1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Доклады Российской академии наук. Науки о Земле
  4. T. 498, № 1, 2021

Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 498, № 1, стр. 69-75

Архейские карбонатиты и щелочные породы Курского блока Сарматии: возраст и геодинамическая обстановка

К. А. Савко 1, 2, С. В. Цыбуляев 1, член-корреспондент РАН А. В. Самсонов 3, Н. С. Базиков 1, *, Е. Х. Кориш 1, Р. А. Терентьев 1, В. В. Паневин 1

1 Воронежский государственный университет
Воронеж, Россия

2 Российский государственный геологоразведочный университет, Старооскольский филиал
Старый Оскол, Россия

3 Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук
Москва, Россия

* E-mail: nickolasss@yandex.ru

Поступила в редакцию 01.02.2021
После доработки 05.02.2021
Принята к публикации 11.02.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

В Курском блоке Сарматии в тесной пространственной ассоциации проявлен как неоархейский внутриплитный гранитоидный (2.61 млрд лет), так и карбонатитовый магматизм. Щелочные пироксениты, карбонатиты и сиениты дубравинского комплекса слагают две относительно крупные интрузии и отдельные небольшие тела. Они подверглись метаморфизму амфиболитовой фации с возрастом около 2.07 млрд лет. По результатам датирования циркона из сиенитов возраст щелочно-карбонатитового магматизма составляет 2.59 млрд лет. Близкий возраст и тесная пространственная сопряженность внутриплитного гранитоидного и ультрабазит-карбонатитового магматизма позволяют считать, что дубравинский карбонатитовый комплекс сформировался во внутриплитной обстановке. Подъем мантийного плюма привел к метасоматической проработке и последующему частичному плавлению сублитосферной мантии и внедрению обогащенных магм в кору. Контаминация щелочных мантийных расплавов в коре архейскими ТТГ привела к образованию сиенитовых расплавов в виде даек, секущих пироксениты и карбонатиты.

Ключевые слова: карбонатиты, архей, геохронология

ВВЕДЕНИЕ

Конец архея ознаменовался фундаментальными изменениями геологических процессов на Земле, связанными с завершением стабилизации архейских кратонов и изменением стиля геодинамики [1]. Это нашло отражение в появлении широкого спектра калиевых гранитоидов в интервале возрастов 3.0–2.5 млрд лет, щелочных пород и карбонатитов [2]. Большинство известных карбонатитов – фанерозойские, а в архее известно совсем немного их проявлений на Канадском и Балтийском щитах, в Гренландии и блоке Йилгарн в Западной Австралии с возрастом не древнее ~2.7 млрд лет [3–5].

В Курском блоке Сарматии проявлен как неоархейский гранитоидный [6], так и карбонатитовый магматизм в тесной пространственной ассоциации. Карбонатиты, как и калиевые гранитоиды неоархея, сменившие более древние ТТГ ассоциации, отражают кардинальные изменения природы геодинамических процессов в древних кратонах.

Щелочные породы и карбонатиты дубравинского комплекса в Курском блоке были известны с 60-х годов прошлого века. В монографическом описании [7] были детально охарактеризованы петрография и минералогия пород дубравинского карбонатитового комплекса и изотопным K–Ar-методом оценен их возраст 1.9–2.1 млрд лет. Недавно U–Pb-методом (TIMS) был определен возраст титанита (2080 ± 13 млн лет) из карбонатитов, который интерпретирован как верхняя возрастная граница их формирования [8]. До настоящего времени отсутствовали данные об U–Pb-изотопном возрасте магматической кристаллизации пород дубравинского комплекса и о геодинамической обстановке их внедрения. Цель настоящей статьи – определение возраста карбонатит-пироксенит-сиенитовой ассоциации пород дубравинского комплекса и тектонической обстановки их формирования.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ

Курский блок Сарматии (рис. 1) состоит из палеоархейского Курско-Бесединского гранулит-гнейсового домена и надвинутого на него около 2.8 млрд лет назад мезоархейского Михайловского гранит-зеленокаменного террейна [9]. В неоархее Курский блок представлял собой крупный фрагмент континентальной коры, консолидированный около 2.8 млрд лет назад [10]. В период 2.7–2.6 млрд лет он подвергся воздействию плюма, который распознается по внутриплитному кислому и базитовому магматизму и, вероятно, сопряжен с рифтогенезом [6, 11].

Рис. 1.

Схематические геологическая и структурная карты Воронежского кристаллического массива.

Щелочные породы и карбонатиты слагают две относительно крупные интрузии – Дубравинскую и Чернянскую (рис. 2) в поле развития палеоархейских гнейсов Курско-Бесединского домена, а также отдельные небольшие тела. Дубравинский массив щелочных пород расположен между Тим-Ястребовской и Волотовской палеопротерозойскими рифтогенными структурами (рис. 1) и имеет в плане дугообразную форму. Его протяженность около 12 км и ширина от 200 до 700 м, падение крутое (55°–75°) на юг к центру структуры. Вмещающими породами являются палеоархейские гнейсы ТТГ-ассоциации. В строении Дубравинского массива принимают участие три основных типа пород: щелочные пироксениты, карбонатиты и сиениты. Отмечается чередование этих типов пород, хотя щелочные пироксениты часто образуют несколько небольших самостоятельных тел в экзоконтакте интрузии. Карбонатиты представлены крутопадающими линейными и линзообразными телами, иногда сложно ветвящимися, мощностью от десятков см до 10 м в центральной части массива. Сиениты встречаются в виде секущих даек и содержат ксенолиты щелочных пироксенитов и карбонатитов. Вмещающие палеоархейские ортогнейсы подверглись фенитизации. Дубравинский массив перекрыт фанерозойским осадочным чехлом мощностью 170–200 м и изучен вертикальными картировочными и наклонными поисковыми скважинами на апатитовые руды. Западнее Дубравинского массива находится Чернянская интрузия линейного типа (рис. 2), состоящая из карбонатитов, щелочных пироксенитов и сиенитов протяженностью около 7 км с юга на север и шириной 250–300 м. Падение интрузии крутое (80°–85°) до вертикального.

Рис. 2.

Схематическая геологическая карта Дубравинского массива.

Породы дубравинского комплекса подверглись метаморфизму амфиболитовой фации с возрастом около 2.07 млрд лет при коллизии Сарматии и Волго-Уралии [10]. РТ-параметры метаморфизма 630°С и 4–5 кбар были оценены при детальном изучении минеральных парагенезисов в метапелитах и железистых кварцитах палеопротерозойской Приоскольской структуры [12, 13], примыкающей к Чернянской интрузии и расположенной в 2 км западнее Дубравинского массива.

ПЕТРОГРАФИЯ И ГЕОХИМИЯ

Карбонатиты зеленовато-серые до светло-серых от мелко- до крупнозернистых пород, с массивной, пятнистой, флюидальной и брекчиевой текстурами. В минеральном составе карбонатитов преобладает кальцит (50–90%). Кроме него могут присутствовать в переменных количествах доломит (0–10%), клинопироксен (3–15%), щелочной амфибол (0–10%), биотит (5–20%), микроклин (0–5%), апатит (3–10%), титанит (3–10%), магнетит (2–5%). Аксессорными минералами являются ильменит, рутил, сульфиды, монацит, бастнезит и циркон.

В карбонатитах содержание CaO находится в интервале 28.9–53.8 мас. % Количества других петрогенных оксидов изменяются в широких пределах (SiO2 = 0.7–15.2; FeOtot = 0.8–18.0; MgO = 0.5–5.2; P2O5 = 0–4.0 мас. %). Карбонатиты обогащены редкими и редкоземельными элементами, содержания которых находятся в очень широких пределах: Sr = 671–3770 ppm, Ba = 1126–3280 ppm, ΣREE = 474–5710 ppm с резким преобладанием LREE (LaN/YbN от 30 до 198) без явных Eu-аномалий (Eu/Eu* = 0.8–1.0). Содержания высокозарядных элементов также сильно изменчивы: TiO2 = 0.5–4.2 мас. %, Th = 4.6–171 ppm, Y = 30–139 ppm, Nb = 48–283 ppm, Ta = 0.7–9.6 ppm, Zr = 155–369 ppm, Hf = 3.9–8.2 ppm, но в целом сопоставимы со “средним составом” карбонатитов [14].

