1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Петрология
  4. T. 29, № 4, 2021

Петрология, 2021, T. 29, № 4, стр. 365-387

Метабазиты зеленокаменного пояса Булунского блока (юго-запад Сибирской платформы) как индикаторы состава и изотопных параметров архейской мантии

О. М. Туркина a, b, *, А. Э. Изох a, b, А. Д. Ножкин a

a Институт геологии и минералогии СО РАН
Новосибирск, Россия

b Новосибирский государственный университет
Новосибирск, Россия

* E-mail: turkina@igm.nsc.ru

Поступила в редакцию 22.11.2020
После доработки 12.01.2021
Принята к публикации 28.01.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

В работе суммированы данные по содержанию главных и редких элементов и Sm-Nd изотопному составу метабазитов Урикского зеленокаменного пояса (Шарыжалгайский выступ, ЮЗ Сибирского кратона). Архейские метабазиты (амфиболиты и гранатовые амфиболиты) стратифицированного комплекса и субпластовых тел включают четыре типа. К первому типу относятся низкотитанистые амфиболиты участка Урик, их характерные черты – отчетливое обеднением легкими РЗЭ ((La/Sm)n = = 0.8–1.1), отсутствие Nb-минимума и положительные значения εNd(Т) (до +4.1). Второй тип – умеренно-титанистые амфиболиты участка Урик. Они отличаются от пород первого типа повышенными (La/Sm)n (1.0–1.5), Th, Zr, Nb, Y и пониженными εNd(Т) (+0.4…–1.6), но подобно низкотитанистым амфиболитам не обнаруживают обеднения Nb. К третьему типу относятся амфиболиты участка Тагна, которые характеризуются непрерывным ростом концентраций TiO2, легких РЗЭ, Th, Zr, Nb с уменьшением Mg# и имеют εNd(Т) от +1.3 до –0.5. Они отличаются повышенными (La/Sm)n (1.1–2.3), Zr, Nb и наличием отчетливого Nb-минимума. Четвертый тип включает все высокотитанистые амфиболиты субпластовых тел, которые обогащены легкими РЗЭ ((La/Sm)n = 1.9–3.4), Th, Zr, Nb, имеют повышенные (Gd/Yb)n (1.4–2.0), резкий Nb-минимум и отрицательные εNd(T). Результаты расчетного моделирования, характерные черты редкоэлементного и изотопного состава свидетельствуют о формировании низко- и умеренно-титанистых метабазальтов участка Урик из слабо деплетированного и близкого к примитивному мантийных источников соответственно. Их базальтовые протолиты отвечают породам океанической коры. Метабазальты участка Тагна образовались из слабо деплетированного и гидратированного мантийного источника, контаминированного коровым материалом. Обогащение источника некогерентными элементами могло быть связано с субдукцией осадков и непосредственно предшествовало формированию вулканитов. Метабазиты субпластовых тел произошли из обогащенного источника с длительной предысторией, подобного субконтинентальной литосфере. Вероятными современными аналогами этих пород являются внутриплитные континентальные базальты. Ни один из трех доминирующих типов метабазитов Урикского ЗКП не обнаруживает признаков источников с резко деплетированными или обогащенными геохимическими характеристиками, что свидетельствует о слабой дифференциации мантии к рубежу мезо- и неоархея (~2.8 млрд лет). С рубежа ~2.8 млрд лет фиксируется формирование литосферной мантии с надсубдукционными характеристиками (гидратированная мантия). Резкие различия в вещественных и изотопных характеристиках метабазальтов Урикского ЗКП служат обоснованием модели формирования Булунского блока в результате аккреционных процессов, которые привели к тектоническому совмещению в его структуре фрагментов океанической коры, океанической островной дуги и более древней континентальной коры, представленной ТТГ-комплексом на рубеже ∼1.86–1.82 млрд лет.

Ключевые слова: архей, метабазальты, мантийные источники

ВВЕДЕНИЕ

Архейские гранит-зеленокаменные провинции образованы двумя главными породными комплексами: тоналит-трондьемит-гранодиоритовыми (ТТГ) плагиогнейсами и плагиогранитоидами и осадочно-вулканогенными ассоциациями зеленокаменных поясов (ЗКП) (Condie, 1981). Среди вулканитов большинства ЗКП доминирующими являются базальты. Интерпретация происхождения вулканитов ЗКП в значительной степени базируется на геохимических и изотопных данных. Детальные исследования вещественных характеристик основных вулканитов ЗКП выявили широкое разнообразие их состава, по которому они сопоставляются с современными базальтами океанических плато, субдукционных обстановок и континентальных рифтов (De Wit et al., 2011; Furnes et al., 2015; Condie, 1994; Polat et al., 1999; Green et al., 2000; Black et al., 2004; Komiya et al., 2004; Щипанский, 2008; Jenner et al., 2009; Thurston, 2015; Sappin et al., 2018; Turkina et al., 2020). Возможность использования геохимической информации для анализа геодинамических условий генерации архейских базальтов, так же как и их сопоставление по геохимическим параметрам с современными вулканитами различных геодинамических обстановок, остаются остро дискуссионными. Архейские базальтовые ассоциации ЗКП обнаруживают как сходство, так и отличие от более молодых основных вулканитов, которые обусловлены как иным температурным режимом архейской мантии, так и особенностями состава мантийных источников. Например, Н. Арндтом было показано, что архейские толеитовые базальты отличаются от современных базальтов океанических хребтов, океанических островов и островных дуг повышенными содержаниями SiO2 и FeO (Arndt et al., 1997). По данным (Condie, 2018), раннеархейские базальты не обнаруживают резко выраженных геохимических характеристик, обусловленных генерацией из обогащенных или деплетированных мантийных резервуаров. Геохимические сигнатуры, присущие обогащенным, деплетированным и гидратированным (преобразованным под действием флюида) мантийным источникам, становятся более отчетливыми у базальтов, формировавшихся в течение переходного периода геологической истории от 3 до 2 млрд лет. В целом геохимические и изотопные характеристики базальтов ЗКП служат главным источником информации о составе архейской мантии, ее гетерогенности и эволюции во времени.

На юго-западе Сибирского кратона (Шарыжалгайский выступ) исследованы метабазальтовые ассоциации в Урикском и Онотском зеленокаменных поясах (Ножкин и др., 2001; Туркина, Ножкин, 2008; Turkina et al., 2020). Урикский зеленокаменный пояс Булунского блока на северо-западе Шарыжалгайского выступа имеет протяженность около 170 км и сложен преимущественно амфиболитами и гранатовыми амфиболитами, протолиты которых по составу отвечают базальтам. На основании характера породных ассоциаций и их вещественных характеристик для метабазальтов южной части Урикского ЗКП предполагалось сходство с базальтами океанического дна (Туркина, Ножкин, 2008). В настоящей работе представлены геохимические и изотопные (Sm-Nd) данные по метабазальтам центральной части ЗКП (р. Тагна) и дополнительная информация по редкоэлементному и изотопному составу пород его южной части (р. Урик). Полученные результаты использованы чтобы: 1) охарактеризовать основные метабазитовые ассоциации Урикского ЗКП, 2) определить характер их мантийных источников, 3) оценить вероятные современные аналоги метабазальтов.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА УРИКСКОГО ЗЕЛЕНОКАМЕННОГО ПОЯСА

Шарыжалгайский выступ является южным обнаженным окончанием Тунгусской провинции фундамента Сибирской платформы (рис. 1а). Он состоит из четырех блоков (с северо-запада на юго-восток): Булунского, Онотского, Китойского и Иркутного, их границами служат региональные разломы северо-западного и субмеридионального простирания. Булунский блок охватывает северо-западную часть Шарыжалгайского выступа к северо-западу от субмеридионального Онотского глубинного разлома (Грабкин, Мельников, 1980). Структура Булунского блока (рис. 1б) определяется сочетанием узких тектонических пластин и блоков с общей преимущественно северо-западной ориентировкой их тектонических контактов, а также гнейсовидности и полосчатости метаморфических толщ и плагиогранитоидов, которые субпараллельны границам блока. Среди метаморфических пород Булунского блока выделено три породные ассоциации. Две доминирующие ассоциации представлены плагиогнейсами и плагиогранитоидами тоналит-трондьемит-гранодиоритового состава (ТТГ-комплекс) и метабазальтами (амфиболитами, гранатовыми амфиболитами) с редкими линзами кварц-слюдистых кристаллических сланцев (рис. 2). Третья ассоциация включает гранатсодержащие биотитовые и биотит-амфиболовые кристаллические сланцы, содержащие будины гранатовых амфиболитов. ТТГ-комплекс сложен полосчатыми, нередко мигматизированными биотитовыми плагиогнейсами, гнейсовидными до массивных плагиогранитами и редкими гнейсами монцодиоритового состава (Туркина, Ножкин, 2008). Возраст гнейсовидных плагиогранитов и монцодиоритогнейсов составляет ~3.33 млрд лет, плагиогнейсы подвергались метаморфизму около 3.25 млрд лет назад (Туркина и др., 2009, 2013). Возраст амфиболитов (2887 ± 140 млн лет) оценен Sm-Nd методом по изохроне (Туркина, Ножкин, 2008). Цирконы с возрастом 2814 ± 18 млн лет (U-Pb SHRIMP) установлены в гранатовых амфиболитах в центральной части ЗКП (Галимова и др., 2012). В пределах ошибки эти оценки согласуются с определением U-Pb возраста циркона (U-Pb SHRIMP) – 2791 ± 13 млн лет из гранат-биотитовых сланцев, протолиты которых отвечают вулканогенным грауваккам (Туркина и др., 2014). Верхняя возрастная граница отложений ЗКП фиксируется временем их метаморфизма, которое определено Sm-Nd, Rb-Sr и Pb-Pb методами по породообразующим минералам из биотит-гранатового плагиогнейса, в интервале 1824–1863 млн лет (Ризванова и др., 2012). Эта возрастная оценка коррелирует с возрастом постскладчатых гранитов Аларского массива – 1853 ± 11 млн лет, прорывающих амфиболиты (Туркина, Капитонов, 2017).

Рис. 1.

(а) Главные тектонические элементы Сибирского кратона: 1 – выступы фундамента, 2 – палеопротерозойские орогенные пояса. Звездочкой показано положение Булунского блока (схема (б)). (б) Геологическая схема Булунского блока Шарыжалгайского выступа, составлена на основе (Галимова и др., 2012). Архейские метаморфические толщи Урикского зеленокаменного пояса: 1 – ерминская (биотит-амфиболовые гнейсы, амфиболиты и гранатовые амфиболиты), 2 – онотская (плагиогнейсы, амфиболиты), 3 – таргазойская (амфиболиты, гранатовые амфиболиты, гранатсодержащие гнейсы и сланцы); 4 – палеоархейский ТТГ-комплекс, 5 – палеопротерозойские гранитоиды, 6 – палеозойские гранитоиды, 7 – неогеновые базальты; 8 – архейский гранулитогнейсовый комплекс Китойского блока. Контур Г – карта на рис. 2. (в) Геологическая схема центральной части Бурунского блока (р. Тагна), составлена с использованием материалов геологической съемки. 1 – биотитовые, амфибол-биотитовые гнейсы, амфиболиты (ерминская толща), 2 – гранатовые амфиболиты, амфиболиты, пачки гранатсодержащих биотитовых и амфиболовых кристаллических сланцев (таргазойская толща); 3 – палеоархейский ТТГ-комплекс, 4 – архейские гранитоиды, 5 – положение скважин.

Рис. 2.

Геологическая схема юго-восточной части Булунского блока, по (Туркина, Ножкин, 2008). 1 – платформенные отложения; 2, 3 – породные ассоциации Урикского зеленокаменного пояса: 2 – биотитовые, амфибол-биотитовые гнейсы, амфиболиты (ерминская толща), 3 – гранатовые амфиболиты, амфиболиты, пачки гранатсодержащих биотитовых и амфиболовых кристаллических сланцев, прослои кианитсодержащих сланцев и кварцитосланцев (таргазойская толща); 4 – биотитовые плагиогнейсы и плагиогранитогнейсы (ТТГ-комплекс); 5 – палеопротерозойские граниты; 6 – палеоархейские плагиогранитоиды; 7 – тектонические границы (а), прочие границы геологических тел (б); 8 – элементы залегания.

При геологическом картировании породные ассоциации Булунского блока отнесены к двум свитам сходного литологического состава с доминирующими плагиогнейсами и амфиболитами и увеличением доли последних до 40% вверх по разрезу (Галимова и др., 2012). Нижняя ерминская свита сложена биотитовыми и биотит-амфиболовыми гнейсами, амфиболитами и гранатовыми амфиболитами и картируется в виде полосы шириной 10–12 км и протяженностью до 170 км вдоль юго-западной границы Булунского блока (рис. 1б). Породы таргазойской свиты распространены в виде полосы шириной 10–15 км от водораздела рр. Онот–Урик до правобережья р. Ока вдоль восточной границы Булунского блока. В составе свиты преобладают амфиболиты, гранатовые амфиболиты (до 40%) и биотитовые плагиогнейсы (до 50%), в подчиненном количестве (около 10%) – гранат-биотитовые гнейсы, редко встречаются гранат-кианитовые кристаллические сланцы и кварцито-сланцы. Авторами биотитовые и биотит-амфиболовые плагиогнейсы на основании состава и палеоархейского возраста совместно с гнейсовидными плагиогранитами выделены в ТТГ-комплекс (Туркина, Ножкин, 2008). Близкий литологический состав с преобладанием плагиогнейсов и амфиболитов имеет и онотская свита, картируемая в южной части Булунского блока (рис. 1б).

В южной части зеленокаменного пояса амфиболиты изучены по коренным обнажениям в левобережье р. Урик от Аларского гранитного массива до северо-западной границы Булунского блока (Туркина, Ножкин, 2008). В западной части разреза по р. Урик, которая по данным геологического картирования отнесена к ерминской свите, доминируют амфиболиты, содержащие субпластовые тела биотитсодержащих амфиболитов, которые сменяются мощной пластиной, сложенной породами ТТГ-комплекса (рис. 2). В центральной части разреза наиболее широко распространены гранатовые амфиболиты с прослоями кианитсодержащих и гранат-слюдяных сланцев и кварцито-сланцев, которые включают пластину видимой мощностью до 1 км, сложенную гранатсодержащими биотитовыми и амфибол-биотитовыми кристаллическими сланцами. Последние содержат линзы и будины гранатовых амфиболитов. Эта часть разреза закартирована в составе таргазойской свиты. В восточной части разреза доминируют плагиогнейсы и гнейсовидные плагиограниты. Отдельные пластины гранатовых амфиболитов трассируют северо-восточную границу Булунского блока, вдоль которой палеархейские породы ТТГ-комплекса надвинуты на неопротерозойские осадочные отложения чехла Сибирской платформы.

В центральной части зеленокаменного пояса амфиболиты и гранатовые амфиболиты были изучены в приустьевой части р. Белая Тагна (между ее левыми притоками рр. Ангаш и Бол. Хундэй) по керну скважин глубиной от 36 до 56 м, пройденных в породах таргазойской свиты (рис. 1в). По данным геологического картирования, в нижней толще таргазойской свиты в этом районе доминируют гранатовые амфиболиты (до 90–95%), в резко подчиненном количестве встречаются биотитовые и гранит-биотитовые плагиогнейсы. Во всех скважинах преобладают гранатовые амфиболиты, безгранатовые разности составляют не более 20%. В одной из скважин доминируют ультрамафиты, которые сложены серпентином и рудным минералом.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Содержание главных и редких элементов в породах определены в ЦКП многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (г. Новосибирск) рентгенофлюоресцентным методом на спектрометре ARL-9900 XL и методом ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения ELEMENT (Finigan Mat) с ультразвуковым распылителем U-5000AT+ по методике (Николаева и др., 2008). На стадии химической подготовки образцов использовали сплавление с особо чистым метаборатом лития при 1050°С в платиновых тиглях с последующим растворением полученного сплава в разбавленной азотной кислоте. Для обеспечения стабильности полученного раствора поддерживали общую кислотность на уровне 5% HNO3 и добавляли следовые количества HF, что необходимо для корректного определения высокозарядных элементов. Сплавление при высокой температуре обеспечивает разложение практически всех наиболее трудновскрываемых минералов, которые могут быть концентраторами редкоземельных и высокозарядных элементов, а повышение кислотности и добавки HF в качестве комплексообразователя стабилизируют эти растворы и минимизируют потери высокозарядных элементов, которые могут происходить в результате гидролиза при низкой кислотности. Пределы обнаружения редкоземельных и высокозарядных элементов составляют от 0.005 до 0.1 мкг/г. Точность анализа составляла в среднем 2–5 отн. %.

Определения концентраций и изотопного состава Sm и Nd проведены методом TIMS на мультиколлекторном термоионизационном масс-спектрометре двойной фокусировки TRITON Plus в ЦКП “Геоаналитик” Института геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого Уральского отделения Российской академии наук (ИГГ УрО РАН, г. Екатеринбург) в статическом режиме по методике, описанной в работе (Аникина и др., 2018). Холостое внутрилабораторное загрязнение составило 0.07 нг для Sm и 0.4 нг для Nd. Точность определения концентраций Sm и Nd составляет ±1% (2σ), изотопных отношений 147Sm/144Nd ± 0.3% (2σ), 143Nd/144Nd ± 0.003% (2σ) (см. табл. 2). Измеренные отношения 143Nd/144Nd нормализованы к 148Nd/144Nd = 0.241572. Оценка качества измерений контролировалась по изотопному стандарту JNdi-1, за период исследования средневзвешенное значение (N = 16) отношения 143Nd/144Nd составило 0.512109 ± 6 (2σ). Для деплетированной мантии (DM) приняты параметры: 147Sm/144Nd = = 0.2136 и 143Nd/144Nd = 0.51315 (Goldstein, Jacobsen, 1988), значения величины εNd определены относительно CHUR (147Sm/144Nd = = 0.1967, 143Nd/144Nd = = 0.512638) (Jacobsen, Wasserburg, 1984).

Таблица 1.

Содержания петрогенных (мас. %) и редких (ppm) элементов в представительных пробах амфиболитов и гранатовых амфиболитов Урикского зеленокаменного пояса

Компоненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
14-06 9-06 18-06 15-06 22-06 16-06 17-06 1-06 2-06 13-06 21-06
SiO2 48.86 49.06 46.51 45.62 49.66 49.66 47.67 50.97 54.20 51.21 50.61
TiO2 0.38 0.72 0.87 1.22 1.15 1.05 1.30 1.41 1.22 1.23 1.83
Al2O3 11.8 14.85 12.5 14.77 15.56 15.66 15.72 15.16 13.85 15.01 14.38
Fe2O3* 12.2 10.51 13.79 13.53 13.56 13.83 14.78 14.32 13.51 14.31 13.88
MnO 0.25 0.17 0.29 0.18 0.23 0.15 0.19 0.20 0.19 0.20 0.22
MgO 11.86 9.01 7.13 6.96 7.94 7.19 7.22 6.21 5.83 5.69 5.37
CaO 10.35 11.62 11.94 10 8.40 8.48 10.17 8.06 8.12 9.31 8.28
Na2O 2.2 2.47 2.14 2.89 3.05 3.44 2.54 3.27 2.62 2.53 2.34
K2O 0.66 0.54 0.67 0.64 0.37 0.45 0.30 0.28 0.35 0.41 1.00
P2O5 0.02 0.06 0.06 0.13 0.08 0.10 0.11 0.12 0.10 0.11 0.49
П.п.п. 2.25 1.2 3.34 3.47 1.02 1.74 1.90 0.53 2.44 1.81 1.11
Сумма 100.83 100.2 99.24 99.41 99.57 99.40 99.23 99.92 100.0 99.59 99.73
Th 0.68 0.61 0.47 1.02 0.74 0.51 1.57 1.73 3.0 0.88 –
Rb 16.1 18.8 17.4 22 8.4 11.0 8.2 5.4 10.7 10.4 –
Ba 160 185 33 107 61 61 49 44 83 80 –
Sr 113 275 170 196 67 127 109 72 59 106 –
La 3.5 3.7 3.5 11.4 4.8 4.4 10.1 8.5 11.6 5.9 –
Ce 6.6 9.0 8.7 25 12.0 11.2 24 21 25 14.5 –
Pr 0.88 1.41 1.34 3.6 1.87 1.62 3.2 2.8 3.2 2.1 –
Nd 3.7 6.7 6.4 16.1 8.9 8.1 14.0 12.3 14.0 10.5 –
Sm 0.95 1.88 1.94 3.6 2.5 2.6 3.8 3.6 3.7 3.1 –
Eu 0.32 0.74 0.67 1.29 0.84 1.05 1.22 1.04 1.04 0.94 –
Gd 1.20 2.3 2.6 4.2 3.3 3.2 4.5 4.3 4.1 3.5 –
Tb 0.23 0.45 0.44 0.77 0.64 0.62 0.84 0.80 0.79 0.67 –
Dy 1.60 2.9 3.2 4.9 4.2 4.0 5.5 5.0 5.2 4.4 –
Ho 0.34 0.64 0.70 1.03 0.93 0.88 1.24 1.16 1.15 1.01 –
Er 1.02 1.84 2.0 3.1 2.7 2.4 3.6 3.4 3.4 2.9 –
Tm 0.15 0.28 0.32 0.45 0.41 0.36 0.56 0.49 0.50 0.44 –
Yb 1.09 1.78 2.1 3.0 2.7 2.3 3.4 3.1 3.2 2.8 –
Lu 0.16 0.26 0.32 0.45 0.40 0.35 0.53 0.47 0.49 0.42 –
Zr 23 52 45 92 80 71 112 107 160 87 –
Hf 0.61 1.35 1.21 2.6 1.98 1.68 2.7 2.4 3.7 2.1 –
Ta 0.10 0.23 0.19 0.30 0.25 0.19 0.34 0.34 0.43 0.25 –
Nb 1.40 2.6 2.3 5.6 4.1 3.2 5.5 6.2 6.3 4.4 –
Y 10.6 18.1 21 31 27 24 35 33 33 28 –
Cr 742 890 305 312 411 289 235 165 183 239 –
Ni 145 188 128 135 180 145 146 110 106 126 –
Co 62 46 61 56 54 45 55 53 45 52 –
V 191 188 198 248 266 279 293 295 255 292 –
Mg# 68 66 53 53 57 54 52 49 49 47 46
(La/Yb)n 2.2 1.4 1.1 1.2 1.3 2.6 2.0 1.9 2.5 1.4 –
(La/Sm)n 2.3 1.2 1.1 1.2 1.1 2.0 1.7 1.5 2.0 1.2 –
(Gd/Yb)n 0.9 1.1 1.0 1.0 1.1 1.2 1.1 1.1 1.1 1.0 –
(Nb/La)PM 0.38 0.68 0.63 0.83 0.70 0.47 0.52 0.69 0.52 0.71 –
(Nb/Th)PM 0.25 0.51 0.59 0.66 0.75 0.66 0.42 0.43 0.25 0.59 –
Nb/Nb* 0.33 0.63 0.65 0.79 0.77 0.60 0.50 0.58 0.38 0.69 –
(Th/La)PM 1.6 1.3 1.1 1.3 0.9 0.7 1.3 1.6 2.1 1.2 –
Компоненты 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22
12-06 20-6 11-06 70-04 71-04 72-04 49-04 5-04 52-04 41-04 12-04
SiO2 53.39 54.05 52.50 48.7 47.85 49.75 50.23 50.01 49.9 50.91 50.25
TiO2 1.77 1.68 2.38 0.68 0.58 0.74 0.73 0.91 0.66 1.10 1.50
Al2O3 15.05 14.40 11.59 11.41 15.92 12.64 15.64 14.14 15.75 14.01 13.4
Fe2O3* 12.98 11.50 22.18 13.13 11.95 13.35 12.28 13.12 11.99 13.60 17.1
MnO 0.28 0.19 0.37 0.246 0.20 0.27 0.18 0.223 0.264 0.20 0.277
MgO 5.00 5.72 2.72 12.28 10.10 8.35 7.84 7.4 6.51 6.89 5.13
CaO 7.63 7.99 6.21 11.4 8.92 12.76 10.21 9.84 10.14 9.01 8.74
Na2O 2.38 3.44 1.24 1.71 1.94 1.35 2.47 2.82 3.22 2.54 2.27
K2O 1.08 0.56 0.38 0.27 0.71 0.24 0.18 0.59 0.15 0.19 0.89
P2O5 0.44 0.46 0.44 0.03 0.05 0.052 0.055 0.069 0.052 0.14 0.122
П.п.п. 2.06 1.17 1.60 0.59 1.62 0.76 0.58 0.68 1.19 1.45 0.7
Сумма 99.25 99.52 99.25 100.4 100.0 100.3 100.4 99.81 99.92 100.2 100.4
Th 4.4 3.3 3.7 0.19 – 0.21 0.27 0.27 0.20 0.32 0.55
Rb 27 9.8 11.0 13.2 – 4.6 4.4 18.5 3.6 3.8 24
Ba 634 136 108 12.6 – 24 50 48 16.0 32 81
Sr 366 423 65 60 – 94 227 75 138 117 55
La 59 62 21 1.95 – 2.3 2.9 2.4 1.70 4.1 3.2
Ce 123 125 52 4.6 – 5.7 6.6 6.3 3.9 10.2 8.8
Pr 15.1 15.6 7.6 0.74 – 0.86 1.08 0.96 0.54 1.59 1.6
Nd 60 62 35 4.1 – 4.5 5.2 5.3 3.0 8.2 8.6
Sm 10.8 12.1 9.8 1.49 – 1.55 1.59 1.75 1.10 2.3 3.1
Eu 2.6 2.6 2.8 0.47 – 0.58 0.62 0.62 0.59 0.94 1.2
Gd 9.4 9.6 11.8 2 – 2.0 2.1 2.3 2.3 3.4 5.2
Tb 1.47 1.44 2.2 0.42 – 0.37 0.37 0.43 0.47 0.60 0.94
Dy 8.3 8.4 14.9 2.7 – 2.7 2.7 3.3 3.6 4.2 6.2
Ho 1.77 1.74 3.3 0.55 – 0.60 0.62 0.75 0.93 0.87 1.4
Er 4.8 5.0 9.3 1.82 – 1.79 1.67 2.3 2.9 2.6 4.2
Tm 0.72 0.72 1.38 0.27 – 0.27 0.27 0.38 0.45 0.42 0.67
Yb 4.5 4.5 8.9 1.7 – 1.73 1.8 2.5 3.0 2.6 4.1
Lu 0.66 0.66 1.35 0.24 – 0.26 0.26 0.37 0.46 0.42 0.62
Zr 313 292 402 44 – 42 44 63 40 72 87
Hf 6.6 6.1 9.3 1.26 – 1.06 1.22 1.64 1.13 1.76 2.7
Ta 0.74 0.70 1.03 0.27 – 0.11 0.14 0.21 0.062 0.19 0.31
Nb 14.3 13.4 17.0 1.89 – 1.85 2.0 2.6 1.77 3.2 4.5
Y 50 48 93 18.7 – 16.8 18.1 26 26 26 34
Cr 181 253 22 – – 485 – – 279 235 –
Ni 120 106 11.6 – – 142 – – 106 133 –
Co 38 33 40 – – 58 – – 49 50 –
V 245 226 102 – – 294 – – 423 249 –
Mg# 44 50 20 65 63 56 56 53 52 50 38
(La/Yb)n 8.9 9.4 1.6 0.8 – 0.9 1.1 0.6 0.4 1.1 0.5
(La/Sm)n 3.4 3.2 1.4 0.8 – 0.9 1.1 0.9 1.0 1.1 0.6
(Gd/Yb)n 1.7 1.7 1.1 0.9 – 0.9 0.9 0.7 0.6 1.0 1.0
(Nb/La)PM 0.23 0.21 0.77 0.93 – 0.79 0.66 1.04 1.00 0.74 1.35
(Nb/Th)PM 0.39 0.48 0.55 1.19 – 1.03 0.88 1.15 1.03 1.17 0.98
Nb/Nb* 0.32 0.34 0.70 1.12 – 0.96 0.82 1.17 1.09 0.99 1.23
(Th/La)PM 0.6 0.4 1.4 0.8 – 0.8 0.8 0.9 1.0 0.6 1.4
Компоненты 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33
7-04 2-04 1-04 37-04 17-04 3-04 4-04 6-04 11-04 42-04 43-04
SiO2 50.02 51.15 51.25 52.65 55.37 53.01 51.59 53.05 49.0 54.96 46.53
TiO2 1.48 1.46 1.39 1.38 1.141 1.98 1.74 1.78 1.70 1.48 1.95
Al2O3 13.55 13.14 13.48 12.76 15.48 16.63 17.29 16.8 15.65 14.63 15.99
Fe2O3* 17.11 15.6 15.0 16.15 11 12.55 11.6 11.71 14.75 11.16 13.87
MnO 0.255 0.225 0.21 0.225 0.276 0.183 0.2 0.218 0.276 0.156 0.23
MgO 5.33 5.01 4.83 4.48 4.27 3.4 3.07 2.58 4.4 6.06 6.36
CaO 9.22 9.19 9.21 9.8 8.09 7.53 7.66 7.21 8.79 7.41 10.04
Na2O 2.43 3.2 2.42 2.14 3.27 3.22 4.27 4.51 2.48 1.84 1.98
K2O 0.68 0.77 0.89 0.42 0.87 0.99 0.94 1.33 1.8 0.51 0.48
P2O5 0.129 0.13 0.122 0.144 0.208 0.635 0.62 0.635 0.203 0.439 0.54
П.п.п. 0.48 0.4 0.65 0.01 0.47 0.54 0.55 1.03 1.03 0.82 1.42
Сумма 100.7 100.3 99.45 100.2 100.7 99.59 100.9 100.1 100.7 99.5 99.67
Th 0.52 1.1 1 1.3 – 2 2.5 2.3 1.0 3.7 1.05
Rb 20 21 30 12.5 – 44 43 72 129 12.3 10
Ba 55 68 90 50 – 96 111 137 103 381 242
Sr 118 193 138 227 – 275 287 334 143 406 278
La 5.5 8.7 7.0 10 – 14 15.0 16 24 47 27.03
Ce 16 21 18 22 – 31 35 34 46 98 55.65
Pr 2.5 3.4 3.1 3.2 – 4.6 4.6 5.0 7.1 12.5 8.36
Nd 12 14 14 15.2 – 19 19.2 21 29 49 27.99
Sm 3.5 3.8 3.7 4.2 – 4.5 4.6 4.4 7.2 9.8 6.16
Eu 1.3 1.3 1.2 1.3 – 1.7 1.93 1.9 2.0 2.3 1.67
Gd 5.2 5.0 4.8 4.7 – 5.7 5.0 5.8 7.6 8.7 5.43
Tb 0.96 0.87 0.78 0.87 – 0.86 0.76 0.86 1.23 1.27 0.85
Dy 6.1 5.3 4.9 5.8 – 4.9 4.6 4.7 7.5 7.5 5.58
Ho 1.3 1.1 1.0 1.23 – 1.0 0.83 0.93 1.54 1.49 1.20
Er 4.0 3.4 3.1 3.6 – 2.9 2.4 2.6 4.7 4.3 3.67
Tm 0.59 0.55 0.47 0.59 – 0.45 0.35 0.35 0.70 0.63 0.53
Yb 4.1 3.4 3.1 3.8 – 2.6 2.3 2.3 4.4 4.1 3.17
Lu 0.63 0.47 0.47 0.52 – 0.39 0.34 0.33 0.68 0.60 0.58
Zr 83 89 80 135 – 101 71 61 166 234 149
Hf 2.5 2.5 2.2 3.6 – 2.6 1.91 1.7 4.2 5.8 3.41
Ta 0.37 0.47 0.47 0.42 – 0.55 0.59 0.62 0.72 0.61 0.27
Nb 4.6 8.3 7.3 6.9 – 6.4 7.3 8 11.1 11.3 7.50
Y 31 28 26 40 – 25 23 23 45 40 41
Cr – – – – – – 48 – 55 295 –
Ni – – – – – – 53 – 22 121 –
Co – – – – – – 32 – 46 41 –
V – – – – – – 71 – 355 236 –
Mg# 38 39 39 36 44 35 35 31 37 52 48
(La/Yb)n 0.9 1.7 1.5 1.8 – 3.6 4.3 4.5 3.6 7.7 5.8
(La/Sm)n 1.0 1.4 1.2 1.5 – 1.9 2.0 2.2 2.1 3.0 2.8
(Gd/Yb)n 1.0 1.2 1.3 1.0 – 1.8 1.7 2.0 1.4 1.7 1.4
(Nb/La)PM 0.81 0.92 1.01 0.66 – 0.45 0.47 0.49 0.46 0.23 0.27
(Nb/Th)PM 1.05 0.90 0.87 0.63 – 0.38 0.34 0.41 1.33 0.36 0.85
Nb/Nb* 0.99 0.97 1.00 0.69 – 0.44 0.43 0.48 0.83 0.31 0.51
(Th/La)PM 0.8 1.0 1.2 1.1 – 1.2 1.4 1.2 0.3 0.6 0.3

Примечание. 1–14 – участок Тагна: умеренно- (1–11) и высокотитанистые (12–14). 15–33 – участок Урик: низко- (15–22), умеренно- (23–27) и высокотитанистые (28–33). Mg# – магнезиальный номер. Fe2O3* – общее железо. Прочерк – нет данных.

Таблица 2.

Sm-Nd изотопные данные для амфиболитов и гранатовых амфиболитов Урикского ЗКП

№
п/п 		Номер
образца 		Геохимический
тип 		Sm, ppm Nd, ppm 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd εNd(Т)
1 72-04 1 1.65 4.59 0.21720 0.513041 ± 17 0.5
2 52-04 1 1.19 3.05 0.23617 0.513576 ± 12 4.1
3 49-04 1 1.52 4.95 0.18590 0.512585 ± 17 2.9
4 70-04 1 1.57 4.70 0.20237 0.512899 ± 24 3.1
5 5-04 1 1.58 4.63 0.20594 0.512873 ± 7 3.1
6 12-04 1 2.99 8.62 0.20996 0.513072 ± 18 3.7
7 7-04 2 3.30 10.40 0.19182 0.512568 ± 12 0.4
8 2-04 2 3.12 11.56 0.16262 0.512002 ± 28 –0.1
9 37-04 2 4.38 17.86 0.16471 0.511967 ± 12 –1.6
10 4-04 4 4.44 18.87 0.14241 0.511428 ± 11 –4.1
11 43-04 4 7.81 38.46 0.12275 0.511158 ± 11 –2.2
12 1-06 3 3.96 13.53 0.17715 0.512334 ± 13 1.1
13 9-06 3 2.24 7.42 0.18584 0.512450 ± 9 1.3
14 17-06 3 4.04 14.83 0.16483 0.512024 ± 19 –0.5
15 18-06 3 1.82 5.84 0.18876 0.512526 ± 19 0.7
16 20-06 4 11.08 61.93 0.10818 0.510871 ± 9 –2.6

Примечание. 1–11– Урикский участок, 12–16 – Тагнинский участок. Для расчета εNd(Т) принят возраст 2.8 млрд лет.

ПЕТРОГРАФИЯ МЕТАБАЗИТОВ

На юго-востоке Булунского блока (р. Урик) по минеральному составу выделяются амфиболиты и гранатовые амфиболиты. Первые доминируют в западной части разреза, тогда как вторые в центральной и восточной. Амфиболиты это мелкозернистые, гнейсовидные породы, которые сложены роговой обманкой (∼50–60%), основным плагиоклазом (35–45%), кварцем (<2–3%), рудным минералом, сфеном и апатитом. В единичных случаях они содержат мелкие порфиробласты граната, содержание которого не превышает 10%. Гранатовые амфиболиты имеют более массивную текстуру и среднезернистые до крупнозернистых структуры. Они сложены роговой обманкой (40–50%), гранатом (10–30%) и плагиоклазом, содержание последнего варьирует от 5–10 до 30%. В качестве второстепенных фаз присутствуют кварц и рудный минерал. Среди амфиболитов встречаются биотитсодержащие разности с содержанием биотита до 5–10%, слагающие субпластовые или силлоподобные тела, согласнозалегающие с общим простиранием метаморфической толщи. Гранатовые амфиболиты ассоциируют с маломощными прослоями и линзами кианитсодержащих сланцев и кварцитосланцев. Мелкие линзы и будины гранатовых амфиболитов встречаются в пачках гранатсодержащих биотитовых и амфибол-биотитовых кристаллических сланцев.

Среди изученных амфиболитов в центральной части Булунского блока на участке Тагна резко преобладают гранатовые разности, редко встречаются меланократовые амфиболиты без граната или с единичными его зернами, а также лейкократовые биотитсодержащие гранатовые амфиболиты. Гранатовые амфиболиты – это среднезернистые породы с минеральной ассоциацией Grt + Hrb + Pl + Qtz. Они имеют неоднородную текстуру с обособлением кварц-полевошпатовых агрегатов. Гранат образует мелкие или крупные порфиробласты в плагиоклаз-амфиболовом матриксе. Крупные порфиробласты граната окружены келифитовыми кварц-плагиоклазовыми оторочками и иногда замещены вторичными сине-зеленым амфиболом или бурым биотитом. Буро-коричневый биотит замещает амфибол и составляет до 5%. Кварц-плагиоклазовый агрегат образует обособления, в которых встречаются редкие мелкие зерна циркона. Акцессорные минералы представлены апатитом, сфеном и ильменитом. Меланократовые амфиболиты имеют более массивную, равномернозернистую текстуру и сложены бледно-зеленым амфиболом (до 60–70%), плагиоклазом (до 40%) и кварцем (до 3%), редко содержат мелкие зерна граната. Акцессорные минералы представлены сфеном и апатитом. Отдельные субпластовые тела сложены лейкократовыми гранатовыми амфиболитами, обогащенными акцессорными апатитом и рудным минералом (ильменит). Лейкократовые амфиболиты содержат буро-коричневый биотит, замещающий амфибол и составляющий до 5–7%.

ГЕОХИМИЯ МЕТАБАЗИТОВ

Участок Урик. Среди гранатовых и безгранатовых амфиболитов р. Урик выделяется три типа: низко- (TiO2 = 0.66–0.91 мас. %), умеренно- (TiO2 = = 1.1–1.5 мас. %) и высокотитанистый (TiO2 = = 1.5–2.0 мас. %) (табл. 1, рис. 3). Низко- и умеренно-титанистые породы соответствуют ряду от базальтов до андезибазальтов нормальной щелочности и имеют диапазон магнезиальности (Mg#) 65–52 и 50–36 соответственно. Они характеризуются увеличением железистости с ростом SiO2, т.е. фенеровским трендом фракционирования, и низким содержанием P2O5, возрастающим с ростом TiO2 от 0.03–0.07 до 0.12–0.14 мас. % от первого ко второму типу. Высокотитанистые метабазиты (TiO2 = 1.5–2.0 мас. %) представлены биотитсодержащими разностями, образующими субпластовые тела. Эти породы перекрываются по диапазону Mg# = 52–33 с умеренно-титанистыми, но отличаются повышенным содержанием щелочей и обогащением P2O5 (0.2–0.64 мас. %). Резкое различие в составе между амфиболитами первой–второй и третьей групп предполагает формирование их протолитов из разных исходных магм.

Рис. 3.

Диаграммы SiO2–(Na2O + K2O), SiO2–FeO*/MgO, Mg#–TiO2, Mg#–P2O5 для метабазитов Урикского ЗКП. Участок Урик: 1 – низко-, 2 – умеренно- и 3 – высокотитанистые; участок Тагна: 4 – умеренно- и 5 – высокотитанистые. Поля базальтов на рис. (б): Т – толеитовой и ИЩ – известково-щелочной серий.

Низко- и умеренно-титанистые метабазальты характеризуются обедненными и слабо обогащенными легкими РЗЭ спектрами: (La/Sm)n = 0.8–1.1 и 1.0–1.5 соответственно (рис. 4а). Значение отношения (Gd/Yb)n для метабазальтов близко к хондритовому (0.6–1.3). С ростом TiO2 и снижением магнезиальности увеличивается содержание легких РЗЭ, Zr, Nb, Th (рис. 5). Мультиэлементные спектры этих пород “плоские” со слабым обогащением Rb и Ba и без отчетливых Nb-аномалий: (Nb/La)PM = 0.7–1.3; (Nb/Th)PM = 0.6–1.2) (рис. 4б). Значение отношения (Th/La)PM слабо возрастает от низкотитанистого (Th/La)PM = 0.6–1.0) к умеренно-титанистому (0.8–1.4) типу.

Рис. 4.

Редкоземельные и мультиэлементные спектры для метабазитов участка Урик: (а, б) – низко- и умеренно-титанистые, (в, г) – высокотитанистые.

Рис. 5.

Вариационные диаграммы редких элементов для метабазитов Урикского ЗКП. Участок Урик: 1 – низко-, 2 – умеренно- и 3 – высокотитанистые; участок Тагна: 4 – умеренно- и 5 – высокотитанистые.

Высокотитанистые метабазиты имеют наиболее высокое содержание несовместимых элементов (рис. 5). Редкоземельные спектры этих пород демонстрируют обогащение легкими лантаноидами (La/Sm)n = 1.9–3.0 и фракционированное распределение тяжелых РЗЭ (Gd/Yb)n = 1.4–2.0 (рис. 4в). Фракционированные мультиэлементные спектры с отрицательной Nb-аномалией: (Nb/La)PM = 0.23–0.49 и (Nb/Th)PM = 0.34–1.3 и слабым обогащением Th относительно легких РЗЭ или без него: (Th/La)PM = 0.3–1.4 (рис 4г).

Участок Тагна. Амфиболиты участка Тагна по содержанию петрогенных элементов отвечают базальтам, реже лейкобазальтам нормальной щелочности (табл. 1, рис. 3). Породы характеризуются широким диапазоном Mg# от 68 до 46 и ростом железистости с увеличением SiO2, что соответствует породам толеитовой серии. По составу обособляются две группы амфиболитов: низко- и высокотитанистые. Доминирующие породы первой группы по минеральному составу представлены преобладающими гранатовыми и меланократовыми безгранатовыми амфиболитами, отвечающими железистым и более редким магнезиальным базальтам. Они имеют низкие содержания TiO2 (0.39–1.42 мас. %) и P2O5 (0.02–0.14 мас. %) (рис. 3). Содержание TiO2 в этих метабазальтах повышается при снижении магнезиальности и росте концентрации FeO*. Немногочисленные образцы второй группы установлены в скважине 3 и верхней части разреза скважины 6, где они образуют субпластовое тело среди низкотитанистых амфиболитов. Эти породы перекрываются по диапазону Mg# (52–46) с низкотитанистыми метабазальтами, но имеют повышенные содержания TiO2 (1.68–1.86 мас. %) и P2O5 (0.44–0.5 мас. %). В этой группе контрастно выделяется обр. 11-06 с низким значением Mg# (21) и аномально высокими содержаниями FeO* (20 мас. %) и TiO2 (2.4 мас. %). Концентрации Cr, Ni, V снижаются от низко- к высокотитанистым метабазитам (рис. 5). Резко различное содержание TiO2 и P2O5 при перекрывающемся диапазоне Mg# предполагает образование протолитов каждой из групп из самостоятельной магмы.

Метабазальты низкотитанистой группы характеризуются ростом концентраций легких РЗЭ, Nb, Zr при уменьшении Mg#, что может отражать дифференциацию исходной магмы (рис. 5). Они демонстрируют слабофракционированное распределение редкоземельных элементов: (La/Sm)n = = 1.1–2.3 и (La/Yb)n = 1.1–2.6. Значение отношения (Gd/Yb)n для метабазальтов близко к хондритовому (0.9–1.2) (рис. 6а). Высокомагнезиальный амфиболит (обр. 14-06) контрастно выделяется крайне низким содержанием РЗЭ при повышенном (La/Sm)n (2.3). Высокотитанистые метабазиты в целом имеют повышенные содержания легких РЗЭ, Th, Zr, Nb, но различаются по характеру спектров РЗЭ. Два образца резко обогащены легкими РЗЭ и демонстрируют фракционированное распределение как легких ((La/Sm)n = 3.2–3.4), так и тяжелых ((Gd/Yb)n = 1.7) лантаноидов (рис. 6в). Напротив, амфиболит с максимальным содержанием TiO2 (обр. 11-06) имеет слабофракционированный спектр – (La/Yb)n = 1.6.

Рис. 6.

Редкоземельные и мультиэлементные спектры для метабазитов участка Тагна: (а, б) – низко- и (в, г) – высокотитанистые.

Низкотитанистые метабазальты характеризуются слабофракционированными мультиэлементными спектрами с отчетливым Nb-минимумом ((Nb/La)PM = 0.38–0.83, (Nb/Th)PM = 0.25–0.75) (рис. 6б). Большинство метабазальтов обогащены Th относительно легких РЗЭ ((Th/La)PM = 0.7–2.1). Высокотитанистые метабазиты имеют более фракционированные мультиэлементные спектры с резким Nb-минимумом: (Nb/La)PM = 0.21–0.23 и (Nb/Th)PM = 0.39–0.48 и отличаются низким значением отношения (Th/La)PM = (0.4–0.6) (рис. 6г). Высокотитанистый амфиболит (обр. 11-06) с низким (La/Yb)n имеет плоский мультиэлементный спектр без Nb-аномалии.

ИЗОТОПНЫЙ Sm-Nd СОСТАВ МЕТАБАЗИТОВ

На Урикском участке низкотитанистые амфиболиты характеризуются положительными значениями εNd(Т) от 4.1 до 0.5, а умеренно-титанистые разности имеют εNd(Т) от +0.4 до –1.6 (табл. 2, рис. 7). Снижение величин εNd(Т) от первой ко второй группе коррелирует с ростом содержания легких РЗЭ, Th, Zr, Nb в последних. Наименее радиогенный изотопный состав Nd имеют высокотитанистые амфиболиты – εNd(Т) = –2.2 и –4.1, обогащенные некогерентными элементами. Низкотитанистые амфиболиты участка Тагна характеризуются диапазоном значений εNd(Т) от +1.3 до –0.5, высокотитанистый амфиболит имеет отрицательную величину εNd(Т), равную –2.6. Таким образом, источником метабазитов Урикского ЗКП служила как деплетированная, так и слабо обогащенная мантия.

Рис. 7.

Диаграмма Т–εNd(Т) для метабазитов Урикского ЗКП. Участок Урик: 1 – низко- и 2 – умеренно-титанистые; 3 – низкотитанистые участок Тагна; 4 – высокотитанистые, участки Урик и Тагна; 5 – палеоархейские породы ТТГ-комплекса, 6 – сланцы (метаграувакки) Урикского ЗКП.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Влияние метаморфизма на распределение редких элементов

При низком отношении вода/порода наиболее инертными являются тяжелые РЗЭ, Zr, Hf, Nb, Ta, тогда как более подвижными – легкие РЗЭ и Th (Ludden, Gelinas, 1982; Humphris, 1984). Широкий диапазон потерь при прокаливании (П.п.п.) для изученных амфиболитов, отражающий интенсивность низкотемпературных изменений, позволяет в первом приближении оценить подвижность редких элементов. Такие элементы, как Zr и легкие РЗЭ, не обнаруживают корреляции с П.п.п. и имеют ограниченный диапазон концентраций, различный для выделенных групп амфиболитов. При отсутствии зависимости от П.п.п. для Th и Nb характерен более широкий диапазон концентраций, что, вероятно, связано с неоднородным распределением главного минерала-носителя этих элементов – сфена, связанным с его образованием при высокотемпературном метаморфизме. О возможном локальном перераспределении Th и Nb свидетельствуют слабо выраженные тренды относительно Mg# (рис. 5). Таким образом, распределение Ti, РЗЭ, Zr в амфиболитах отражает их концентрации в протолитах и может быть использовано для анализа их мантийных источников, тогда как ввиду локального перераспределения Th и Nb более представительной оценкой может служить их среднее содержание.

Роль фракционной кристаллизации

Метабазальты участка Тагна характеризуются непрерывным рядом составов с накоплением несовместимых элементов при снижении Mg#, что позволяет предполагать их образование в результате дифференциации одной магмы. Для проверки этого предположения выполнено расчетное моделирование фракционной кристаллизации, в качестве исходного расплава принят состав обр. 9-06 (Mg# = 63), наиболее фракционированным является обр. 2-06 (Mg# = 46) с максимальными концентрациями несовместимых элементов (табл. 3). Потенциальными кристаллизующимися фазами являются оливин и клинопироксен. Кристаллизация оливина приводит к накоплению несовместимых элементов в остаточном расплаве без изменения их отношений, например (La/Sm)n и (Nb/La)PM равны 1.23 и 0.68 соответственно. Фракционирование клинопироксена при реальных степенях кристаллизации от 10 до 50% сопровождается слабым увеличением (La/Sm)n (1.3–1.5) при практически неизменном значении (Nb/La)PM (0.68–0.70). Результаты моделирования не воспроизводят диапазон концентраций легких РЗЭ и значений (La/Sm)n (1.2–2.0) и не обеспечивают снижения (Nb/La)PM (0.68–0.52) в метабазальтах участка Тагна, следовательно, фракционная кристаллизация не была ведущим процессом при их образовании. Вариации величин εNd(Т) от +1.3 до –0.5 и концентраций несовместимых элементов в этих породах, скорее, указывают на гетерогенность их мантийного источника.

Таблица 3.

Результаты расчета модели фракционной кристаллизации для метабазальтов (участок Тагна)

Компоненты Kd Cl (0.1) Cl (0.5) 9-06 2-06
Ol Cpx
Th 0.000052 0.014 0.7 1.2 0.6 3.0
Nb 0.00005 0.004 2.9 5.2 2.6 6.3
La 0.00044 0.049 4.1 7.1 3.7 11.6
Ce 0.00019 0.079 9.9 17 9.0 25
Nd 0.00020 0.178 7.3 11.9 6.7 14
Sm 0.000445 0.294 2.0 3.1 1.88 3.7
Zr 0.00068 0.2 56 90 52 160
Gd 0.00025 0.41 2.6 4.7 2.3 4.1
Tb 0.0007 0.38 0.47 0.67 0.45 0.79
Y 0.0098 0.412 1.9 28 18.1 33
Yb 0.023 0.455 1.9 2.7 1.78 3.2
Lu 0.00852 0.449 0.3 0.38 0.26 0.49
(La/Sm)n     1.27 1.46 1.23 2.0
(Nb/Zr)PM     0.68 0.7 0.68 0.52

Примечание. Cl (0.1) и Cl (0.5) концентрации (ppm) в расплаве при степени кристаллизации 10 и 50% при фракционировании клинопироксена. Образцы 9-06 и 2-06 с минимальным и максимальным содержанием несовместимых элементов. Здесь и в табл. 4 коэффициенты распределения из (White, 2009). Использовано уравнение Cl = CloF(D – 1), Сl – концентрация в расплаве, Clo – концентрация в исходном расплаве, F – количество расплава, D – валовый коэффициент распределения.

Мантийные источники метабазальтов

Редкоэлементный состав. Особенности распределения главных и редких элементов позволяют выделить среди метабазитов Урикского ЗКП четыре типа, отчетливо различающихся на усредненных или крайних мультиэлементных спектрах (рис. 8). Первый тип включает низкотитанистые амфиболиты участка Урик, характерные черты которых – низкие концентрации несовместимых элементов, обеднение легкими РЗЭ и отсутствие Nb-минимума на мультиэлементных спектрах. Второй тип – умеренно-титанистые амфиболиты участка Урик. Они отличаются от пород первого типа более высоким уровнем концентраций легких РЗЭ и других некогерентных элементов при отсутствии переходных разностей, но подобно низкотитанистым амфиболитам не обнаруживают отчетливого обеднения Nb относительно Th и La. К третьему типу относятся доминирующие амфиболиты участка Тагна, которые характеризуются непрерывным ростом концентраций TiO2, легких РЗЭ, Th, Zr, Nb с уменьшением магнезиальности (рис. 6). В целом они сопоставимы по составу с низко- и умеренно-титанистыми амфиболитами участка Урик, но отличаются наличием отчетливого Nb-минимума на мультиэлементных спектрах (рис. 8). К четвертому типу отнесены все высокотитанистые амфиболиты субпластовых тел, которые обогащены некогерентными элементами и имеют резкий Nb-минимум. Следует отметить, что породы четвертого типа имеют наиболее широкие вариации в распределении редких элементов (рис. 4, 6). Установленные для четырех типов метабазитов геохимические различия не могут быть результатом дифференциации одного исходного расплава и, очевидно, обусловлены различным составом их материнских магм, а следовательно, и составом мантийных источников. Резкое отличие мантийных источников проявляется в изотопном составе Nd, породы первых трех типов имеют преимущественно положительные εNd(Т), а четвертого типа – только отрицательные.

Рис. 8.

Усредненные мультиэлементные спектры четырех типов метабазитов Урикского ЗКП. (а) – участок Урик: U1, U2, U3 – низко-, умеренно- и высокотитанистые метабазиты, соответствующие типам 1, 2 и 4. (б) – участок Тагна: обр. 14-06, 9-06, 2-06 – низкотитанистые метабазальты, тип 3, T2 – высокотитанистые метабазиты, тип 4.

Для анализа мантийных источников метабазитов Урикского ЗКП выполнено моделирование немодального плавления11 лерцолитового источника, по редкоэлементному составу отвечающего примитивной (PM) или слабо деплетированной (DepM) мантии. Параметры, использованные в расчетах, приведены в табл. 4, концентрации редких элементов в модельных расплавах – в табл. 5 и на рис. 9. Полученные результаты свидетельствуют о формировании исходных для метабазитов магм из разных мантийных источников. Для метабазальтов первого типа (участок Урик) наилучшее соответствие получено при плавлении (F = 0.2) деплетированного источника (рис. 9а). Судя по низким концентрациям тяжелых РЗЭ, образование наиболее высокомагнезиального метабазальта (участок Тагна, обр. 14-06) также происходило из подобного деплетированного источника при более высокой степени плавления (F = 0.4) или из наиболее обедненного мантийного источника, тогда как повышенное содержание в этом метабазите легких РЗЭ и Th, вероятно, обусловлено привносом этих элементов, предшествующим плавлению. Метабазиты второго типа (участок Урик) по редкоэлементному составу отвечают расплавам из примитивно-мантийного источника. Породы третьего типа (участок Тагна), судя по результатам моделирования и низкому (Nb/Zr)PM < 1, формировались из слабо деплетированной мантии. В отличие от метабазитов участка Урик отчетливое обогащение метабазитов третьго типа легкими РЗЭ и Th и обеднение Nb в сравнении с модельными расплавами, по-видимому, связано с контаминацией их источника коровым материалом. Метабазиты четвертого типа с максимальными концентрациями несовместимых элементов могут быть продуцированы только из обогащенной мантии.

Таблица 4.

Граничные параметры модели частичного плавления примитивного (PM) и деплетированного (DepM) мантийных источников

Компоненты Kd Do P PM DepM
Ol Opx Cpx Spl
Th 0.000052 0.006 0.014   0.0037 0.0126 0.085 0.051
Nb 0.00005 0.004 0.004 0.001 0.0019 0.0044 0.713 0.428
La 0.00044 0.016 0.049 0.0006 0.0121 0.0432 0.687 0.481
Ce 0.00019 0.009 0.079 0.0006 0.0129 0.0634 1.78 1.246
Nd 0.00020 0.009 0.178 0.0006 0.0309 0.1446 1.35 1.08
Sm 0.000445 0.02 0.294 0.0006 0.0523 0.2402 0.444 0.4
Zr 0.00068 0.014 0.2 0.07 0.0373 0.1649 11.2 10.08
Gd 0.00025 0.098 0.41 0.0006 0.0900 0.3522 0.596 0.536
Tb 0.0007 0.06 0.38 0.0015 0.0762 0.3190 0.108 0.097
Y 0.0098 0.022 0.412 0.01 0.0772 0.3346 4.55 4.095
Yb 0.023 0.042 0.455 0.0045 0.0965 0.3730 0.493 0.444
Lu 0.00852 0.045 0.449 0.0045 0.0880 0.3699 0.074 0.067
(La/Sm)PM             1.5 0.80
(Nb/Zr)PM             0.06 0.707

Примечание. Соотношения фаз при немодальном плавлении: в источнике – Ol (0.57), Opx (0.25), Cpx (0.16), при образовании расплава – Spl (0.02), Ol (0.07), Opx (0.25), Cpx (0.8). Spl (0.02) по (Pfänder et al., 2002). Использовано уравнение: Cl/Co = 1/Do(1 – ‒ PF/Do)1/P – 1, где концентрации в расплаве (Cl) и источнике (Co), валовые коэффициенты распределения исходных фаз (Do) и плавящихся фаз (P), F – степень плавления.

Таблица 5.

Сравнение концентраций редких элементов (ppm) в метабазитах Урикского ЗКП и модельных расплавов из примитивного (PM) и деплетированного (DepM) мантийных источников

Компоненты PM U2 T3
(обр. 9-06) 		T3
(обр. 2-06) 		DepM U1 T3
(обр. 14-06)
Cl (0.1) Cl (0.15) Cl (0.2) Cl (0.15) Cl (0.2) Cl
(0.4)
Th 0.8 0.6 0.4 0.9 0.61 3.0 0.3 0.26 0.13 0.2 0.68
Nb 7.1 4.8 3.6 6.3 2.6 6.3 2.9 2.1 1.07 1.9 1.4
La 6.9 4.6 3.4 6.9 3.7 11.6 3.2 2.4 1.2 2.2 3.5
Ce 18 12 8.9 17.2 9.0 25 8 6.2 3.12 5.4 6.6
Nd 13 9.0 6.7 12.6 6.7 14.0 7.2 5.4 2.0 4.4 3.7
Sm 4.1 2.9 2.2 3.7 1.88 3.7 2.6 2.0 1.0 1.5 0.95
Zr 109 75 56 95 52 160 67 50 25 47 23
Gd 4.5 3.7 2.9 5.0 2.3 4.1 3.3 2.6 1.32 2.1 1.2
Tb 0.9 0.7 0.5 0.9 0.45 0.79 0.6 0.5 0.24 0.4 0.23
Y 37 29 23 32 18.1 33 26 20 10.2 21 10.6
Yb 3.6 3.0 2.4 3.7 1.78 3.2 2.7 2.2 1.09 2.1 1.09
Lu 0.6 0.5 0.4 0.5 0.26 0.49 0.4 0.3 0.17 0.3 0.16
(La/Sm)PM 1.7 1.6 1.5 1.2 1.27 1.72 0.81 0.80 0.80 0.97 2.39
(Nb/Zr)PM 1.08 1.01 1.0 1.05 0.79 0.77 0.71 0.71 0.71 0.63 0.96

Примечание. Концентрации в модельных расплавах (Cl) из PM и DepM. Типы метабазальтов: участок Урик: U1 – тип 1, U2 – тип 2; участок Тагна: T3 – тип 3.

Рис. 9.

Мультиэлементные спектры модельных расплавов из примитивного и слабо деплетированного мантийных источников в сравнении с метабазитами четырех типов Урикского ЗКП. (а) – участок Урик: U1, U2, U3 – низко-, умеренно- и высокотитанистые, соответствующие типам 1, 2 и 4. (б) – участок Тагна: обр. 14-06, 9-06, 2-06 – низкотитанистые, тип 3, T2 – высокотитанистые, тип 4. Расчетные концентрации в расплавах из примитивного (Cl) и деплетированного (Cl DepM) источников. Пояснения см. в табл. 4 и 5.

Заключение о характере мантийных источников по результатам расчетного моделирования согласуется с положением точек метабазитов на диаграммах (рис. 10). На диаграмме Nb/Yb–Th/Yb метабазиты первого и второго типов группируются вдоль мантийного тренда: низкотитанистые метабазальты располагаются в диапазоне от NMORB до EMORB, тогда как умеренно-титанистые тяготеют к области EMORB. На диаграмме Zr/Y–Nb/Y низкотитанистые метабазальты располагаются между PM и глубинным деплетированным источником (DEP), тогда как умеренно-титанистые близки к PM. Аналогично на диаграмме Nb/Th–Zr/Nb большинство этих пород концентрируются вблизи примитивно-мантийного состава. Точки метабазальтов третьего типа на диаграмме Nb/Yb–Th/Yb смещены относительно главного мантийного тренда в область повышенных значений Th/Yb и располагаются субпараллельно к нему, что характерно для современных субдукционных базальтов. На диаграмме Zr/Y–Nb/Y эти породы группируются вдоль тренда от точки PM к обогащенному мантийному компоненту. В координатах Nb/Th–Zr/Nb точки метабазальтов смещены относительно PM в область гидратированного мантийного источника. Высокотитанистые метабазиты (четвертый тип) отклоняются от главного мантийного тренда в область повышенных значений Th/Yb, образуя тренд от PM к обогащенному компоненту, и попадают в область гидратированного мантийного источника с пониженным Nb/Th. Кроме того, эти метабазиты, судя по повышенному (Gd/Yb)n = 1.4–2.0, выплавлялись в более глубинных условиях, в области устойчивости граната. Таким образом, метабазальты участка Урик имеют слабо деплетированный до примитивного источник и не обнаруживают вклада гидратированного компонента, тогда как большинство метабазальтов участка Тагна образовались из слабо деплетированного мантийного источника с участием гидратированного компонента, обогащение которого легкими лантаноидами и Th относительно Nb обусловлено, вероятно, воздействием флюидной фазы. Субщелочные высокотитанистые метабазальты из субпластовых тел формировались из мантийного источника, резко обогащенного несовместимыми элементами (Th, легкие РЗЭ), возможно, под действием флюидной фазы.

Рис. 10.

Индикаторные диаграммы состава мантийных источников для метабазитов Урикского ЗКП. Участок Урик: 1 – низко-, 2 – умеренно- и 3 – высокотитанистые метабазиты; участок Тагна: 4 – низко- и 5 – высокотитанистые метабазиты. (а) Мантийные источники: PM – примитивный, DM – деплетированный, DEP – глубинный деплетированный, EM – обогащенный, REC – рециклированный; (б) NMORB и EMORB – нормальные и обогащенные базальты срединно-океанических хребтов, OIB – базальты океанических островов; (в) Мантийные источники: PM – примитивный, HM – гидратированный, DM – деплетированный, EM – обогащенный; CC – континентальная кора (Condie, 2018).

Изотопный состав. Низкотитанистые амфиболиты первого типа с положительными значениями εNd(Т) (от +4.1 до +0.5) были образованы из деплетированного источника, что согласуется с их низкими значениями (La/Sm)n ≤ 1 и подтверждается результатами расчетного моделирования и величинами индикаторных отношений редких элементов (рис. 10). Максимальные значения величины εNd(Т) (+4.1) этих пород отражают деплетированный источник с длительной предысторией. Умеренно-титанистые амфиболиты второго типа имеют εNd(Т) от близких к CHUR (+0.4) до слабых отрицательных (–1.6), т.е. формировались из слабо гетерогенного мантийного источника. Такой изотопный состав не противоречит редкоэлементным характеристикам, предполагающим отделение магмы от примитивно-мантийного резервуара. Отсутствие обратной корреляции между (La/Sm)n и (Nb/La)PM (рис. 11) противоречит значимой роли контаминации коровым материалом их мантийного источника и, скорее, отражает его исходную гетерогенность.

Рис. 11.

Диаграмма (La/Sm)n–(Nb/La)PM для метабазитов Урикского зеленокаменного пояса. Участок Урик: 1 – низко- и 2 – умеренно-титанистые; участок Тагна: 3 – низкотитанистые; 4 – высокотитанистые. Для сравнения показаны средние составы: 5 – сланцев (метаграувакк) Урикского ЗКП, 6 – палеоархейских пород ТТГ-комплекса.

Метабазальты участка Тагна (третий тип) обладают диапазоном εNd(Т) от +1.3 до –0.5, что позволяет предполагать мантийный источник, подобный умеренно-титанистым метабазитам. Ключевое отличие пород третьего типа – это обеднение Nb относительно La и Th, что было следствием вклада гидратированного компонента. Как показано выше, накопление этих элементов не было результатом фракционной кристаллизации. Если обогащение La и Th было связано с процессом, подобным субдукционному, то привнос некогерентных элементов в область плавления непосредственно предшествовал формированию основных вулканитов, поскольку не нашел отражения в изотопном составе, который близок метабазитам второго типа, лишенным Nb-минимума. Отчетливая обратная зависимость между (La/Sm)n и (Nb/La)PM (рис. 11), так же как и (Th/La)PM > 1, свидетельствует в пользу обогащения мантийного источника за счет субдукции осадочных пород. Предполагаемые субдуцирующие осадки не идентичны парагнейсам, ассоциирующим с метабазитами, из-за малой разницы их изотопного состава Nd с породами третьего типа (рис. 7). Более вероятно, что источником осадочного материала был палеархейский ТТГ-комплекс, породы которого к рубежу 2.8 млрд лет приобрели εNd(Т) до –6.7, что обеспечивает снижение этого параметра для метабазитов при минимальном вкладе осадков.

Метабазиты четвертого типа, согласно высоким концентрациям несовместимых элементов и отрицательным εNd(Т), произошли из обогащенного источника с длительной предысторией, в качестве которого могла служить субконтинентальная литосферная мантия, и, скорее всего, были оторваны по времени от предшествующего базальтового вулканизма. Такой источник не мог быть сформирован при участии корового материала, подобно мантийному источнику для пород третьего типа, поскольку метабазиты субпластовых тел имеют низкое значение (Th/La)PM < 1 в отличие от терригенных осадочных пород с (Th/La)PM > 1, скорее, его образование связано с воздействием флюидов/расплавов, обогащенных некогерентными элементами. Отметим, что эти метабазиты наиболее широко распространены на участке Урик, и для литосферной мантии этого региона нет свидетельств вклада осадочного материала. Корректно оценить время формирования обогащенного источника мешает отсутствие данных о возрасте метабазитов четвертого типа.

Таким образом, доминирующие метабазиты участка Урик имели от слабо деплетированного до примитивного мантийный источник, тогда как для метабазитов участка Тагна источник был слабо деплетированный, но контаминированный осадочным материалом.

Обстановки образования метабазальтов и модель образования коры Булунского блока

Как отмечалось ранее, возможность использования геохимической информации для анализа геодинамических условий генерации архейских базальтов остается остро дискуссионным вопросом ввиду отличия температурного режима и, вероятно, состава архейской мантии от современной. Вместе с тем это не исключает сопоставления архейских базитов с современными вулканитами различных геодинамических обстановок по геохимическим параметрам, характеру ассоциаций и вероятным источникам.

Метабазальты участка Урик содержат прослои кианитсодержащих и гранат-слюдяных сланцев и кварцито-сланцев, протолиты которых отвечают терригенным осадочным породам, подобным глубоководным осадкам (Туркина, Ножкин, 2008). Низкие концентрации некогерентных элементов в этих сланцах не предполагают в качестве источника сноса породы континентальной коры. В совокупности с редкоэлементным составом метабазальтов первого и второго типов, которые обнаруживают сходство с базальтами архейской океанической коры (Herzberg et al., 2010) и не имеют признаков вклада корового материала в их генезис, это предполагает океаническое происхождение мафических пород на удалении от континентальных блоков. Напротив, метабазальты участка Тагна (третий тип) демонстрируют типичное для субдукционных базальтов низкое Nb/Nb*, попадают в поле гидратированного источника на диаграмме Nb/Th–Zr/Nb, имеют геохимические признаки контаминации их мантийного источника коровым материалом. Вероятными современными аналогами метабазитов субпластовых тел (четвертый тип) являются внутриплитные континентальные базальты, образующиеся при участии субконтинентальной литосферы (Farmer, 2003), с этими породами их сближает наличие Nb-минимума и повышенное (Gd/Yb)n. Такое сходство позволяет связывать их образование с обстановками растяжения, это, в свою очередь, согласуется с предположением о том, что они были оторваны по времени от предшествующего базальтового вулканизма.

Резкие различия в вещественных и изотопных характеристиках метабазальтов Урикского ЗКП позволяют предполагать, что аккреционные процессы привели к тектоническому совмещению в структуре Булунского блока фрагментов океанической коры, островной дуги и более древней континентальной коры, представленной ТТГ-комплексом. Время аккреционных процессов фиксирует возраст метаморфизма (1824–1863 млн лет) и прорывающих гранитов (∼1.85 млрд лет) (Ризванова и др., 2012; Туркина, Капитовов, 2017). Этому рубежу отвечает и метаморфизм в трех других блоках Шарыжалгайского выступа (Туркина, Капитонов, 2019), а также время завершения коллизионных процессов в фундаменте Сибирского кратона (Donskaya, 2020). Все это предполагает связь аккреционных процессов в Булунском блоке с амальгамацией блоков Шарыжалгайского супертеррейна и Сибирского кратона в целом.

Геохимические и изотопные параметры мезо-неоархейской мантии

Каким же был состав мантии, продуцировавшей базальты Урикского ЗКП? Проведенный анализ показывает, что ни один из типов метабазитов Урикского ЗКП не обнаруживает признаков источников с резко деплетированными (подобно современной DM) или обогащенными геохимическими характеристиками. Мантийные источники исследованных метабазальтов варьируют от примитивных до слабо деплетированных. Формирование архейской континентальной коры, представленной породами ТТГ-комплекса, происходило путем плавления базитов ранней океанической коры, образование последних, в свою очередь, должно неизбежно приводить к формированию литосферы с депелетированными характеристиками. Почему наряду с деплетированным в образовании базальтов Урикского ЗКП участвовал примитивно-мантийный источник? Возможное объяснение следует из интерпретации результатов моделирования образования раннеархейских ТТГ. Согласно (Sizova et al., 2015), параллельно с эволюцией субконтинентальной литосферной мантии инициация серии спрединговых центров в результате многократных мантийных апвеллингов приводит к генерации мощной базальтовой коры и подстилающих деплетированных мантийных перидотитов, что со временем формирует плиту с литосферой океанического типа. Действие мантийных апвеллингов предполагает образование базальтовых расплавов из недеплетированных источников, наряду с плавлением зарождающейся деплетированной океанической литосферы. Таким образом, сам механизм формирования океанической коры в условиях горячей мантии допускает участие в ее генерации как примитивно-мантийных, так и деплетированных источников. Близкий к примитивно-мантийному характер источников предполагается для неоархейских базальтов, долеритов и габбро зеленокаменного пояса Гейта на северо-западе кратона Танзания (Cook et al., 2016). Результаты исследования метабазитов Урикского ЗКП свидетельствуют о слабой дифференциации океанической литосферной мантии к рубежу мезо- и неоархея (~2.8 млрд лет). Анализ вещественных характеристик базальтов древнейшего зеленокаменного пояса Исуа в Западной Гренландии (~3.8 млрд лет) выявил гетерогенность их мантийных источников, варьирующих от деплетированных до слабо обогащенных (Komiya et al., 2005), что приводит к генерации двух типов магм. Вместе с тем Т. Комия с соавторами приходят к сходному с нами заключению о том, что различия между этими источниками были относительно малы в сравнении с таковыми в мантийных источниках современных базальтов спрединговых хребтов (MORB) и океанических островов (OIB).

С рубежа ~2.8 млрд лет фиксируются геохимические признаки формирования литосферной мантии с надсубдукционными характеристиками (гидратированная мантия), а также свидетельства вклада субдуцированных осадков в образование мафических магм. Сходные геохимические характеристики, предполагающие аналогию с базальтами современных субдукционных обстановок, установлены для многих базальтовых ассоциаций архейских зеленокаменных поясов, в том числе некоторых древнейших базальтов из супракрустального пояса Исуа (Jenner et al., 2009). К сожалению, ограниченность изотопных данных для такого рода базальтовых ассоциаций затрудняет корреляцию геохимических и изотопных параметров и оценку времени формирования мантийных источников с обогащенными изотопными характеристиками.

Обогащение мантии некогерентными редкими элементами и ее изоляция от конвекции приводит по истечению времени к формированию изотопно-обогащенных источников в пределах субконтинентальной литосферы. В последующей истории такая литосфера могла служить источником внутриплитных базитовых магм, подобных метабазитам субпластовых тел Урикского ЗКП. В образовании последних можно допустить и участие мантийных плюмов, обеспечивающих сильное обогащение некогерентными редкими элементами. Следы древней обогащенной литосферы прослеживаются в изотопных параметрах мантийных магм на протяжении длительной истории. В пределах Сибирского кратона их примерами служат палеопротерозойские габброиды Чинейского массива (Гонгальский и др., 2008) и магнезиокарбонатиты Селигдарского массива Алданского щита (Doroshkevich et al., 2018) и позднерифейские высокомагнезиальные базиты Йоко-Довыренской интрузии (Арискин и др., 2015). Их изотопный состав Nd отвечает тренду эволюции изотопного состава обогащенной литосферной мантии, обособленной от деплетированной астеносферы в позднем архее.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Архейские амфиболиты и гранатовые амфиболиты из центральной (участок Тагна) и южной (участок Урик) части зеленокаменного пояса Булунского блока (СЗ Шарыжалгайского выступа) по составу отвечают базальтам и лейкобазальтам и включают четыре типа. К первому типу относятся низкотитанистые амфиболиты участка Урик, для которых характерны низкие концентрации несовместимых элементов, отчетливое обеднение легкими РЗЭ ((La/Sm)n = 0.8–1.1), отсутствие Nb-минимума и положительные значения εNd(Т) (до +4.1). Второй тип – умеренно-титанистые амфиболиты участка Урик. Они отличаются от пород первого типа более высокими концентрациями легких РЗЭ ((La/Sm)n = 1.0–1.5), Th, Zr, Nb, Y и пониженными εNd(Т) (+0.4…–1.6), но подобно низкотитанистым амфиболитам не обнаруживают отчетливого обеднения Nb. К третьему типу принадлежат амфиболиты участка Тагна, которые характеризуются непрерывным ростом концентраций TiO2, легких РЗЭ, Th, Zr, Nb с уменьшением магнезиальности и εNd(Т) от +1.3 до –0.5. Они отличаются более фракционированными спектрами РЗЭ ((La/Sm)n = = 1.1–2.3), повышенными концентрациями Zr (45–60 ppm), Nb (2.3–6.3 ppm) и наличием отчетливого Nb-минимума. Четвертый тип включает все высокотитанистые амфиболиты субпластовых тел, которые обогащены легкими РЗЭ ((La/Sm)n = = 1.9–3.4), Th, Zr (61–292 ppm), Nb (6–14 ppm), имеют повышенное (Gd/Yb)n (1.4–2.0), резкий Nb-минимум и отрицательные εNd(Т).

Характерные черты редкоэлементного и изотопного состава и результаты расчетного моделирования свидетельствуют о формировании двух типов метабазальтов участка Урик из слабо деплетированного и близкого к примитивному мантийных источников. Базальтовые протолиты первых двух типов сопоставимы с породами архейской океанической коры. Метабазальты участка Тагна (третий тип) образовались из слабо деплетированного и гидратированного мантийного источника, контаминированного коровым материалом. Обогащение источника некогерентными элементами могло быть связано с субдукцией осадков и непосредственно предшествовало формированию вулканитов. Метабазиты субпластовых тел (четвертый тип) произошли из обогащенного источника с длительной предысторией, представленного древней литосферой. Вероятными современными аналогами этих пород являются внутриплитные континентальные базальты.

Ни один из типов метабазитов Урикского ЗКП не обнаруживает признаков источников с резко деплетированными или обогащенными геохимическими характеристиками, что свидетельствует о слабой дифференциации мантии к рубежу мезо- и неоархея (~2.8 млрд лет). Мантийные источники этого времени варьируют от слабо деплетированных до примитивных. С рубежа ~2.8 млрд лет фиксируется формирование литосферной мантии с надсубдукционными характеристиками (гидратированная мантия), эволюция которой во времени приводит к формированию изотопно-обогащенных источников.

Резкие различия в вещественных и изотопных характеристиках метабазальтов Урикского ЗКП позволяют предполагать, что аккреционные процессы привели к тектоническому совмещению в структуре Булунского блока фрагментов океанической коры, океанической островной дуги и более древней континентальной коры, представленной ТТГ-комплексом, на рубеже ∼1.86–1.82 млрд лет. Эти процессы субсинхронны с амальгамацией четырех блоков в структуру Шарыжалгайского супертеррейна, завершением коллизионных процессов в фундаменте Сибирского кратона и формированием палеопротерозойского суперконтинента.

Благодарности. Авторы признательны докт. геол.-мин наук А.А. Щипанскому и анонимному рецензенту за конструктивные замечания, способствовавшие улучшению работы. О.М. Туркина благодарна Н.Л. Добрецову за дискуссию о геохимии архейских базальтов, побудившую ее найти больше аргументов для обоснования слабой дифференцированности архейской мантии, памяти акад. Н.Л. Добрецова посвящается эта работа.

Источники финансирования. Работа выполнена при поддержке РФФИ (грант № 20-05-00265). Систематизация данных по составу метабазитов выполнена в рамках базового проекта фундаментальных исследований ИГМ СО РАН.

Список литературы

  1. Аникина Е.В., Малич К.Н., Белоусова Е.А. и др. U-Pb возраст и Hf-Nd-Sr изотопная систематика жильных пород Волковского массива (Средний Урал, Россия) // Геохимия. 2018. № 3. С. 209–221.

  2. Арискин А.А., Данюшевский Л.В., Конников Э.Г. и др. Довыренский интрузивный комплекс (Северное Прибайкалье, Россия): изотопно-геохимические маркеры контаминации исходных магм и экстремальной обогащенности источника // Геология и геофизика. 2015. Т. 56. № 3. С. 528–556.

  3. Галимова Т. Ф., Пашкова А. Г., Поваринцева С. А. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Серия Ангаро-Енисейская. Лист N-47 – Нижнеудинск. Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2012. 652 с.

  4. Гонгальский Б.И., Суханов М.К., Гольцман Ю.В. Sm-Nd изотопная система Чинейского анортозит-габброноритового плутона (Восточное Забайкалье) // Проблемы геологии рудных месторождений, минералогии, петрологии и геохимии. М.: ИГЕМ РАН, 2008. С. 57–60.

  5. Грабкин О.В., Мельников А.И. Структура фундамента Сибирской платформы в зоне краевого шва (на примере Шарыжалгайского блока). Новосибирск: Наука, 1980. 90 с.

  6. Николаева И.В., Палесский С.В., Козьменко О.А., Аношин Г.Н. Определение редкоземельных и высокозарядных элементов в стандартных геологических образцах методом масс-спектрометрии с индукционно-связанной плазмой // Геохимия. 2008. № 10. С. 1085–1091.

  7. Ножкин А.Д., Туркина О.М., Мельгунов М.С. Геохимия метаосадочно-вулканогенных толщ и гранитоидов Онотского зеленокаменного пояса // Геохимия. 2001. № 1. С. 31–50.

  8. Ризванова Н.Г., Левицкий В.И., Богомолов Е.С. и др. Геохронометрические изотопные системы, методы их изучения, хронология геологических процессов // Мат. конференции. М.: ИГЕМ РАН, 2012. С. 304–306.

  9. Туркина О.М., Капитонов И.Н. Изотопный Lu-Hf состав циркона как индикатор источников расплава для палеопротерозойских коллизионных гранитоидов (Шарыжалгайский выступ, Сибирской кратон) // Геология и геофизика. 2017. Т. 58. № 2. С. 181–199.

  10. Туркина О.М., Капитонов И.Н. Источники палеопротерозойских коллизионных гранитоидов (Шарыжалгайский выступ, юго-запад Сибирского кратона): от литосферной мантии до верхней коры // Геология и геофизика. 2019. Т. 60. № 4. С. 489–513.

  11. Туркина О.М., Ножкин А.Д. Океанические и рифтогенные метавулканические ассоциации зеленокаменных поясов северо-западной части Шарыжалгайского выступа, Прибайкалье // Петрология. 2008. Т.16. № 5. С. 501–526.

  12. Туркина О.М., Бережная Н.Г., Ларионов А.Н. и др. Палеоархейский тоналит-трондьемитовый комплекс северо-западной части Шарыжалгайского выступа (юго-запад Сибирского кратона): результаты U-Pb и Sm-Nd исследования // Геология и геофизика. 2009. Т. 50. № 1. С. 21–37.

  13. Туркина О.М., Капитонов И.Н., Сергеев С.А. Изотопный состав Hf в цирконе из палеоархейских плагиогнейсов и плагиогранитоидов Шарыжалгайского выступа (юг Сибирского кратона): и его значение для оценки роста континентальной коры // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. № 3. С. 357–370.

  14. Туркина О.М., Лепехина Е.Н., Бережная Н.Г., Капитонов И.Н. U-Pb возраст и изотопная Lu-Hf систематика детритовых цирконов из парагнейсов Булунского блока (Шарыжалгайский выступ фундамента Сибирской платформы) // Докл. АН. 2014. Т. 458. № 5. С. 582–589.

  15. Щипанский А.А. Субдукционные и мантийно-плюмовые процессы в геодинамике формирования архейских зеленокаменных поясов. М.: ЛКИ, 2008. 543 с.

  16. Arndt N.T., Albarede F., Nisbit E.G. Mafic and ultramafic magmatism // Greenstone Belts. Eds. M.J De Wit and L.D. Ashwaal. Oxword: Clarendon Press, 1997. P. 233–254.

  17. Blake T.S., Buick R., Brown S.J.A., Barley M.E. Geochronology of a Late Archaean flood basalt province in the Pilbara Craton, Australia: Constraints on basin evolution, volcanic and sedimentary accumulation, and continental drift rates // Precambrian Res. 2004. V. 133. P. 143–173.

  18. Condie K. Archean Greenstone Belts. Amsterdam: Elsevier, 1981. 434 p.

  19. Condie K. Greenstones through time // Archean Crustal Evolution. Ed. K.C. Condie. Amsterdam: Elsevier, 1994. P. 85–120.

  20. Condie K.C. A planet in transition: the onset of plate tectonics on Earth between 3 and 2 Ga? // Geoscience Frontiers. 2018. V. 9. P. 51–60.

  21. Cook Y.A., Sanislav I.V., Hammerli J. et al. A primitive mantle source for the Neoarchean mafic rocks from the Tanzania Craton // Geoscience Frontiers. 2016. V. 7. P. 911–926.

  22. De Wit, M.J., Furnes H., Robins B. Geology and tectonostratigraphy of the Onerwacht Suite, Barberton Greenstone Belt, South Africa // Precambrian Res. 2011. V. 186. P. 1–27.

  23. Donskaya T.V. Assembly of the Siberian Craton: Constraints from Paleoproterozoic granitoids // Precambrian Res. 2020 (in press).

  24. Doroshkevich A.G., Prokopyev I.R., Izokh A.E. et al. Isotopic and trace element geochemistry of the Seligdar magnesiocarbonatites (South Yakutia, Russia): Insights regarding the mantle evolution beneath the Aldan-Stanovoy shield // J. Asian Earth Sci. 2018. V. 154. P. 354–368.

  25. Farmer G.L. Continental Basaltic Rocks // Treasure of Geochemistry. Eds. K.K. Turekian, H.D. Holland. Oxsford: Elsevier Ltd, 2003.V. 3. P. 85–121.

  26. Furnes H., Dilek Y., De Wit M.J. Precambrian greenstone sequences represent different ophiolite types // Gondwana Res. 2015. V. 27. P. 649–685.

  27. Herzberg C., Condie K., Korenaga J. Thermal history of the Earth and its petrological expression // Earth Planet. Sci. Lett. 2010. V. 292. P. 79–88.

  28. Green M.G., Sylvester P.J., Buick R. Growth and recycling of early Archaean continental crust: Geochemical evidence from the Coonterunah and Warrawoona Groups, Pilbara Craton, Australia // Tectonophysics. 2000. V. 322. P. 69–88.

  29. Goldstein S.J., Jacobsen S.B. Nd and Sm isotopic systematics of river water suspended material: Implications for crus-tal evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V. 87. P. 249–265.

  30. Humphris S.E. The mobility of the rare earth elements in the crust // Rare Earth Element Geochemistry. Ed. P. Henderson. Amsterdam: Elsevier, 1984. P. 317–342.

  31. Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Sm-Nd evolution of chondrites and achondrites // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. V. 67. P. 137–150.

  32. Jenner F.E., Bennet V.C., Nutman A.P. et al. Evidence for subduction at 3.8 Ga: Geochemistry of arc-like metabasalts from the southern edge of the Isua Supracrustal Belt // Chemical Geol. 2009. V. 261. P. 83–98.

  33. Ludden J., Gelinas L. Archaean metavolcanics from the Rouyn-Noranda district, Abitiby greenstone belt, Quebec. 2. Mobility of trace elements and petrogenetic constraints // Canadian J. Earth Sci. 1982. V. 19. P. 2276–2287.

  34. omiya T., Maruyama S., Hirata T. et al. Geochemistry of the oldest MORB and OIB in the Isua Supracrustal Belt, southern West Greenland: Implications for the composition and temperature of early Archean upper mantle // The Island Arc. 2004. V. 13. P. 47–72

  35. Pfänder A., Jochum K.P., Kozakov I. et al. Coupled evolution of back-arc and arc-like mafic crust in the late-Neoproterozoic Agadagh Tes-Chem ophiolite, Central Asia: Evidence from trace element and Sr-Nd isotope data // Contrib. Mineral. Petrol. 2002. V. 143. P. 154–174.

  36. Polat A., Kerrich R., Wyman D.A. Geochemical diversity in oceanic komatiites and basalts from the late Archean Wawa greenstone belts, Superior Province, Canada: Trace element and Nd isotope evidence for a heterogeneous mantle // Precambrian Res. 1999. V. 94. P. 139–173.

  37. Sappin A.-A., Guilmerre C., Goutier J., Beaudon G. Geochemistry of Mesoarchean felsic to ultramafic volcanic rocks of the Lac Guyer area, La Grande Subprovince (Canada): Evidence for plume-related magmatism in a rift setting // Precambrian Res. 2018. V. 316. P. 83–102.

  38. Sizova E., Gerya T., Stüwe K., Brown M. Generation of felsic crust in the Archean: A geodynamic modelling perspective // Precambrian Res. 2015. V. 271. P. 198–224.

  39. Thurston P.C. Igneous rock associations 19. Greenstone belts and granite-greenstone terranes: Constraints on the nature of the Archean World // Geoscience Canada. 2015. V. 42. P. 437–484.

  40. Turkina O.M., Sukhorukov V.P., Sergeev S.A. Mesoarchean bimodal volcanic rocks of the Onot greenstone belt, southwestern Siberian craton: Implications for magmatism in an extension/rift setting // Precambrian Res. 2020. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2020.105731

  41. White W.M. Geochemistry. Chapter 7. Trace elements. 2009. URL: http://faculty.washington.edu/

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Петрология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал