Paleoproterozoic Dacite Dykes of the Vorontsovka Terrane, Volga-Don Orogen: Geochemistry, Age and Petrogenesis

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Палеотектонические реконструкции являются одним из ключевых направлений при изучении истории формирования земной коры. Для проведения этих реконструкций широко привлекаются магматические комплексы, поскольку характеристики источников и условия зарождения расплавов могут служить индикаторами тектонических обстановок. Определяющую роль этот подход играет в раннедокембрийских комплексах, где многие геологические особенности пород, необходимые для тектонических реконструкций, уничтожены более поздними процессами (например, Moyen, Laurent, 2018).

В настоящей статье на основании новых данных по петрологии магматических пород обсуждаются реконструкции условий формирования палеопротерозойского Воронцовского террейна, который занимает огромное пространство между древними кратонами Сарматией и Волгоуралией и играет важнейшую роль для понимания эволюции коры Восточно-Европейского кратона в рясианско-оросирианский период. Ключевыми аспектами для расшифровки механизмов роста коры является мощный всплеск магматизма в диапазоне 2050–2090 млн лет, представленный многочисленными базит-гипербазитовыми, диоритовыми и гранитоидными плутонами. Изотопный возраст и геохимические характеристики интрузий Воронцовского террейна рассматривались как свидетельства постколллизионой обстановки их формирования (Савко и др., 2014; Савко, Терентьев, 2017; Терентьев, Савко, 2016; Terentiev et al., 2016, 2018).

Недавно на западной окраине Воронцовского террейна нами были установлены субвулканические тела натровых дацитовых порфиров, обедненных тяжелыми редкоземельными элементами, литофильными и высокозарядными элементами. По этим признакам они близки к архейским высокобарическим ТТГ-ассоциациям и современным адакитам и могут служить индикаторами тектонических процессов в литосфере Воронцовского террейна.

 

Рис. 1. Схематическая геологическая карта Воронежского кристаллического массива. Положение коровых сегментов Восточно-Европейского кратона по (Gorbatschev, Bogdanova, 1993).

 

Цель настоящей статьи – определить изотопный U-Pb возраст дацитовых порфиров по циркону, выявить источники расплавов по результатам элементной и изотопной геохимии и установить тектоническую обстановку кислого магматизма.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ

Волго-Донской ороген представляет собой обширную палеопротерозойскую субдукционно-коллизионную область, разделяющую архейские ядра Сарматского и Волгоуральского кратонов (рис. 1). Она включает Лосевский и Донской террейны, граничащие с архейским Курским блоком, обширный Воронцовский террейн и Терсинский пояс, граничащий на востоке с архейскими комплексами Волгоуралии.

Воронцовский террейн сложен складчатыми палеопротерозойскими метаморфизованными граувакками воронцовской серии мощностью 6–8 км, по геофизическим данным. Он протягивается на расстояние более 600 км при ширине 100–300 км (рис. 1). С запада ограничен Лосевско-Мамонским глубинным разломом, отделяющим его от Лосевского и Донского террейнов, а с юга – погребенными структурами архейского Приазовского блока. На востоке Воронцовский террейн граничит с палеопротерозойскими Терсинским поясом метаморфизованных вулканитов и южноволжским супракрустальным комплексом (Бибикова и др., 2009; Bogdanova et al., 2006).

Воронцовский террейн выполнен мощной флишоидной толщей, накопление которой происходило в тектонически активной обстановке со слабо проявленным химическим выветриванием пород разнообразного состава – от кислых до основных (Савко и др., 2011). Источниками терригенного материала служили ювенильные палеопротерозойские островодужные комплексы, о чем свидетельствуют Sm-Nd изотопные данные (Т_Nd(DM)) (от 2100 до 2400 млн лет, Щипанский и др., 2007) и возраст детритовых цирконов 2100–2200 млн лет (Terentiev, Santosh, 2016). Метаосадки претерпели зональный HT/LP метаморфизм при 3–5 кбар и 450–700°C (Савко, 1990, 1994) и превращены в сланцы и метапесчаники, а в высокотемпературных зонах – в гранат-кордиеритовые гнейсы (Герасимов, Савко, 1995). Возраст метаморфизма составляет около 2069 млн лет (Савко и др., 2015).

Метаосадочные толщи Воронцовского террейна прорваны интрузиями базитов и контрастных по геохимии гранитов S- и A-типов с возрастом 2.05–2.07 млрд лет и ювенильными изотопно-геохимическими характеристиками (ε_Nd(Т) от +2.0 до +2.6) (Савко и др., 2014). Граниты S-типа рассматриваются как продукты плавления метаосадков воронцовской серии в краевой части террейна. Образование гранитов A2-типа в осевой части террейна происходило в условиях сокращения мощности коры. Граниты А2-типа являются продуктами дифференциации внедрившихся в нижнюю кору базитовых магм, испытавших интенсивную контаминацию коровым материалом. Их внедрение произошло после коллизионного метаморфизма с возрастом 2.07 млрд лет (Савко и др., 2014, 2015) и связано с постколлизионной тектоникой. Более поздний платформенный магматизм представлен габбродолеритами трапповой формации новогольского комплекса (Савко, Бочаров, 1988) c возрастом 1805 ± 14 млн лет (Чернышов и др., 2001) и кембрийскими дайками сиенитов артюшкинского комплекса (Носова и др., 2019; Скрябин и др., 2015).

Воронцовский террейн отделен от архейского Курского блока Донским террейном на юге и Лосевским – на севере. Последний представляет собой островодужные постройки на активной континентальной окраине, сложенные преимущественно вулканитами бимодальной серии с возрастом 2170–2120 млн лет (Terentiev et al., 2017). Они впоследствии были интрудированы крупными батолитами гранитоидов I-типа усманского комплекса с возрастом 2100–2075 млн лет в постколлизонной обстановке после коллизионного события с возрастом около 2100 млн лет (Terentiev et al., 2016; Щипанский и др., 2007).

Донской террейн сложен преимущественно гранитоидными батолитами I-типа павловского комплекса (2081–2063 млн лет, Terentiev et al., 2020) с многочисленными ксенолитами амфиболитов, размером в несколько метров, протолитами которых являются базиты лосевской серии. В протолитах павловских гранитоидов уже присутствует архейская коровая компонента. По направлению к архейскому Курскому блоку они характеризуются все менее радиогенным составом Nd (ε_Nd(T) от +0.3 до –4.2) и появлением захваченных цирконов с возрастом около 2.8 млрд лет (Terentiev et al., 2020).

Дацитовые порфиры были вскрыты скв. 548-с в западной части Воронцовского террейна недалеко от границы с Лосевским террейном (рис. 1, 2). Они представляют собой серию субвертикальных (5°–7° к оси керна) субвулканических тел (даек) среди метапелитовых сланцев и метапесчаников воронцовской серии, залегающих согласно с ориентировкой сланцеватости. Их видимые мощности по керну от 0.8 до 14.5 м (рис. 2). С глубиной ориентировка сланцеватости и контактов с дацитами становится более пологой, 40°–45° к оси керна. Они вместе с вмещающими метатерригенными породами подверглись метаморфическим изменениям и имеют сланцеватую текстуру, совпадающую с ориентировкой сланцеватости вмещающих сланцев и метапесчаников. Породы рассечены маломощными (до 1 см) кварцевыми и кварц-карбонатными прожилками как согласными сланцеватости, так и секущими ее.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Определение содержаний петрогенных оксидов. Химический состав образцов определялся на рентгенофлюоресцентном спектрометре S8 Tiger (Bruker AXS GmbH, Германия) в Воронежском государственном университете (ВГУ, г. Воронеж). Подготовка проб для анализа породообразующих элементов выполнена путем плавления 0.5 г порошка пробы, 2 г тетрабората лития в муфельной печи с последующим отливом стеклообразного диска. При калибровке спектрометра и для контроля качества измерений были использованы государственные стандартные образцы химического состава горных пород – ГСО № 8871-2007, ГСО № 3333-85, ГСО № 3191-85. Точность анализа составляла 1–5 отн. % для элементов с концентрацией выше 1–5 мас. % и до 12 отн. % для элементов с концентрацией ниже 0.5 мас. %. Обработка результатов проводилась посредством разработанных методик в программе Spectra Plus (Bruker AXS GmbH, Германия).

Определение содержаний редких и редкоземельных элементов. Малые и редкие элементы определяли методом индукционно-связанной плазмы с масс-спектрометрическим окончанием анализа (ICP-MS) в Аналитическом сертификационном испытательном центре Института проблем технологии микроэлектроники и особо чистых материалов (г. Черноголовка). Разложение образцов пород проводилось путем кислотного вскрытия в открытой и закрытой системах в зависимости от их состава. Пределы обнаружения для REE, Hf, Ta, Th, U составляли 0.02–0.03 ppm, для Nb, Be, Co – 0.03–0.05 ppm, для Li, Ni, Ga, Y – 0.1 ppm, для Zr – 0.2 ppm, для Rb, Sr, Ba – 0.3 ppm, для Сu, Zn, V, Cr – 1–2 ppm. Правильность анализа контролировалась путем измерения международных и российских стандартных образцов GSP-2, ВМ, СГД-1А, СТ-1. Ошибки определения концентраций составляли от 3 до 5 мас. % для большинства элементов.

 

Рис. 2. Геологическая колонка скв. 548-с и микрофотографии шлифов дацитовых порфиров: (а–д) – измененные ксенокристы плагиоклаза в мелкозернистом кварц-полевошпатовом матриксе; (е) – зональность ксенокриста плагиоклаза в даците. Нумерация образцов на рисунке: номер скважины/глубина.

Рис. 3. Классификационные диаграммы для дацитов Воронцовского террейна: (а) (Na₂O+K₂O)–SiO₂ ; (б) A/CNK– A/NK; (в) FeO_tot/(FeO_tot + MgO)–SiO₂; (г) (Na₂O + K₂O – CaO)–SiO₂.

 

Измерения абсолютного возраста цирконов проводились на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований Всероссийского научно-исследовательского геологического института (ЦИИ ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург) по стандартной методике (Larionov et al., 2004; Williams, 1998) с использованием эталонных цирконов “91500” и “Temora”. При расчетах использовались константы распада, предложенные в работе (Steiger, Jäger, 1977), и вводилась поправка на нерадиогенный свинец по (Stacey, Kramers, 1975) на основе измеренного отношения 204Pb/206Pb. Полученные результаты обрабатывали с помощью программ “SQUID v1.12” и “ISOPLOT/Ex 3.22” (Ludwig, 2005). Поскольку результаты образовали дискордию с ненулевым нижним пересечением, оценка возраста проводилась по верхнему пересечению с конкордией. Под конкордантностью, следуя (Ludwig, 1998), понимается факт перекрытия линии конкордии эллипсом погрешностей 2σ.

Sm-Nd изотопный анализ валовых образцов. Sm-Nd изотопные исследования выполнены в ЦИИ ВСЕГЕИ. Изотопные составы Sm и Nd определены на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON в статическом режиме. Измеренные значения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd нормализованы к ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219 и приведены к значению ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512115 в Nd-стандарте JNdi-1. Точность определения концентраций Sm и Nd составила ±0.5%, изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd ± 0.5%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd ± 0.005% (2σ).

Микрозондовый анализ. Локальные анализы минералов выполнены на электронном микроскопе Jeol 6380LV с системой количественного энергодисперсионного анализа “Inca” (ВГУ). Условия анализа: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток зонда 1.2 мА, время набора спектра 90 с, диаметр пучка 1–3 мкм. ZAF коррекция при расчете содержаний оксидов и оценка точности проводились с помощью программ математического обеспечения системы. Точность анализа систематически контролировалась по эталонным образцам природных и синтетических минералов.

ПЕТРОГРАФИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ

Дациты светло-серые, светло-коричневато-серые, сланцеватой текстуры и бластопорфировой структуры состоят из тонкозернистой основной массы и порфировых вкрапленников плагиоклаза, составляющих до 30% от объема породы (рис. 2). Матрикс имеет лепидогранобластовую структуру.

В составе дацитов преобладает плагиоклаз (60–80 мод. %), присутствующий как в матриксе, так и в порфировых вкрапленниках размером 2–5 мм, часто замещаемых тонкочешуйчатым вторичным мусковитом. В основной мелкозернистой массе плагиоклаз по составу отвечает олигоклазу (An_10–23). Неизмененные ксенокристы имеют концентрическую зональность с более темными центральными частями. Центральные части имеют более основной состав (An_49–55), а краевые – более кислый (An_31–35) (рис. 2е). В незначительном количестве до 5 мод. % в основной массе присутствует калиевый полевой шпат. Кварц присутствует в мелкозернистом матриксе в количестве до 20 мод. %.

Биотит (2–5 мод. %) является единственным темноцветным минералом и представлен удлиненными коричневыми лейстами размером до 2 мм по удлинению. Он имеет железистый состав (X_Fe = 0.72–0.81) и повышенную титанистость (TiO₂ = 2.4–2.9 мас. %). Акцессорные минералы представлены апатитом, титанитом и цирконом, рудные – магнетитом и сфалеритом, вторичные хлоритом, эпидотом и кальцитом.

ГЕОХИМИЯ

Дациты имеют содержание SiO₂ от 67.9 до 74.4 мас. %, умеренную концентрацию щелочей (Na₂O + K₂O) = 6.3–7.8 мас. % с явным преобладанием натрия (K₂O/Na₂O = 0.44–0.77). Они характеризуются умеренной титанистостью (TiO₂ = 0.1–0.4) и железистостью (X_Fe = 0.69–0.84). Глиноземистость пород близка к значениям 1.0 индекса A/CNK (рис. 3, табл. 1). На классификационной диаграмме TAS (Middlemost, 1994) точки составов попадают в поля дацитов и риолитов (рис. 3). На бинарных диаграммах отмечается отрицательная корреляция SiO₂ c TiO₂, CaO, Al₂O₃, MgO и K₂O (рис. 4).

Для дацитов характерны низкие концентрации “мафических элементов” Ni и Cr, всех высокозарядных элементов, особенно Y, высокая Sr (Sr/Y = = 83–150), умеренные Ba и Rb (табл. 1). Также отмечаются низкие концентрации редкоземельных элементов, спектры распределения которых имеют отрицательный наклон с обогащением LREE и очень сильным их фракционированием ((La/Yb)_n = 56–177) и без выраженной Eu*-аномалии (табл. 1, рис. 5). Для них значения (Gd/Yb)_n = 10–19 очень высокие.

На мультиэлементной спайдердиаграмме дациты характеризуются слабой отрицательной аномалией Nb и слабой положительной Ti (рис. 5).

U-Pb ГЕОХРОНОЛОГИЯ ПО ЦИРКОНУ

Нами были выполнены определения возраста циркона на ионном микрозонде SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ) из дайки метадацитов для обр. 548-с/185.7 (скв. 548-с, глубина 185.7 м). Циркон представлен бесцветными идиоморфными и субидиоморфными призматическими кристаллами, причем присутствует много длиннопризматических (длиной 150–200 мкм) с острыми пирамидальными вершинами (рис. 6). Отмечаются твердофазные включения. В катодолюминесценции видна структура роста – тонкая концентрическая осцилляционная зональность. Явных унаследованных ядер не выявлено. Структурные и морфологические признаки указывают на магматическую природу циркона и практическое отсутствие значительных наложенных событий.

 

Таблица 1. Содержания петрогенных оксидов, редких и редкоземельных элементов в дацитах Воронцовского террейна

Компоненты	548-с/ 184.5*	548-с/ 185.7	548-с/ 186	548-с/ 187	548-с/ 187.5	548-с/ 190	548-с/ 210.4	548-с/ 237.6
SiO2	69.43	68.49	69.01	69.63	67.93	71.08	72.44	74.36
TiO2	0.34	0.38	0.40	0.36	0.41	0.36	0.23	0.07
Al2O3	14.82	15.48	14.93	14.83	15.11	14.25	14.31	14.40
Fe2O3tot	3.22	3.65	3.68	2.97	3.69	3.17	2.68	1.83
MgO	0.70	0.84	0.81	0.67	0.73	0.70	0.42	0.18
MnO	0.03	0.02	0.02	0.03	0.04	0.04	0.03	0.02
CaO	2.90	2.99	2.80	3.09	3.06	2.71	2.53	1.88
Na2O	4.70	4.21	3.98	4.34	4.40	3.90	4.41	4.39
K2O	2.75	2.92	2.80	3.18	3.40	2.72	2.13	1.91
P2O5	0.18	0.17	0.17	0.17	0.22	0.19	0.10	0.04
SO3	0.04	0.10	0.15	0.12	0.06	0.05	0.04	0.06
П.п.п.	0.66	0.62	1.11	0.55	0.89	0.67	0.62	0.70
Сумма	99.77	99.82	99.76	99.93	99.93	99.92	99.94	99.83
XMg	0.30	0.31	0.30	0.31	0.28	0.30	0.34	0.16
K2O/Na2O	0.59	0.69	0.70	0.73	0.77	0.70	0.48	0.44
Na2O + K2O	7.45	7.13	6.78	7.52	7.80	6.62	6.54	6.30
A/CNK	0.93	1.00	1.02	0.91	0.92	1.00	1.01	1.13
Li	23	26.3			26	11	6	5.0
Be	1.9	1.3			1.6	0.9	0.9	1.7
Sc	2.2	1.6			2.1	2.1	0.6	1.3
V	22	21.4			15	8	6	15.4
Cr	22	24.3			14	7	8	20.2
Co	4	3.4			3	1.6	0.9	0.77
Ni	5	2.1			4	1.4	1.5	3.3
Ga	26	21.9			24	12	10	17.8
Rb	30	59.9			40	6	6	32.4
Sr	300	506			300	80	50	322
Y	2	3.7			2	0.8	0.6	2.3
Zr	170	160			160	85	58	61.1
Nb	8	8.0			8	3.8	3.9	7.8
Mo	1.1	1.2			0.9	1.8	0.6	0.57
Cs	1.1	2.2			1.4	0.7	0.5	0.67
Ba	380	713			400	180	150	611
La	9	28.0			10	3.1	3	20.5
Ce	22	59.3			23	7	7	42.0
Pr	2.9	6.8			3.1	1	0.9	4.4
Nd	11	26.8			12	4.1	3.6	17.6
Sm	1.9	4.4			2.1	0.7	0.6	3.5
Eu	0.6	1.0			0.7	0.23	0.18	0.69
Gd	1.3	2.4			1.4	0.49	0.42	1.9
Tb	0.09	0.22			0.1	0.04	0.03	0.19
Dy	0.42	0.93			0.45	0.18	0.15	0.63
Ho	0.06	0.12			0.06	0.025	0.02	0.072

Таблица 1. Окончание

Компоненты	548-с/ 184.5*	548-с/ 185.7	548-с/ 186	548-с/ 187	548-с/ 187.5	548-с/ 190	548-с/ 210.4	548-с/ 237.6
Er	0.16	0.25			0.11	0.052	0.039	0.12
Tm	0.015	0.029			0.015	0.007	0.005	0.011
Yb	0.09	0.19			0.09	0.04	0.03	0.083
Lu	0.012	0.024			0.012	0.006	0.004	0.010
Hf	3	4.3			2.9	1.8	1.5	2.3
Ta	0.46	0.71			0.5	0.28	0.33	0.67
W	0.18	1.3			0.16	0.3	0.11	1.1
Pb	7	12.7			7	5	6	15.6
Th	2.8	5.1			2.7	1.1	1	4.6
U	1.4	1.7			1.3	0.7	1	2.2
∑REE	49.6	131			53.1	17.0	16.0	91.8
Eu/Eu*	1.17	0.94			1.25	1.20	1.10	0.82
(Gd/Yb)n	12.0	10.5			12.9	10.1	11.6	18.9
(La/Yb)n	71.7	106			79.7	55.6	71.7	177.2
Sr/Y	150	137			150	100	83.3	140
Ybn	0.53	1.12			0.53	0.24	0.18	0.49

*Скв./глуб.

 

Было выполнено 16 анализов в 15 зернах (табл. 2, рис. 6). На диаграмме с конкордией (рис. 7) все результаты аппроксимируются единой линией регрессии с близкими к конкордантным значениями возрастов. Значительных различий между внутренними и внешними частями кристаллов не выявлено. Верхнее пересечение линии регрессии с конкордией через все аналитические точки дает возраст 2069 ± 20 млн лет (N = 16, СКВО = 0.42). Конкордантный возраст (N = 12) равен 2069 ± 13 млн лет (СКВО = 0.0052, вероятность конкордантности 0.94) (рис. 7).

Sm-Nd ИЗОТОПНЫЕ ДАННЫЕ

Изотопный состав Nd был измерен в двух валовых образцах дацита: 548-с/185.7, для которого было выполнено изотопное датирование циркона, и 548-с/237.6. Величина ε_Nd(2069) составляет 2.6 и 3.4, а модельный возраст T_Nd(DM) – 2258 и 2222 млн лет (табл. 3, рис. 8) соответственно, что свидетельствует о короткой коровой предыстории ювенильных мантийных источников расплавов.

ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ТИПИЗАЦИЯ

По геохимическим признакам дациты Воронцовского террейна являются железистыми, преимущественно метаглиноземистыми породами щелочно-известковой серии. Несмотря на повышенную железистость, их нельзя отнести к гранитоидам A-типа, для которых характерны калиевый профиль щелочности, обогащение высокозарядными и редкоземельными элементами и отрицательная аномалия Eu*. Невысокая глиноземистость, отсутствие мусковита (граната, кордиерита), низкие содержания литофильных элементов и, опять же, преобладание Na в сумме щелочей отличает дациты от гранитоидов S-типа. От гранитоидов M-типа они отличаются резко фракционированными спектрами легких и тяжелых REE. На дискриминантных диаграммах в терминах “алфавитной” классификации дациты попадают в поля гранитов I-, S- и M-типов (Whalen et al., 1987) и в поле гранитов вулканических дуг на диаграмме Rb–(Y + Nb) (Pearce et al., 1984) (рис. 9). Таким образом, можно сделать вывод, что дациты Воронцовского террейна отвечают по составу гранитам I-типа.

 

Рис. 4. Диаграммы распределения петрогенных оксидов.

 

 

Рис. 5. Нормализованное к хондриту распределение редкоземельных (а) и нормализованное к примитивной мантии распределение малых и редких (б) элементов в дацитах.

 

Рис. 6. Расположение точек определения возраста на КЛ-снимках цирконов из метадацитов Воронцовского террейна. Номера точек на рисунке соответствуют номерам анализов в табл. 2.

 

Таблица 2. Результаты U-Pb геохронологических исследований циркона из метадацитов (SHRIMP-II)

Точка	206Pbc, %	U, ppm	Th, ppm	206Pb*, ppm	232Th/ 238U	(1) 206Pb/ 238U возраст	± млн лет	(1) 207Pb/ 206Pb воз- раст	± млн лет	D, %	(1) 238U/ 206Pb*	±%	(1) 207Pb*/ 206Pb*	±%	(1) 207Pb*/ 235U	±%	(1) 206Pb*/ 238U	±%	Корр. ошиб.
Образец 548-с/185.7
7	4.22	762	540	150	0.73	1330	21	1972	20	+36	4.4	1.8	0.121	1.1	3.8	2.1	0.23	1.8	0.8
4	2.85	290	58	73.9	0.21	1677	16	1975	51	+17	3.4	1.1	0.121	2.8	5.0	3.0	0.30	1.1	0.4
1	3.64	661	92	152	0.14	1530	12	2015	24	+27	3.7	0.9	0.124	1.4	4.6	1.6	0.27	0.9	0.5
9	5.33	476	117	83.7	0.25	1199	23	2022	34	+45	4.9	2.1	0.125	1.9	3.5	2.8	0.20	2.1	0.7
2	1.56	367	86	109	0.24	1911	18	2061	32	+8	2.9	1.1	0.127	1.8	6.1	2.1	0.35	1.1	0.5
7re	1.40	486	130	147	0.28	1945	45	2073	22	+7	2.8	2.7	0.128	1.3	6.2	3.0	0.35	2.7	0.9
11	1.42	261	48	79.8	0.19	1961	18	2073	42	+6	2.8	1.1	0.128	2.4	6.3	2.6	0.36	1.1	0.4
3	1.07	155	22	48.9	0.15	2015	30	2058	73	+2	2.7	1.7	0.127	4.1	6.4	4.5	0.37	1.7	0.4
5	1.06	111	31	35.3	0.29	2029	58	2040	90	+1	2.7	3.3	0.126	5.1	6.4	6.1	0.37	3.3	0.6
10	0.69	241	79	77.1	0.34	2037	49	2055	38	+1	2.7	2.8	0.127	2.1	6.5	3.5	0.37	2.8	0.8
3	0.34	314	52	102	0.17	2072	20	2066	41	0	2.6	1.1	0.128	2.3	6.7	2.6	0.38	1.1	0.4
8	0.23	226	46	73.7	0.21	2077	20	2070	39	0	2.6	1.1	0.128	2.2	6.7	2.5	0.38	1.1	0.4
12	0.15	438	89	143	0.21	2077	32	2074	29	0	2.6	1.8	0.128	1.7	6.7	2.5	0.38	1.8	0.7
15	0.16	561	55	184	0.10	2081	26	2075	26	0	2.6	1.5	0.128	1.5	6.7	2.1	0.38	1.5	0.7
6	0.38	467	136	152	0.30	2074	37	2078	26	0	2.6	2.1	0.129	1.5	6.7	2.6	0.38	2.1	0.8
14	0.00	452	109	149	0.25	2097	17	2060	29	-2	2.6	1.0	0.127	1.7	6.7	1.9	0.38	1.0	0.5

Примечание. Ошибки составляют 1σ. Pbc и Pb* – первичный и радиогенный свинец соответственно. Стандартная ошибка калибровки 0.3%. (1) Первичный свинец скорректирован по измеренному²⁰⁴Pb. D, % – процент дискордантности.

 

Рис. 7. Результаты U-Pb датирования циркона из метадацитов Воронцовского террейна методом SIMS.

 

По геохимическим признакам дациты Воронцовского террейна близки к высокобарическим трондьемитам архейских ТТГ-ассоциаций (Moyen, 2011) (рис. 10), но отличаются от них большей деплетированностью литофильных и высокозарядных элементов, более высокой железистостью и аномальным фракционированием легких и тяжелых REE. От типичных адакитов дациты отличают низкие содержания совместимых элементов Ni, Cr и Mg. В последней сводке по геохимии (Sotiriou et al., 2023) архейские ТТГ-ассоциации со значением (Gd/Yb)n > 10 являются единичным случаем. Также крайне редко они отмечались в протерозойских и фанерозойских трондьемитах и адакитах.

ПЕТРОГЕНЕЗИС

Сильно обеденные спектры тяжелых REE указывают на образование дацитовых расплавов при плавлении в равновесии с гранатсодержащим реститом. Натровая специализация, низкие концентрации несовместимых элементов и высоко радиогенный изотопный состав неодима дают основание предполагать деплетированный базитовый источник для дацитовых расплавов. Согласно петрогенетическим расчетам, такие условия могли быть реализованы при частичном плавлении деплетированных базитов N-MORB типа в равновесии с эклогитовым реститом (рис. 11). Это согласуется с результатами экспериментальных исследований, согласно которым дацитовые расплавы могут образоваться при 20–40% плавления метабазальта при 1000–1100°C и 16–32 кбар в равновесии с эклогитовым реститом (Hastie et al., 2016; Rapp, Watson, 1995).

 

Таблица 3. Sm-Nd изотопные данные дацитовых порфиров

Номер образца	Sm, мкг/г	Nd, мкг/г	147Sm/144Nd*	143Nd/144Nd	Т**, млн лет	εNd(T)	ТNd(DM)***
548-с/185.7	4.18	27.05	0.0935	0,511364	2069	2.6	2258
548-с/237.6	3.56	20.24	0.10644	0.511582	2069	3.4	2222

*Погрешность¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd принята не более 0.2%. **Возраст по данным U-Pb датирования (см. текст). ***Модельный возраст по (Goldstein, Jacobsen, 1988).

 

Рис. 8. Результаты Sm-Nd исследований метадацитов Воронцовского террейна. Данные по гранитам Воронцовского террейна из (Савко и др., 2014).

 

Рис. 9. Дискриминантные диаграммы для метадацитов Воронцовского террейна: (а) – по (Pearce, 1996); (б) – по (Whalen et al., 1987).

 

Рис. 10. Составы дацитов Воронцовского террейна на дискриминантных диаграммах для адакитов (Drummond, Defant, 1990).

 

Изменения составов пород от дацитов к риолитам могут быть связаны с кристаллизационной дифференциацией. Главной кумулусной фазой, по-видимому, был плагиоклаз, фенокристы которого, широко представленные в породах (рис. 2), вероятно, вынесены из промежуточной камеры. Массовая кристаллизация плагиоклаза могла быть связана со снижением давления в ходе подъема кислых магм и обеспечила заметное снижение концентраций Al₂O₃, CaO, Sr и Eu в риолитах. Наблюдаемое резкое снижение концентраций всех редкоземельных элементов при переходе от дацитовых к риолитовым составам могло быть связано с кристаллизацией акцессорного кальциевого минерала – концентратора REE, такого как титанит или апатит (рис. 10).

Таким образом, геохимические и изотопные особенности дацитов предполагают их зарождение при плавлении деплетированного базитового источника N-MORB типа на глубине более 60 км в равновесии с эклогитовым реститом и последующей дифференциацией в малоглубинных условиях. Такой петрогенетический сценарий мог бы быть реализован в зоне субдукции при плавлении погружающейся океанической плиты (Martin, Moyen, 2002). Однако этому противоречит низкая магнезиальность и низкие содержания MgO, Cr и Ni в дацитах, которые исключают взаимодействие кислых субдукционных расплавов с породами перекрывающего мантийного клина (Martin, 1999; Smithies, 2000). Расплавы такого состава могли образоваться в двух типах тектонических обстановок: (1) пологая субдукция и (2) увеличение мощности коры в результате коллизии до образования дацитов.

В случае пологой субдукции возможно перемещение в нижнюю кору подобных магм при плавлении слэба без значительного изменения составов (Martin, Moyen, 2002). К примеру, производные плавления слэба – адакитовые магмы в Японской островной дуге – сохраняют низкие содержания MgO, Cr и Ni (Tsuchiya et al., 2007).

Более вероятным представляется образование дацитовых магм при плавлении нижних горизонтов базитовой коры сильно увеличенной мощности. Ее утолщение (образование орогенического клина) происходило до внедрения даек дацитов с возрастом 2.069 млрд лет в результате коллизионных процессов во время субдукции (коллизия дуга–континент), по-видимому, около 2.1 млрд лет назад (Цыбуляев и др., 2021; Кориш и др., 2022). Коллизия, сопровождаемая метаморфизмом, возобновилась (или продолжилась) при столкновении кратонов Сарматии и Волгоуралии (коллизия континент–континент) около 2.07 млрд лет назад (Савко и др., 2015; Savko et al., 2018).

Ранее было показано, что коллизия и метаморфизм происходили в условиях “теплой” и “влажной” литосферы молодого Воронцовского террейна (Савко и др., 2015), что способствовало эклогитизации нижнекоровых метабазитов. Триггером частичного плавления эклогитовых протолитов могли служить флюиды, высвобождавшиеся в результате метаморфических реакций дегидратации и/или начало деламинации в основании коры и магматического андерплейтинга.

Подобные сценарии образования адакитовых магм при плавлении утолщенной нижней базитовой коры описаны в раннепалеозойском коллизионном орогене Цинлин (Qinling) в Центральном Китае (Qin et al., 2015) и миоценовом Гималайско-Тибетском коллизионном орогене (Chung et al., 2003; Hou et al, 2004; Wang et al., 2005). Отметим, что Волго-Донской коллизионный ороген считается палеопротерозойским аналогом Гималайско-Тибетского орогена (Shchipansky, Kheraskova, 2023).

ВЫВОДЫ

В западной части Воронцовского террейна на границе с Лосевским впервые установлены метаморфизованные дайки дацитовых порфиров среди метатерригенных флишоидных толщ воронцовской серии с возрастом кристаллизации 2069 ± 13 млн лет. Они являются железистыми, преимущественно метаглиноземистыми породами щелочно-известковой серии и относятся к гранитоидам I-типа. Такие геохимические особенности как Na профиль щелочности, обедненность литофильными, высокозарядными, совместимыми и редкоземельными элементами с резким фракционированием последних и отсутствием Eu*-аномалии, высокие значения Sr/Y, особенно (Gd/Yb)_n > 10, а также радиогенный состав Nd предполагают их образование при частичном плавлении ювенильных базитовых протолитов MORB-типа в условиях высоких давлений в равновесии с гранат-пироксеновым эклогитовым реститом. Мы полагаем, что дациты могли сформироваться либо в результате пологой субдукции океанической плиты под Сарматский кратон, либо при частичном плавлении эклогитизированной базитовой нижней коры сильно увеличенной мощности (>60 км) в условиях формирующегося орогена. Изменения составов от дацитов к риолитам могут быть связаны с кристаллизационной дифференциацией.

 

Рис. 11. Результаты моделирования процессов образования дацитов и риолитов. 1 – поле составов природных образцов; 2, 3 – предполагаемые источники расплавов: 2 – толеитовый базальт MORB-типа из нижней части разреза лосевской серии (обр. 7782/422 из Щипанский и др., 2007); 3 – средний N-MORB (White, Klein, 2014); 4 – модельный дацитовый расплав – результат 20% равновесного плавления толеитового базальта, рестит состоит из клинопироксена (50%), граната (48%) и рутила (2%); 5 – модельный риолитовый расплав – результат 30% дифференциации дацитового расплава с удалением кумулятивной ассоциации плагиоклаз (90%) + апатит (9%) + циркон (1%). Расчеты выполнены по формулам из (Arth, 1976) с использованием коэффициентов распределения из (Rollinson, Pease, 2021).

 

Благодарности. Авторы благодарны рецензентам А.А. Щипанскому (ГИН РАН) и Ю.А. Мартынову (ДВГИ ДВО РАН) за внимательное отношение к рукописи и важные замечания, позволившие улучшить качество настоящей статьи.

Источники финансирования. Исследование выполнено при поддержке Госбюджетной темы ИГЕМ РАН № 124022400143-9.

About the authors

Konstantin A. Savko

Voronezh State University

Author for correspondence.
Email: ksavko@geol.vsu.ru
Russian Federation, Voronezh

Aleksandr V. Samsonov

Institute of Ore Geology, Petrography, Mineralogy and Geochemistry RAS

Email: samsonov@igem.ru
Russian Federation, Moscow

E. H. Korish

Voronezh State University

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

Nikolay S. Bazikov

Voronezh State University

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

Aleksandr N. Larionov

Karpinsky Russian Geological Research Institute

Email: ksavko@geol.vsu.ru

Centre for Isotope Research

Russian Federation, St. Petersburg

References

Supplementary files