Щелочные пироксениты являются преобладающим типом пород и слагают от 70 до 80% объема интрузий. Они представлены темно-зелеными средне- и крупнозернистыми породами массивной и неяснополосчатой текстуры, гранобластовой, лепидогранобластовой структуры, состоящими из пироксена (55–70%), амфибола (15–20%), биотита (15–20%). Обычны микроклинсодержащие разности. В переменных количествах могут присутствовать апатит (2–5%), гранат (0–5%), магнетит (2–7%), титанит (1–4%). Пироксениты содержат большое количество включений кальцита. Акцессорные минералы – ильменит, сульфиды (пирит, пирротин, халькопирит).

Пироксениты не содержат нормативного нефелина, имеют содержания SiO2 от 36.2 до 42.8 мас. % и широкие вариации других петрогенных оксидов, например, TiO2 (0.9–4.3 мас. %), Al2O3 (1.96–12.25 мас. %), FeOtot (10.4–21.8 мас. %), MgO (4.5–11.7 мас. %). Характерны высокие содержания щелочей (K2O + Na2O = 3.4–9.0 мас. %) и кальция (CaO = 10.2–19.0 мас. %). Такой состав обусловлен неравномерным распределением в них микроклина и кальцита. Содержания редких и редкоземельных элементов высокие и изменяются в широких пределах. Из “мафических” элементов резко преобладает ванадий (116–682 ppm). Пироксениты очень похожи на карбонатиты по распределению редких и редкоземельных элементов, отличаясь только их меньшими содержаниями. Пироксениты обогащены литофильными Rb (76–472 ppm), Sr (142–1535 ppm), Ba (570–3469 ppm) и высокозарядными элементами Nb (26–138 ppm), Y (8–56 ppm), Zr (12–535 ppm), Th (1–46 ppm). Также отмечаются высокие содержания редкоземельных элементов (ΣREE = 112–695 ppm) с резким фракционированием и преобладанием LREE (LaN/YbN = 22–98) без явных Eu-аномалий (Eu/Eu* = 0.8–1.0).

Cиениты образуют дайки мощностью несколько метров, секущие пироксениты и карбонатиты. Сиениты серые, розово-серые средне- и крупнозернистые, массивной текстуры, с гранитной структурой, сложены микроклином (50–60%), эгирином или эгирин-авгитом (10–15%), биотитом (3–5%), кварцем (0–5%), альбитом (0–5%). Акцессорные минералы: титанит, апатит, циркон, гранат, магнетит, ильменит.

Сиениты с содержаниями SiO2 от 59.5 до 63.8% отличаются очень высокой железистостью (XFe = = 93–96) и обогащены щелочами (Na2O + K2O = = 11.1–13.6) при значительном преобладании калия (K2O/Na2O = 2–4). Они характеризуются повышенными концентрациями литофильных (Rb = 233 ppm, Sr = 369 ppm), высокозарядных (Nb = 43 ppm, Ta = 2.9 ppm, Zr = 460 ppm) и редкоземельных элементов (ΣREE = 520 ppm) с преобладанием LREE (LaN/YbN = 28) без Eu-аномалии (Eu/Eu* = 0.85).

РЕЗУЛЬТАТЫ U–Th–Pb-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

К определению возраста магматической кристаллизации по циркону из карбонатитов нужно подходить с большой осторожностью, так как циркон может оказаться не первичным магматическим минералом [15, 16]. Он кристаллизуется из карбонатитового расплава при содержании SiO2 не менее 20 мас. % [16]. Дубравинские карбонатиты к тому же подверглись высокотемпературному метаморфизму амфиболитовой фации. Возраст титанита из карбонатитов (2080 ± 13 млн лет) [8], и в пределах ошибки совпадает с возрастом коллизионного метаморфизма 2072 ± 10 млн лет, проявленного во всей восточной Сарматии [10]. Поэтому для определения возраста щелочно-карбонатитового магматизма мы использовали циркон из дайки сиенитов Дубравинского комплекса, секущей карбонатиты.

Локальные U–Th–Pb-геохронологические исследования циркона из сиенита: проба 5450/653 (скважина 5450, глубина 653 м) выполнены в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ на ионном микрозонде SHRIMP II по стандартной методике [17] с использованием эталонных цирконов “91500”, “Temora”. Циркон в пробе 5450/563 представлен идиоморфными и субидиоморфными удлиненными призматическими кристаллами светло-коричневой окраски (рис. 3). Их длина от 150 до 500 мкм, ширина 50–100 мкм. Присутствуют твердофазные включения. В катодолюминесценции видна тонкая концентрическая осцилляторная зональность, незональные участки (возможный результат рекристаллизации) наблюдаются на вершинах пирамид довольно редко. Унаследованных ядер не выявлено. Морфологические признаки указывают на магматическую природу циркона и практическое отсутствие значительных наложенных событий.

Рис. 3.

Катодолюминесцентные снимки кристаллов цирконов из пробы 5450/653 и положение аналитических точек.

Было выполнено 14 анализов в 9 зернах. Все результаты на графике с конкордией аппроксимируются линией регрессии (табл. 1; рис. 4). Возраст по верхнему пересечению дискордии с конкордией составляет 2589 ± 6 млн лет. С этими результатами совпадает средневзвешенный 207Pb/206Pb-возраст – 2588 ± 5 млн лет (N = 9, СКВО = 0.38, вероятность 0.93) (рис. 4). Таким образом, возраст 2588 ± 5 млн лет является возрастом магматической кристаллизации циркона из сиенитов.

Таблица 1.

Результаты U–Pb-исследований цирконов из сиенитов дубравинского карбонатит-пироксенит-сиенитового комплекса

Точка % 206Pbc мкг/г U мкг/г Th 232Th/238U мкг/г 206Pb*      (1) 238U/206Pb* ± % (1) 206Pb/238U возраст (1) 207Pb*/206Pb* ± % (1) 207Pb/206Pb возраст D, % (1) 207Pb*/235U ±% Корр. ошиб.
Проба 5450/653 (сиенит)
7.1 0.01 1138 502 0.46 388 2.522 1.5 2153 ±27 0.16969 0.26 2555 4 19 9.28 1.5 1.02
2.1 0.13 53 30 0.58 23 1.98 1.8 2635 ±39 0.1714 1.1 2571 19 –2 11.93 2.1 0.91
5.1 0.03 739 560 0.78 290 2.193 1.5 2422 ±30 0.17154 0.31 2573 5 6 10.78 1.5 1.00
6.1 0.03 219 136 0.64 93.4 2.019 1.5 2593 ±33 0.172 0.53 2577 9 –1 11.74 1.6 0.90
1.1 0.20 49 33 0.69 20.8 2.018 1.9 2594 ±40 0.172 1.2 2578 20 –1 11.75 2.2 0.80
7.2 0.07 218 119 0.56 87.8 2.139 1.5 2473 ±32 0.17217 0.55 2579 9 4 11.1 1.6 0.91
4.1 0.03 117 69 0.61 50.8 1.979 1.6 2637 ±35 0.1728 0.7 2585 12 –2 12.04 1.8 0.90
9.1 0.09 1161 505 0.45 457 2.183 1.5 2431 ±30 0.17287 0.27 2586 4 6 10.92 1.5 1.0
10.2 0.01 204 66 0.34 84.1 2.084 1.5 2527 ±32 0.17304 0.53 2587 9 2 11.45 1.6 0.90
2.2 0.01 267 149 0.58 113 2.023 1.5 2589 ±32 0.17313 0.47 2588 8 0 11.8 1.6 1.01
9.2 0.23 208 100 0.50 80.6 2.219 1.5 2398 ±31 0.1733 0.61 2590 10 8 10.77 1.7 0.91
8.1 0.11 48 37 0.79 20.4 2.032 1.8 2579 ±39 0.1736 1.1 2592 19 1 11.77 2.2 0.90
5.2 0.10 256 123 0.49 107 2.07 1.5 2541 ±32 0.17373 0.5 2594 8 2 11.57 1.6 0.91
10.1 0.05 218 188 0.89 91.6 2.042 1.6 2570 ±33 0.17412 0.54 2598 9 1 11.76 1.7 0.90

Примечание. Ошибки 1σ. Pbc и Pb* – обычный и радиогенный свинец соответственно. Ошибка в стандартной калибровке 0.41%. (1) Первичный Pb скорректирован на измеренный 204Pb. D, % – процент дискордантности.

Рис. 4.

Результаты U–Pb-датирования пробы 5450/653.

ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА

Анорогенный внутриплитный тектонический режим является наиболее характерным для щелочного и карбонатитового магматизма, чему есть множество примеров ([18] и ссылки в ней). В пределах Курского блока локально проявлен внутриплитный высококремнистый (SiO2 = 74–78 мас. %) гранитоидный магматизм с возрастом 2.61 млрд лет, представленный малоглубинной (<7 км) вулкано-плутонической ассоциацией риолитов и гранитов с очень высокими температурами кристаллизации от 900 до 1000°С [6]. Причинами высокотемпературного (~1000°C) малоглубинного плавления коры могли быть только базитовые магмы при подъеме мантийного плюма. Их проявления также наблюдаются в Восточной Сарматии [6, 11]. Близкий возраст (2.59 млрд лет) и тесная пространственная сопряженность внутриплитного гранитоидного и ультрабазит-карбонатитового магматизма предполагают, что дубравинский карбонатитовый комплекс сформировался во внутриплитной обстановке. Подъем мантийного плюма привел к метасоматической проработке и последующему частичному плавлению сублитосферной мантии и внедрению обогащенных магм в кору. Контаминация щелочных мантийных расплавов в коре архейскими ТТГ привела, в конечном счете, к образованию сиенитовых расплавов в виде даек, секущих пироксениты и карбонатиты.

Список литературы

  1. Kursky T.M., Polat A. Growth of Granite-greenstone Terranes at Convergent Margins and Stabilization of Archean Cratons // Tectonophysics. 1999. № 305. P. 43–73.

  2. Blichert-Toft J., Arndt N., Ludden J. Precambrian Alkaline Magmatism // Lithos. 1996. № 37. P. 97–111.

  3. Tilton G.R., Bell K. Sr-Nd-Pb Isotope Relationships in Late Archean Carbonatites and Alkaline Complexes: Applications to the Geochemical Evolution of Archean Mantle // Geochim. Cosmochim. Acta. 1994. № 58. P. 3145–3154.

  4. Tichomirowa M., Grosche G., Götze J., Belyatsky B.V., Savva E.V., Keller J., Todt W. The Mineral Isotope Composition of Two Precambrian Carbonatite Complexes from the Kola Alkaline Province – Alteration Versus Primary Magmatic Signatures // Lithos. 2006. № 91. P. 229–249.

  5. Зозуля Д.Р., Баянова Т.Б., Серов П.Н. Возраст и изотопно-геохимические характеристики архейских карбонатитов и щелочных пород Балтийского щита // ДАН. 2007. Т. 415. № 3. С. 383–388.

  6. Savko K.A., Samsonov A.V., Kholina N.V., Larionov A.N., Zaitseva M.V., Korish E.H., Bazikov N.S., Terentiev R.A. 2.6 Ga High-Si Rhyolites and Granites in the Kursk Domain, Eastern Sarmatia: Petrology and Application for the Archean Palaeocontinental Correlations // Precambrian Research. 2019. № 322. P. 170–192.

  7. Бочаров В.Л., Фролов С.М. Апатитоносные карбонатиты КМА // Воронеж, Изд-во “Петровский сквер”, 1993, 123 с.

  8. Альбеков А.Ю., Чернышов Н.М., Рыборак М.В., Кузнецов В.С., Сальникова Е.Б., Холин В.М. Изотопный U-Pb возраст апатитоносных карбонатитов Курского блока Воронежского кристаллического массива // ДАН. 2017. Т. 473. № 3. С. 320–321.

  9. Savko K.A., Samsonov A.V., Larionov A.N., Chervyakovskaya M.V., Korish E.H., Larionova Yu.O., Bazi-kov N.S., Tsybulyaev S.V. A Buried Paleoarchean Core of the Eastern Sarmatia, Kursk Block: U-Pb, Lu-Hf and Sm-Nd Isotope Mapping and Paleotectonic Application // Precambrian Research. 2021. № 353. 106021.

  10. Savko K.A., Samsonov A.V., Kotov A.B., Sal’nikova E.B., Korish E.H., Larionov A.N., Anisimova I.V., Bazikov N.S. The Early Precambrian Metamorphic Events in Eastern Sarmatia // Precambrian Research. 2018. № 311. P. 1–23.

  11. Савко К.А., Самсонов А.В., Холин В.М., Базиков Н.С. Мегаблок Сарматия как осколок суперкратона Ваалбара: корреляция геологических событий на границе архея и палеопротерозоя // Стратиграфия и геол. корреляция. 2017. Т. 25. № 2. С. 3–26.

  12. Савко К.А., Кальмуцкая Н.Ю. Физико-химические условия метаморфизма магнетит-грюнерит-рибекитовых пород Приоскольского железорудного месторождения Курской магнитной аномалии // Вестн. Воронежского ун-та. Сер. геол. 2002. № 1. С. 95–103.

  13. Савко К.А., Кальмуцкая Н.Ю. Петрология недосыщенных калием метапелитов Воронежского кристаллического массива с рассмотрением парагенезиса оливин-жедрит-ортопироксен-гранат магнетит // Петрология. 2002. Т. 10. № 3. С. 283–311.

  14. Chakhmouradian A.R. High-field-strength Elements in Carbonatitic Rocks: Geochemistry, Crystal chemistry and Significance for Constraining the Sources of Carbonatites // Chem. Geol. 2006. № 235. P. 138–160.

  15. Rodionov N.V., Belyatsky B.V., Antonov A.V., Kapito-nov I.N., Sergeev S.A. Comparative in situ U-Th-Pb Geochronology and Trace Element Composition of Baddeleyite and Low-U Zircon from Carbonatites of the Palaeozoic Kovdor Alkaline-ultramafic Complex, Kola Peninsula, Russia // Gondwana Research. 2012. № 21. P. 728–744.

  16. Gervasoni F., Klemme S., Rohrbach A., Grützner T., Berndt J. Experimental Constraints on the Stability of Baddeleyite and Zircon in Carbonate- and Silicate-carbonate Melts // American Mineralogist. 2017. № 102. P. 860–866.

  17. Larionov A.N., Andreichev V.A., Gee D.G. The Vendian Alkaline Igneous Suite of Northern Timan: Ion Microprobe U-Pb Zircon Ages of Gabbros and Syenite // D.G. Gee, V.L. Pease (Eds.). The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica. Geological Society London Memoirs. 2004. №. 30. P. 69–74.

  18. Pirajno F. Intracontinental Anorogenic Alkaline Magmatism and Carbonatites Associated Mineral Systems and the Mantle Plume Connection // Gondwana Research. 2015. № 27. P. 1181–1216.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Доклады Российской академии наук. Науки о Земле

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал