Петротип неоархейского Атаманского комплекса гранитов Курского блока Сарматии: геохимия, геохронология, изотопная систематика

Размещено на http://www.allbest.ru/

Петротип неоархейского Атаманского комплекса гранитов Курского блока Сарматии: геохимия, геохронология, изотопная систематика

К.А. Савко¹, Н.В. Холина¹, А.В. Самсонов², Е.X. Кориш¹, М.В. Червяковская³, Н.С. Базиков¹, А.Н. Ларионов⁴

Воронежский государственный университет

²Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук

³Институт геологии и геохимии им. А.Н. Заварицкого, Уральского отделения Российской академии наук

⁴Центр изотопных исследований Всероссийского научно-исследовательского геологического института им. А.П. Карпинского (ВСЕГЕИ)

Аннотация

атаманский массив курский блок

Введение: Атаманский комплекс, как и большинство раннедокембрийских магматических и метаморфических комплексов Воронежского кристаллического массива не имел современного прецизионного геохронологического обоснования и геохимических характеристик. Цель работы - дать максимально полное описание петротипа Атаманского массива одноименного комплекса.

Методика: Определены содержания петрогенных, малых и редких элементов в породах Атаманского массива, изучена их Sm-Nd и Lu-Hf изотопия, произведены локальные анализы минералов, определен возраст пород U-Pb методом по циркону.

Результаты и обсуждение: Атаманский массив, являющийся петротипом атаманского комплекса в Курском блоке Сарматии, контрастно отличается от остальных раннедокембрийских гранитоидов Воронежского кристаллического массива. Граниты атаманского комплекса имеют возраст 2.61 млрд лет, высокие содержания кремнезема, низкие - кальция и стронция, очень высокую железистость и глубокие европиевые аномалии. Lu-Hf изотопный состав циркона и Sm-Nd валовых проб свидетельствуют о длительной коровой истории протолитов и гетерогенности палеоархейских коровых источников.

Заключение: Атаманские граниты образуют локально проявленную единую вулканоплутоническую ассоциацию с высококремнистыми риолитами Лебединской свиты. Граниты образовались при высокотемпературном малоглубинном плавлении во внутриплитной обстановке в результате подъема мантийного плюма и внедрения в кору базальтовых магм, послуживших источниками тепла.

Ключевые слова: Курский блок, граниты, U-Pb изотопный возраст, изотопная систематика, источники расплавов, петротип.

Abstract

The petrotype of the Neoarchaean Atamansky granite complex (Kursk block, Sarmatia): geochemistry, geochronology, and isotopic taxonomy

K.A. Savko^I. N.V. Kholina¹, A.V. Samsonov², E.Kh. Korish¹, M.V. Chervyakovskaya³, N.S. Bazikov¹, A.N. Larionov⁴

¹Voronezh State University, Voronezh 394018, Russian Federation

²Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry of the Russian Academy of Sciences, Moscow 119017, Russian Federation

³Zavaritsky Institute of Geology and Geochemistry of the Ural Branch of the Russian Academy of Sciences, Yekaterinburg 620016, Russian Federation

⁴Center of Isotopic Research of A.P. Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI), Saint-Petersburg 199106, Russian Federation

Introduction: The Atamansky complex, as well as most early Precambrian magmatic and metamorphic complexes of the Voronezh Crystalline Massif, has no modem, accurate geochronological data and geochemical characteristics. The aim of the study is to provide the most complete description of the petrotype of the Atamansky massif in the similarly-named complex.

Methodology: The composition of petrogenic, small, and rare elements in the rocks of the Atamansky massif was determined, their Sm-Nd and Lu-Hf isotopy was studied, local mineral analyses were carried out, the age of the rocks was determined using the U-Pb method applied to zircon.

Results and discussion: The Atamansky massif, which is a petrotype of the Atamansky complex in the Kursk block (Sarmatia), is radically different from the rest of the early Precambrian granitoids of the Voronezh Crystalline Massif. Granitoids of the Aramansky complex are 2.61 billion year old, they are rich in silica, have low calcium and strontium content, high iron content, and deep europium anomalies. The Lu-Hf isotopic composition of zircon and Sm-Nd isotopy of bulk samples indicate a long crustal history of protoliths and heterogeneity of Paleoarchean crustal sources.

Conclusions: The Atamansky granite forms a locally manifested unified volcanic-plutonic association with high-silica rhyolites of the Lebedinskaya Formation. The granite was formed during high-temperature shallow melting in an intraplate environment as a result of the rise of the mantle plume and the introduction of basaltic magma into the crust, which served as heat sources.

