, калиевого полевого шпата-пертита, акцессорного циркона. В разных шлифах количественно-минералогический состав существенно изменяется, что видно из нижеприводимого описания отдельных шлифов.

Шлиф А-28-88. Количественно-минералогический состав (в об.%): биотит — 30–35, сапфирин – 30, кордиерит 35–40, гиперстен – 5. Биотит наблюдается в виде агрегатов размером до 10·5 мм, состоящих из пластинок (чешуек) (0.5–2 мм), плеохроирующих в светло-желтых и зеленовато-желтых тонах. Биотит совершенно свежий, чистый, без включений. Сапфирин образует небольшие гнезда, состоящие из отдельных узких удлиненных табличек размером от 0.1 до 1.5 мм, плеохроирующих от темно-синего по Ng до бесцветного по Np; угол погасания в скрещенных николях CNg = 8°. Агрегаты биотита и сапфирина погружены в матрикс кордиерита. В кордиерите находятся единичные мелкие зерна гиперстена с весьма неровными краями, что производит впечатление реликтового от замещения кордиеритом минерала.

Шлиф А-68-88. Количественно-минералогический состав (в об.%): биотит – 10–15, сапфирин – 15–20, кордиерит – 40–45, гиперстен – 30. Гиперстен образует крупные (до 3 мм) таблитчатые зерна, плеохроирующие в светло-розовых тонах. Биотит – пластинки (0.2–0.5 мм), сапфирин – таблички (0.5–1 мм). Все эти минералы субпараллельно ориентированы, подчеркивая кристаллизационную сланцеватость (гнейсовидность) и погружены в кордиеритовую минеральную массу. Зерна гиперстена и сапфирина часто с неровными, бухтообразными ограничениями (краями); создается впечатление, что эти минералы разъедаются кордиеритом. Порядок кристаллизации минералов (судя по идиоморфизму и структурным признакам) таков: гиперстен→сапфирин→биотит→кордиерит. Кордиерит в скрещенных николях весьма неоднородный (по двупреломлению), пятнистый (от белого до серого), изредка наблюдаются полисинтетические двойники. Гиперстен образует не только таблички, но и округлые зональные зерна с пестрой цветной интерференционной окраской. Местами в шлифе наблюдаются тонкозернистые агрегаты (срастания) – гиперстена, сапфирина и кордиерита.

В другом шлифе А-68-88 отмечаются крупнотаблитчатый гиперстен, а также сапфирин, биотит, кордиерит, аналогичные по структуре, что и в предыдущем шлифе. Главное, здесь присутствует минерал, похожий на корнерупин, характеризующийся высоким преломлением и повышенным (до светло-желтого ~ 0.12) двупреломлением.

 

Рис. 3. Микрофотографии петрографических шлифов, показывающие взаимоотношения минералов в сапфиринсодержащих гранулитах: (a, обр. А-28-88) – с субпараллельной ориентировкой минералов, подчеркивающей кристаллизационную сланцеватость (гнейсовидность); (б, обр. А-68-88) – агрегаты минералов погружены в кордиеритовый матрикс.

 

Шлиф А-69-88. Сильно рассланцованный образец, полосчатый. Темные полосы (2–5 мм) сложены биотитом и гиперстеном, светлые – кордиеритом с включениями зерен сапфирина. Весьма характерно наличие округлых зональных выделений гиперстена , нередко с пятнистой яркой интерференционной окраской. Кордиерит такой же неоднородный, пятнистый, с реликтами сапфирина.

По химическому составу (в мас.%) сапфиринсодержащие породы одновременно обогащены Al₂O₃ (19.8–26.7), MgO (16.9–18.7) и K₂O (2.3–6.6) и обеднены SiO₂ (41.2–49.3), TiO₂ (0.38–0.55), CaO (0.15–1.0), Na₂O (0.48–1.25) и P₂O₅ (0.03) (табл. 1) в сравнении с типичными PAAS метапелитами (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Среди элементов-примесей отмечаются высокие содержания (в г/т) Rb (250–300), Ba (690), Th (12–23) и особенно La (55) и Sm (2.3) относительно среднего состава постархейского австралийского сланца (PAAS) (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Спектр РЗЭ весьма дифференцирован [(La/Yb)_n = 28–30] c глубоким Eu-минимумом (Eu/Eu* до 0.4) (рис. 4), что обусловлено фракционированием внутри континентальной коры, связанным с образованием в эпохи, предшествующие седиментации, богатых калиевых гранитов (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). В целом, для этих пород характерно нормальное для осадочных пород отношение Th/Sc = 1–2. Повышенное значение La/Sc = 5.7 обусловлено аномальной концентрацией легких РЗЭ, а высокое Th/U = 11–25 отношение может быть вызвано выносом U при гранулитовом метаморфизме (Ножкин, Туркина, 1993).

 

Рис. 4. Спектры распределения редкоземельных элементов, нормированные к хондриту (Boynton, 1984) для сапфиринсодержащих гранулитов далдынской серии в сравнении с PAAS (постархейские австралийские сланцы) по (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).

