Sapphirine-bearing granulites of the anabar shield

Cover Page

Cite item

Abstract

The results of a detailed study of the mineral and chemical composition, geothermobarometry, and U-Pb isotope dating of zircon of high-aluminous sapphirine-bearing crystals of shales associated with biotite-garnet-sillimanite gneisses, hypersthene-two feldspar and high-potassium hypersthene orthogneisses, Ti-rich and subalkaline metabasites belonging to the Kilegirian Formation of the Daldyn series of the Anabar shield. Unlike the known granulites of the Daldin and Upper Ananbar series, the rocks of this association are enriched in K, Rb, Ba, Th, light REEs, differing in elevated (La/Yb)n. The results of thermobarometry yielded the P–Tparameters of formation and evolution of sapphirine-bearing granulites in the Anabar shield with peak values of UHT metamorphism in the range of T= 920–1000°C at P= 9–11 kbar. Isotope-geochronological data indicate a polymetamorphic evolution of these rocks. Detrital zircon cores in the center of crystals yielded ages of 3.36, 2.75, 2.6, and 2.5 Ga. Later, superimposed metamorphic transformations of the detrital zircon formed rims dated to 2.4, 2.3, 2.2, and 1.8 Ga. The timing of formation of aluminous metasedimentary and associated metamagmatic rocks can be estimated in the interval from 2.5 to 2.4 billion years. A potential provenance source of the detrital zircons could be hypersthene plagiogneisses and metabasites of the Daldyn series with a premetamorphic age no less than 3.3 Ga, and products of their metamorphism of about 2.7 Ga old, and possibly not yet detected in the region Na-K granites with an age of about 2.6–2.5 billion years, known on other shields and enriched with radioactive (K, Th, U) and rare elements. An additional source of clastic material in the formation of aluminous sediments could be the associated two feldspar magmatic rocks of rhyolite composition, having the same model age with them.

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 P2O(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)= 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

Примечания. Eu/Eu*=Eun/(Smn+Gdn)×0.5; SUM – cумма; LOI – потери при прокаливании.
Минеральные ассоциации: (А-28-88) Bt+Hyp+Spr+Crd+Pl+Kfs+Zrn; (А-68-88) Grt+Bt+Hyp+Spr+Crd+Pl+Kfs+Zrn; (А-69-88) Bt+Hyp+Spr+Crd+Zrn.

 

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 Al2Oи 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 XMg (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 XMg (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 XAn 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 XAl и XMg 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

Примечания. Символы минералов: Spr – сапфирин, Crd – кордиерит, Pl – плагиоклаз, Bt – биотит, Kfs – калиевый полевой шпат, Hyp – гиперстен. Для Pl приведены содержания аноритового компонента XAn=Ca/(Ca+Na+K), для других минералов – магнезиальность XMg=Mg/(Fe+Mg). Суммарное железо приведено в форме FeO. 0.00 – ниже уровня обнаружения микрозонда. Структурные формулы минералов рассчитаны на фиксированное количество атомов кислорода, обозначенное как n(O). XAl – содержание Al в ортопироксене, выраженное в мол.% компонента Чермака (MgTs).

 

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(Pmax = 11.3 ± 0.9 kbar, Tmax = 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

Примечания. c – ядро, r – оболочка. Ошибки приведены на уровне 1σ. Pbc и Pb* – обыкновенный и радиогенный свинец соответственно. Ошибка калибровки стандарта не превышает 0,64%. – Поправка на обыкновенный свинец проведена по измеренному 204Pb. D – дискордантность. Rho – коэффициент корреляции отношений 207Pb*/235U и 206Pb*/238U. Последовательность точек снизу вверх расположена в порядке увеличения возраста.

 

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 ТNd(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 ТNd(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 (TDM = 3103 млн лет) весьма близки значениям TDM для ассоциирующих двуполево-шпатовых гиперстеновых гнейсов риолитового состава (TDM = 3105 млн лет) и высокоториевых и высококалиевых гиперстеновых ортогнейсов трахидацитового состава (TDM = 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

  1. Андреев В.П. (1988) Парагенезисы породообразующих минералов и глубинность метаморфизма. Архей Анабарского щита и проблемы ранней эволюции Земли (Под ред. Маркова М.С.). М.: Наука, 83–92.
  2. Архей Анабарского щита и проблемы ранней эволюции Земли (1988) (Под ред. Маркова М.С.). М.: Наука, 253 с.
  3. Баянова Т.Б. (2004) Возраст реперных геологических комплексов Кольского региона и длительность процессов магматизма. СПб.: Наука, 174 с.
  4. Бибикова Е.В., Белов А.Н., Розен О.М. (1988) Изотопное датирование метаморфических пород Анабарского щита. Архей Анабарского щита и проблемы ранней эволюции Земли (Под ред. Маркова М.С.). М.: Наука, 122–133.
  5. Вишневский А.Н. (1978) Метаморфические комплексы Анабарского кристаллического щита. Л.: Недра, 214 с.
  6. Вишневский А.Н., Турченко С.И. (1986) Общие закономерности геологии и минералогии. Строение земной коры Анабарского щита. М.: Наука, 17–38.
  7. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Анабарская. Листы R-49-XIX, XX. Объяснительная записка (1975), А.А. Потуроев. М., 82с
  8. Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Эрнст Р., Мазукабзов А.М., Скляров Е.В., Писаревский С.А., Вингейт М., Седерлунд У. (2012) Базитовый магматизм Сибирского кратона в протерозое: обзор основных этапов и их геодинамическая интерпретация. Геотектоника 46(4), 28–41.
  9. Гусев Н.И., Ларионов А.Н. (2012) Неоархейские санукитоиды Анабарского щита. Современные проблемы геохимии. Иркутск: Изд-во Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, 51–55.
  10. Гусев Н.И., Руденко В.Е., Бережная Н.Г., Скублов С.Г., Морева Н.В., Ларионов А.Н., Лепехина Е.Н. (2012) Возраст гранулитов далдынской серии Анабарского щита. Региональная геология и металлогения 52, 29–38.
  11. Гусев Н.И., Руденко В.Е., Бережная Н.Г., Скублов С.Г., Ларионов А.Н. (2013) Изотопно-геохимические особенности и возраст (SHRIMP II) метаморфических и магматических пород в Котуйкан-Монхолинской зоне Анабарского щита. Региональная геология и металлогения 54, 45–59.
  12. Журавлев Д.З., Розен О.М. (1991) Sm-Nd модельный возраст метаосадков гранулитового комплекса Анабарского щита. ДАН 317(1), 189–193.
  13. Каулина Т.В. (2010) Образование и преобразование циркона в полиметаморфических комплексах. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН, 144 с.
  14. Ларичев А.И., Мащак М.С., Старосельцев К.В, Капитонов И.Н., Адамская Е.В., Сергеев С.А. (2008) Уранинит и коффинит в гранулитах Анабарского массива (р. Котуйкан). Региональная геология и металлогения 34, 93–102.
  15. Лиханов И.И. (2018) Возраст и источники сноса детритовых цирконов из пород Приенисейской тектонической зоны: к вопросу о выделении архейских метаморфических комплексов в Заангарье Енисейского кряжа. Геохимия (6), 514–526.
  16. Likhanov I.I. (2018) Age and source areas of detrital zircons from the rocks of the Yenisei tectonic zone: to the problem of identification of Archaean metamorphic complexes in the Transangarian Yenisei Ridge. Geochem. Int.56 (6), 509–520.
  17. Лиханов И.И., Ножкин А.Д., Ревердатто В.В., Козлов П.С., Хиллер В.В. (2015) Р-Т эволюция ультравысокотемпературного метаморфизма как следствие позднепалеопротерозойских процессов внутриплитного растяжения на юго-западной окраине Сибирского кратона. ДАН 465(1), 82–86.
  18. Лиханов И.И., Ножкин А.Д., Ревердатто В.В., Крылов А.А., Козлов П.С., Хиллер В.В. (2016) Метаморфическая эволюция ультравысокотемпературных железисто-глиноземистых гранулитов Южно-Енисейского кряжа и тектонические следствия. Петрология 24(4), 423–440.
  19. Лиханов И.И., Ножкин А.Д., Савко К.А. (2018) Аккреционная тектоника западной окраины Сибирского кратона. Геотектоника 52(1), 28–51.
  20. Минц М.В. (2018) Неоархей-протерозойский суперконтинент (~2,8-0,9 млрд лет): альтернатива модели суперконтинентальных циклов. ДАН 480(1), 69–72.
  21. Ножкин А.Д., Рихванов Л.П. (2014) Радиоактивные элементы в коллизионных и внутриплитных натрий-калиевых гранитоидах: уровни накопления, значение для металлогении. Геохимия (9), 807–826.
  22. Nozhkin A.D., Rikhvanov L.P. (2014) Radioactive elements in collisional and within-plate sodic-potassic granitoids: Accumulation levels and metallogenic significance. Geochem. Int. 52(9), 740–757.
  23. Ножкин А.Д., Туркина О.М. (1993) Геохимия гранулитов канского и шарыжалгайского комплексов. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 223 с.
  24. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Лиханов И.И. (2017) Формирование и эволюция докембрийской континентальной коры юго-западной части Сибирского кратона. Геология и минерагения Северной Евразии. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 170–171.
  25. Ножкин А.Д., Лиханов И.И., Савко К.А., Ревердатто В.В., Крылов А.А. (2018) Сапфиринсодержащие ультравысокотемпературные гранулиты Анабарского щита: состав, U-Pb возраст цирконов и Р-Т условия метаморфизма. ДАН 479(1), 71–76.
  26. Ревердатто В.В., Лиханов И.И., Полянский О.П., Шеплев В.С., Колобов В.Ю. (2017) Природа и модели метаморфизма. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 331 c.
  27. Розен О.М. (1990) Метаморфические комплексы Анабарского щита. М.: Изд-во ГИН АН СССР, 131 с.
  28. Розен О.М., Сычкина О.Ф. (1990) Дайки субщелочных метабазитов в архейском гранулитовом комплексе Анабарского щита. ДАН 312(1), 192–196.
  29. Розен О.М., Манаков А.В., Зинчук, Н.Н. (2006) Сибирский кратон: формирование, алмазоносность. (Ред. Митюхин С.И.). Москва: Научный Мир, 210 с.
  30. Сергеева Л.Ю., Гусев Н.И., Лохов К.И., Глебовицкий В.А. (2017) Возраст и происхождение пород далдынской серии Анабарского щита по данным U-Pb датирования циркона, Sm-Nd и Lu-Hf изотопных систематик. Геохимия (4), 358–362.
  31. Sergeeva L.Yu., Gusev N.I., Lokhov K.I., Glebovitskii V.A. (2017) Age and origin of rocks of the Daldyn Group of the Anabar Schield: Evidence from U-Pb zircon dating, Sm-Nd and Lu-Hf isotope systematics. Geochem. Int.55(4), 380–383.
  32. Степанюк Л.М., Пономаренко А.Н., Яковлев Б.Г. Бартницкий Е.Н., Загнитко В.Н., Иванов А.С (1993) Кристаллогенезис и возраст циркона в породах гранулитовой фации (на примере мафитового гранулита далдынской серии Анабарского щита). Минералогический журнал 15(2), 40–52.
  33. Тарни Дж. (1980) Геохимия архейских высокометаморфизованных гнейсов. Вывод о происхождении и эволюции докембрийской Земли. Ранняя история Земли (Под ред. Кратца К.О. и Уиндли Б.). М.: Мир, 407–420.
  34. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. (1988) Континентальная кора, ее состав и эволюция. М.: Мир, 379 с.
  35. Arndt N., Davaille A. (2013) Episodic Earth evolution. Tectonophysics 609, 661–674.
  36. Bouvier A., Vervoort J.D., Patchett P.J. (2008) The Lu-Hf and Sm-Nd isotopic composition of CHUR: Constraints from unequilibrated chondrites and implications for the bulk composition of terrestrial planets. Earth Planet. Sci. Lett. 273(1–2), 48–57.
  37. Boynton W.V. (1984) Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. In Rare earth element geochemistry (Ed. Henderson P.). Amsterdam: Elsevier, 63–114.
  38. Cawood P.A., Hawkesworth C.J., Dhuime B. (2013) The continental record and the generation of continental crust. Geol. Soc. Am. Bull. 125, 14–32.
  39. Condie K.C. (2004) Supercontinents and superplume events: Distinguishing signals in the geologic record. Phys. Earth Planet. Inter. 146, 319–332.
  40. Condie K.C., Aster R.C. (2010) Episodic zircon age spectra of orogenic granitoids: The supercontinent connection and continental growth. Precambrian Res.180, 227–236.
  41. Gladkochub D.P., Pisarevsky S.A., Donskaya T.V., Ernst R.E., Wingate M.T.D., Söderlund U., Mazukabzov A.M., Sklyarov E.V. (2010). Proterozoic mafic magmatism in Siberian craton: An overview and implications for paleocontinental reconstruction. Precambrian Res. 183, 660–668.
  42. Goldstein S.J., Jacobsen S.B., (1988) Nd and Sr isotopic systematic of river water suspended material implications for crystal evolution. Earth Planet. Sci. Lett. 87, 249–265.
  43. Harley S.L. (2004) Extending our understanding of ultrahigh temperature crustal metamorphism. J. Mineral. Petrol. Sci. 99, 140–158.
  44. Harley S.L., Motoyoshi Y. (2000) Al zoning in orthopyroxene in a sapphirine quartzite: evidence for >1120°C UHT metamorphism in the Napier Complex, Antarctica, and implications for the entropy of sapphirine. Contrib. Mineral. Petr. 138, 293–307.
  45. Kotov A.B., Sal’nikova E.B., Glebovitsky V.A., Kovach V.P., Larin A.M., Velikoslavinsky S.D., Zagornaya N.Yu. (2006) Sm-Nd Isotopic Provinces of the Aldan Shield. Dokl. Earth Sci. 410(7), 1066–1069.
  46. Kovach V.P., Kotov A.B., Smelov A.P., Starosel’tsev K.V., Sal’nikova E.B., Zagornaya N.Yu., Safronov F.F., Pavlushin A.D. (2000) Evolutionary Stages of the Continental Crust in the Buried Basement of the Eastern Siberian Platform. Petrology 8(4), 394–408.
  47. Likhanov I.I., Reverdatto V.V., Kozlov P.S., Khiller V.V., Sukhorukov V.P. (2015) P-T-t constraints on polymetamorphic complexes of the Yenisey Ridge, East Siberia: implications for Neoproterozoic paleocontinental reconstructions. J. Asian Earth Sci. 113(1), 391–410.
  48. Likhanov I.I., Santosh M. (2017) Neoproterozoic intraplate magmatism along the western margin of the Siberian Craton: implications for breakup of the Rodinia supercontinent. Precambrian Res. 300, 315–331.
  49. Likhanov I.I., Régnier J.-L., Santosh M. (2018) Blueschist facies fault tectonites from the western margin of the Siberian Craton: Implications for subduction and exhumation associated with early stages of the Paleo-Asian Ocean. Lithos 304–307, 468–488.
  50. Ludwig K.R. (1999) User’s manual for Isoplot/Ex, Version 2.10. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Isochronology Special Publication. 1, 46 p.
  51. Ludwig K.R. (2000) SQUID 1.00. User’s manual. Berkeley Isochronology Special Publication. 2, 2455 p.
  52. Mints M.V. (2017) The composite North America Craton, Superior Province: Deep crustal structure and mantle-plume model of Neoarchaean evolution. Precambrian Res. 302, 94–121.
  53. Piper J.D.A. (2015) The Precambrian supercontinent Palaeopangaea: two billion years of quasi-integrity and appraisal of geological evidence. Int. Geol. Rev. 11/12, 1389–1417.
  54. Piper J.D.A. (2018) Dominant Lid Tectonics behavior of continental lithosphere in Precambrian times: Paleomagnetism confirms prolonged quasi-integrity and absence of supercontinental cycles. Geoscience Frontiers 9, 61–89.
  55. Powell R., Holland T.J.B. (1994) Optimal geothermometry and geobarometry. Am. Mineral. 79, 120–133.
  56. Raczeck I., Jochum K.P., Hofmann A.W. (2003) Neodymium and strontium isotope data for USGS reference materials BCR-1, BCR-2, BHVO-1, BHVO-2, AGV-1, AGV-2, GSP- 1, GSP-2 and eight MPI-DING reference glasses. Geostandards and Geoanalytical Research. 27, 173–179.
  57. Reddy S,M., Evans D.A.D. (2009) Palaeoproterozoic supercontinents and global evolution: correlations from core to atmosphere / Eds. Reddy S. M., Mazumder R., Evans D.A.D., Collins A. S. Palaeoproterozoic Supercontinents and Global Evolution. Geol. Soc. Spec. Publ. 323, 1–26.
  58. Rogers J.J.W, Santosh M. (2002). Configuration of Columbia, a Mesoproterozoic supercontinent. Gondwana Res.5, 5–22.
  59. Rozen O.M., Nozhkin A.D., Zlobin V.L., Rachkov V.B. (1989) Distribution of radioactive elements in the metamorphic rocks and evolution of the crust. Intern. Geol. Review. 31(8), 780–791.
  60. Sandiford M., Powell R. (1991) Some remarks on high-temperature-low-pressure metamorphism in convergent orogens J. Metamorph. Geol. 9, 333–340.
  61. Shatsky V.S., Malkovets V.G., Belousova E.A., Tretiakova I.G., Griffin W.L., Ragozin A.L., Wang Q., Gibsher A.A., O’Reilly S.Y. (2018) Multi-stage modification of Paleoarchean crust beneath the Anabar tectonic province (Siberian craton). Precambrian Res. 305, 125–144.
  62. Smelov A.P., Timofeev V.F. (2007) The age of the North Asian Cratonic basement: An overview. Gondwana Res.12, 279–288.
  63. Tanaka T., Togashi S., Kamioka H., Amakawa H., Kagami H., Hamamoto T., Yuhara M., Orihashi Y., Yoneda S., Shimizu H., Kunimaru T., Takahashi K., Yanagi T., Nakano T., Fujimaki H., Shinjo R., Asahara Y., Tanimizu M., Dragusanu C. (2000) JNdi-1: a neodymium isotopic reference in consistency with LaJolla neodymium. Chem. Geol. 168, 279–281.
  64. Turkina O.M., Berezhnaya N.G., Lepekhina E.N., Kapitonov I.N. (2012) U–Pb (SHRIMP II), Lu–Hf isotope and trace element geochemistry of zircons from high-grade metamorphic rocks of the Irkut terrane, Sharyzhalgay Uplift: Implications for the Neoarchaean evolution of the Siberian Craton. Gondwana Res. 21, 801–817.
  65. Williams I.S. (1998) U-Th-Pb geochronology by ion-microprobe. In Applications of microanalytical techniques to understanding mineralizing processes. Reviews in Economic Geology (Eds. McKibben M.A., Shanks W.C. III, and Ridley W.I.). 7, 1–35.

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. Fig. 1. (a) The geological scheme of the sources of the Kotuykan and Kukur-Hatyrak rivers, compiled using (Geological Map ..., 1975), and (b) the position of the Anabar shield in the Siberian craton (the area of ​​development of the studied sapphire-containing granulites and the sampling site are indicated with an asterisk). 1 - Upper Anabar series (Ava): hypersthene plagiogneisses with packs of garnet, sillimanite-cordierite-garnet, salit gneisses; horizons of quartzites, pyroxene-plagioclase, amphibole-pyroxene-plagioclase crystalline schists, interlayers of calciphyres, graphite and sapphire-containing rocks; 2 - kilegir of the daldyn series; 3 - biotite-pyroxene-hornblende plagiogneisses; 4 - garnet, biotite-garnet, hypersthene-garnet gneisses; 5 - pyroxene-plagioclase, amphibole-pyroxene-plagioclase crystal shale; 6 - biotite-sillimanite, sillimanite-cordierite gneisses; 7 - sapphire-containing rocks; 8 - quartzites; 9 - hypersthene granites, leucogranites, veins; 10 - geological boundaries of the alleged (a), tectonic disturbances (b); 11 - occurrence of crystallization shale and angles of incidence; 12 - the place of sampling of sapphire-containing slate for petrogeochemical and isotope-geochronological studies.

Download (539KB)
2. Fig. 2. The lithological column of the most representative types of rocks, opened in rocky outcrops on the slopes of the circus in the upper reaches of the first left tributary of the r. Dzharhan-Saryga. 1 — gneisses hypersthene-dvupolevoshpatovye, 2 — crystalline schists of dupyroxene-plagioclase ones (metabasis), 3 — orthogneisses of hypersthene-dvupoleuspatovy high-potassium and highorium (charnikitoides), 4 — gneisses of biotite-garnet, 5 —crystal shlyans and mys, biotite-bias, and 5) crystal gnaths of biotite-garnet, 5) 6 - biotite-garnet-sillimanite schists, 7 - quartzites, feldspath quartzites, 8 - hypersthene plagiogneisses, 9 - metagabbro-diorites, metadiorites, 10 - subbasal dibasic alkalites from 11, 11 - granites, subalkaline leucogranites, pegmas aoid formations.

Download (303KB)
3. Fig. 3. Micrographs of petrographic thin sections showing the relationship of minerals in sapphire-containing granulites: (a, sample A-28-88) - with a sub-parallel orientation of minerals, emphasizing crystallization schist (gneissoid); (b, sample A-68-88) - aggregates of minerals immersed in cordierite matrix.  

Download (1MB)
4. Fig. 4. Spectra of distribution of rare-earth elements, normalized to chondrite (Boynton, 1984) for sapphire-containing granulites of the Daldin series in comparison with PAAS (post-Archean Australian schists) according to (Taylor, Mac-Lennan, 1988).

Download (114KB)
5. Fig. 5. PT trend of UHT granulite evolution with a “counterclockwise” movement, established on the basis of XAl and XMg ortopyroxene isopleth according to (Harley, 2004). Numbers in circles and squares show XMg and XAl values, where XMg = Mg / (Mg + Fe) × 100 and XAl × 100 are the Al content in orthopyroxene, expressed in mol% of the Chermak component (MgTs). The regressive and estimated progressive stages of the evolution of rocks are shown in dark gray solid and light gray dotted arrows, respectively.

Download (255KB)
6. Fig. 6. Cathodoluminescent image of zircons from granulites with dating points and ages.  

Download (196KB)
7. Fig. 7. (a) U-Pb diagram with concordia for zircons from sample (A-28-88) of sapphire-containing shale, (b) histogram of U-Pb isotopic ages and relative probability curves of ages.  

Download (182KB)

Copyright (c) 2019 Russian Academy of Sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies