Происхождение и метаморфическая эволюция железисто-глиноземистых метапелитов енисейского кряжа и кузнецкого алатау
На правах рукописи
ВЕРШИНИН Алексей Евгеньевич
ПРОИСХОЖДЕНИЕ И МЕТАМОРФИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ЖЕЛЕЗИСТО-ГЛИНОЗЕМИСТЫХ МЕТАПЕЛИТОВ ЕНИСЕЙСКОГО КРЯЖА И КУЗНЕЦКОГО АЛАТАУ
25.00.04-петрология, вулканология
АВТОРЕФЕРАТ
диссертации на соискание ученой степени
кандидата геолого-минералогических наук
НОВОСИБИРСК – 2008
Работа выполнена в Институте геологии и минералогии Сибирского отделения Российской Академии наук
Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук
Игорь Иванович Лиханов
Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук
Валентина Алексеевна Макрыгина
кандидат геолого-минералогических наук
Василий Петрович Сухоруков
Ведущая организация: Институт геологии и геохимии Уральского отделения РАН, г. Екатеринбург
Защита состоится 11 ноября 2008 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 003.067.03 при Институте геологии и минералогии СО РАН, в конференц-зале
Адрес: 630090 Новосибирск, проспект академика Коптюга, 3
Факс: (383) 333-35-05
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института
Автореферат разослан ‹‹10›› октября 2008 года.
Ученый секретарь диссертационного совета,
доктор геол.-.мин. наук О.М. Туркина
ВВЕДЕНИЕ
Актуальность исследования
Глинистые сланцы и продукты их метаморфизма в отношении поведения ряда микроэлементов являются индикаторами состава континентальной коры, а их геохимическая летопись позволяет проследить ее эволюцию. Значительную долю в строении докембрийских метаморфических комплексов в складчатом обрамлении юго-западной окраины Сибирского кратона составляют пелиты специфического железисто-глиноземистого состава, метаморфизм которых приводит к появлению редких минеральных парагенезисов с участием экстремально железистых минералов: хлоритоид + биотит, хлоритоид + биотит + андалузит и кордиерит + гранат + мусковит (Likhanov et al., 2001). Петрологические аспекты метаморфической эволюции этих пород изучены достаточно полно, что позволило выявить существенные различия в топологии Р-Т диаграмм для типичных и железисто-глиноземистых метапелитов (Лиханов и др., 2005). Их геохимическая специфика, особенно в отношении индикаторных для выяснения особенностей формирования протолита микроэлементов, и геодинамическая обусловленность изучены гораздо слабее, что вызывает противоречивость взглядов на их происхождение. Дальнейшее накопление и анализ геохимических данных в разных геотектонических обстановках позволят сделать существенный вклад в решение этих вопросов. Повышенный научный интерес к вышеупомянутым проблемам отражает их фундаментальное значение не только в общегеологическом аспекте, но и как основы для реконструкции процессов формирования акреционно-коллизионных структур континентов и тектонической эволюции покровно-складчатых поясов на границе кратонов. В частности, исследования по строению континентальных окраин Сибири имеют важное значение для решения широко дискутируемого в современной литературе вопроса о вхождении Сибирского кратона в состав древнего суперконтинента Родиния и последующего его распада с образованием Палеоазиатского океана (например, Pisarevsky et al., 2003).
Объекты исследования
В качестве объектов исследования были выбраны метаморфические комплексы железисто-глиноземистых метапелитов Кузнецкого Алатау и Енисейского кряжа, сформированные в обстановках контактового и коллизионного метаморфизма.
Главной целью работы является реконструкция метаморфической эволюции железисто-глиноземистых метапелитов юго-западной окраины Сибирского кратона, состава и природы их протолита.
Достижение поставленной цели включает последовательное решение следующих задач:
1) Проведение геологического картирования объектов исследования и их геохимическое опробование. На основании детальных исследовании минералов, их микроструктурных взаимоотношений и минеральных парагенезисов определение ширины метаморфических зон и пространственного положения изоград.
2) На основании составов породообразующих минералов и их зональности оценка Р-Т условий и построение Р-Т трендов метаморфической эволюции. Выяснение закономерности в изменении набора минеральных парагенезисов и химического состава минералов в зависимости от вариаций физико-химических параметров метаморфизма.
3) Расчет и обоснование химических реакций регионального и коллизионного метаморфизма, ответственных за развитие минеральных парагенезисов и метаморфических микротекстур.
4) На основе изотопного датирования оценка возраста коллизионного метаморфизма.
5) На основе анализа геохимической информации по содержанию главных, редких и редкоземельных элементов (РЗЭ) в железисто-глиноземистых метапелитах реконструкция состава и основных черт формирования их протолита.
Основные защищаемые положения:
1. Контактовый метаморфизм железисто-глиноземистых филлитов амарской свиты вендского возраста в Кузнецком Алатау осуществлялся в диапазоне температур от Т = 430 до 640оС при постоянном давлении Р = 3.1–3.5 кбар. В заангарской части Енисейского кряжа коллизионному метаморфизму умеренных давлений подвергались регионально-метаморфические породы низких давлений кординской свиты и тейской серии среднерифейского и нижнепротерозойского возрастов, соответственно. Оцененные параметры метаморфизма составляют: Т = 560–600оС при Р = 4.5–6.7 кбар для кординской свиты и T = 630–710оС при Р = 5.8–8.4 кбар для тейской серии. Особенностью этого метаморфизма, локализованного в узких, непосредственно примыкающим к надвигам зонах с мощностью от 4–5 до 6–8 км, является развитие деформационных текстур/структур и бластомилонитов с кианитом, силлиманитом, гранатом и ставролитом по андалузитсодержащим парагенезисам, сформированных при постепенном повышении давления при приближении к надвигам и низком геотермическом градиенте (не более 12оС/км).
2. Оценки возрастов, соответствующие этапу охлаждения пород до температур ниже 360°С, полученные методом 40Ar/39Ar датирования по биотиту из метапелитов кординской свиты внешней и внутренней зон коллизионного метаморфизма, составляют 823.2±8.7 и 826.3±7.4 млн. лет. Интерпретация этих данных в рамках тектоно-термальной эволюции пород с учетом скорости их эксгумации свидетельствует о неопротерозойском (~850 млн. лет) возрасте кульминационной стадии коллизионного метаморфизма.
3. Пелиты существенно железисто-глиноземистого состава, метаморфизм которых приводит к появлению редких минеральных парагенезисов, изначально представляли собой переотложенные и метаморфизованные продукты докембрийских кор выветривания каолинитового типа преимущественно каолинит-монтмориллонит-хлорит-гидрослюдистого состава. Образование протолита метапелитов тейской серии и кординской свиты (Енисейский кряж) происходило за счет размыва постархейских комплексов пород в основном кислого (гранитоидного) состава. Образование протолита амарской свиты (Кузнецкий Алатау) происходило с вовлечением в область эрозии вулканогенного материала основного состава, сформированного в островодужных обстановках.
Научная новизна
Получены новые данные о составе и природе протолитов железисто-глиноземистых метапелитов Енисейского кряжа и Кузнецкого Алатау. Установлено, что они представляют собой переотложенные и метаморфизованные породы кор выветривания каолинитового, а не латеритного типа, как считалось ранее (например, Головенок, 1977; Jan, Rafiq, 2006). Показана гетерогенная природа их протолитов. Выяснены характерные признаки и связь коллизионного метаморфизма в заангарской части Енисейского кряжа с образованием надвигов. Результаты 40Ar/39Ar датирования возраста коллизионного метаморфизма позволили установить возрастные взаимоотношения между магматической и тектонической активностью в регионе.
Практическая значимость
Полученные новые данные об эволюции, природе протолита и возрасте метаморфизма ряда полиметаморфических комплексов железисто-глиноземистых метапелитов заангарья Енисейского кряжа и Кузнецкого Алатау, могут быть использованы для разработки современных корреляционных схем метаморфических и магматических комплексов Центрально-Азиатского складчатого пояса и выяснения сложной тектонической структуры юго-западного обрамления Сибирской платформы. Участки с повышенным содержанием Al2O3 (до 32 мас. %) в Кузнецком Алатау перспективны для проведения поисковых работ на глиноземистое сырье.
Фактический материал, аналитические методы исследования
В основу работы положены материалы, полученные автором за время обучения в магистратуре/аспирантуре и работы в лаборатории метаморфизма и метасоматоза с 1998 по 2007 г. За это время автором отобрано более 300 образцов, изучено более 200 петрографических шлифов, получен обширный аналитический материал, включающий более 100 химических анализов горных пород, более 300 химических анализов породообразующих минералов, более 50 определений содержаний микроэлементов и 2 датирования возраста 40Ar/39Ar методом.
Содержания главных породообразующих компонентов определены методом рентгенофлюоресцентного анализа (CRM-25). Химический состав минеральных фаз установлен с помощью рентгеноспектрального микроанализатора (Camebax-micro). Содержания редких элементов, включая РЗЭ, определены с помощью высокочувствительного масс-спектрометра высокого разрешения с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS, Element). Датирование времени метаморфизма по биотиту 40Ar/39Ar методом проведено на масс-спектрометре “Micromass Noble Gas 5400”. Все анализы выполнены в Аналитическом центре ИГМ СО РАН.
Апробация работы и публикации
По теме диссертации опубликовано 14 работ, в том числе 9 статей в рецензируемых журналах и 5 расширенных тезисов в сборниках. Отдельные результаты исследований были представлены в виде докладов на конференции “Метаморфизм и геодинамика” (Екатеринбург, 2006) и на Второй Всероссийской школе по литохимии (Сыктывкар, 2006).
Структура и объем работы
Диссертация состоит из введения, 3 глав и заключения общим объемом 163 страниц, содержит 15 таблиц, 33 рисунка и список литературы, состоящий из 178 наименований.
Автор выражает глубокую благодарность научному руководителю д.г.-м.н. И.И. Лиханову, а также искренне признателен
академику В.В. Ревердатто, д.г.-м.н. О.П. Полянскому, д.г.-м.н. О.М. Туркиной, к.г.-м.н. Н.И. Волковой, к.г.-м.н. Н.В. Попову, к.г.-м.н. П.С. Козлову, д.г.-м.н. Э.В. Сокол и к.г.-м.н. А.Ю. Селятицкому за помощь в работе, ценные советы и конструктивные замечания.
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Петрологические методы базировались на парагенетическом анализе метапелитов. Для целей геотермобарометрии использованы известные минералогические геотермометры и геобарометры c соответствующими моделями смешения и компьютерные программные пакеты THERMOCALC (Powell, Holland, 1994) и PTPATH (Spear et al., 1991) с внутренне согласованными термодинамическими базами данных. Модальные содержания минералов получены по химическому составу пород на основании методики, предложенной Дж. Ферри (Ferry, 1983). Расчет уравнений химических реакций выполнялся по реальным составам сосуществующих минералов с использованием аппарата матричной алгебры, реализованный в пакете MATHEMATICA 5.0 с помощью процедуры NullSpace (Wolfram, 2003).
Геохимические методы. Петрохимические данные в сочетании с особенностями распределения микроэлементов в породах позволяют оценить состав и природу протолитов и провести реконструкции обстановок их формирования. Для этих целей использована система петрохимических модулей Я.Э. Юдовича и М.П. Кетрис (2000) и набор генетических диаграмм разных авторов: Я.Э. Юдовича и М.П. Кетрис (2000), А.А. Предовского (1980) и А.Н. Неелова (1980). Степень зрелости вещества, поступившего из областей размыва, количественно оценивался с помощью известных петрохимических отношений – CIA (Nesbit, Young, 1982), CIW (Harnois, 1988), ICV (Cox et al., 1995). Вероятный дометаморфический нормативный минеральный состав пород рассчитывался с помощью программы MINLITH по их химическим анализам. (Розен и др., 1999). В отношении РЗЭ и редких элементов для целей определения природы протолита использовался анализ спектров РЗЭ, а также ряд индикаторных отношений (La/Sc, Th/Sc, La/Th, Co/Th, Th/U). Определение геодинамических обстановок формирования протолита осуществлено с помощью известных дискриминационных диаграмм: Eu/Eu*–(Gd/Yb)n (Taylor, McLennan, 1995), Rb–Y+Nb (Pearce, 1996), Hf–Th–Ta (Wood, 1980), La–Th–Sc (Bhatia, Crook, 1986) и др. Полученные результаты сопоставлялись с имеющимися литературными данными по литолого-фациальному анализу и геодинамическим реконструкциям эволюции геологических комплексов в докембрии.
Использованные символы минералов: Alm – альмандин, And – андалузит, An – анортит, Bt – биотит, Chl – хлорит, Cld – хлоритоид, Crd – кордиерит, Ged – жедрит, Grt – гранат, Grs – гроссуляр, Hem – гематит, Ilm – ильменит, Ky – кианит, Mag – магнетит, Ms – мусковит, Pl – плагиоклаз, Prp – пироп, Qtz – кварц, Rt – рутил, Sil – силлиманит, Sps – спессартин, St – ставролит.
ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ
ПОЛОЖЕНИЕ 1
1. Железисто-глиноземистые метапелиты Енисейского кряжа
В заангарской части Енисейского кряжа было выделено два участка в пределах Центрального-Ангарского террейна (между Ишимбинским и Татарским глубинными разломами) с полями распространения железисто-глиноземистых метапелитов, испытавших наложенный коллизионный метаморфизм вблизи надвигов: Маяконский и Чапский.
1.1. Метаморфические зоны, минеральные ассоциации, состав и структурные взаимоотношения минералов.
Маяконский участок находится в бассейнах рек Еруды и Чиримбы в Заангарье Енисейского кряжа, где мезопротерозойские регионально-метаморфические породы низких давлений кординской свиты сухопитской серии подвергаются коллизионному метаморфизму умеренных давлений (рис. 1). В районе исследования метапелиты низких давлений, представленные Ms + Chl + Bt + Cld + And + Qtz + Ilm ± Crd минеральной ассоциацией, образовались в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фации. Породы умеренных давлений, характеризующиеся ассоциацией Ms + Chl + Bt + Qtz + Ky + St + Grt + Ilm + Pl с реликтами андалузита и редким присутствием силлиманита, возникли позднее при коллизионном метаморфизме в условиях фации кианитовых сланцев. Они слагают зону
Рис. 1. Схематическая карта метаморфизма междуречья рек Еруды и Чиримбы (Мая-конский участок), заангарье Енисейского кряжа (Likha-nov et al., 2004);
1 – граниты Ерудинского массива; 2 – апогранитные катаклазиты, 3 – шов Па-нимбинского надвига с зуб-цами в направлении падения; 4 – And-Ky изограда (а) и границы между зонами ме-тапелитов (б); 5 – мета-алевролиты и метакарбона-ты пенченгинской свиты; 6 – регионально-метаморфи-зованные метапелиты кор-динской свиты андалузит-силлиманитового типа ме-таморфизма (I); 7 – зоны метапелитов кианит-силли-манитового (II –IV) типа метаморфизма.
Рис. 2. Схема геологическо-го строения докембрийских кристаллических осадочно-метаморфических образо-ваний района верхнего течения р. Чапы (Чапский участок) (Лиханов и др., 2008);
1 – субщелочные граниты
тейского комплекса; 2 –гранито-гнейсы гаревского
комплекса; 3 – осадочно-метаморфические образо-вания: кординская свита – kd, пенченгинская свита – рn, свита хребта Карпин-ского – hk, гаревская свита – gr, 4 – главные надвиги с зубцами в направлении падения (а), второстепен-ные разломы (b); 5 – амфиболиты; 6 – мраморы; 7 – элементы залегания пород; 8 – And-Ky изограда (а) и границы между зонами метапелитов (б); 9 – зоны метапелитов андалузит-силлиманитового (I) и кианит-силлиманитового (II, III) типов метаморфизма.
шириной от 5 до 8 км и протяженностью более 20 км, ограниченную с востока Панимбинским надвигом северо-западного простирания.
Чапский участок выделен в среднем течении р. Чапы между устьями её притоков Нижней Ведуге и Еловой (рис. 2). Участок сложен нижнепротеро-
зойскими регионально-метаморфическими породами тейской серии. Наиболее удаленные от надвига кристаллические сланцы пенченгинской
свиты образованны в условиях зеленосланцевой фации. (Ms + Chl + Bt + Qtz + Pl). В 4-5 км от надвига метапелиты свиты хребта Карпинского представленны Ms + Chl + Bt + Qtz + And + St + Grt + Pl минеральной ассоциацией и метаморфизованы в условиях эпидот-амфиболитовой фации. С приближением к надвигу эти породы подвергаются коллизионному метаморфизму умеренных давлений кианит-силлиманитового типа. Ассоциация Ms + Chl + Bt + Qtz + Ky + St + Grt + Pl + Sil с реликтами андалузита возникла в условиях кианит-ставролитовой субфации фации кианитовых сланцев. Область распространения этих пород составляет 4–5 км и ограничена с востока надвигом северо-западного простирания.
В обоих участках пространственный переход от регионально-метаморфических пород низких давлений к более поздним породам умеренных давлений фиксируется кианитовой изоградой. Параллельно шву надвига в исследуемых породах выделены метаморфические зоны – четыре в Маяконском участке: зона “неизмененных” пород (I), внешняя (II), средняя (III) и внутренняя (IV) – “наложенного” коллизионного метаморфизма и три в Чапском: “исходные” метапелиты (I), внешняя (II) и внутренняя (III) зоны – “наложенного” коллизионного метаморфизма, различающиеся соотношением реликтовых и новообразованных минералов и степенью деформации пород (см. рис. 1, 2). Общей структурной особенностью является развитие псевдоморфоз по андалузиту, состоящих преимущественно из Ky, St, Ms (Маяконский участок) или Ky, St и Bt (Чапский участок). Основная масса пород (матрикс) представлена ассоциацией Grt + St + Bt + Ms + Qtz + Pl ± Sil ± Chl (без Ky и And). При приближении к надвигу содержание андалузита в породах уменьшается вплоть до полного исчезновения на границе между II и III зонами наряду с уменьшением содержаний ставролита, мусковита и увеличением количеств кианита и граната.
Структурно-текстурные преобразования пород Маяконского и Чапского участков, практически идентичны – коллизионный метаморфизм сопровождался дислокациями и деформациями пород и минералов.
Ниже приведены вариации составов минералов, использовавшиеся в геотермобарометрических исследованиях.
Состав гранатов варьирует в интервале Alm83-85, Prp7-9, Sps3-7,
Grs4-8, XFe = 0,91–0,92 (кординская свита) и Alm70-73, Prp9-13, Sps6-14, Grs5-15, XFe = 0.85–0.88 (тейская серия) (рис. 3).
Биотит незонален: XFe(кординская свита) = 0,69 (зона I, II) – 0,44 (зона IV), XFe(тейская серия) = 0.61(зона I) – 0.51(Зона IV).
Рис. 3. Концентрационные профили для гранатов из образцов внутренней зоны (IV) коллизионного метаморфизма Маяконского участка (А) и средней зоны коллизионного
метаморфизма (II) Чапского участка (Б).
Состав плагиоклаза меняется от альбита (зона I) до андезина (зона IV): XAn = 0.063–0.124 (кординская свита) и XAn = 0.15–0.42 (тейская серия). Во внутренних зонах минерал имеет нормальную зональность с более анортитовым ядром по сравнению с каймой (XAn = 0.48–0.33).
1.2. Термодинамические условия метаморфизма метапелитов.
Результаты геотермобарометрических исследований свидетельствуют о повышении давления в породах по мере приближения к надвигам. Для пород кординской свиты (Маяконский участок): 3.5–4.0 кбар в метапелитах регионального метаморфизма (зона I), 4.5 – 5.0 кбар во внешней зоне (II), 5.5–6 кбар в зоне III и до 6.2–6.7 кбар во внутренней зоне (IV) без значительного повышения температуры (от 550°C до 580°C). Для Чапского участка: 3.9–4.9 (печенгинская свита, зона I) кбар и 5.5–5.8 кбар (свита хребта Карпинского, зона I), 6.7–7.4 (зона II) и до 8.1– 8.4 кбар (во внутренней зоне III). Повышение
температуры незначительное: от 630 до 710°С. Для построения Р–Т трендов были использованы вариации химических составов зональных гранатов (см. рис. 3). Вычисленные P–T тренды эволюции имеют крутые положительные наклоны в координатах Р и Т и различаются углами наклона и длиной траектории (рис. 4). Они подтверждают постепенное повышение давления метаморфизма при приближении к надвигам от 1–3 кбар в Маяконском до 2.5–4.0 кбар в Чапском участках при незначительном увеличении температуры: от 20 ± 15оС в Маяконском и до 120 ± 30оС в Чапском участках, что свидетельствует о погружении пород при низком геотермическом градиенте – не более 12°С/км.
Рис. 4. P–T условия и тренды метаморфизма для метапели-тов Енисейского кряжа.
Для каждой зоны метамор-физма показаны средние зна-чения P-T параметров (точ-ки), полученные по разным геотермобарометрам, без учета их погрешностей. Цифры на Р-Т траекториях соответствуют изученным регионам Енисейского кря-жа: 1 – Маяконский учас-ток, 2 – Чапcкий участок. Координаты тройной точки и линии моновариантных равновесий полиморфов Al2SiO5 приведены по (Holland, Powell, 1985).
1.3. Минеральные реакции коллизионного метаморфизма.
Специальными петрохимическими исследованиями было показано, что минеральные преобразования при метаморфизме метапелитов происходят изохимически в отношении главных петрогенных элементов (Лиханов, 2003). Для пород кординской свиты (Маяконский участок), расчет минеральных реакций в процессе коллизионного метаморфизма был выполнен ранее (Лиханов, Ревердатто, 2002). В данной работе, на основе новой минералогической, микротекстурной и петрохимической информации, рассчитаны химические реакции, ответственные за минеральные превращения в ходе регионального и коллизионного метаморфизма пород тейской серии Чапского участка.
Зона I. Р = 5.4–5.7 кбар и Т = 610–630°С.
Региональный метаморфизм ставролит-содержащих сланцев:
0.169Chl + 0.294Ms + 0.022St =
= 0.323Bt + 0.047Qtz + 0.576And + 0.009Grt + 0.683H2O. (I-1)
Зона II. Р=6.7–6.9 кбар и Т=640–660°С.
Минеральная реакция, ответственная за начальное образование Ky-Bt-Grt ассоциации на изограде кианита:
0.017St + 0.062Qtz + 0.005Ms + 0.636And =
= 0.025Grt + 0.005Bt + 0.768Ky + 0.017H2O. (II-1)
Появление силлиманита в матриксе:
0.017Grt + 0.435Ms + 0.0246Chl =
= 0.421Bt + 0.292Qtz + 0.656Sil + 0.217Ilm + 0.015H2O. (II-2)
Зона III. Р = 7.7–8.4 кбар и Т = 695–710°С:
0.314Grt + 0.111Ms = 0.1073Bt + 0.372Ky + 0.608Qtz +
+ 0.061Ilm + 0.004H2O. (III-1)
Минеральная реакция ответственная за заключительные стадии роста граната, рассчитанная с учетом зональности минералов:
0.643Grtc + 0.077Bt + 0.279Plc =
= 0.659Grtr + 0.214Plr + 0.112Qtz + 0.076Ms + 0.001H2O. (III-2)
Реальность и особенности рассчитанных метаморфических реакций подтверждаются наблюдаемыми в шлифах микротекстурными взаимоотношениями минералов и их количественными соотношениями в метапелитах разных зон коллизионного метаморфизма.
2. В качестве третьего объекта исследования были выбраны железисто-глиноземистые метапелиты амарской свиты Кузнецкого Алатау.
Контактовый ореол Караташского гранитоидного массива расположен на восточном склоне Кузнецкого Алатау, южнее слияния рек Караташ и Белый Июс (рис. 5). Вмещающие массив неопротерозойские (Постников,
Терлеев, 2004) отложения амарской свиты представлены филлитовыми сланцами Chl-Ser-Qtz-Hem состава, регионально метаморфизованными в условиях пренит-пумпеллиитовой фации. В пределах ореола, ширина
которого достигает 1.2 км, выделены три зоны и зафиксировано положение пяти изоград контактового метамофизма.
Рис.5. Схема контактово-метаморфической зональности метапелитов Амарской свиты восточного склона Кузнецкого Алатау (Лиханов, 1988).
В направлении от вмещающих пород к интрузивному контакту наблюдается следующая смена минеральных парагенезисов: 1) Cld + Chl + Ms + Qtz + Pl + Pg + Hem + Mag; Cld + Chl + Ms + Qtz + Bt + Rt + Hem (внешняя зона I); 2) And + Bt + Chl + Cld + Ms + Qtz + Pl + Mag; And + Bt + Chl + Ms + Qtz + Pl + St (средняя зона II); 3) Grt + Crd + Bt + Ms + Pl + Qtz + Mag; Ged + Crd + Bt + Pl + Qtz и Spl + And + Crd + Bt + Ilm (внутренняя зона III). По данным геотермобарометрии температуры регионального метаморфизма при образовании филлитов составляли 380–400°С; контактовый метаморфизм осуществлялся в диапазоне температур от 430 до 640°С при постоянном давлении Р = РН2О = 3.1–3.5 кбар (Likhanov, 1988).
ПОЛОЖЕНИЕ 2.
Для определения возраста коллизионного метаморфизма произведено 40Ar/39Ar изотопное датирование пород кординской свиты (Маяконский участок) и проанализирована возможная термическая история этих пород при их эксгумации с глубин формирования (20–24 км). Пробы для геохронологических исследований были отобраны из метапелитов внешней (II – А) и внутренней (IV – Б) зон коллизионного метаморфизма (см. рис. 1). Значения возраста плато биотита Е-47 (823.2±8.7 млн. лет) и высокотемпературного плато биотита Е-74 (826.2±7.4 млн. лет) согласуются между собой в пределах ошибки измерений (рис. 6). Из построенной ранее тектоно-термальной модели метаморфической эволюции региона (Лиханов и др. 2001) следует, что температура закрытия K/Ar изотопной системы соответствует глубине около 15 км, для рассчитанной стационарной геотермы утолщенной коры. Это означает, что метапелиты на постколлизи-онном этапе поднялись не менее чем на 5–9 км. Оцененная ско-рость эксгумации метаморфичес-ких пород не превышает 0.3–1.5 мм/год. (Likhanov et. al, 2004). Используя этот диапазон оценок, время подъема метапелитов кор-динской свиты до уровня изотер-мы 330°C: t = 5–9 (км)/0.3–1.5 (км/млн. лет) = 3–25 млн. лет. Таким образом, возраст коллизи-онного метаморфизма на 3–25 млн. лет древнее этапа подъема и остывания метапелитов, фикси-руемого 40Ar/39Ar изотопным ме-тодом. Используя максимальную оценку длительности подъема, возраст кульминационной стадии коллизионного метаморфизма должен быть не древнее 848–851 млн. лет. Возраст развитых в регионе магматических пород тейского комплекса, сложенного известково-щелочными низкокалеевыми гранитоидами промежуточного I-S типа Ерудинского массива, составляет 878 ± 1.5 млн. лет (Верниковская и др., 2006). Отсюда следует, что временной интервал между внедрением и становлением гранитоидов Ерудинского массива и коллизионным метаморфизмом метапелитов кординской свиты составляет приблизительно 30–33 млн. лет. Этот вывод не противоречит геологическим данным – появлению и развитию в гранитоидах вблизи надвига зоны дробления и разгнейсования с формированием апогранитных катаклазитов и бластомилонитов.
ПОЛОЖЕНИЕ 3
На основании анализа геохимических данных для железисто-глиноземистых метапелитов тейской серии и кординской свиты Енисейского кряжа и амарской свиты Кузнецкого Алатау проведена реконструкция состава и природы их протолита.
По химическому составу метаморфические породы классифицируются как низкокальцивые (<1 мас.%) и умереннонасыщенные К2О (2.3–3.3 мас.%) метапелиты, одновременно обогащенные железом и глиноземом (XFe = 0.65–0.85, XAl = 0.3–0.6 на мольной основе) по сравнению со средними составами типичных метапелитов (XFe = 0.52, XAl = 0.13) (Shaw, 1956). Высокие значения петрохимических индикаторов CIA и CIW (77.9–97.1), данные по индексу ICV (< 1), отсутствие положительной корреляции железного модуля (ЖМ) с титановым (ТМ) и повышенные значения гидролизатного модуля ГМ (0.4–1.2) свидетельствуют о поступлении в область седиментации зрелого эродируемого материала. Этот вывод подтверждается положением точек состава пород на диаграммах А. Н. Неелова (1980) (рис. 7) и ФМ-НКМ (Юдович, Кетрис, 2000) (рис. 8).
Нормативный иллит-кварц-монтмориллонит-каолинитовый состав метапелитов тейской серии и кординской свиты, рассчитанный с помощью программы MINLITH (Розен и др., 1999) соответствует зрелым осадочным породам (пелитам и субгравуакковым пелитам), имеющим в источнике сноса кислые породы гранитной группы (Розен и др., 2003), что подтверждается MgO (< 3 мас.%) и K2O (> 3 мас.%).
Спектры распределения РЗЭ, нормированные к составу хондрита, для всех изученных образцов пород тейской серии и кординской свиты характеризуются отрицательной европиевой аномалией Eu/Eu < 0.85 и имеют существенный отрицательный наклон (рис. 9а,б). Данные особенности характерны для постархейских глинистых сланцев и обусловлены присутствием в детритовом материале продуктов эрозии гранитоидов. (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Этот вывод подтверждают повышенные величины отношений Th/Sc = 0.77–1,38, Th/U = 5.33–18.5, а так же
Рис. 7. Положение точек составов метапелитов на классификационной диаграмме a–b (Неелов, 1980): 1 – кординская свита, 2 – тейская серия, 3 – амарская свита.
a = Al/Si; b = Fe2++Fe3++Mn+Mg+ +Ca. (ат. кол.) Поля осадочных по-род: V – алевропелиты, алевропели-товые аргиллиты (а);VI – аргилли-ты, аргиллиты пелитовые (a); VII – субсиаллиты, иллитовые, гидрослю-дистые (а), карбонатистые, желе-зистые (б); VIII – сиаллиты, слабо-карбонатистые, слабожелезистые (a), карбонатистые, железистые (б).
Рис. 8. Положение точек составов
метапелитов на модульной диаграм-ме ФМ–НКМ (Юдович, Кетрис, 2000): 1 – амарская свита, 2 – кордин-ская свита, 3 – тейская серия.
ФМ = (FeO+Fe2O3+MnO+MgO)/SiO2; НКМ = (Na2O+K2O)/Al2O3. Масштаб для ФМ логарифмический. Поля сос-тавов глинистых пород: I – преиму-щественно каолинитовые глины; II – монтмориллонит-каолинит-гдрослю-дистые глины; III – существенно хло-ритовые глины с подчиненной ролью Fe-гидрослюд; IV – хлорит-гидрослю-диcтые глины; V – хлорит-монтмо-риллонитовые глины и VI – преиму-щественно гидрослюдистые глины со значительной примесью полевых
шпатов.
пониженные значения концентрации Co, Ni и отношений La/Th (0.6–4.4) и Co/Th (0.3–0.9) (рис. 9г). На диаграмме Eu/Eu*–(Gd/Yb)n (Taylor, McLennan, 1995) точки составов метапелитов локализованы преимущественно в поле постархейских кратонных отложений. Аналогичный вывод следует из диаграммы (La/Yb)n–Ybn (Martin, 1986), где они сконцентрированы в области постархейских гранитоидов. На дискриминационных диаграммах Rb–Y+Nb, Rb–Yb+Ta, Nb–Yb и Ta–Yb (Pearce et al., 1984; Pearce, 1996) составы этих пород попадают в пограничные области между островодужными и внутриплитными гранитами, что характерно для постколлизионных геодинамических обстановок (Pearce, 1996). Значения отношения Ce/Ce* =
0.68–1.40 (Murray, 1991) и титанового модуля ТМ = 0.03–0.06 типичны для накопления исходных осадков в пределах окраинно-континентального мелководного шельфа в условиях гумидного климата. Сделанные выводы согласуются с данными литолого-фациального анализа (Акульшина, 1980; Сараев, 1986) и геологической историей развития Енисейского кряжа в докембрии (Ножкин и др., 2003; Постельников 1990): позднепротерозойскому этапу предшествовала эпоха континентального режима с пенепленизацией и формированием кор выветривания (Петров, 1982). Рубеж раннего–позднего докембрия соответствовал субплатформенной стадии с накоплением высокоглиноземистых терригенных и глинисто-карбонатных отложений в энсиалических бассейнах рифтового типа, сформированных за счет размыва постархейских гранитоидных комплексов с возрастом ~ 1900 млн лет (Ножкин и др., 2003; Постельников, 1990).
Рис. 9. Хондрит-нормированные спектры распределения редкоземельных элементов в метапелитах Енисейского кряжа (кординская свита (а), тейская серия (б)) и Кузнецкого Алатау (амарская свита (в)) и спайдер-диаграмма нормированных к составу примитивной мантии средних содержаний редких микроэлементов (г).
Метапелиты амарской свиты имеют существенно монтмориллонит-каолинит-хлорит-гидрослюдистый нормативный состав, с преобладанием монтмориллонита (24-46 мас.%), и низким содержанием кварца (0–15 мас.%). Повышенные концентрации Na2O (до 2 мас.%), MgO (до 4 мас.%), высокие значения ФМ (ФМ > НКМ) и ЩМ подтверждают доминирующую роль монтмориллонита, образовавшегося по субстрату амфиболов, пироксенов и хлорита. На основании этого, а так же с учетом положительной корреляции ЖМ с ФМ и присутствия обломков выветрелых эффузивов предполагается, что размыву подвергались коры выветривания вулканогенных пород основного состава.
Спектры распределения РЗЭ для всех изученных образцов амарской свиты (рис. 9в) характеризуются незначительным отрицательным наклоном ((LREE/HREE)n = 1.89–4.56), пониженными содержаниями легких и повышенными тяжелых РЗЭ в сравнении с PAAS (рис. 9в), что отражает вовлечение в область эрозии существенных объемов базитового материала.
На размыв пород основного состава также указывают низкие значения отношений La/Sc: 0.29–0.55, Th/Sc: 0.06–0.07, Th/U: 6.45–11.4 и высокие значения La/Th: 4.62–9.19 и Co/Th: 6.59–8.18 в сравнении с PAAS (см. рис. 9г). На дискриминационных диаграммах для определения геодинамических обстановок формирования базальтов, точки составов этих пород локализованы преимущественно в поле толеитовых базальтов типа N-MORB и островных дуг. Аналогичные выводы следуют из рассмотрения диаграмм для классификации тектонических обстановок накопления основных граувакк. Пониженные значения отношений Ce/Ce* < 0.9 (Murray et al., 1991) могут быть следствием относительно глубоководных условий седиментации осадочного материала. Эти выводы согласуются с данными литолого-фациального анализа (Наседкина, 1981) и характером геологических процессов в позднем докембрии Алтае-Саянской складчатой области, где на рубеже рифея и венда отмечался островодужный этап развития активной окраины, завершившийся аккрецией террейнов к Сибирскому кратону (Берзин, Кунгурцев, 1996). Вендский этап характеризовался формированием мощного комплекса вулканогенно-терригенных пород в глубоководных обстановках окраинных морей, источником обломочного материала для которых служили островные дуги.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Материалы, приведенные в диссертации, позволяют сформулировать следующие основные вводы:
1. Докембрийские кристаллические комплексы заангарья Енисейского кряжа в зонах влияния Ишимбинского и Татарского глубинных разломов являются полиметаморфическими и сочетают в себе регионально-метаморфические породы низких давлений андалузит-силлиманитового типа и локально проявленные метапелиты умеренных давлений кианит-силлиманитового типа.
2. Характерные признаки коллизионного метаморфизма в заангарской части Енисейского кряжа: а) развитие бластомилонитов с кианитом, силлиманитом, гранатом и ставролитом по андалузитсодержащим парагенезисам регионального метаморфизма андалузит-силлиманитового типа; б) незначительная видимая мощность зонального коллизионного метаморфизма (от 4 до 6–8 км), локализованного вблизи надвигов; в) низкий геотермический градиент при метаморфизме (не более 12°С/км); г) постепенное повышение давления метаморфизма в направлении с юго-запада на северо-восток к надвигам: Маяконский участок (от 3.5 до 6.7 кбар), Чапский участок (от 3.9 до 8.4 кбар).
3. Контактовый метаморфизм железисто-глиноземистых филлитов амарской свиты вендского возраста в Кузнецком Алатау происходил в диапазоне температур от Т = 430 до 640оС и постоянном давлении Р = 3,1-3,5 кбар.
4. 40Ar/39Ar датирование по биотитам из метапелитов внешней и внутренней зон коллизионного метаморфизма вблизи Панимбинского надвига дает оценки возраста 823.2±8.7 и 826.3±7.4 млн. лет, соответствующие этапу охлаждения пород до температур ниже ~ 360°С. Эти оценки с учетом скорости эксгумации пород указывают на то, что возраст кульминационной стадии коллизионного метаморфизма был не древне 850 млн. лет. Коллизионному метаморфизму метапелитов кординской свиты вблизи Панимбинского надвига предшествовало становление гранитоидов Ерудинского массива тейского комплекса.
5. Пелиты существенно железисто-глиноземистого состава, метаморфизм которых приводит к появлению редких минеральных парагенезисов с участием хлоритоида, ставролита, полиморфов Al2SiO5 и других минералов, представляют собой переотложенные и метаморфизованные продукты докембрийских кор выветривания каолинитового типа. Химическое выветривание пород в докембрии в складчатом обрамлении юго-западной окраины Сибирского кратона не достигало глубокой стадии латеритизации с образованием зон конечного разложения алюмосиликатов, а ограничивалось формированием продуктов выветривания преимущественно иллит-кварц-каолинит-монтмориллонитового состава (Енисейский кряж) и каолинит-монтмориллонит-хлорит-гидрослюдистого состава (Кузнецкий Алатау).
6. Образование протолита метапелитов кординской свиты и тейской серии Енисейского кряжа происходило за счет размыва постархейских комплексов пород преимущественно кислого (гранитоидного) состава в окраинно-континентальных мелководных обстановках. Для более глубоководных исходных отложений амарской свиты Кузнецкого Алатау доминирующую роль в области эрозии играет вулканогенный материал основного состава, сформированный в островодужных обстановках.
Основные публикации по теме диссертации
1. Лиханов И.И., Полянский О.П., Козлов П.С., Ревердатто В.В., Вершинин А.Е., Кребс М., Мемми И. Замещение андалузита кианитом при росте давления и низком геотермическом градиенте в метапелитах Енисейского кряжа // Доклады РАН, 2000, Т. 375, № 4, С. 509–513.
2. Лиханов И.И., Полянский О.П., Ревердатто В.В., Козлов П.С., Вершинин А.Е., Кребс М., Мемми И. Метаморфическая эволюция высокоглиноземистых метапелитов вблизи Панимбинского надвига (Енисейский кряж): минеральные ассоциации, Р–Т параметры и тектоническая модель // Геология и геофизика, 2001, Т. 42, № 8, С. 1205-1220.
3. Likhanov I.I., Reverdatto V.V., Sheplev V.S., Verschinin A.E., Kozlov P.S. Contact metamorphism of Fe- and Al-rich graphitic metapelites in the Transangarian region of the Yenisey Ridge, Eastern Siberia, Russia // Lithos, 2001, V. 58, P. 55–80. 4. Likhanov I.I., Polyansky O.P., ReverdattoV.V., Verschinin A. E., Kozlov P.S., Maresch W.V., Schertl H-P., Krebs M., Memmi I. 4.Tectono-metamorphic evolution of Al-rich metapelites during thrust loading (Transangarian region of the Yenisey Ridge, Eastern Siberia, Russia) // Continental Growth of the Phanerozoic: abstracts of the III International Symposium, Novosibirsk, 2001, Geo Press. рр. 72–75.
5. Likhanov I.I., Polyansky O.P., ReverdattoV.V., Verschinin A. E., Kozlov P.S., Maresch W.V., Schertl H-P., Krebs M., Memmi I. Micro- to macroscale interactions between deformational and metamorphic processes in Al- and Fe-rich metapelites during thrust loading (Yenisey Ridge, Russia) // Geological Society of London, America and Australia Meeting “Transport and Flow Processes in Shear Zones”: Abstracts. London, UK, 2002, 2–3 September, pp. 163–165.
6. Лиханов И.И., Полянский О.П., Ревердатто В.В., Вершинин А.Е. Необычный изотермический метаморфизм под действием давления надвинутой толщи (Енисейский кряж) // Тектоника и геодинамика континентальной литосферы: Материалы XXXVI Тектонического совещания, Т. 1, ГЕОС, 2003, C. 348–352.
7. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Вершинин А.Е. Геохимия и природа протолита железисто-глиноземистых метапелитов Кузнецкого Алатау // Доклады РАН, 2005, Т. 404, № 5, С. 671–675.
8. Лиханов, Ревердатто, Вершинин. Геохимическая специфика железисто-глиноземистых метапелитов как индикатор геодинамических обстановок формирования их протолита // Метаморфизм и геодинамика: Материалы международной научной конференции (II Чтения памяти С.Н. Иванова). Екатеринбург, 2006, С. 53–57.
9. Лиханов, Ревердатто, Вершинин. Геохимические особенности железисто-глиноземистых метапелитов как индикатор состава и условий формирования их протолита // Литохимия в действии: Материалы Второй Всероссийской школы по литохимии, Сыктывкар, Республика Коми, 13-17 марта 2006 г. Сыктывкар: Геопринт, 2006, С. 79–82.
10. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Вершинин А.Е. Геохимические свидетельства природы протолита железисто-глиноземистых метапелитов Кузнецкого Алатау и Енисейского кряжа // Геология и геофизика, 2006, Т. 47, № 1, С. 119–131.
11. Лиханов И.И., Козлов П.С., Попов Н.В., Ревердатто В.В., Вершинин А.Е. Коллизионный метаморфизм как результат надвигов в заангарской части Енисейского кряжа // Доклады РАН, 2006, Т. 411, № 2, C. 235–239.
12. Лиханов И.И., Козлов П.С., Полянский О.П., Попов Н.В., Ревердатто В.В., Травин А.В., Вершинин А.Е. Неопротерозойский возраст коллизионного метаморфизма в Заангарье Енисейского кряжа (по 40Ar-39Ar данным) // Доклады РАН, 2007, Т. 412, № 6, С. 799–803.
13. Вершинин А.Е., Лиханов И.И., Ревердатто В.В. Геохимия и природа протолита нижнепротерозойских железисто-глиноземистых метапелитов заангарья Енисейского кряжа // Доклады РАН, 2007, Т. 415, № 2, С. 230–235.
14. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Вершинин А.Е. Железисто-глиноземистые метапелиты тейской серии Енисейского кряжа: геохимия, природа протолита и особенности поведения вещества при метаморфизме // Геохимия, 2008, Т. 1, C. 20–41.
Т Технический редактор О.М.Вараксина а
Подписано к печати 18.09.2008
Формат 60х84/16. Бумага офсет №1. Гарнитура Таймс. Офсетная печать
П Печ. л. 0,9. Тираж 100. Зак. 133 3
НП АИ ”ГЕО”, 630090, Новосибирск, пр-т ак. Коптюга, 3