Keywords: Kursk block, granite, U-Pb isotopic age, isotopic taxonomy, sources of melts, petrotype.

Введение

Подавляющее большинство раннедокембрийских магматических и метаморфических комплексов и метаморфизованных стратифицированных подразделений Воронежского кристаллического массива до последнего десятилетия не имело современного прецизионного геохронологического обоснования и геохимических характеристик. Такая ситуация затрудняла создание достоверных легенд и схем стратиграфии и магматизма раннего докембрия и расшифровку эволюции геологических процессов.

Не является исключением и атаманский комплекс, который был выделен в 1976 г. [1] и объединял тогда все раннедокембрийские существенно калиевые субщелочные гранитоиды Воронежского кристаллического массива (ВКМ). К нему были отнесены массивы размером от 20 до 100 км², главным образом, в пределах древних архейских блоков. Впоследствии оказалось, что калиевые гранитоиды чрезвычайно разнообразны по составу и возрасту, и из атаманского комплекса стали вычленять все новые комплексы, что нашло отражение в последней корреляционной схеме стратиграфии и магматизма раннего докембрия Воронежского кристаллического массива [2].

В Донском террейне выделены лискинский комплекс постколлизионных гранитов А-типа с возрастом 2064 млн лет [3] и павловский комплекс батолитов известково-щелочных гранитоидов пестрого состава с возрастом около 2.06-2.07 млрд лет [4]. В Лосевском террейне многочисленные батолиты гранитов I-типа и мигматиты с возрастом 2100-2075 млн лет [5] были объединены в усманский комплекс, а граниты из кольцевой Ольховской интрузии с возрастом 2066 млн лет [6, 7] - в ольховский комплекс. На востоке ВКМ в Воронцовском террейне все граниты объединены в бобровский комплекс, хотя среди них выделяются постколлизионные граниты A- и S-типов, имеющие одинаковый возраст 2050 млн лет [8]. В Курском блоке палеопротерозойские калиевые гранодиориты I-типа с возрастом около 2050 млн лет [9] в Тим-Ястребовской структуре были отнесены к стойло-николаевскому комплексу [10], а калиевые граниты и сиениты в Белгородской структуре - соответственно к малиновскому [11] и шебекинскому комплексам. В результате, достоверно относимых к атаманскому комплексу проявлений архейских калиевых гранитоидов за пределами палеопротерозойских структур осталось совсем немного.

Цель настоящей работы - дать максимально полное описание петротипа неоархейского Атаманского массива одноименного комплекса: петрографии и минералогии, прецизионного абсолютного возраста, элементной и изотопной геохимии, геодинамической обстановки.

Геологическая ситуация

Курский блок представляет собой крупный сегмент континентальной коры, консолидированной около 2.8 млрд лет назад [12, 13] (рис. 1). В конце архея 2.7-2.6 млрд. лет назад этот блок подвергся воздействию плюма, который распознается по внутриплитному кислому и базитовому магматизму и, вероятно, сопряженному рифтогенезу [12, 14]. В интервале 2.60-2.45 млрд лет назад Курский блок представлял собой стабильную платформу; в морских бассейнах на пассивной континентальной окраине происходило накопление терригенных осадков, карбонатных платформ и железистокремнистых формаций (ЖКФ) [15, 16]. В интервале 2.40-2.20 млрд лет назад наступил длительный перерыв в осадконакоплении, сопровождавшийся эрозией, когда до рубежа около 2.3 млрд лет назад накапливались только континентальные отложения. Таким образом, в интервале с 2.6 до 2.2 млрд лет назад Курский блок представлял собой стабильную платформу, пенеплен с корами выветривания и осадконакоплением, включая железисто-кремнистые формации, на фоне эндогенного затишья.

В период 2.20-2.06 млрд лет назад палеопротеро- зойская платформа Курского блока претерпела интенсивную эндогенную переработку, включая магматизм, рифтогенез, складчатость и метаморфизм, которые были связаны с субдукционными и коллизионными процессами в ходе эволюции обрамляющих Курский блок палеопротерозойских Волго-Донского и Ингуло-Севского орогенов. В ходе этих событий был сформирован структурный облик Восточной Сарматии (рис. 1).

Локальные проявления гранитов атаманского комплекса сосредоточены в Курском блоке между Тим- Ястребовской и Волотовской палеопротерозойскими синформами (рис. 1). Они характеризуются мозаичным магнитным полем, в гравитационном поле не отличаются от вмещающих пород. Калиевые граниты характеризуются низкой плотностью (2.61-2.69 г/см³) и являются практически не магнитными. По отношению к вмещающим мигматитам и гнейсам они обладают отрицательной избыточной плотностью до 0.50.7 г/см³. Массивы атаманского комплекса картируются по локальным минимумам первой производной силы тяжести. Магнитное поле в пределах гравитационных минимумов отрицательно по интенсивности и не имеет четко выраженных локальных осложнений. Однозначное геологическое отождествление массивов атаманского комплекса возможно только по данным бурения.

Рис. 1. Схематическая геологичеккая карта Воронежского кристаллического массива: 1 - обоянский комплекс, 2 - михайловская серия, 3 - лосевская свита, 4 - воронежская свита, 5 - воронцовская серия, 6 - курская серия, 7 - роговская свита, 8 - тимская свита, 9 - салтыковский комплекс, 10 - атаманский комплекс, 11 - стойло-николаевский комплекс, 12 - бобровский комплекс, 13 - павловский комплекс, 14 - усманский комплекс, 15 - шебекинский комплекс, 16 - лискинский комплекс, 17 - ольховский комплекс, 18 - золотухинский комплекс, 19 - смородинский комплекс, 20 - мамонский комплекс, 21 - новогольский комплекс, 22 - еланский комплекс, 23 - буровые скважины.

[Fig. 1 . A sketch map of the Voronezh Massif: 1 - Oboyan Complex, 2 - Mikhailovka Group, 3 - Losevo Group, 4 - Voronezh Formation, 5 - Vorontsovka Group, 6 - Kursk Group, 7 - Rogovoe Formation, 8 - Tim Formation, 9 - Saltyki Complex, 10 - Atamansky Complex, 11 - Stoilo-Nikolaev Complex, 12 - Bobrov Complex, 13 - Pavlovsk Complex, 14 - Usman Complex, 15 - Shebekino complex, 16 - Liski Complex, 17 - Ol'khovkaComplex, 18 - Zolotukhino Complex, 19 - Smorodino Complex, 20 - Mamon Complex, 21 - Novogol Complex, 22 - Elan Complex, 23 - drillhole numbers.]

Граниты атаманского комплекса в течение долгого времени считались раннепротерозойскими на основании калий-аргоновых определений их радиологического возраста. После получения новых геохронологических данных [17] их возраст в корреляционной схеме стратиграфии и магматизма раннего докембрия Воронежского кристаллического массива [2] был пересмотрен и признан позднеархейским.

Петротипическим является Атаманский массив в юго-восточном замыкании Тим-Ястребовской па- леопротерозойской структуры. Он имеет в плане эллипсовидную форму, вытянутую в северо-западном направлении и площадь 62 км² (рис. 2). Возраст атаманского массива оценивается как 2615 ± 70 млн лет [17]. Вмещающими породами для калиевых гранитов атаманского комплекса являются палеоархейские ортогнейсы обоянского комплекса.

Аналитические методы исследований

Химический состав проб определен на рентгенофлуоресцентном спектрометре S8 Tiger (Bruker AXS GmbH, Германия) в Воронежском госуниверситете. 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 концентрациями 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).

Рис. 2. Схематическая геологичеккая карта южного обрамления Тим-Ястребовской структуры: 1 - обоянский комплекс, 2 - ко-робковская свита, 3 - атаманский комплекс, 4

- михайловская серия, 5 - оскольская серия, 6

- стойло-николаевский комплекс, 7 - лебединская свита, 8 - салтыковский комплекс, 9

- дубравинский комплекс, 10 - стойленская свита, 11 - опробованные скважины.

[Fig. 2.A sketch map of the southern margin of Tim-Yastrebovka structure: 1 - Oboyan Complex, 2 - Korobki Formation, 3 - Atamansky Complex, 4 - Mikhailovka Group, 5 - Oskol Group, 6 - Stoilo-Nikolaev Complex, 7 - Lebedinskaya Formation, 8 - Saltyki Complex, 9 - Dubravinka Complex, 10 - Stoilo Formation, 11drillhole numbers.]

Малые и редкие элементы определяли методом индукционно-связанной плазмы с масс-спектрометрическим окончанием анализа (ICP-MS) в АСИЦ ИПТМ РАН. Разложение образцов пород, в зависимости от их состава, проводили путем кислотного вскрытия как в открытой, так и в закрытой системах. Пределы обнаружения для REE, Hf, Та, Th, U составляли 0.02-0.03 ppm, для Nb, Be, Со - 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 Си, 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.

Локальные анализы минералов выполнены на электронном микроскопе Jeol 6380LV с системой количественного энергодисперсионного анализа «Іпса» (Воронежский госуниверситет). Условия анализа: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток зонда 1.2 мА, время набора спектра 90 сек, диаметр пучка 1 -3 мкм. ZAF коррекция при расчете содержания окис- лов и оценка точности проводились с помощью комплекта программ математического обеспечения системы. Точность анализа систематически контролировалась по эталонным образцам природных и синтетических минералов.

Выделение акцессорного циркона проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Изотопные U-Pb определения абсолютного возраста выполнены в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург) на ионном микрозонде SHRIMP ІІ с использованием эталонных цирконов “91500” и “Temora”.

Изотопный анализ Sm и Nd производился на девятиколлекторном масс-спектрометре TRITON в статическом режиме в ЦИИ ВСЕГЕИ. Коррекция на изотопное фракционирование неодима производилась при помощи нормализации измеренных значений по отношению ¹⁴⁸Nd/¹⁴⁴Nd = 0.241578. Нормализованные отношения приводились к значению ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.511860 в международном изотопном стандарте La Jolla. Погрешность определения содержания Sm и Nd составила 0.5 %.

Изучение Lu-Hf-изотопного состава цирконов выполнено на многоколлекторном масс-спектрометре Neptune Plus с приставкой для лазерной абляции проб NWR 213 в Институте геологии и геохимии им. академика А.Н. Заварицкого УрО РАН, г. Екатеринбург. Проведена оптимизация работы масс-спектрометра и приставки для лазерной абляции с использованием образцов сравнения циркона Mud Tank, GJ-1 [18, 19]. Неопределенность единичного измерения отношения ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf в виде 2SD - в интервале 0.005-0.008 %. Неопределенность единичного определения значения s(Hf) в виде 28 варьировала для перечисленных стандартов в интервале 5-9 %. Операционные параметры приставки для лазерной абляции: плотность энергии лазерного излучения - 14 Дж/см², частота повторения импульсов - 20 Гц, диаметр кратера - 25 мкм. Для обработки Lu-Hf данных был использован макрос Hf- INATOR для Excel [20].

Петрография и минералогия

Атаманский массив в центральной части сложен массивными биотитовыми гранитами, а в краевых частях отмечаются гранит-порфиры.

Граниты атаманского комплекса розовые, розовато-серые, средне- и крупнозернистые, иногда с гнейсовидной текстурой с черным и голубоватым кварцем. Структура гранитная, гипидиоморфнозернистая (рис. 3). Встречаются овоиды микроклина или срастаний нескольких зерен размером 1-2 см, редко до 5 см, которые имеют каймы кварца и плагиоклаза. Состав (мас. %) - плагиоклаз - 25-35, микроклин - 35-40, кварц - 30-35, биотит - 7, мусковит - 2-3, роговая обманка < 1, эпидот < 1 (рис. 3). Плагиоклаз представлен альбитом (An_0-10) (табл. 1). Микроклин может быть обогащен барием (до 3.5 мас. % BaO). Акцессорные минералы представлены титанитом, рутилом, цирконом, монацитом.

Рис. 3. Фото шлифов гранитов Атаманского массива: a - образец 5017/139; b - образец 5017/161; c, d - образец 5011/ 154.5 (в проходящем и поляризованном свете); e - обр. 1539/191.7; f - обр. 5011/154.5; g - обр. 1539/177; h - образец 5017/134. Аббревиатура минералов по [21].

[Fig. 3.Photomicrographs of the granites thin sections: a - sample 5017/139; b - sample 5017/161; c, d - sample 5011/154.5 (transmitted and polarized light); e - sample 1539/191.7; f - sample 5011/ 154.5; g - sample 1539/177; h - sample 5017/134. Mineral abbreviations after [21].]

Табл. 1. Составы полевых шпатов из гранитов Атаманского массива [Table 1.Feldspar from the Atamansky massif granites compositions]

Гранит-порфиры, слагающие краевые части Атаманского массива, розовато-серые с порфировой текстурой. Фенокристы составляют 30-50 мас. %. В их составе преобладает микроклин (50-60 мас %), также присутствует кварц (25 мас. %) и альбит (25 мас. %). Основная масса породы мелкозернистая, состоит из кварца, альбита и биотита. Структура аплитовая, реже микропегматитовая. В гранитах встречаются небольшие (до 1.5 м по керну скважин) ксенолиты вмещающих пород.

Характерной особенностью является очень высокая железистость железо-магнезиальных силикатов в гранитах. Биотит имеет зеленовато-бурую окраску, высокую железистость (X_Fe = 0.88-0.95) и представлен преимущественно аннитом (табл. 2). Зеленая роговая обманка с характерным голубоватым оттенком отвечает по составу гастингситу [22] с очень высокой железистостью (X_Fe = 0.92-0.96) и содержанием K2O. превышающем Na2O (табл. 3). В кристаллохимической формуле калий (0.34-0.40 ф. е.) преобладает над натрием в позиции А.

Табл. 2. Составы биотитов из гранитов Атаманского массива [Table 2.Biotite from the Atamansky massif granites composition]

Табл. 3. Составы роговых обманок из гранитов Атаманского массива [Table 3.Hornblendite form the Atamansky massif granites composition]

Геохимия

Граниты Атаманского массива высококремнистые (SiO2 от 73 до 79 мас. %), породы характеризуются довольно выдержанным составом, высокими содержаниями щелочей (K2O + Na2O = 7.4-9.0 мас. %) с преобладанием калия над натрием (K2O/Na2O = 1.4-3.4). Они имеют низкие концентрации CaO (0.20-1.71 мас. %) и MgO (0.09-0.44 мас. %), обогащены TiO2 (от 0.11 до 0.44 мас. %). (табл. 4, рис. 4). Важной отличительной особенностью гранитов является очень высокая железистость (X_Fe от 0.76 до 0.93) пород. По содержанию Al2O3 граниты являются метаглиноземистыми (A/CNK от 0.81 до 1.02) (рис. 5) с повышенными значениями отношения Fe₂O₃/TiO₂ от 10.3 до 27.7 (рис. 4).

По геохимическим характеристикам граниты выделяются низкими концентрациями Sr (13-91 ppm), высокими Rb (114-251 ppm), Ba (до 1280 ppm), Ga (13-21 ppm) и повышенными - элементов группы железа (Cr, Ni и V). Из высокозарядных элементов фиксируются повышенные содержания Nb (15-30 ppm), Ta (1.0-2.4 ppm), Y (32-73 ppm), Th (11-31 ppm) и умеренные содержания Zr (до 400 ppm) (рис. 4).

Редкоземельные элементы (REE) характеризуются умеренными содержаниями (^REE до 400 ppm), обогащенными спектрами лёгких редких земель (LREE) (La_N/Sm_N = 2.7-5.6), умеренно фракционированными тяжёлых (HREE) (GdWYbN = 1.5-2.2) и глубокими отрицательными Eu аномалиями (Eu/Eu* = 0.04-0.61) 26

(табл. 4, рис. 6). Величины Eu/Eu* имеют прямую корреляцию с концентрациями Sr, указывая на возможный вклад плагиоклаза в неоднородность геохимических характеристик гранитов.

U-Pb геохронология по цирконам

Нами были выполнены определения возраста циркона на ионном микрозонде SHRIMP-II для проб гранитов из центральной и краевой частей Атаманского массива в скважине 1544, глубина 209 м и скважине 5011, глубина 154.5 м (рис. 2).

Циркон в пробе 1544/209 представлен идиоморфными и субидиоморфными призматическими зёрнами коричневой и светло коричневой окраски, размером 200-300 мкм по длинной оси и шириной 50-150 мкм (рис. 7). Ребра четкие, грани матовые. В зернах наблюдаются концентрические и радиальные трещины, вероятнее всего образовавшиеся вследствие метамиктизации. Присутствуют твердофазные включения. В катодолюминесценции видна структура роста - тонкая концентрическая осцилляторная, незональные участки (возможный результат рекристаллизации) наблюдаются на вершинах пирамид довольно редко. Явных унаследованных ядер не выявлено.

Структурные и морфологические признаки указывают на магматическую природу циркона и практически полное отсутствие значительных наложенных событий.

Proceedings of Voronezh State Universify. Series: Geology. 2020, No. 2, 20-43

Табл. 4. Составы гранитов атаманского массива [Table 4.Atamansky massif granites composition]

Рис. 4. Диаграммы распределения петрогенных оккидов и редких элементов относительно SiO? в гранитах атаманского комплекса.

[Fig. 4.Plots of major and trace elements versus SiO? for the Atamansky granites.]

Рис. 5. Составы гранитов Атаманского комплекса на диаграмме A/NK-A/CNK.

[Fig. 5.A/NK (molar AhOs/(Na2O + K2O)) versus A/CNK (molar AhOs/(CaO + Na?O+ K2O)) diagram for granites.]

Рис. 6. Распределение редкоземельных элементов в гранитах атаманского комплекса.

[Fig. 6.Chondrite-normalized REE patterns of Atamansky granites (data are for bulk-rock samples).]

Рис. 7. Расположение точек определения возраста на катодолюминесцентных снимках цирконов из гранитов Атаманского массива. Номера аналитических точек соответствуют указанным в табл. 5. [Fig. 7.Cathodoluminescence images of zircon grains from Atamansky granite complex. Numbers of analytical points correspond to those in the Table 5.]

В образце 1544/209 было выполнено 20 анализов в 15 зернах, анализировались и центральные, и краевые (незональные) части (рис. 7). Все результаты на графике с конкордией аппроксимируются единой линией регрессии (рис. 8). Невысокая девиация точек от линии регрессии (СКВО = 1.7) предполагает минимальное воздействие докембрийских процессов на данные цирконы. Возраст по верхнему пересечению с конкордией

(12 анализов) составляет 2613 ± 4 млн лет и совпадает со средневзвешенным возрастом по ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb: 2612 ± 6 млн лет (10 анализов, СКВО = 2.5). Значения, полученные по нижним пересечениям дискордии, учитывая сложную историю пород, вероятнее всего не имеют геологического смысла. Только в одном зерне циркона из гранитов сохранилось унаследованное ядро, возраст которого 3181 млн лет (проба 1544/209 рис. 7, табл. 5).

Рис. 8. Результаты U-Pb датирования цирконов из гранитов Атаманского массива методом SIMS.

[Fig. 8.The results of U-Pb SIMS analyses of zircons from the Atamansky Massif granites.]

Табл. 5. Результаты U-Pb изотопного датирования циркона из гранитов Атаманского массива [Table 5.The results of U-Pb isotope dating of zircon from the Atamansky granite]

Циркон в пробе 5011/154.5 представлен светло-коричневыми, серыми полупрозрачными призматическими и субидиоморфными зернами размером 150200 мкм (рис. 6). Часто встречаются включения минералов, а также расплавные и флюидные включения. В катодолюминесценции хорошо выражена концентрическая осцилляционная зональность. Некоторые зерна имеют более темные внешние каймы, скорее всего, обусловленные обогащенными ураном поздними зонами роста. Это характерная особенность циркона из кислых изверженных пород. В цирконе отмечаются слабо зональные и незональные центральные части зёрен. Такая картина может наблюдаться, если сохраняются унаследованные ядра и магматические оболочки, или если циркон имел сложную историю роста, (например, [23]). Такая структура циркона предполагает длительный рост с импуль- сом(-ами) повышения температуры и частичное растворение ранее кристаллизованного циркона. Все описанные особенности свидетельствуют о магматической природе циркона из гранитов атаманского массива.

Было выполнено 20 анализов в зональных доменах циркона и 10 анализов во внутренних незональных частях (рис. 7). На диаграмме с конкордией (рис. 8) все результаты аппроксимируются единой линией регрессии с преимущественно конкордантными значениями возрастов. Значительных различий между незональными внутренними частями кристаллов и внешними зональными каймами не выявлено: средневзвешенные значения ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастов из них составляют 2600 ± 6 (N = 16, СКВО = 1.16) и 2603 ± 3 (N = 7, СКВО = 0.59) млн лет соответственно.

Центральные части, обогащенные ураном, дают несколько более точные результаты. Верхнее пересечение линии регрессии с конкордией через все аналитические точки дает возраст 2601 ± 5 млн лет (СКВО = 1.5, рис. 7), тогда как конкордантный возраст и зональных, и незональных частей равен 2606 ± 7 млн лет (СКВО = 3.7 обусловлен слабой обратной дискордант- ностью, рис. 7). Средневзвешенный ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст всех конкордантных значений составляет 2602 ± 3 млн лет (N = 23, СКВО = 0.99, рис. 7). Учитывая возможность сложной магматической эволюции породы, конкордантный возраст 2606 ± 7 млн лет следует рассматривать как возраст кристаллизации.

Изотопная систематика

Изотопный состав Hf в цирконах из гранитов Атаманского массива (обр. 1544/209) определялся в тех же точках, что и U-Pb изотопный возраст. В отличие от U- Pb изотопной системы, которая во всех зёрнах циркона дает неразличимо близкие возрасты 2610 ± 10 млн лет, Lu-Hf изотопная система в тех же зёрнах демонстрирует широкие вариации первичного изотопного состава гафния (sHf(₂₆₁₀) от + 0.8 до -10.8) (табл. 6, рис. 9). Модельные возрасты T_Hf(DM)^c, рассчитанные по двухстадийной модели, являются палеоархейскими - от 3311 до 3577 млн лет, за исключением двух значений - мезоархейского (3119 млн лет) и эоархейского (3844 млн лет). Унаследованное ядро циркона с возрастом 3.18 млрд лет также характеризуется отрицательным значением (sHf(₂₆₁₀) = -2.5) и палеоархейским модельным возрастом (THf(DM)^c = 3682 млн лет).

Рис. 9. Диаграмма eHf(t) - T для циркона из гранитов Атаманского массива.

[Fig. 9 . Plots of eHf(t) values versus zircon ages for zircon grains from the Atamansky Massif granites.]

Граниты характеризуются резко отрицательными значениями sNd(₂₆₁₀) от -6.7 до -5.4. Их Sm-Nd модельные возрасты TNd(DM) = 3.4-3.6 млрд лет (табл. 7) являются на 1 млрд. лет более древними, чем U-Pb возрасты цирконов из этих пород, и свидетельствуют о длительной коровой предыстории источника расплавов.

Обсуждение результатов

Неоархейские граниты Атаманского массива характеризуются высокими содержаниями кремнезема (от 74 до 79 мас. % SiO₂) и калия (от 4.6 до 7.0 мас. % K₂O), низкими концентрациями CaO и Sr, обогащены железом, галлием, высокозарядными катионами (Nb, Ta, Y, Th), редкоземельными элементами с сильным фракционированием лантаноидов и резкими отрицательными аномалиями Eu. Такие геохимические особенности сближают их с анорогенными гранитами А-типа. Для объяснения генезиса высококремнистых гранитов А- типа предложено, по крайней мере, шесть вариантов источников расплавов: (1) фракционирование мантийных базальтовых магм, в некоторых случаях при взаимодействии с континентальной корой [24, 25], (2) высокотемпературное частичное плавление гранулитового рестита в нижней коре [26, 27], (3) малоглубинное (< 15 км) дегидратационное плавление известково-щелочных гранитоидов с биотитом и роговой обманкой [28], (4) частичное плавление базитовых нижнекоровых источников при высоких температурах в обстановках растяжения [29, 30], (5) высокотемпературное плавление метаосадочных гранулитов [31], (6) рециклинг субдуцированной океанической коры, как экзотического источника [32].

Табл. 6. Lu-Hf изотопный состав циркона из гранитов Атаманского массива [Table 6.Lu-Hf isotope compositions of zircons from the Atamansky granite]

Граниты атаманского комплекса и риолиты лебединской свиты как единая вулканоплутоническая ассоциация. Ранее нами были получены геохимические, геохронологические и изотопные данные для неоархейских риолитов (кварцевых порфиров) лебединской свиты, залегающих в южной части Тим-Ястребовской структуры [14, 33, 34]. Большинство из них свидетельствуют, что неоархейские риолиты лебединской свиты и граниты атаманского комплекса являются комагма- тами и представляют собой единую вулканоплутоническую ассоциацию. Доказательством этого служат: (1) синхронность формирования - 2.61 млрд лет назад;

(2) тесная пространственная сопряженность их локальных проявлений - в южном замыкании Тим-Ястребовской структуры;

(3) одинаковый первичный изотопный состав Nd в породах и Hf в цирконах, свидетельствующий о едином источнике кислых магм, представленных в вулканической и плутонической фации.

Различия во всей совокупности изученных образцов риолитов и гранитов по содержаниям элементов группы железа, высокозарядных и редкоземельных элементов, которые малоподвижны при метаморфизме и сопряженных метасоматических процессах, вероятно, отражают специфику магматических протолитов этих пород. Анализ данных показывает, что эти различия могли быть связаны с процессами дифференциации. Обогащение гранитов Fe₂O₃, Cr и другими элементами группы железа при относительном обеднении TiO₂ и высоких Fe₂O₃/TiO₂ отношениях, возможно, обусловлено накоплением в гранитах магнетита. Наблюдаемые в гранитах широкие вариации величин аномалий Eu и их прямая корреляция с концентрациями Sr могло контролироваться кумулусным плагиоклазом, неравномерно распределенным в объеме изученных гранитных массивов. Риолиты, обедненные кальцием, элементами группы железа, но обогащенные титаном, высокозарядными и редкоземельными элементами, могли представлять комплементарные гранитному кумулусу остаточные расплавы.

Табл. 7. Sm-Nd изотопные данные для гранитов Атаманского комплекса [Table 7.Sm-Nd isotopic data for the Atamansky complex granites]

Это позволяет рассматривать граниты атаманского комплекса как промежуточные камеры, в которых происходила дифференциация исходных кислых магм с образованием остаточных риолитовых расплавов.

Таким образом, граниты атаманского комплекса и риолиты лебединской свиты являются комагматичными, образовались из единого источника, расплавы из которого претерпели дифференциацию на уровне становления гранитных массивов, и представляют собой единую вулкано-плутоническую ассоциацию. Т акие вулкано-плутонические ассоциации высококремнистых гранитов и риолитов встречаются очень редко [35].

Источники расплавов и условия образования магм

Sm-Nd изотопные данные (sNd(₂₆₁₀) от -5.4 до -6.7) в валовых пробах указывают, что кислые магмы формировались за счет корового источника с палеоархей- ской (3.4-3.6 млрд лет) предысторией (табл. 7). Этими породами могли служить мезоархейские метапелитовые гранулиты обоянского комплекса [36], которые известны в виде крупных останцов среди мезо- архейских ТТГ, имеют палеоархейские модельные возрасты T_Nd(DM) = 3.49-3.64 млрд лет [37, 38] и содержат детритовый циркон с U-Pb возрастами 3.353.55 млрд лет [39].

U-Pb изотопная система в цирконе из гранитов и риолитов фактически не сохранила информацию о палеоархейском протолите в источнике магм. Высокие температуры этих магм, установленные для риолитов [34], приводят, по -видимому, к полному растворению цирконов протолита, стирая предшествующую коровую историю. Из трех проб (более 100 зерен цирконов) гранитов и риолитов сохранилось только одно унаследованное более древнее ядро.

Lu-Hf изотопные анализы выявили широкие вариации изотопного состава гафния в отдельных зернах магматического циркона из гранитов и риолитов (табл. 6, рис. 9). Это, возможно, отражает Lu-Hf гетерогенность среды кристаллизации цирконов, унаследованную от разных по составу и возрасту пород в коровом источнике расплавов. Возможное участие раз- новозрастных/гетерогенных архейских пород в источниках кислых магм, выявленное модельными возрастами циркона T_Hf(DM) в интервале 3.12-3.84 млрд лет, согласуется с возрастной гетерогенностью архей- ской коры Курского блока: в её составе, наряду с обо- янскими ортогнейсами и метаосадками с палеоархейскими детритовыми цирконами [39], широко представлены мезоархейские кислые вулканиты зеленокаменных поясов с возрастом около 3.13 млрд лет и ТТГ-ассоциации с возрастом около 3 млрд. лет [40, 41].

Таким образом, можно сделать вывод о гетерогенности корового источника для неоархейских внутриплитных гранитоидов Курского блока, основными компонентами которого были палеоархейские метапелиты и мезоархейские ТТГ-ассоциации.

Геохимические характеристики валовых проб риолитов и гранитов, такие как высокие отношения Ga/Al и высокие концентрации тяжелых редкоземельных элементов с резкой отрицательной Eu аномалией, также являются указанием на ведущую роль плагиоклаза в реститовой ассоциации кислых магм, что является свидетельством небольших глубин магмогенерации. Высокие Fe/Mg отношения в породах могут служить указанием на доминанту ортопироксена в реститовой ассоциации, что предполагает небольшие давления и относительно сухие условия генерации кислого расплава. Таким образом, все полученные данные указывают на формирование кислых магм при высоких температурах и низких давлениях в условиях верхней коры. Такие условия образования кислых расплавов хорошо согласуются с экспериментальными данными по дегидратационному плавлению высокоглиноземистого тоналита при давлении 4 кбар [28]. Содержание петрогенных элементов в расплаве, полученном в ходе эксперимента, близко к составам изученных гранитов атаманского комплекса.

Кислые расплавы, материнские для изученных гранитов с возрастом 2.61 млрд лет, могли образоваться при 20% дегидратационном плавлении смеси метапелит-ТТГ в равновесии с Ilm-Bt-Opx-Pl реститом при давлении не более 4 кбар [14]. Граниты атаманского комплекса кристаллизовались на более глубоких уровнях, чем риолиты, и содержали в себе примесь Opx-Pl реститовой или кумулусной компоненты, что определило их геохимические отличия от риолитов, освобожденных от этих фаз в ходе перемещения расплавов на более высокие уровни коры.

Близким петрогенетическим аналогом являются высокожелезистые позднеюрские граниты А-типа в Южно-Китайском блоке, сформировавшиеся при высокотемпературном (> 960 °C) плавлении метаосадоч- ных гранулитов [31].

Рис. 10. Составы гранитов атаманского комплекса на дискриминантных ди...