 

Таблица 1. Содержание петрогенных (мас. %) и редких (г/т) элементов в представительных пробах сапфиринсодержащих кристаллосланцев

Компонент	А-28-88	А-68-88	А-69-88
SiO2 TiO2 Al2O3	41.16 0.38 26.69	49.43 0.34 19.82	44.04 0.55 20.41
Fe2O3 MnO MgO	5.69 0.06 16.94	7.80 0.095 16.76	7.73 0.07 18.71
CaO Na2O K2O	0.15 0.52 6.52	1.04 1.25 2.26	0.17 0.48 6.59
P2O5 LOI SUM	0.031 1.86 100.0	0.03 1.07 99.90	0.03 1.28 100.06
Th U	23 2.1	10 0.4	12 0.9
Rb Cs Ba Sr	249 1.4 639 13	95 0.62 411 76	295 0.72 690 19
La Ce Pr Nd	55 78 7.1 20	21 34 3.3 10.2	— — — —
Sm Eu Gd Tb	2.3 0.35 2.9 0.43	1.4 0.37 1.09 0.16	— — — —
Dy Ho Er Tm	2.7 0.54 1.54 0.20	0.9 0.2 0.59 0.085	— — — —
Yb Lu	1.28 0.17	0.51 0.075	— —
Y Zr Hf	17.3 199 5.1	5.5 267 7.2	20 195 6
Ta Nb	0.42 5.9	0.24 5.3	0.40 5.7
Sc Cr Co Ni	9.6 95 10.8 73	12 59 16 77	11 165 12 95
LA/YB(N) EU/EU*	30 0.4	28 0.8	— —

 

С целью оценки P-T параметров и эволюции метаморфизма изучен состав минералов биотит-гиперстен-кордиерит-сапфиринсодержащих кристаллических сланцев, развитых среди гиперстен-двуполевошпатовых ортогнейсов и основных двупироксен-плагиоклазовых кристалло-сланцев в верховьях р. Джархан-Сарыга (табл. 2).

Гиперстен зонален, и его состав существенно варьирует по содержанию Al₂O₃ и общей железистости (рис. 5). В крупных кристаллах он обнаруживает регрессивную зональность с незначительным повышением MgO и уменьшением FeO от центра к краю при увеличении магнезиальности X_Mg (от 0.75 до 0.84). В ядрах зерен он характеризуется более высокими концентрациями Al₂O₃ (8.1–8.8 мас. %) относительно его составов в промежуточных (6.8–7.5 мас.%) частях зерен и каймах (5.1–6.5 мас.%). Кордиерит существенно обогащен MgO с незначительными вариациями X_Mg (от 0.92 до 0.93.) Биотит отличается низкими содержаниями TiO₂ (1.4 мас.%) и высокой магнезиальностью (0.89-0.90). Плагиоклаз не обнаруживает четко выраженной зональности; его основность X_An варьирует от 0.28 до 0.34. Для сапфирина характерна высокая (0.85-0.86) магнезиальность (Ножкин и др., 2018).

Р-Т ТРЕНДЫ ЭВОЛЮЦИИ И ТЕКТОНИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ УЛЬТРАВЫСОКОТЕМПЕРАТУРНОГО МЕТАМОРФИЗМА

Высокие содержания Al₂O₃ в ортопироксенах (до 8.8 мас.%) указывают на ультравысокотемпературные (UHT) условия метаморфизма с температурами > 900°C(Harley, 2004), а композиционная зональность ортопироксенов позволила выделить два этапа метаморфизма: (1) короткий завершающий фрагмент прогрессивного этапа и (2) регрессивный этап с длинной Р-Т траекторией. Температуры и давления формирования гранулитов определялись по пересечению X_Al и X_Mg изоплет зонального ортопироксена в разных частях зерен на основе P-T диаграммы (Harley, 2004). Дополнительно рассчитывались значения температур по содержанию Al₂O₃ в ортопироксене (Harley, Motoyoshi, 2000). Для оценки достоверности результатов геотермобарометрии эти значения сопоставлялись с оценками Р-Т условий, полученными с помощью компьютерной программы THERMOCALC 3.33 (Powell, Holland, 1994).

 

Рис. 5. Р-Т тренд эволюции UHT гранулитов с движением “против часовой стрелки”, установленный на основе XAl и XMg изоплет ортопироксена по (Harley, 2004). Числа в кружках и квадратах показывают XMgи XAl значения, где XMg= Mg/(Mg+Fe)×100 и XAl×100 – содержание Al в ортопироксене, выраженное в мол.% компонента Чермака (MgTs). Регрессивный и предполагаемый прогрессивный этапы эволюции пород показаны темно-серой сплошной и светло-серой пунктирной стрелками соответственно.

 

Таблица 2. Химический состав (мас.%) и структурные формулы минералов гранулитов далдынской серии

Компонент	Spr	Spr	Crd	Bt	Pl	Pl	Kfs	Hyp
								ядро				середина				кайма
SiO2	13.34	13.01	49.69	39.91	61.18	59.80	65.15	50.62	50.49	50.53	50.44	52.28	51.13	52.56	51.04	53.14	53.62	53.17
TiO2	0.005	0.016	0.017	1.358	0.000	0.000	0.052	0.060	0.065	0.084	0.085	0.014	0.033	0.073	0.049	0.073	0.061	0.085
Al2O3	63.30	63.95	33.64	16.27	24.23	25.09	18.63	8.812	8.771	8.742	8.587	7.530	7.276	7.143	7.424	5.891	5.098	6.313
FeO	5.620	5.192	1.792	4.506	0.038	0.096	0.046	14.89	14.28	14.84	14.55	12.611	14.64	11.06	16.15	10.85	10.65	10.45
MnO	0.051	0.060	0.025	0.013	0.012	0.000	0.004	0.215	0.199	0.225	0.219	0.176	0.207	0.157	0.225	0.149	0.171	0.123
MgO	17.94	17.19	12.77	21.73	0.007	0.022	0.012	25.68	26.04	25.34	25.99	27.37	26.43	28.87	25.21	29.07	29.91	29.74
CaO	0.000	0.002	0.000	0.000	5.682	6.919	0.114	0.066	0.075	0.069	0.074	0.062	0.054	0.059	0.083	0.091	0.081	0.084
Na2O	0.039	0.006	0.011	0.147	8.056	7.572	1.644	0.049	0.000	0.000	0.000	0.021	0.026	0.000	0.052	0.055	0.000	0.000
K2O	0.000	0.002	0.015	10.727	0.525	0.157	14.967	0.008	0.000	0.001	0.001	0.014	0.004	0.010	0.012	0.002	0.003	0.000
сумма	100.3	99.57	98.00	94.68	99.73	99.66	100.6	100.4	99.88	99.84	99.95	100.1	99.80	99.95	100.2	99.32	99.59	99.97
(0)	20	20	18	11	8	8	8	6
Si	1.568	1.537	4.982	2.854	2.727	2.674	2.985	1.808	1.808	1.814	1.808	1.851	1.836	1.851	1.837	1.881	1.892	1.867
Ti	0.000	0.001	0.001	0.073	0.000	0.000	0.002	0.002	0.002	0.002	0.002	0.000	0.001	0.002	0.001	0.002	0.002	0.002
Al	8.769	8.904	3.976	1.371	1.273	1.322	1.006	0.371	0.370	0.370	0.363	0.314	0.308	0.297	0.315	0.246	0.212	0.261
Fe	0.552	0.513	0.150	0.270	0.001	0.004	0.002	0.445	0.426	0.446	0.436	0.373	0.440	0.326	0.486	0.321	0.314	0.307
Mn	0.005	0.006	0.002	0.001	0.000	0.000	0.000	0.007	0.006	0.007	0.007	0.005	0.006	0.005	0.007	0.004	0.005	0.004
Mg	3.144	3.028	1.910	2.317	0.000	0.001	0.001	1.368	1.390	1.357	1.389	1.444	1.415	1.516	1.352	1.534	1.573	1.556
Ca	0.000	0.000	0.000	0.000	0.271	0.331	0.006	0.003	0.003	0.003	0.003	0.002	0.002	0.002	0.003	0.003	0.003	0.003
Na	0.009	0.001	0.002	0.020	0.696	0.656	0.146	0.003	0.000	0.000	0.000	0.001	0.002	0.000	0.004	0.004	0.000	0.000
K	0.000	0.000	0.002	0.979	0.030	0.009	0.875	0.000	0.000	0.000	0.000	0.001	0.000	0.000	0.001	0.000	0.000	0.000
XMg/An	0.85	0.86	0.93	0.90	0.28	0.34	-	0.754	0.765	0.753	0.806	0.80	0.763	0.820	0.740	0.827	0.834	0.835
XAl	-	-	-	-	-	-	-	0.186	0.185	0.185	0.182	0.157	0.154	0.149	0.157	0.123	0.106	0.131

 

Выполненные расчеты показали значимые различия в условиях метаморфизма при формировании различных генераций ортопироксенов (рис. 5). Для центральных частей высокоглиноземистого (8.1–8.8 мас.% Al₂O₃) гиперстена пиковые оценки давления варьируют от 9.1 до 10.7 кбар, тогда как значения температуры меняются в более узком диапазоне – от 920 до 960°С. Эти данные сопоставимы в пределах точности измерений с оценками температур (970–1000°С), полученных по содержанию глинозема в гиперстене по методу (Harley, Motoyushi, 2000), и с расчетами в пакете THERMOCALC(P_max = 11.3 ± 0.9 kbar, T_max = 989 ± 49°C). Они хорошо согласуются с оценками Р-Тусловий формирования гранулитов Анабарского щита: T = 880–970°C при P = 8–11 кбар (Андреев, 1988). По сравнению с величинами Р-Т параметров кульминационной стадии образование промежуточных и краевых частей зерен ортопироксенов происходило при существенном понижении температуры до 880–840°С и 820–740°С соответственно. Рассчитанные значения температур хорошо согласуются с условиями формирования UHTгранулитов Ангаро-Канского блока Енисейского кряжа в тектонической обстановке внутриплитного растяжения, сопровождаемого процессами андерплейтинга мантийных расплавов (Лиханов и др., 2015). Уменьшение температуры на 100–150°С при слабом снижении давления на регрессивном этапе метаморфизма указывает на субизобарическое охлаждение (IBC – near isobaric cooling) пород с dT/dP = 150–200°С/кбар. Для протекания такого процесса необходимо, чтобы остывание после пика метаморфизма осуществлялось без подъема метаморфизованных пород к поверхности, как правило, в условиях длительного нахождения и охлаждения на средне- и нижнекоровых уровнях глубинности (Harley, 2004). Наблюдаемая общая эволюция Р-Т параметров метаморфизма с ходом “против часовой стрелки” при высоком геотермическом градиенте (рис. 5) может свидетельствовать о развитии парагенезисов UHT метаморфизма при начальном существенном прогреве с последующим субизобарическим остыванием до достижения “нормальной” коровой термальной структуры (Likhanov et al., 2015; 2018). В рамках современных тектонических моделей возможным механизмом образования гранулитов, характеризующихся IBC-трендами, может являться растяжение (утонение) коры нормальной мощности c сопутствующей ей магматической аккрецией (Sandiford, Powell, 1991). Подобный механизм растяжения представляется как увеличение мощности коры за счет поступления и кристаллизации мантийных и нижнекоровых расплавов в обстановках внутриконтинентальных рифтов с последующим медленным остыванием на глубинах, соответствующих нижним и средним горизонтам континентальной коры (Ревердатто и др., 2017). Другими словами, магматическая аккреция в основание континентальной коры способствует развитию повышенных геотерм, существенно превышающих значения стационарной геотермы в пределах стабильной коры. Это вызывает термальные аномалии, достаточные для протекания UHT метаморфизма (Лиханов и др., 2016). На Сибирском кратоне в качестве такого источника тепла обычно рассматриваются гигантские радиальные дайковые рои, связанные с мантийным плюмом в составе Транссибирской КМП (Gladkochub et al., 2010; Гладкочуб и др., 2012).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗОТОПНО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Для изотопно-геохронологических исследований был выделен циркон из пробы (А-28-88) сапфиринсодержащего сланца (Би-Гип-Корд-Сапф-Сил), отобранного из скального обнажения на СЗ склоне цирка в истоках ручья Джархан-Сарыга. На ионном микрозонде SHRIMP-II проанализировано 8 зерен циркона в 15 точках (табл. 3). Размеры зерен варьируют от 200 до 50 мкм. Циркон представлен идиоморфными призматически-дипирамидальными и субидиоморфными светло-коричневыми кристаллами со сглаженными ребрами и коэффициентом удлинения 1.5–4. Реже наблюдаются более густо окрашенные изометричные зерна. В катодолюминесцентном изображении цирконы в большинстве случаев зональны с четко выраженными ядром и каймами (рис. 6). Ядра представлены призматическими и изометрическими грубозональными или однородными кристаллами. Оболочки имеют однородное, реже зональное строение. Для разграничения генераций циркона магматогенного и метаморфического генезиса использовалась информация о морфологии и внутренней структуре зерен наряду с данными торий-урановых отношений (Бибикова и др., 1988; Каулина, 2010). Поскольку возраст гранулитов явно более 1 млрд лет, то для интерпретации использованы определения ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраста для цирконов с дискордантностью менее 10%.

 

Таблица 3. Результаты изотопного анализа и возраст цирконов из пробы (А-28-88) сапфиринсодержащего сланца Анабарского щита

Точка	U, ppm	Th, ppm	232Th 238U	206Pbc, %	206Pb*, ppm	Изотопные отношения1						Rho	Возраст, млн лет		D,%
						207Pb 206Pb	±%	207Pb* 235U	±%	206Pb* 238U	±%		206Pb 238U	207Pb 206Pb
6.1 r	1775	268	0.16	0.03	470	0.11241	0.34	4.769	1.2	0.3084	1.2	0.958	1733±18	1834.3±6.3	6
6.2 c	476	88	0.19	0.08	145	0.13906	0.54	6.76	2.4	0.3542	2.3	0.970	1955±39	2207.3±9.9	13
8.2 r	548	97	0.18	0.00	177	0.1387	0.77	7.2	1.4	0.3761	1.2	0.845	2058±21	2212±13	7
3.2 r	944	175	0.19	0.01	335	0.13911	0.37	7.924	1.3	0.4135	1.2	0.955	2231±23	2214.7±6.5	-1
8.1 c	994	59	0.06	0.02	348	0.13932	0.35	7.814	1.2	0.4073	1.2	0.957	2202±22	2216.8±6.1	1
7.2 r	315	99	0.32	0.09	112	0.1476	0.72	8.37	1.5	0.4136	1.3	0.870	2232±25	2309±13	3
1.2 r	1097	186	0.17	0.00	385	0.14716	0.33	8.28	1.2	0.408	1.2	0.964	2206±22	2312.9±5.6	5
2.1 r	721	55	0.08	0.07	248	0.15038	0.56	8.26	1.3	0.4	1.2	0.900	2169±22	2343.5±9.9	8
7.1 c	990	111	0.12	0.02	354	0.15196	0.36	8.7	1.3	0.4157	1.2	0.956	2241±23	2365.7±6.3	6
5.2 r	295	143	0.50	0.25	111	0.1578	0.69	9.42	1.5	0.4389	1.3	0.847	2346±25	2408±14	3
2.2 c	799	179	0.23	0.05	332	0.1659	0.41	11.01	1.3	0.4827	1.2	0.942	2539±25	2512.1±7.1	-1
5.1 c	575	340	0.61	0.02	245	0.1731	1.2	11.83	1.9	0.4963	1.5	0.789	2598±32	2586±20	0
4.1 c	362	251	0.72	0.06	152	0.17407	0.5	11.69	1.4	0.4886	1.3	0.928	2564±27	2592.1±8.5	1
3.1 c	895	7	0.01	0.02	403	0.19115	0.33	13.81	1.2	0.5242	1.2	0.963	2717±26	2750.8±5.5	1
1.1 c	414	380	0.95	0.06	230	0.2806	0.43	24.98	1.3	0.647	1.2	0.945	3216±32	3363.2±6.7	5

 

Рис. 6. Катодолюминесцентное изображение цирконов из гранулитов с точками датирования и возрастами.

 

Наиболее древний возраст ядра циркона 3363±6.7 млн лет (т.1.1) с содержанием U-414, Th-380 г/т и Th/U=0.95. Ядро изометричное, округлой формы, явно кластогенное. Оно окружено каймой возрастом 2313±5.6 млн лет (т.1.2) с высоким содержанием U=1097 г/т и низким Th/ U=0.17, явно метаморфического происхождения. Позднеархейский конкордантный возраст 2751±5.5 млн лет (т.3.1) имеет тонкозональное зерно призматически-дипирамидальной формы в другом кристалле с повышенным содержанием U=895 г/т, весьма низким Th=7 г/т и Th/U=0.01, очевидно, также метаморфогенной природы. Вокруг него – новообразованная кайма с конкордантным возрастом 2215±6.5 млн лет и содержанием U=944 и Th=175 г/т при Th/ U=0.19 (т.3.2). Позднеархейский конкордантный возраст 2586±20 (т.5.1) и 2592±8.5 млн лет (т.4.1) (рис. 7), имеют два ядра изометричных зерен с Th/ U=0.6 и 0.7, характерных для магматических цирконов (Бибикова и др., 1988). Одно из зерен окружено каймой возрастом 2408±14 млн лет (т.5.2) и нормальным для магматических пород Th/U=0.5, характерным для кайм, образованных с участием расплава. Несколько меньший возраст 2512±7.1 (т.2.2) характеризует призматическое зерно с повышенным содержанием U=799 г/т и пониженным Th/ U=0.23 в призматически-дипирамидальном кристалле с оболочкой, имеющей возраст 2344±10 млн лет (т.2.1) и весьма низкий Th/ U=0.08. Судя по низкому Th/U и повышенному показателю дискордантности, этот результат не соответствует реальному возрасту оболочки кристалла. Изометричное ядро с возрастом 2366±6.3 млн лет (т.7.1) и близкая по возрасту (2309±13 млн лет) оболочка (т.7.2) могут характеризовать минимальный возраст магматического кластогенного циркона и его новообразованной каймы при соответственно пониженном (0.12) и нормальном (0.32) Th/U отношении. Аналогичный возраст 2313±5.6 млн лет (т.1.2) имеет оболочку вокруг самого древнего ядра (3.36 млрд лет). Возрасты этих оболочек (т.1.2, 7.2) попадают на дискордию с точкой пересечения с конкордией, показывающей 2313±10 млн лет. Они могут отражать время метаморфизма в 2.3 млрд лет. Четыре точки (т.8.1, 8.2, 6.2, 3.1) находятся на дискордии, две из которых по существу конкордантны, показывают в точке пересечения с конкордией возраст 2216±9 млн лет (рис. 7). Это значение характеризует минимальный возраст кластогенного ядра (т.8.1) и близкого по времени (2212 млн лет) (т.8.2) формирования метаморфогенной каймы. Оболочки с таким возрастом наблюдаются вокруг архейских ядер (т.3.1). Что касается минимального ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраста 1834±6.3 млн лет (т.6.1) оболочки с Th/ U=0.2 вокруг ядра с возрастом 2.2 млрд лет, то это вероятное время последнего ретроградного метаморфизма, приуроченного к зонам глубинных разломов, проявившегося в пределах всей площади щита около 1.8–2.0 млрд лет назад. Этот метаморфизм по времени совпадает с проявлением раннепротерозойского гранитоидного магматизма и пегматитообразования в зонах ламуйкского приразломного комплекса (Гусев и др., 2013).

 

Рис. 7. (а) U-Pb диаграмма с конкордией для цирконов из пробы (А-28-88) сапфиринсодержащего сланца, (б) гистограмма U-Pb изотопных возрастов и кривые относительной вероятности возрастов.

 

Результаты изотопно-геохронологических исследований показывают, что изученные породы являются метаосадочными полиметаморфическими образованиями. Они включают детритовые цирконы, находящиеся в ядрах кристаллов, с возрастом 3.36, 2.75, 2.6 и 2.5 млрд лет. Ядро с возрастом 2.75 млрд лет, судя по весьма низким Th/U отношениям, могло быть термально преобразовано еще в протолите, до разрушения и попадания в осадок. В этом случае оно фиксирует наиболее раннее позднеархейское метаморфическое событие, уже отмеченное в гранулитах Анабарского щита (Бибикова и др., 1988). Похожие диапазоны возрастных значений (3.0 и 2.7 млрд лет) характерны для ядер и оболочек соответственно конкордантных цирконов, отобранных из гранулитов основного состава килегирской толщи далдынской серии (Гусев и др., 2012). Установленный для биотит-ортопироксеновых кристаллосланцев Nd-модельный возраст Т_Nd(DM) 3.40–3.42 млрд лет (Сергеева и др., 2017) примерно отражает возраст континентальной земной коры в этом районе. На основе отрицательных значений εNd(T) и низкой величины отношения ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd предполагается, что магма была существенно контаминирована древним коровым веществом, и рассматриваемые породы пережили длительную коровую предысторию (Сергеева и др., 2017).

Более поздние термальные метаморфогенные преобразования кластогенного циркона фиксируются на рубежах 2.4, 2.3, 2.2. и 1.83 млрд лет (рис. 7), которые были также задокументированы в докембрийской истории Анабарского и Алданского щитов Сибирского кратона (Kotov et al., 2006; Kovach et al., 2000; Розен и др., 2006). Событие 2.2 млрд лет ранее зафиксировано U-Pb методом при датировании мигматизированных двупироксеновых кристаллосланцев далдынской серии (Степанюк и др., 1993), а также при геохронологическом исследовании гранат-гиперстеновых гнейсов Маганского блока (Ларичев и др., 2008). Довольно отчетливо проявлен раннепротерозойский гранулитовый метаморфизм со следами частичного плавления в диапазоне 1.99–1.97 млрд лет (Гусев и др., 2012). Несколько позже (~1.93 млрд лет) происходило формирование мигматитов в плагиогранито-гнейсах, развитых среди мезократовых гиперстеновых гранулитов далдынской серии. В интервале от 2.0 до 1.8 млрд лет формировались анортозиты, гранитогнейсы, граниты, мигматиты и бластокатаклазиты в Котуйкан-Монхолинской зоне Анабарского щита (Гусев и др., 2013). Следовательно, отмеченное нами термальное событие около 1.8 млрд лет вполне могло быть связано с процессами, происходившими в этой зоне глубинного разлома.

Если ядра показывают 2.6 и 2.5 млрд лет, а новообразованные оболочки – 2.4 и 2.3 млрд лет, то формирование протолита метаосадочных сапфиринсодержащих кристаллосланцев, очевидно, происходило в интервале от 2.5 до 2.4 млрд лет.

Sm-Nd ДАННЫЕ

Для высокоглиноземистых сапфиринсодержащих кристаллосланцев установлен одностадийный модельный возраст Т_Nd(DM), равный 3103 млн лет (табл. 4). Аналогичный модельный возраст (3105 млн лет) имеют и ассоциирующие с ними гиперстен-двуполевошпатовые ортогнейсы риолитового состава. Развитые среди них горизонты высококалиевых и высокоториевых гиперстен-двуполевошпатовых ортогнейсов (чарнокитоидов) характеризуются на 100 млн лет меньшим модельным возрастом. εNd, рассчитанные для этих пород условно на 2.45 млрд лет, все отрицательные и варьируют от -7,4 до -5,1. Это свидетельствует о формировании рассматриваемых кристаллосланцев и ортогнейсов из континентального корового источника.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Ассоциация гранулитов, включающая сапфиринсодержащие кристаллосланцы, резко отличается от типичного набора пород, характеризующих далдынскую и верхнеанабарскую серии, образованных преимущественно гиперстеновыми плагиогнейсами (эндербитоидами) и основными двупироксен-плигоклазовыми кристаллосланцами. Рассматриваемая ассоциация пород с высокоглиноземистыми сланцами представлена в сравнительно небольшом блоке (истоки рек Котуйкан и Кюкюр-Хатырык), но она демонстрирует наличие резкой вещественной и радиогеохимической неоднородности в гранулитах анабарского комплекса. Наряду с широко распространенными в регионе весьма низкорадиоактивными гиперстеновыми плагио-
гнейсами (эндербитоидами), основными пироксен-плагиоклазовыми кристаллосланцами толеитового типа (Rosen et al., 1989) (табл. 5), в данном блоке развиты двуполевошпатовые гиперстеновые гнейсы риолитового состава с повышенным содержанием K (3.4 %) и Th (13.5%), но обедненные U (Th/U = 14.5) (табл. 5) (Ножкин, Туркина, 1993). Они переслаиваются с субщелочными высококалиевыми гиперстеновыми ортогнейсами трахидацитового состава (чарнокитоидами), отличающимися аномальной ториеносностью (Th = 84 г/т) и высоким (22) торий-урановым отношением. Двуполевошпатовые и субщелочные ортогнейсы находятся в тесном парагенезисе с высокоглиноземистыми гранат- и силлиманит-кордиеритсодержащими ториеносными гнейсами и сапфиринсодержащими сланцами, а также основными кристаллосланцами — метабазитами, габбро-диоритами, характеризующимися повышенным содержанием Ti, P, K и Th (табл. 5). Весь этот так называемый полосчатый комплекс, относящийся к килегирской толще далдынской серии, мигматизирован, собран в складки и интрудирован крупными и мелкими телами габбро-диоритов и дайками метабазитов субщелочного уклона (Розен, Сычкина, 1990), обогащенными, как и титанистые стратифицированные кристаллосланцы, Ti, K, P, Th, Ba, Sr, Zr и Rb и так же метаморфизованными в гранулитовой фации. Массивы габбро-диоритов секутся жилами гиперстенсодержащих ортоклазовых лейкогранитов и пегматитов, несущих ториевую минерализацию (Th до 200 г/т).

Таким образом, определенно выявляется гетерогенность анабарского гранулитового комплекса, которая создана, очевидно, задолго до формирования существенно метаосадочных гранулитов хапчанской серии, гнейсы которой обогащены Th, а метакарбонатные известково-силикатные и графитистые породы – U, поскольку характеризуются нормальным (2–5) Th/U отношением (Ножкин, Туркина, 1993). Сохранность урана в таких породах и минералах согласуется с пониженными (5.5–7.0 кбар) давлениями при метаморфизме осадочных толщ хапчанской серии (Вишневский, 1978) в сравнении с нижележащими гранулитами анабарского комплекса.

Возраст ассоциирующих стратифицированных ортогнейсов и кристаллосланцев полосчатого комплекса, очевидно, должен соответствовать возрасту переслаивающихся с ними сапфиринсодержащих сланцев, то есть он должен быть раннепротерозойским.

Источником сноса для детритовых цирконов с возрастом около 3.36, 2.75, 2.59, 2.51 млрд лет в высокоглиноземистых сапфиринсодержащих метапородах могли быть гиперстеновые плагиогнейсы и основные кристаллосланцы далдынской серии с возрастом около 3.32 млрд лет и их метаморфизованные аналоги на уровне 2.75 млрд лет (Бибикова и др., 1988), монцониты и санукитоиды (U-Pb возраст по циркону 2702 ± 9 млн лет (Гусев, Ларионов, 2012; Гусев и др., 2013), а также, возможно, следующие за этим событием еще не выявленные постколлизионные Na-K гранитоиды с возрастом около 2.6 и 2.5 млрд лет, известные на Алданском щите, в Шарыжалгайском выступе и в других раннедокембрийских провинциях платформ (Ножкин, Рихванов, 2014). Проявление Na-K гранитоидного магматизма, предшествующего накоплению глиноземистых осадков, подтверждается наличием в них отрицательной аномалии Eu и повышенным содержанием K, Th и других редких элементов.

Дополнительную информацию о характере источника сноса при образовании высокоглиноземистых сапфиринсодержащих метапород дают данные по изотопному составу Nd. Так, значения Nd модельного возраста сапфиринсодержащих сланцев (T_DM = 3103 млн лет) весьма близки значениям T_DM для ассоциирующих двуполево-шпатовых гиперстеновых гнейсов риолитового состава (T_DM = 3105 млн лет) и высокоториевых и высококалиевых гиперстеновых ортогнейсов трахидацитового состава (T_DM = 2999 млн лет) (табл. 4). Это позволяет предполагать, что формирование сапфиринсодержащих метатерригенных пород происходило в существенной мере за счет источника с усредненным мезоархейским модельным возрастом (3.1–3.0 млрд лет) или усредненным палеоархейским возрастом (3.4–3.3 млрд лет) — по двухстадийному расчету. Отрицательные значения εNd в глиноземистых сланцах и ортогнейсах (табл. 4) свидетельствуют об их образовании из континентального корового источника. Заметный рост εNd от сапфиринсодержащих сланцев к двупироксеновым гнейсам и высокоториевым ортогнейсам может указывать на все большее участие в их формировании мантийного источника, несущего в том числе и повышенные концентрации K, Th и других редких элементов. Это тем более вероятно, что архейские гранулиты Анабарского щита весьма обеднены радиоактивными элементами, особенно Th и U (Rosen et. al., 1989; Ножкин, Туркина, 1993).

Полученные результаты вместе с имеющимися в литературе Hf изотопными данными по цирконам из коровых ксенолитов и Nd модельными возрастами по породам (Сергеева и др., 2017; Shatsky et. al., 2017) подтверждают, что палеоархейская кора в регионе с возрастом ≥3.3 млрд лет была переработана в течение нескольких тектоно-термальных событий. Эта сиалическая кора являлась кристаллическим фундаментом для последующего вулканизма и седиментации, субстратом для формирования расплавов, выступала в качестве источника терригенного материала и служила ядром аккреции более молодых коровых террейнов (Ножкин и др., 2017). Ранние события с возрастными пиками кристаллизации цирконов (2.75–2.5 млрд лет) хорошо коррелируют с глобальным явлением – сборкой неоархейского суперконтинента Кенорленд (Пангея-0) (Cawood et al., 2013; Condie, 2004, 2010). Этот эпизод в истории Земли обычно интерпретируется как период интенсивной магматической активности, связанной с плюмовой тектоникой (Arndt, Davaille, 2013; Reddy, Evans, 2009). Другие авторы связывают это событие с началом сборки Сибирского кратона, сформированного в результате амальгамации и коллизии архейско-раннепротерозойских микроконтинентов (Turkina et al., 2012; Smelov, Timofeev, 2007). Палеопротерозойские пики в интервале 2.4–2.2 млрд лет фиксируют более поздние этапы роста и эволюции докембрийской коры. В эту стадию преобладали процессы дифференциации и рециклинга архейской коры; при этом осуществлялось и вертикальное ее наращивание, обусловленное явлениями коллизии и андерплейтинга мантиного вещества. Важным итогом в эволюции раннепротерозойской коры явилось образование суперконтинента Нуна (Пангея-1) (Roger, Santosh, 2002). Самые поздние термальные метаморфогенные преобразования кластогенного циркона на рубеже 1.83 млрд лет могли быть связаны с коллизионными процессами гранитообразования, маркирующими финальную стадию сборки Сибирского кратона. Это особенно интенсивно проявлено в его южной части, а на Анабарском щите – локально в зонах милонитов.

Анализ докембрийской геологической летописи и мультистадийность событий в регионе подтверждают современные представления (Mints, 2017; Минц, 2018; Piper, 2015; 2018) о формировании гранито-гнейсовых поясов и ареалов во внутриконтинентальных орогенах длительно существовавшего неоархей-протерозойского суперконтинента, кора которого под воздействием мантийных плюмов периодически подвергалась интенсивному разогреву, сопровождавшемуся андерплейтингом мафитовых магм и гранулитовым метаморфизмом нижней и средней кор.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты исследования позволяют сформулировать следующие выводы.

1. Впервые представлены результаты детального изучения минерального и петрогеохимического состава, геотермобарометрии и U-Pb изотопного датирования циркона высокоглиноземистых сапфиринсодержащих кристаллосланцев, ассоциирующих с биотит-гранат-силлиманитовыми гнейсами, гиперстен-двуполевошпатовыми и высококалиевыми гиперстеновыми ортогнейсами, повышеннотитанистыми и субщелочными метабазитами Анабарского щита. В отличие от известных гранулитов далдынской и верхнеанабарской серий породы данной ассоциации обогащены K, Rb, Ba, Th, легкими РЗЭ, отличающимися повышенным La/Yb(n).
2. По результатам геотермобарометрии установлены P-Tпараметры формирования и эволюции сапфиринсодержащих гранулитов Анабарского щита с пиковыми значениями UHT метаморфизма в диапазоне Т= 920–1000°С при Р = 9–11 кбар.
3. Изотопно-геохронологические данные свидетельствуют о полиметаморфической истории этих пород. Детритовые цирконы, сохранившиеся в ядрах сложных кристаллов, характеризуются возрастами около 3.36, 2,75, 2.6 и 2.5 млрд лет. Более поздние метаморфические преобразования кластогенного циркона в каймах фиксируются рубежами около 2.4, 2.3, 2.2 и 1.8 млрд лет. Время формирования глиноземистых метаосадочных и, очевидно, ассоциирующих с ними метамагматических пород можно оценить в интервале от 2.5 до 2.4 млрд лет.
4. В качестве потенциального источника сноса для обломочных цирконов рассматриваются гиперстеновые плагиогнейсы и метабазиты далдынской серии с дометаморфическим возрастом не моложе 3.3 млрд лет, продукты их метаморфизма на рубеже около 2.7 млрд лет и, возможно, пока не выявленные в регионе Na-K граниты с возрастом около 2.6–2.5 млрд лет, известные на других щитах и обогащенные радиоактивными (K, Th, U) и редкими элементами. Дополнительным источником при формировании глиноземистых осадков могли быть ассоциирующие с ними двуполевошпатовые магматические породы риолитового состава, имеющие одинаковый с ними модельный возраст.

Источник финансирования

Исследования выполнены в рамках государственного задания (проект № 0330-2016-0014) и проекта РФФИ (№ 18-35-00185).

About the authors

A. D. Nozhkin

Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences; Novosibirsk State University

Author for correspondence.
Email: nozhkin@igm.nsc.ru
Russian Federation, pr. Akademika Koptyuga 3, Novosibirsk; ul. Pirogova 1, Novosibirsk

I. I. Likhanov

Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences

Email: likh@igm.nsc.ru
Russian Federation, pr. Akademika Koptyuga 3, Novosibirsk

K. A. Savko

Voronezh State University

Email: ksavko@geol.vsu.ru
Russian Federation, Universitetskaya pl. 1, Voronezh

А. А. Krylov

Sobolev Institute of Geology and Mineralogy, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences

Email: krylov@igm.nsc.ru
Russian Federation, pr. Akademika Koptyuga 3, Novosibirsk

P. A. Serov

Geological Institute, Kola Science Center, Russian Academy of Sciences

Email: serov@geoksc.apatity.ru
Russian Federation, ul. Fersmana 14, Apatity

References

Supplementary files