1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Записки Российского минералогического общества
  4. T. 150, № 6, 2021

Записки Российского минералогического общества, 2021, T. 150, № 6, стр. 18-27

Изотопный состав кислорода разновозрастного циркона из гнейсов Чупинской толщи (Хитостров, оз. Верхнее Пулонгское), Беломорье

Д. П. Крылов 1, *, д. чл. С. Г. Скублов 1, 2, **, С.-Х. Ли 3, ***, Ч.-Л. Ли 3, ****, Е. В. Левашова 1, *****

1 Институт геологии и геохронологии докембрия РАН
199034 Санкт-Петербург, наб. Макарова, 2, Россия

2 Санкт-Петербургский горный университет
199106 Санкт-Петербург, 21 линия, 2, Россия

3 Институт геологии и геофизики Китайской академии наук, Лаборатория эволюции литосферы
100029 Пекин, Китай

* E-mail: dkrylov@dk1899.spb.edu
** E-mail: skublov@yandex.ru
*** E-mail: lixh@gig.ac.cn
**** E-mail: liqiuli@mail.iggcas.ac.cn
***** E-mail: levashova.kateryna@yandex.ru

Поступила в редакцию 08.11.2020
После доработки 17.05.2021
Принята к публикации 30.09.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Проанализирован изотопный состав кислорода разновозрастных популяций циркона из толщи чупинских гнейсов в районе оз. Верхнее Пулонгское с целью определения возможного влияния флюидов, вызвавших экстремальное понижение значений δ18O во включениях высокоглиноземистых недосыщенных кремнеземом (корундсодержащих) пород. Среди популяций циркона выделяются древние унаследованные ядра (с U-Pb возрастом >3 млрд лет) и внутренние каймы (около 2.8 млрд лет) магматического происхождения, метаморфогенные внешние каймы (~2.6 млрд лет) и оболочки (1.8–1.9 млрд лет). Изотопные отношения кислорода ядер, внутренних и внешних кайм циркона (δ18O 5.67 ± 0.53, 7.48 ± 0.26 и 5.70 ± 0.44‰ соответственно) обусловлены магматической и/или метаморфической кристаллизацией из необедненных изотопом 18O расплавов или взаимодействием циркона с необедненным изотопом 18O флюидом. Низкие значения δ18O (–22.04 ± 0.41‰) в цирконе, почти идентичные значениям δ18O во вмещающих корундсодержащих породах, характерны только для поздних оболочек циркона. Высказано предположение о том, что имела место инфильтрация флюидов, вызвавших понижение δ18O в породах с корундом, во вмещающие гнейсы на стадии регрессивных преобразований.

Ключевые слова: циркон, отрицательные значения δ18O, чупинская толща, Беломорская провинция

В пределах Беломорского подвижного пояса ранее были выявлены породы с экстремально низкими изотопными отношениями 18O/16O (Krylov, 2007; Крылов, 2008). Минимальные значения δ18O (менее –20‰, Krylov, 2007; Bindeman et al., 2010, 2014) были установлены в высокоглиноземистых породах основного состава с корундом Хитострова (оз. Верхнее Пулонгское, рис. 1); подобные изотопные характеристики, вероятно, связаны с влиянием на них метеорных вод, образовавшихся при глобальном оледенении (Herwartz et al., 2015) до, во время или после метаморфических изменений. Меньше внимания уделялось изучению вмещающих пород, представляющих собой возможные протолиты пород с корундом (Крылов, 1982; Крылов и др., 2011; Bindeman et al., 2014). Эти породы характеризуются отсутствием существенных сдвигов валовых (измеренных по породам в целом) отношений 18O/16O и ранее в них не отмечалось аномалий изотопного состава кислорода отдельных фаз (Bindeman et al., 2014). Цель настоящей работы – оценка влияния процессов, способствовавших понижению значений δ18O, на породы чупинской толщи путем анализа изотопного состава кислорода разновозрастного циркона из гнейсов.

Рис. 1.

Схема геологического строения Беломорской провинции (по: Bindeman et al., 2014, с изменениями). а – Карельский и Кольский архейские блоки, б – архейские метавулканиты и метаосадки, в – другие комплексы Беломорского подвижного пояса, г – габбронориты и расслоенные интрузии (2.45–2.4 млрд лет). Цифры на рисунке – проявления пород с аномально пониженным изотопным составом кислорода (1 – Перуселька, 2 – Лягкомина, 3 – Высота 128, 4 – Дядина гора, 5 – Хитостров, 6 – Пулонга, 7 – Варацкое, 8 – Плотина, 9 – Кулежма, 10 – Миронова губа, 11 – Шуерецкое). На верхней врезке звездочкой отмечено место отбора пробы (1 – гнейсы чупинского комплекса; 2 – амфиболиты). На нижней врезке (по: Травин, 2015, с изменениями) показано положение района исследований в структуре Фенноскандинавского щита (M – Мурманский кратон, К – Центрально Кольский домен, L – Лапландский гранулитовый пояс, BMB – Беломорский подвижный пояс, КC – Карельский кратон, S – свекофенниды, Cl – каледониды). Fig. 1. Geological scheme of the Belomorian Province (modified after Bindeman et al., 2014). (а) Karelian and Kola Archean blocks, (б) Archean metavolcanics and metasediments, (в) other terranes of the Belomorian Province, (г) gabbronorites and layered intrusions (2.45–2.4 Ga). (1–11) locations of rocks with the extreme 18O depletion (1 – Peruselka, 2 – Lyagkomina, 3 – Height 128, 4 – Mt Dyadina, 5 – Khitoostrov, 6 – Pulonga, 7 – Varatskoye, 8 – Plotina, 9 – Kulezhma, 10 – Mironova Guba, 11 – Shueretskoye). The star in the upper insertion indicate the sample locality (1 – Chupa gneiss, 2 – amphibolites). Lower insertion (modified after Travin, 2015) shows the location of the study region within the Fennoscandinavian Shield (M – Murmansk Craton, К – Central Kola domen, L – Lapland Granulite Belt, BMB – Belomorian Mobile Belt, КC – Karelian Craton, S – Svecofennides, Cl – Caledonides).

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

В составе чупинской толщи преобладают мигматизированные плагиогнейсы (обычно с гранатом, биотитом и кианитом), протолитами которых считаются граувакки вулканогенно-осадочных толщ (Миллер и др., 1999). Подчиненное значение имеют будины, линзы и прослои амфиболитов и кристаллических сланцев. Этапы становления чупинского парагнейсового пояса Беломорской провинции включают (см. например, Бибикова и др., 1993; 1999; 2004):

1. Формирование вулканогенно-осадочной толщи, включающей вулканические породы разнообразного (от кислого до основного и ультраосновного) состава и кластический материал из Карельского кратона, 2880–2820 млн лет назад в обстановке преддугового островодужного бассейна.

2. Метаморфизм амфиболитовой и гранулитовой фаций умеренных давлений (6–8 кбар, 700–800 °C) приблизительно 2.7–2.8 млрд лет назад.

3. По крайней мере два периода рифтообразования под воздействием плюма, вызвавших внедрение расплавов из мантии, с которыми связано образование интрузивных тел друзитов (коронитовых габбро) с возрастами 2.5–2.4 и 2.3–2.1 млрд лет (Stepanova, Stepanov, 2010). Кристаллизация друзитов происходила на глубинах 20–25 км при давлениях 7–9 кбар (Шарков и др., 1997).

4. Локально проявленный метаморфизм амфиболитовой и зеленосланцевой фаций (6 кбар, 600 °C) с возрастом 1875 ± 5 млн лет (согласно результатам U-Pb датирования циркона). К свекофеннскому периоду эволюции толщи относится также образование пегматитов и маломощных прожилков с хлоритом, карбонатами, серицитом и кварцем; возникновение этих минеральных образований отражает мобилизацию остаточных флюидов вдоль трещин при декомпрессии в условиях фации зеленых сланцев.

На Хитострове породы чупинской толщи представлены главным образом лейкократовыми средне- и крупнозернистыми кианит-гранат-биотитовыми и гранат-биотитовыми плагиогнейсами (“чупинскими” гнейсами) с линзами и прослоями амфиболитов. Гнейсы содержат акцессорные циркон, титанит, ильменит, рутил, апатит, ортит, а также вторичные мусковит, серицит, хлорит.

КАМЕННЫЙ МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Для исследования из наименее измененных разновидностей гнейсов чупинской толщи, вблизи контакта с корундсодержащими породами Хитострова (рис. 1), была отобрана представительная проба кианит-гранат-биотитовых плагиогнейсов массой 30 кг (пр. Kr10). Минеральный состав плагиогнейсов отвечает условиям верхней амфиболитовой–гранулитовой фаций метаморфизма (ранние этапы преобразования вулканогенно-осадочной толщи, Бибикова и др., 2004). В гнейсах проявлены более низкотемпературные изменения, соответствующие условиям фации зеленых сланцев (хлоритизация). Акцессории представлены цирконом, рутилом, апатитом и рудными минералами.

CL-изображения циркона приведены на рис. 2. В цирконе наблюдаются: а) субидиоморфные полупрозрачные унаследованные ядра коричневого цвета, в различной степени деформированные и корродированные, иногда с реликтами осцилляционной зональности, б) зональные прозрачные коричневато-розовые (“внутренние”) каймы, в ряде случаев вокруг ядер, в) призматические коричневые полупрозрачные или непрозрачные “внешние” каймы и г) желто-розовые замутненные оболочки. Локальное U-Pb датирование по зонам циркона (SHRIMP-II, Крылов и др., 2012) позволяет выделить несколько этапов кристаллизации циркона: (1) древнее 3 млрд лет (детритовые ядра), (2) 2.6–2.7 млрд лет (внешние каймы) и (3) ~1.9 млрд. лет (оболочки циркона). Дополнительно выполненные U-Pb изотопные анализы внутренних кайм циркона дают оценки возраста около 2.8 млрд лет (табл. 1).

Рис. 2.

Катодолюминесцентные изображения представительных зерен циркона. Показаны положение и номера точек анализа, значения δ18О, ‰. Ядра древнее 3 млрд лет: ан. 5, 19, 25, 27, 32, 40, (3). Оболочки: 6, 23, 30, 31, (2, 20). Каймы: 1, 4, 24, 26, 28, 29, 39, 41. В скобках указаны номера анализов, для которых возможно нарушение изотопных систем (промежуточные значения δ18О). Fig. 2. Cathodoluminescence images of representative zircon grains. The crater locations, numbers oа analyses and δ18О ‰ are indicated. Cores older 3 Ga: 5, 19, 25, 27, 32, 40, (3). Mantles: 6, 23, 30, 31, (2, 20). Rims: 1, 4, 24, 26, 28, 29, 39, 41. Analyses with possible isotope system disturbances (intermediate values of δ18О) are enclosed in brackets.

Таблица 1.  

Изотопный состав циркона из гнейсов чупинской толщи (пр. Kr10) Table 1. Isotope composition of zircons from gneiss of the Chupa sequence

δ18O (‰, VSMOW) Возраст (млн лет) D (%) U (ppm) 232Th/238U
206Pb/238U 207Pb/206Pb
Ядра > 3.0 млрд лет
+5.67 ± 0.53 (n = 10) 3073 ± 56 3184 ± 40* +4 49 0.64
3281 ± 50 3250 ± 16* –1 67 0.55
Измененные ядра
+3.71…–6.69 (n = 8) – – – – –
Внутренние каймы
+7.48 ± 0.26 (n = 4) 2771 ± 31 2779 ± 21 +0 278 0.27
2786 ± 33 2802 ± 14 +1 166 0.96
Внешние каймы
+5.70 ± 0.44 (n = 11) 2565 ± 25 2624 ± 7* +3 949 0.06
2681 ± 26 2656 ± 27* –1 1127 0.01
Измененные каймы
–2.00…+4.99 (n = 9) 2383 ± 37 2645 ± 27 +12 70 1.00
Оболочки
–22.04 ± 0.41 (n = 23) 1816 ± 21 1887 ± 16* +4 319 0.01
1975 ± 35 2011 ± 70 +2 53 0.33
Оболочки с повышенными значениями отношения 18O/16O
–20.39…+2.82 (n= 9) – – – – –

Примечание. D – дискордантность, n – количество проанализированных точек. * – по данным: Крылов и др., 2012.

Величины изотопного сдвига δ18O в цирконе измерялись на ионном микрозонде Сameca IMS-1280 (Институт геологии и геофизики Китайской академии наук) по ранее опубликованной методике (Gao et al., 2014). Диаметр пучка Cs+ составлял 15–20 мкм, внутренняя воспроизводимость определения значений δ18O 0.21‰ (2σ). Каждый анализ включал 16 циклов измерений. Фактор приборного фракционирования масс определялся с помощью измерения стандарта циркона Temora-2 (20 анализов) и контролировался независимым измерением стандарта 91500 (7 анализов), имплантированными в тот же препарат. Для согласования с возрастом циркона, анализы выполнялись вблизи от кратеров анализа изотопных отношений U-Pb (Крылов и др., 2012).

Выделение генераций циркона проводилось по морфологическим признакам с учетом U-Pb возраста и величин Th/U отношения. Эти же признаки, а также осцилляционная зональность (Hoskin, 2003) использовались для разделения магматогенного и метаморфического циркона (Rubatto, 2002; Kirkland et al., 2014). Изотопные отношения кислорода для генетической дискриминации магматогенного и метаморфогенного циркона не использовались, поскольку выявленный разброс значений δ18O может определяться и магматическим, и метаморфическим процессом (Valley et al., 1994; Valley, 2003; и др.).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЕДОВАНИЯ: ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ КИСЛОРОДА И УСЛОВИЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ ЦИРКОНА

Реликты осцилляционной зональности и включения вулканических стекол в древних унаследованных (детритовых) ядрах изученных кристаллов циркона указывают на их магматическое происхождение. По изотопным отношениям U-Pb эти ядра образовались 3.1–3.3 млрд лет назад, т.е. их возраст превышает возраст метаморфизма чупинской толщи (2880–2820 млн лет, Бибикова и др., 2004). Ядра характеризуются низкими содержаниями U (40–70 ppm) и Th (30–40 ppm) с отношением Th/U равным 0.5–0.7. Примитивный изотопный состав кислорода ядер (δ18O 5.67 ± 0.53‰) свидетельствует об их кристаллизации из мантийных расплавов (Valley, 2003). Приблизительно для половины проанализированных точек наблюдаются вариации значений δ18O, приводящие к появлению отрицательных величин изотопного сдвига, что может быть связано с нарушением изотопных систем кислорода при посткристаллизационных процессах и взаимодействии между ядрами и внешними зонами кристаллов циркона.

Генерация циркона, соответствующая внутренним каймам, образовалась около 2.8 млрд лет назад. Вариации содержаний U и Th и осцилляционная зональность (рис. 2) свидетельствуют о магматической кристаллизации этих кайм; величина δ18O равная 7.48 ± 0.26‰ соответствует кристаллизации циркона из расплавов с более высоким содержанием коровой компоненты.

Циркон, слагающий внешние каймы, имеет возраст около 2.6 млрд лет, повышенное содержание U и низкую величину отношения Th/U (0.01–0.06). Измеренные изотопные отношения кислорода во внешних каймах близки к составу древних ядер (5.70 ± 0.44‰). В то же время, пониженные значения отношения Th/U свидетельствуют в пользу метаморфического происхождения этих кайм (Yakomchuk et al., 2018). Предполагается, что, как и у ядер, изотопный состав кислорода в каймах отражает изменения, имевшие место после кристаллизации циркона; с подобными изменениями обычно сопряжено повышение дискордантности U-Pb возрастов.

Поздняя генерация циркона (оболочки) образовалась 1.9–1.8 млрд лет назад во время свекофеннского метаморфизма. Отношение Th/U для этой генерации варьирует от 0.01 до 0.33. Изотопный сдвиг (δ18O = –22.04 ± 0.41‰ для большинства оболочек) практически не отличается от состава оболочек циркона из корундсодержащих пород Хитострова (Bindeman et al., 2010, 2014). Повышенные значения изотопного сдвига в некоторых оболочках (–4.0 ± 5.0‰, n = 6) свидетельствуют, вероятно, об изменении δ18O за счет изотопного обмена с внутренними зонами циркона.

Величина фракционирования изотопов кислорода между расплавом и цирконом (Δliq–zrn) при кристаллизации из мантийных магм основного-ультраосновного состава (SiO2 45–50 мас. %) оценивается величиной 0.3–0.6‰ (в зависимости от кислотности магм, Lackey et al., 2008). Для более кислых магм (SiO2 57–65 мас. %) Δliq–zrn возрастает до 1.0–1.5‰. Таким образом, древние ядра циркона (δ18O 5.7‰) могли образоваться из расплавов с величиной δ18O около 6‰, а внутренние каймы (δ18O 7.5‰) – из более кислых магм с повышенными значениями изотопного сдвига (до 8.5–9.0‰).

ВЫВОДЫ

В цирконе из гнейсов чупинской толщи выделяются генерации циркона древнее 2.8 млрд лет, которые образовались в результате магматической кристаллизации из ювенильных мантийных магм (древнее 3 млрд лет) и коровых расплавов (2.8–2.9 млрд лет). Генерация циркона с возрастом около 2.8 млрд лет, как и более древние ядра, вероятно, имеет магматическое происхождение. Более высокие значения δ18O, полученные для этой генерации, свидетельствуют о ее кристаллизации из коровых расплавов (связанных с процессами кислого вулканизма в преддуговых бассейнах при образовании чупинского парагнейсового пояса) или мантийных расплавов, контаминированных коровым материалом. Возможным сценарием кристаллизации циркона данной генерации служит его кристаллизация в ходе мигматизации протолита чупинской толщи в условиях гранулитового метаморфизма (Бибикова, 1989). Более молодые генерации циркона метаморфического генезиса (2.6–2.7 и 1.8–1.9 млрд лет) по возрасту и изотопному составу кислорода существенно не отличаются от циркона из корундсодержащих ассоциаций Хитострова. Однако в корундсодержащих породах, в отличие от вмещающих гнейсов, понижение величины отношения 18O/16O наблюдается не только в каймах и оболочках циркона свекофеннского возраста, но и в сосуществующих минералах (Крылов и др., 2011). Понижение значений δ18O, зафиксированное в цирконе свекофеннского возраста на значительном удалении от Хитострова (Bindeman et al., 2014; Скублов и др., 2017), предположительно свидетельствует о инфильтрации флюида на регрессивной стадии метаморфизма, приводящей к значительному понижению значений δ18O в каймах циркона; в то же время воздействие этого флюида практически не затрагивает ранее образовавшиеся минеральные фазы. Следует отметить, что внутренние каймы циркона из корундсодержащих пород по химизму отличаются от внутренних зон циркона из пород чупинской толщи (Крылов и др., 2012; Скублов и др., 2017); это свидетельствует либо об аллохтонной природе первых, либо о гетерогенности чупинской толщи.

Экстремальные различия изотопных отношений кислорода в ядрах и оболочках проанализированного циркона (до 28‰) подтверждают устойчивость изотопной системы кислорода в цирконе после кристаллизации (Peck et al., 2003). В некоторых случаях, тем не менее, происходит уменьшение изотопного сдвига δ18O в ядрах (до отрицательных значений) и увеличение значений δ18O в поздних оболочках и каймах, что может свидетельствовать о перераспределении изотопов кислорода внутри кристаллов циркона при его поздней перекристаллизации.

Авторы признательны А.А. Ярмаку за помощь в отборе материала. Измерения изотопного состава кислорода в цирконе проводились при поддержке национальной программы Key R&D КНР грант No. 2016YFE0203000, National Natural Science Foundation КНР грант No. 41673018. Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ (гранты №№ 19-05-00175 и 18-55-53022) и НИР ИГГД РАН (FMNU-2019-0002).

Список литературы

  1. Бибикова Е.В. Уран-свинцовая геохронология ранних этапов развития древних щитов. М.: Наука, 1989. 179 с.

  2. Бибикова Е.В., Богданова С.В., Глебовицкий В.А., Клайссон С., Шельд Т. Этапы эволюции Беломорского подвижного пояса по данным U-Pb цирконовой геохронологии (ионный микрозонд NORDSIM) // Петрология. 2004. Т. 12. № 3. С. 227–244.

  3. Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Богданова С.В., Шельд Т., Степанов В.С., Борисова Е.Ю. Ранний магматизм Беломорского подвижного пояса, Балтийский щит: латеральная зональность и изотопный возраст // Петрология. 1999. Т. 7. № 2. С. 115–140.

  4. Бибикова Е.В., Шельд Т., Богданова С.В., Другова Г.М., Лобач-Жученко С.Б. Геохронология беломорид: интерпретация многостадийной геологической истории // Геохимия. 1993. № 10. С. 1393–1411.

  5. Крылов Д.П. Анализ распределения изотопов кислорода в полиметаморфических комплексах // Геохимия. 1982. № 11. С. 1581–1586.

  6. Крылов Д.П. Аномальные отношения 18O/16O в корундсодержащих породах Хитоострова // Докл. РАН. 2008. Т. 419. № 4. С. 533–536.

  7. Крылов Д.П., Глебовицкий В.А., Скублов С.Г., Толмачева Е.В. Редкоземельные и редкие элементы в разновозрастных цирконах из корундсодержащих пород Хитоострова (Северная Карелия) // Докл. РАН. 2012. Т. 443. № 3. С. 352–357.

  8. Крылов Д.П., Сальникова Е.Б., Федосеенко А.М., Яковлева С.З., Плоткина Ю.В., Анисимова И.В. Возраст и происхождение корундсодержащих пород о-ва Хитоостров, Северная Карелия // Петрология. 2011. Т. 19. № 1. С. 80–88.

  9. Миллер Ю.В., Глебовицкий В.А., Мыскова Т.А. Львов А.В. Новые данные о составе, структуре и геотектонике Чупинской пластины Беломорского пояса // Докл. РАН. 1999. Т. 366. № 3. С. 379–382.

  10. Скублов С.Г., Азимов П.Я., Ли С.-Х., Глебовицкий В.А., Мельник А.Е. Полиметаморфизм чупинской толщи Беломорского подвижного пояса (Фенноскандия) по данным изотопно-геохимического (U-Pb, REE, O) исследования циркона // Геохимия. 2017. № 1. С. 3–16.

  11. Шарков Е.В., Смолькин В.Ф., Красивская И.С. Раннепротерозойская магматическая провинция высокомагнезиальных бонинитоподобных пород в восточной части Балтийского щита // Петрология. 1997. Т. 5. № 5. С. 503–522.

  12. Травин В.В. Структурная позиция и возраст эклогитизации в районе с. Гридино, Беломорский подвижный пояс // Геотектоника. 2015. № 5. С. 78–93.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Записки Российского минералогического общества

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал