Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 503, № 1, стр. 18-25

Определение ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраста деформационных событий представляет сложную задачу, особенно в отношении полистадийных докембрийских метаморфических комплексов со сложной термо-тектонической историей. Одной из таких структур является Анабарский щит Сибирского кратона, представляющей собой тектонический коллаж террейнов различного происхождения. В его пределах выделяется два главных деформационных пояса, Котуйканский и Билляхский, разделяющие Маганский, Далдынский и Хапчанский ранне-докембрийские террейны [1, 2]. Эти пояса длиной более 200 км и шириной от 10–30 до 60–70 км пересекают весь Анабарский щит (рис. 1).

Рис. 1.

Схема строения и возрастные рубежи главных тектонических событий в пределах Анабарского щита Сибирского кратона (модифицированная после [2, 5, 20]) и точка отбора образцов псевдотахилитов с координатами 70°09′36.93″ с.ш.; 109°22′37.45″ в.д. 1 – рифей-палеозойские отложения платформенного чехла; 2 – породы Маганского террейна; 3 – породы Далдынского террейна; 4 – породы Хапчанского складчатого пояса (террейна); 5 – коллизионные зоны; 6 – анортозиты Котуйканской группы массивов; 7 – раннепротерозойские гранитоиды; 8 – место отбора проб псевдотахилитов. ГА – Главный Анабарский разлом.

Кроме них выделяется еще одна крупная деформационная зона – Главный Анабарский разлом. Не являясь границей между отдельными террейнами, он, тем не менее, обладает структурно-геологическими и геофизическими характеристиками глубинной сдвиго-надвиговой структуры [3, 4]. Этот разлом траcсирует серия сближенных узких полос (от 70 до 200 м) бласто- и ультрамилонитов, милонитов, катаклазитов, брекчий и псевдотахилитов [3]. Суммарная мощность этой структуры на отдельных участках достигает 6 км, преобладающее падение плоскостей смесителей субвертикальное или СВ.

Выполненные ранее реконструкции времени формирования деформационных поясов Анабарского щита опирались на возраста синтектонических мигматитов либо сопутствующих метаморфических, магматических или импактных событий. Они установлены в интервалах 1920 ± 10, 1916–1899 и 1900 ± 50 млн лет, соответственно (рис. 1, по данным [2, 5–7]). Однако возраст деформаций в пределах Главного Анабарского разлома до сих пор оставался неизвестным. С этой целью мы предприняли исследование пород из зоны разлома, претерпевших высокоскоростные тектонические деформации и локальное частичное плавление. В качестве индикаторов деформационных процессов были использованы продукты дислокационного метаморфизма – псевдотахилиты (ПСТ). Эти породы состоят из стекловатого или тонкозернистого матрикса с реликтами зерен минералов или фрагментов вмещающей породы. Использование ПСТ уже доказало свою эффективность при датировании этапов тектогенеза докембрийских метаморфических комплексов [8], а также при оценке динамических и термохронологических характеристик сейсмогенных разломов [9].

Образцы анабарских псевдотахилитов были взяты из одного обнажения, где в зоне шириной ≈50 м они формируют систему многочисленных тонких (0.1–1.0 до 15 см) прожилков, секущих толщу сложного состава (биотит-гиперстеновые плагиогнейсы, двуполевошпатовые гнейсы, чарнокиты и двупироксен-плагиоклазовые кристаллосланцы) [10]. Псевдотахилиты представляют собой черные плотные породы афанитового облика с многочисленными мелкими обломками пород, а также зерен кварца, плагиоклаза и, редко, пироксенов. Для них характерны структуры течения, которые подчеркивает рисунок распределения обломочного и тонко перетертого материала (рис. 2). В зоне развития ПСТ вмещающие их породы претерпели хрупкие (катакластические) изменения – мелко раздроблены и/или тонко перетерты. Пластические деформации не отмечены. Их контакты с ПСТ-прожилками варьируют от резких (обр. А-153-90, рис. 2 а) до размытых, с заливами. Часть прожилков имеет отчетливое двуслойное строение, где тонко перетертый материал сочетается с претерпевшим плавление. Лутц [10], характеризуя ПСТ Анабарского массива, приходит к выводу о развитии высоких температур, достигающих точки плавления сухих силикатных смесей, вследствие быстрых процессов истирания материала, которые можно рассматривать как природные аналоги процессов механохимической активации и фрикционного плавления.

Рис. 2.

Структуры и текстуры псвевдотахилитов, образцы А-152-90 (в), А-153-90 (а, г-е) и А-154-90 (б). Оптические изображения, николи + (а, б), изображения в обратно-рассеянных электронах (в, д) и многослойные карты характеристического излучения Mg, Fe, Al, Si и К (г, е): а – жильный псевдотахилит, использованный для определения абсолютного возраста; б – тонкое чередование полос интенсивно перетертого катаклазита по мигматизированному основному кристаллосланцу, милонита и собственно псевдотахилита; в – хрупкое разрушение зерен плагиоклаза; г – резкий контакт псевдотахилитового прожилка и вмещающего биотит-двупироксенового плагиогнейса; д, е – распределение реликтов пластично деформированных зерен кварца в псевдотахилитовом прожилке. ПСТ – псевдотахилит; Bt – биотит; Cpx – клинопироксен; Kfsp – калиевый полевой шпат; Opx – ортопироксен; Pl – плагиоклаз; Qz – кварц.

Вмещающие породы изученных ПСТ представляют собой: катаклазированный двуполевошпатовый гнейс и тонкоперетертый милонит (А-151-90; контакт нерезкий); брекчию двуполевошпатового гнейса, сцементированную ПСТ (А-152-90 и А-152-90-2; контакты от резких до нечетких) и слабокатаклазированный биотит-гиперстеновый плагиогнейс (А-153-90; контакты резкие). В обр. А-154-90 чередуются тончайшие полосы интенсивно перетертого катаклазита по мигматизированному основному кристаллосланцу, милонита и собственно ПСТ (рис. 2 б).

Материал ПСТ сливной, однородный; на отдельных участках сохраняет реликты оплавленных и развальцованных (пластически деформированных) зерен кварца или, реже, хрупко деформированные зерна плагиоклаза и/или гиперстена (рис. 2в, 2д). Структурный рисунок матрикса ПСТ характерен для вязких силикатных расплавов, стремительно закаленных с частичной раскристаллизацией. Тонкая сыпь микролитов (≤3–5 мкм) диопсида и плагиоклаза распределена равномерно. Реже удается наблюдать упорядоченные закалочные (“дендритные”) структуры (Pl + КПШ либо анортоклаз). Однородность и низкая пористость ПСТ-прожилков обеспечили нам уникальную возможность определить валовый химический состав расплавов, использовав для этого EDS SEM (“TESCAN” MIRA 3LMU “JSM”-6510LV) метод площадного анализа. Съемка и усреднение выполнялись для нескольких участков на площади каждого шлифа (от 6 до 16) (табл. 1). Вариации содержаний макрокомпонентов (SiO₂, Al₂O₃, FeO, MgO, CaO, Na₂O) не превышают 1–2 мас. %. Состав вмещающих пород был определен методом РФА. Большинство составов ПСТ в сравнении с вмещающими породами обогащены Mg и Fe и обеднены Si и иногда Al, что позволяет рассматривать их вслед за [1] как высокожелезистые базитовые выплавки. Единственным исключением является ПСТ из образца А-153-90, который по сравнению с вмещающим биотит-гиперстеновым плагиогнейсом обогащен SiO₂ (на 4 мас. %), Al₂O₃ (4.5%), Na₂O (1.5%) и обеднен FeO (≈4%) и MgO (≈4.5%). Подобные составы ПСТ ранее были описаны для Анабара в [7] и для Сьерра-Невады (США) в [9]. Именно этот образец ПСТ был продатирован.

Для оценки доли зерен кварца, сохранившихся в закаленном матриксе ПСТ, был выполнен микроструктурный анализ шлифов с использованием программы обработки изображений ImageJ (https://imagej.nih.gov). Для образца А-153-90 процедура “Analyze particles” дала среднюю оценку доли кварцевых зерен в 16%. Следовательно, степень плавления исходного гнейса при формировании ПСТ была не менее 80%.

Для определения ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраста деформационных событий в зоне Главного Анабарского разлома был выбран наиболее однородный образец ПСТ А-153-90 с валовым содержанием K₂O – 0.82 мас. %.

Материал для датирования был извлечен из предварительно выпиленного и измельченного жильного прослоя обр. А-153-90. Затем под бинокулярным микроскопом эта фракция была вручную очищена от единичных фрагментов КПШ с кварцем. Возраст образца был определен ⁴⁰Ar/³⁹Ar-методом ступенчатого прогрева, детальное описание которого дано в работе [11]. Измерения изотопного состава Ar проводились на масс-спектрометре Noble Gas 5400 (“Micromass”, Великобритания) в Аналитическом центре ИГМ СО РАН. Ошибки измерений соответствуют интервалу ±1σ, включая ошибку определения константы распада. В возрастном спектре ПСТ присутствует отчетливое плато из 7 последовательных ступеней (99% выделенного ³⁹Ar) (рис. 3). Рассчитанный по нему ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраст составил 1910 ± 24 млн лет.

Рис. 3.

Результаты ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датирования псевдотахилитовой жилы, показанной на рис. 2 а (обр. А-153-90), из деформационной зоны Главного Анабарского разлома.

Интерпретация полученного значения возраста основывается на принципе температуры “закрытия” K/Ar-изотопной системы. При скорости остывания 1–100°С/млн лет закрытие изотопной системы калишпата происходит в диапазоне температур 295–370°С [12]. Таким образом, полученный возраст соответствует моменту остывания псевдотахилита до T ≤ 370°С. Учитывая стремительную закалку расплава, времена его генерации и стеклования совпадают в пределах аналитической погрешности.

Чтобы определить положение исследуемой породы на момент 1910 млн лет в структуре Главного Анабарского разлома, был выполнен расчет палеогеотермы с учетом реальных теплофизических параметров и содержания радиоактивных элементов (U, Th, K) в породах Анабарского щита [13]. Предполагалось экспоненциальное снижение теплогенерации в коре, согласно зависимости A(z) = A₀ exp(–z/D) с параметрами A₀ = 1.22 мкВт/м³ и D = 13 км [13]. Теплогенерация, обеспеченная радиоактивными элементами, в породах приразломной тектонит-гранит-мигматитовой формации, составила 1.22 мкВт/м³; теплопроводность – 2.5 Вт/м К. Величина мантийного теплового потока (значительно отличающегося от современного) была принята равной 33 мВт/м² по аналогии с данными для докембрийских щитов и орогенов Северной Америки [14]. На рис. 4 приведена расчетная палеогеотерма, характеризующая термальное состояние коры Анабарского щита. Из ее формы следует, что стационарная T = = 300–370°С, соответствующая температуре закрытия изотопной системы калишпата, достигалась в средней коре, – на глубинах 18–23 км. Следовательно, фрикционное плавление и связанное с ними образование псевдотахилитов происходило не глубже 18–23 км (4.9–6.2 кбар).

Рис. 4.

Палеогеотерма, построенная на основе данных о содержании радиоактивных источников тепла в нижнепротерозойских тектонит-гранит-мигматитовых породах Анабарского щита (нижняя горизонтальная ось). Профили предельных дифференциальных напряжений в кварце и плагиоклазе (верхняя горизонтальная ось), характеризующие параметры перехода хрупких в ползучие деформации. Зависимости построены для кварцевого и плагиоклаз-содержащих материалов с использованием данных из источников, указанных в легенде. Скорость деформации ползучести принята 10^–15 с^–1. Светло-серым и черным показаны интервалы глубины и температуры датируемого события.

Приведенная оценка глубины датируемого события, вызвавшего фрикционное плавление, согласуется с экспериментальными данными о реологическом поведении пород кварц-полевошпатового состава. Для обоих минералов преобладающий тип деформации – хрупкого разрушения или ползучести (крипа) определяется PT-параметрами метаморфизма: при низких степенях минералы ведут себя как хрупкие тела, при высоких – в режиме ползучести. Различие в параметрах перехода от хрупких деформаций к крипу для разных минералов позволяет ограничить возможный диапазон РТ-условий образования исследуемых псевдотахилитов. На рис. 4 приведены профили предельных дифференциальных напряжений, испытываемых породами с преобладанием кварца либо плагиоклаза. Напряжения подчиняются закону Мора-Кулона при хрупко-пластической деформации (линейные участки профиля) и закону дислокационной ползучести (крипа) (участки с экспоненциальной зависимостью от температуры). С учетом построенной палеогеотермы, переход от хрупких деформаций в режим ползучести происходит в диапазоне от 200°С (кварц, влажный кварцит, [15, 16]) – до ~370°С (плагиоклаз, базальт с 35–45% Pl, [17, 18]). Температура закрытия K/Ar-изотопной системы КПШ в зависимости от скорости охлаждения составляет 290–370°С, что точно соответствует интервалу РТ-условий, при которых кварц переходит в состояние крипа, тогда как плагиоклаз еще ведет себя как хрупкое тело. Таким образом, палеогеотермические параметры и деформационно-реологические данные согласованно указывают на то, что датируемое событие происходило на среднекоровых глубинах (10–23 км) при скачке температуры до пиковой (ликвидусной) и остывании до равновесной Т = 300–370°С. Эти параметры означают, что формирование ПСТ непосредственно следовало за этапом регионального гранулитового метаморфизма в пределах Далдынского террейна с возрастом 1940–1900 млн лет [2, 13], т.е. совпадет с его верхним возрастным рубежом.

Определение ³⁹Ar/⁴⁰Ar-возраста псевдотахилитов ГАР оказывается важным для понимания полистадийной протерозойской истории развития тектонической структуры Анабара. Наиболее ранним событием считается поддвиг Далдынского террейна под Биректинский (Хапчанский) (1.97 млрд лет, гранулитовый метаморфизм) и деформации в Билляхской зоне 1985 млн лет [2, 5]. Последующий эпизод коллизии и надвигания Далдынского на Маганский террейн установлен в Котуйканской зоне на рубеже 1.92 млрд лет назад (выплавление гранитов) [2]. В этой же зоне в результате ультраметаморфизма и анатексиса сформировались гранитогнейсы и мигматиты с возрастом 1916 ± 9 млн лет и 1899 ± 14 – 1897 ± 25, а также бластокатаклазиты гранитного состава с возрастом не древнее 1905 ± 26 млн лет, последний с учетом аналитической погрешности неотличим от возраста анатектитов [5, 6]. Наши данные позволяют предположить, что на рубеже 1910 ± 24 млн лет активизировался Главный Анабарский разлом во внутренней зоне Далдынского террейна.

Мы предполагаем образование ПСТ путем фрикционного плавления кислого гранулитового протолита в условиях быстропротекающего, возможно, сейсмического события. Такими событиями могут являться взбросовые перемещения по Анабарскому разлому и подъем гранулитовых комплексов нижней коры. Коллизионный характер движений со взбросами в ЮЗ-направлении отмечается для конца раннепротерозойского времени для двух основных деформационных поясов Анабарского щита – Котуйканской и Билляхской коллизионных зон [4]. В процессе коллизии породы с глубины гранулитового метаморфизма 33–41 км (9–11 кбар, [19]) были перемещены на среднекоровый уровень (18–23 км) в результате высокоскоростных (сейсмогенных) деформаций, сопровождавшихся локальным плавлением.

Таким образом, псевдотахилиты Главного Анабарского разлома являются индикаторами деформаций, связанных с эксгумацией высокометаморфизованных комплексов, а сам разлом может рассматриваться в качестве одноранговой коллизионной структуры наряду с основными деформационными зонами Анабара.