1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Петрология
  4. T. 31, № 2, 2023

Петрология, 2023, T. 31, № 2, стр. 182-201

Варианции редкоэлементного и изотопного состава неоархейских мафических гранулитов Юго-Запада Сибирского кратона: следствие различных мантийных источников или коровой контаминации

О. М. Туркина *

Институт геологии и минералогии СО РАН
Новосибирск, Россия

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

Поступила в редакцию 16.05.2022
После доработки 12.08.2022
Принята к публикации 18.09.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлены геохимические и изотопные характеристики неоархейских (2.7–2.66 млрд лет) мафических гранулитов Иркутного блока Шарыжалгайского выступа (юго-запад Сибирского кратона). Мафические и преобладающие кислые гранулиты слагают фрагменты метаморфического комплекса среди неоархейских и палеопротерозойских гранитоидов. Мафические гранулиты характеризуются минеральной ассоциацией Cpx + Pl ± Hbl ± Opx ± Qz и по содержанию главных и немобильных редких элементов среди них можно выделить два типа. Доминирующие породы первого типа характеризуются широкими диапазонами Mg#, TiO2, немобильных редких элементов (РЗЭ, Zr, Nb) и преимущественно положительных εNd(Т). Повышенное (La/Sm)n и обогащение Th и легкими РЗЭ относительно Nb мафических гранулитов первого типа является типичным для базальтов субдукционного происхождения или контаминированных коровым материалом. Отсутствие обратной зависимости между (La/Sm)n и εNd(Т) и отчетливая прямая корреляция TiO2 и Nb свидетельствуют против влияния коровой контаминации на состав мафических гранулитов. Модель образования их магматических протолитов предполагает плавление деплетированных перидотитов субконтинентальной литосферной мантии, измененных под воздействием расплавов, образовавшихся из базальтов или терригенных осадков субдуцирующей плиты. Мафические гранулиты второго типа имеют более узкий диапазон Mg# и TiO2, положительные εNd(Т), плоские редкоземельные спектры и лишены субдукционных сигнатур, что указывает на астеносферный деплетированный мантийный источник. Разности, контаминированные породами палеоархейской коры, отличаются повышенными значениями (La/Sm)n, обеднением Nb относительно Th и легких РЗЭ и отрицательными εNd(Т). Постмагматические процессы, связанные с воздействием инъецирующих гранитоидов, приводят к обогащению мафических гранулитов биотитом и апатитом, росту концентраций K2O, P2O5, значительному накоплению Zr, Nb, Th, легких РЗЭ и отрицательным εNd(Т). Различие мафических гранулитов первого и второго типа не связано с коровой контаминацией, а обусловлено вкладом в их образование двух типов источников: астеносферной и субконтинентальной литосферной мантии. Субконтинентальная литосферная мантия Иркутного блока на неоархейское время (∼2.7 млрд лет) была изотопно-деплетированной, а ее обогащение некогерентными редкими элементами, предположительно под действием расплавов, генерированных из пород субдуцирующей плиты, непосредственно предшествовало мафическому магматизму.

Ключевые слова: архей, мафические гранулиты, изотопный Nd состав, мантийные источники

ВВЕДЕНИЕ

Магматические породы основного состава являются главным компонентом архейских зеленокаменных поясов и входят в состав метаморфических комплексов раннедокембрийских гранулитовых провинций. Интерпретация их происхождения в значительной степени базируется на геохимических и изотопных данных, что создает основу для оценки вещественных характеристик архейской мантии. Вместе с тем исследование даже базальтов фанерозоя показывает, что геохимические и изотопные характеристики основных пород могут быть обусловлены как характером мантийных источников, так и взаимодействием с породами коры. Например, такая геохимическая черта базальтов как обеднение Nb относительно Th и легких РЗЭ присуща как субдукционным вулканитам, так и базальтам, контаминированным коровым материалом (Saunders et al., 1991; Pearce, Parkinson, 1993; Straub, Zellmer, 2012). Аналогичные интерпретации предлагаются и для раннедокембрийских базитов, имеющих сходные геохимические характеристики и широкие вариации изотопного состава (Puchtel et al., 1997; Sandeman et al., 2006; Polat, 2009; Jenner et al., 2009; Furnes et al., 2013; Pearce et al., 2021; Sotiriou et al., 2022). Наибольшие сложности возникают при анализе генезиса мафических пород в составе гранулитовых комплексов, которые вследствие неоднократного метаморфизма, сопряженного с инъециями гранитоидов, могут быть изменены в результате постмагматических процессов.

На юго-западе Сибирского кратона (Шарыжалгайский выступ) мафические гранулиты, протолитами которых были магматические породы основного состава, являются одним из главных компонентов метаморфического комплекса Иркутного блока. С момента образования эти породы испытали два этапа складчатости и высокотемпературного метаморфизма в конце неоархея и позднем палеопротерозое (Turkina et al., 2012). В настоящей работе представлены данные по геохимии и изотопному Nd составу мафических гранулитов Иркутного блока. Полученные результаты использованы для: 1) оценки влияния постмагматических процессов на распределение петрогенных и редких элементов в основных гранулитах, 2) анализа вероятного вклада коровой контаминации, 3) выяснения происхождения магматических протолитов и характера мантийных источников.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА, СОСТАВ И ВОЗРАСТ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ И МАГМАТИЧЕСКИХ АССОЦИАЦИЙ ИРКУТНОГО БЛОКА

Большая часть фундамента Сибирской платформы перекрыта мощным (типично 2–5 км) осадочным чехлом. Раннедокембрийские комплексы обнажены на Алданском и Анабарском щитах и ряде поднятий на юго-западе кратона, а также в Ангарском и Акитканском орогенных поясах (рис. 1а). В структуре Сибирского кратона выделяется несколько тектонических провинций: Тунгусская, Маганская, Анабарская, Оленекская, Алданская и Становая (Rosen et al., 1994; Smelov, Timofeev, 2007). Кристаллические комплексы наиболее крупной Тунгусской провинции, представляющей западную часть Сибирского кратона, выходят на поверхность в ряде выступов фундамента только на юго-западе (рис. 1а). Наиболее крупный из них Шарыжалгайский выступ протягивается на 350 км от оз. Байкал до р. Ока на северо-западе. Юго-западная граница Шарыжалгайского выступа это Главный Саянский разлом, на северо-востоке он перекрыт неопротерозойско-фанерозойским осадочным чехлом. Несколько сутурных зон и разломов северо-западного и северного простирания делят Шарыжалгайский выступ на Булунский и Онотский гранит-зеленокаменные и Китойский и Иркутный гранулитогнейсовые блоки (рис. 1б). Финальное сочленение этих блоков в палеопротерозое сопровождалось метаморфизмом, гранитоидным и базитовым магматизмом в интервале 1.86–1.84 млрд лет (Туркина, Капитонов, 2019).

Рис. 1.

Геологическая схема восточной части Шарыжалгайского выступа. 1 – нижнепротерозойские отложения; 2 – метаосадочно-вулканогенные отложения Онотского ЗКП; 3 – архейские гранулитогнейсовые комплексы Китойского (а) и Иркутного (б) блоков; 4 – палеопротерозойские гранитоиды; 5 – архей-палеопротерозойские гранитоиды нерасчлененные; 6 – архейские гранитоиды; 7 – тектонические границы: а – разломы, б – надвиги; 8 – геологические границы (а), границы несогласного залегания (б). На врезке (а): Главные тектонические элементы Сибирского кратона. 1 – выступы фундамента, 2 – погребенный фундамент, 3 – палеопротерозойские орогенные пояса. На врезке (б): Схема блоков Шарыжалгайского выступа.

Иркутный блок, представляющий юго-восточную треть Шарыжалгайского выступа, характеризуется сложной складчато-надвиговой структурой, сформированной в результате палеопротерозойских коллизионных событий (Грабкин, Мельников, 1980; Hopgood, Bowes, 1990). В детально исследованном разрезе по побережью оз. Байкал установлена двустадийная история палеопротерозойских процессов (Hopgood, Bowes, 1990). На первой стадии в условиях сжатия происходило формирование узких изоклинальных складок, сменяющихся асимметричными и субвертикальными и внедрением жильных гранитоидов. Вторая стадия в обстановке постколлизионного растяжения характеризуется развитием куполовидных поднятий, ядра которых выполнены гранитоидами. Крылья куполовидных структур образованы мафическими и кислыми гранулитами, тогда как широкие межкупольные зоны сложены парагнейсами с подчиненными мраморами и кальцифирами (Грабкин, Мельников, 1980). Для западной части Иркутного блока (междуречье Тойсука и Китоя) характерно чередование полого залегающих пластин, сложенных преобладающими кислыми и мафическими ортогранулитами и подчиненными высокоглиноземистыми парагнейсами, которые интенсивно инъецированы гранитоидным материалом.

В строении Иркутного блока доминируют раннедокембрийские гранитоиды. Архейские деформированные и преимущественно гнейсовидные граниты образуют неправильной формы тела и содержат разноразмерные (до первых сотен метров) реликты метаморфического комплекса. В метаморфическом комплексе выделено три ассоциации архейских пород. Доминирующая первая ассоциация включает двупироксеновые (±амфибол) мафические и преобладающие ортопироксен-биотитовые кислые гранулиты. Мафические гранулиты составляют не более 30%. Кислые и мафические гранулиты слагают крылья купольных структур и участки близкой к изоклинальной складчатости в разрезе по побережью оз. Байкал, чередуясь между собой, а также образуют отдельные полого залегающие пластины на западе блока. Наряду с субпластовыми деформированными телами, мафические гранулиты слагают многочисленные включения в палеопротерозойских чарнокитах размером от десятков сантиметров до первых метров на юго-востоке блока. Формирование магматических протолитов мафических и кислых гранулитов относится к позднему неоархею – 2.7–2.66 млрд лет (Poller et al., 2005; Turkina et al., 2012).

Ко второй ассоциации отнесены ортопироксеновые и двупироксеновые гранулиты среднего состава, которые образуют немногочисленные включения среди пород первой ассоциации в восточной части разреза по побережью оз. Байкал. Эти гранулиты содержат магматические ядра циркона с возрастом 3.4–3.3 млрд лет (Poller et al., 2005; Туркина и др., 2011) и представляют собой фрагменты палеоархейской коры, латеральное распространение которой трассируется в изотопных характеристиках неоархейских пород.

Третья ассоциация представлена высокоглиноземистыми (ортопироксен-силлиманит-гранат-кордиерит-биотитовыми) парагнейсами, которые образуют пластины, чередующиеся с мафическими и кислыми гранулитами на юго-западе и в центральной части Иркутного блока. Протолиты парагнейсов это аргиллиты и пелитовые аргиллиты. Парагнейсы содержат преобладающие мезоархейские детритовые цирконы и были метаморфизованы около 2.5 млрд лет назад (Туркина и др., 2017).

Для Иркутного блока установлено два основных этапа высокотемпературного метаморфизма и сопряженного интрузивного магматизма: неоархейский и палеопротерозойский. Высокотемпературный метаморфизм неоархейского этапа (2.54–2.57 млрд лет) сопровождался формированием многочисленных жильных тел и небольших массивов гнейсовидных гранитоидов с возрастом 2.53–2.56 млрд лет (Гладкочуб и др., 2005; Сальникова и др., 2007; Turkina et al., 2012; Туркина и др., 2017). По содержанию Ti в метаморфических цирконах из ортогранулитов температуры неоархейского метаморфизма оценены в диапазоне 790–830°C (Туркина, 2022). Второй этап коллизионного гранулитового метаморфизма (1.85–1.86 млрд лет) характеризуется пиковыми параметрами: Р = 7–8 кбар и Т = 850–870°С и трендом субизотермальной декомпрессии, свидетельствующим о реализации в обстановке растяжения (Сухоруков, 2013; Сухоруков, Туркина, 2018). К палеопротерозойскому этапу (1.84–1.87 млрд лет) относится формирование крупных гранитоидных интрузий и многочисленных жильных тел гранитоидов (Сальникова и др., 2007; Туркина, Капитонов, 2019), а также проявления базитового магматизма в виде роев даек и небольших силлоподобных тел ~1.86 млрд лет) (Глабкочуб и др., 2013; Мехоношин и др., 2016; Туркина и др., 2022).

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 (Fi-nigan 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. При анализе используются аттестованные международные стандарты (BHVO-1, BCR-1, G-2). 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 в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН на мультиколлекторном масс-спектрометре TRITON TI. Холостое внутрилабораторное загрязнение составило 0.1–0.2 нг для Sm и 0.1–0.5 нг для Nd. Точность определения (2σ) концентраций Sm, Nd и 147Sm/144Nd составила 0.5%, а 143Nd/144Nd – 0.005%. Отношение 143Nd/144Nd скорректировано относительно значения 0.512115 для стандарта JNdi (Tanaka et al., 2000). За период измерений средневзвешенное значение для 10 определений 143Nd/144Nd для JNdi составило 0.512108 ± 7 (2σ), нормализованное относительно 146Nd/144Nd = 0.7219. Значения εNd(Т) определены с использованием современных величин для CHUR (147Sm/144Nd = 0.1967, 143Nd/144Nd = = 0.512638) (Jacobsen, Wasserburg, 1984).

МЕТОДИЧЕСКИЙ ПОДХОД К ОЦЕНКЕ ВЛИЯНИЯ КОРОВОЙ КОНТАМИНАЦИИ

Высокотемпературные мафические магмы, кристаллизация которых происходила в пределах континентов, нередко испытывали контаминацию коровым материалом на уровне промежуточных камер или при перемещении, а также могли ассимилировать коровые породы в процессе фракционной кристаллизации на уровне становления. Влияние этих процессов приводило к существенному изменению состава мафических пород в сравнении с исходными магмами. Примеры и различные диагностические признаки мафических пород, имеющих вклад корового материала в их генезис, широко обсуждаются в литературе (Puchtel et al., 1997; Hollings, Kerrich, 1999; Polat et al., 2006; Said, Kerrich, 2009 и др.). На основании опубликованных данных можно суммировать главные геохимические критерии коровой контаминации для ряда когенетичных мафических пород: (1) увеличение содержания SiO2 и снижение значения Mg#, (2) обогащение некогерентными редкими элементами, концентрирующимися в сиалических породах в сравнении с производными мантийных источников: Th, легкими РЗЭ, Zr, Nb, но не TiO2 (поскольку сиалические породы обеднены этим элементом), (3) возрастание величины (La/Sm)n, (4) значения (Nb/La)pm < 1 и (Nb/Th)pm < 1, т.е. наличие Nb-минимума на мультиэлементных спектрах, (5) широкий диапазон повышенных значений (Nb/Y)pm > 2, (5) отрицательные значения εNd(Т), (6) обратная корреляция между (La/Sm)n и (Nb/La)pm, (La/Sm)n и εNd(Т). Ни один из этих критериев сам по себе не является бесспорным признаком коровой контаминации, и только вся совокупность признаков служит обоснованием вклада сиалического материала в генезис мафических пород на коровом уровне.

ПЕТРОГРАФИЯ И ГЕОХИМИЯ МАФИЧЕСКИХ ГРАНУЛИТОВ

Большая часть образцов для исследования была отобрана в разрезе по побережью оз. Байкал, где мафические гранулиты образуют более крупные (до первых десятков метров) фрагменты среди доминирующих гранитоидов. По минеральному составу среди мафических гранулитов выделяются двупироксеновые, пироксен-амфиболовые и амфиболовые разности. Пространственных закономерностей в их размещении не установлено. Мафические гранулиты – это мелко-среднезернистые породы с минеральной ассоциацией Cpx + Pl ± ± Hbl ± Opx ± Qz, имеющие массивную текстуру и гранобластовую структуру (рис. 2). Содержание темноцветных минералов составляет 40–60%. Акцессорные минералы представлены ильменитом, апатитом и цирконом. В контакте с жильными гранитами в мафических гранулитах развивается биотит, происходит обогащение апатитом и цирконом.

Рис. 2.

Микрофотографии мафических гранулитов: (а, б) – первый тип, (в, г) – второй тип, при скрещенных николях в проходящем свете.

По содержанию SiO2 (46.4–50.8 мас. %) и соотношению Nb/Y–Zr/TiO2 большинство мафических гранулитов отвечают базальтам. Лейкократовые разности с SiO2 до 53.9 мас. % встречаются среди гранулитов, измененных в контакте с гранитоидами. Мафические гранулиты имеют широкий диапазон содержаний MgO (12.4–4.5 мас. %) и TiO2 (0.6–2.4 мас. %). По содержанию TiO2, некогерентных элементов и характеру спектров РЗЭ среди мафических гранулитов выделено два типа (табл. 1, рис. 3).

Таблица 1.

Содержания петрогенных (мас. %) и редких (ppm) элементов в мафических гранулитах Иркутного блока

Компоненты 1 2 3 4 5 6 7 8 9
194-84 35-08 107-84 292-84 179-84 84-84 191-84 75-84 33-08
SiO2 48.13 49.67 46.4 49.07 49 47.91 48.31 46.69 48.13
TiO2 0.68 0.8 0.96 1.12 0.98 0.85 0.89 1.49 1.39
Al2O3 16.24 14.4 13.55 13.79 14.45 14.81 16.32 14.06 14.15
Fe2O3* 10.21 11.48 14.56 14.31 11.64 13.04 11.33 14.97 15.59
MnO 0.15 0.18 0.13 0.21 0.2 0.20 0.15 0.24 0.22
MgO 10.4 8.46 12.41 6.50 9.09 8.21 8.09 6.65 6.39
CaO 11.88 10.71 10.79 10.80 10.86 11.43 10.42 10.66 9.7
Na2O 1.64 3.25 1.39 2.69 1.19 2.44 2.87 3.24 2.62
K2O 0.17 0.86 0.54 0.85 0.1 0.60 0.86 0.72 0.65
P2O5 0.05 0.07 0.05 0.08 0.1 0.08 0.10 0.17 0.16
П.п.п. 0.39 0.94 0.1 0.39 0.4 0.14 0.54 0.66 1.94
Сумма 99.9 100.2 100.9 99.99 98.0 99.94 100.1 99.6 100.3
Th 0.12 1.08 0.47 1.13 1.29 1.9 1.5 0.88 0.75
Rb 3 6.5 6.0 11.8 1.24 7 12 6.7 9.0
Ba 72 48 95 110 62 64 128 134 131
Sr 234 86 131 65 203 127 239 250 202
La 3.7 5.5 8.8 6.6 8.8 10 11 9.8 11.6
Ce 8.6 10.8 20.0 15 19.4 24 23 22 26
Pr 1.29 1.55 2.8 2.1 2.8 3.2 3.0 3.2 3.9
Nd 5.9 6.1 12.5 9.8 11.7 12 12 14.1 15.5
Sm 1.5 1.55 2.8 2.7 2.7 3.1 2.7 3.4 3.9
Eu 0.55 0.52 0.88 0.98 0.88 0.75 0.82 1.02 1.10
Gd 1.99 2.0 3.3 3.8 2.8 3.2 3.0 4.2 4.7
Tb 0.35 0.38 0.58 0.64 0.51 0.57 0.47 0.71 0.77
Dy 2.2 2.3 3.7 4.2 3.1 3.6 2.7 4.2 5.1
Ho 0.45 0.51 0.77 0.90 0.64 0.78 0.55 0.9 0.96
Er 1.28 1.53 2.3 2.7 1.79 2.3 1.7 2.5 2.9
Tm 0.19 0.26 0.36 0.41 0.27 0.35 0.27 0.36 0.45
Yb 1.22 1.47 2.4 2.5 1.79 2.3 1.6 2.2 2.8
Lu 0.17 0.25 0.35 0.39 0.26 0.34 0.25 0.31 0.45
Zr 33 39 36 63 53 50 54 59 89
Hf 1.09 1.10 1.15 1.83 1.56 1.5 1.5 1.84 2.4
Ta 0.18 0.28 0.21 0.23 0.24 0.19 0.26 0.2 0.37
Nb 1.99 2.5 4.2 5.1 3.3 2.7 3.6 3.9 4.8
Y 14.5 15.0 25 26 19.6 22 17 27 28
Cr 272 305 210 142 279 326 348 99 89
Ni 174 110 217 78 182 140 144 102 69
Co 50 – 63 50 57 52 48 58 –
V 168 – 297 349 245 277 208 269 –
Mg# 53 45 49 34 46 41 44 33 31
(La/Yb)n 2.0 2.5 2.5 1.8 3.3 3.1 4.5 3.0 2.8
(La/Sm)n 1.6 2.2 1.9 1.5 2.0 2.1 2.5 1.8 1.9
(Nb/La)pm 0.52 0.44 0.45 0.74 0.37 0.25 0.32 0.38 0.39
Nb/Nb* 1.1 0.4 0.7 0.7 0.4 0.2 0.3 0.5 0.6
(Th/La)pm 0.3 1.6 0.4 1.4 1.2 1.5 1.1 0.7 0.5
(Nb/Y)pm 0.86 1.05 1.06 1.21 1.07 0.77 1.35 0.90 1.06
Компоненты 10 11 12 13 14 15 16 17
89-84 279-84 253-84 316-84 223-84 106-84 171-84 238-84
SiO2 48.09 50.77 50.78 48.52 47.20 49.09 47.35 47.48
TiO2 1.78 1.59 1.53 1.37 1.72 2.09 2.18 2.41
Al2O3 13.13 13.67 14.16 13.7 15.91 11.84 12.02 13.19
Fe2O3* 15.95 15.27 14.00 14.73 14.33 16.86 17.86 18.98
MnO 0.27 0.26 0.20 0.22 0.19 0.2 0.2 0.27
MgO 5.62 5.78 7.14 6.72 6.78 7.24 8.15 4.53
CaO 9.99 9.66 10.79 11.88 9.46 10.36 9.79 9.82
Na2O 3.25 1.56 1.06 1.13 2.86 2.2 2.3 2.44
K2O 0.53 0.44 0.33 0.22 0.96 0.42 0.5 0.76
P2O5 0.2 0.15 0.18 0.13 0.27 0.24 0.26 0.23
П.п.п. 0.4 0.84 –0.32 1.66 0.05 0.01 0.01 –0.24
Сумма 99.2 100.0 100.0 100.3 99.89 100.6 100.6 100.0
Th 1.54 3.2 4.3 2.5 2.9 0.54 1.12 0.68
Rb 4.1 11.2 2.5 2.3 8.0 5.7 4.5 6.5
Ba 196 246 53 43 114 197 212 116
Sr 219 137 90 80 144 189 230 183
La 13.4 16.8 17 24 19 12 27 17
Ce 31 38 36 66 42 26 61 40
Pr 4.4 5.2 4.4 10.2 5.2 3.8 8.2 5.5
Nd 19.8 22 19 44 22 16.7 33 25
Sm 4.8 4.9 4.5 9 5.5 4.2 6.6 6.0
Eu 1.69 1.61 1.15 2.7 1.14 1.42 1.81 1.82
Gd 5.5 5.3 5.1 7.6 5.6 5.4 7.2 6.9
Tb 0.93 0.93 0.88 1.09 0.90 0.89 1.12 1.09
Dy 5.9 6.1 5.8 6 5.9 5.7 7.1 6.8
Ho 1.26 1.32 1.26 1.16 1.24 1.15 1.45 1.50
Er 3.6 3.9 3.6 3.3 3.3 3.4 4 4.2
Tm 0.6 0.66 0.53 0.5 0.47 0.5 0.59 0.63
Yb 3.5 3.9 3.4 3.1 3.0 3.2 4 3.8
Lu 0.53 0.53 0.49 0.43 0.45 0.45 0.59 0.54
Zr 83 79 99 65 123 102 114 192
Hf 2.8 2.7 2.7 2.3 2.9 3.2 3.6 4.9
Ta 0.38 0.35 0.50 0.48 0.60 0.41 0.41 0.61
Nb 6.1 4.8 6.9 6.6 9.7 6.7 7.9 8.6
Y 34 35 36 38 34 39 39 41
Cr 86 50 342 87 97 127 96 22
Ni 67 55 72 54 102 62 65 9.3
Co 53 54 47 48 52 51 61 51
V 395 353 322 342 219 312 456 438
Mg# 28 30 36 34 34 32 34 21
(La/Yb)n 2.6 2.9 3.3 5.2 4.2 2.5 4.6 3.0
(La/Sm)n 1.8 2.2 2.3 1.7 2.1 1.8 2.6 1.8
(Nb/La)pm 0.44 0.27 0.40 0.26 0.50 0.54 0.28 0.48
Nb/Nb* 0.5 0.2 0.3 0.3 0.5 1.0 0.5 0.9
(Th/La)pm 0.9 1.5 2.1 0.8 1.3 0.4 0.3 0.3
(Nb/Y)pm 1.12 0.86 1.2 1.09 1.8 1.07 1.3 1.3
Компоненты 18 19 20 21 22 23 24 25
111-84 22-08 23-13 27-08 70-15 16-08 28-08 13-08
SiO2 47.83 47.63 47.65 48.67 48.54 53.87 49.87 48.65
TiO2 1 1.19 1.22 0.55 1.78 1.44 0.92 1.41
Al2O3 14.96 13.17 15.01 17.05 13.37 14.8 14.97 15.31
Fe2O3* 14.79 17.55 15.48 9.00 18.62 11.97 11.583 13.156
MnO 0.26 0.25 0.23 0.16 0.23 0.17 0.17 0.17
MgO 9.26 7.75 7.02 10.68 4.78 4.61 8.58 6.59
CaO 10.13 12.13 11.29 10.86 9.55 7.23 8.77 8.9
Na2O 1.29 1.16 2.30 2.35 2.73 3.54 3.29 3.55
K2O 0.27 0.15 0.36 0.27 0.30 1.43 1.22 1.58
P2O5 0.08 0.07 0.10 0.01 0.15 0.33 0.25 0.2
П.п.п. 0.13 -0.93 0.00 0.3 0.1 0.98 0.64 1.32
Сумма 99.7 100.1 100.8 99.9 100.2 99.94 100.1 100.0
Th 0.13 0.13 0.59 0.20 0.26 1.35 2.8 1.63
Rb 4.0 0.99 6.7 2.3 6.0 24 40 72
Ba 35 29 88 45 35 456 724 338
Sr 116 54 64 197 44 303 403 361
La 2.9 2.7 4.3 1.55 5.7 34 24 17.2
Ce 8.6 7.5 11 4.1 15 75 54 38
Pr 1.54 1.35 1.7 0.74 2.3 10.6 8.0 5.6
Nd 7.8 6.5 8.2 3.5 12 39 30 23
Sm 2.4 1.95 2.4 1.08 4.1 7.1 5.1 5.2
Eu 0.80 0.64 0.79 0.39 1.37 1.68 1.10 1.36
Gd 3.0 2.7 3.4 1.38 5.7 6.4 4.1 5.5
Tb 0.57 0.51 0.65 0.23 0.94 1.02 0.51 0.90
Dy 3.8 3.4 4.3 1.40 6.5 5.7 2.9 5.2
Ho 0.82 0.70 0.92 0.32 1.35 1.15 0.57 1.02
Er 2.4 2.1 2.8 0.96 4.0 3.2 1.59 2.8
Tm 0.37 0.32 0.45 0.13 0.62 0.51 0.25 0.45
Yb 2.4 2.1 2.9 0.96 3.8 3.1 1.53 2.8
Lu 0.36 0.32 0.43 0.13 0.58 0.44 0.25 0.38
Zr 57 44 77 18 116 273 128 135
Hf 1.54 1.34 2.2 0.61 3.0 6.1 3.9 3.3
Ta 0.24 0.27 0.22 0.26 0.37 0.67 0.39 0.56
Nb 3.0 2.8 4.1 1.58 5.7 11.1 6.2 8.4
Y 26 21 25 9.3 42 32 16.2 30
Cr 220 136 222 322 94 – 399 207
Ni 164 78 126 249 41 – 70 86
Co 63 – 55 – 47 – – –
V 311 – – – 398 – – –
Mg# 41 33 34 57 22 30 45 36
(La/Yb)n 0.8 0.9 1.0 1.1 1.0 7.3 10.5 4.1
(La/Sm)n 0.8 0.9 1.1 0.9 0.9 3.0 3.0 2.1
(Nb/La)pm 1.01 1.01 0.92 1.0 1.0 0.31 0.25 0.47
Nb/Nb* 1.8 1.7 0.9 1.0 1.7 0.6 0.3 0.6
(Th/La)pm 0.4 0.4 1.1 1.0 0.4 0.3 0.9 0.8
(Nb/Y)pm 0.74 0.86 1.02 1.07 0.85 2.1 2.4 1.7

Примечание. Мафические гранулиты: 1–17 первого типа: 1–7 – низко-Ti высокомагнезиальные, 8–17 – умеренно-Ti, 18–22 – второго типа; 23–25 – измененные в контакте с гранитоидами. Mg# – магнезиальный номер. ${\text{F}}{{{\text{e}}}_{2}}{\text{O}}_{3}^{*}$ – общее железо. Прочерк – нет данных.

Рис. 3.

Диаграммы SiO2–(Na2O + K2O) (а), Mg#–TiO2 (б), Nb/Y–Zr/TiO2 (в), Mg#–CaO (г), Mg#–FeO* (д), Mg#‒P2O5 (е) для мафических гранулитов Иркутного блока. 1, 2 – типы мафических гранулитов, 3 – мафические гранулиты, измененные в контакте с гранитоидами.

В первый, доминирующий тип отнесены мафические гранулиты (Mg# = 53–21), варьирующие от низко- (TiO2 = 0.7–1.1 мас. %) до умеренно-титанистых (TiO2 = 1.4–2.4 мас. %). Они характеризуются трендами роста FeO*, TiO2, P2O5 и слабого снижения содержания CaO при уменьшении Mg# (рис. 3). Наиболее магнезиальные разности обеднены некогерентными редкими элементами (Zr = = 33–54 ppm, Nb = 2–4.2 ppm) и имеют слабо фракционированные спектры РЗЭ ((La/Sm)n = = 1.6–2.5) (рис. 4а, 4в, 5а). С повышением содержания TiO2 возрастают концентрации Zr (59–192 ppm) и Nb (3.9–9.7 ppm), а также содержание РЗЭ при постоянстве величины (La/Sm)n, составляющей 1.7–2.6 (рис. 4в, 5в). Мультиэлементные спектры всех пород первого типа имеют сходную конфигурацию с отчетливым обеднением Nb относительно Th и La (рис. 5б, 5г).

Рис. 4.

Диаграммы TiO2–Nb (а), TiO2–Zr (б), Mg#–(La/Sm)n (в), Mg#–(Nb/Y)pm (г), (Nb/Y)pm–Nb (д), (La/Sm)pm‒(Nb/La)pm (е) для мафических мафических гранулитов Иркутного блока. 1–3 – как на рис. 2, средний состав: 4 – палеоархейских плагиогнейсов, 5 – неоархейских высоко-Al парагнейсов.

Рис. 5.

Резкоземельные и мультиэлементные спектры мафических гранулитов Иркутного блока. Мафические гранулиты: (а–г) – первый тип (а, б) – высокомагнезиальные, (в, г) – низкомагнезиальные, (д, е) – второй тип, (ж, з) – измененные в контакте с гранитоидами.

Во второй тип объединены гранулиты с Mg# = = 57–22, умеренным содержанием TiO2 (0.6–1.8 мас. %), Zr (18–116 ppm) и Nb (1.6–5.7 ppm) (рис. 3 и 4). Гранулиты этого типа слагают редкие субпластовые или дайкообразные тела. Минеральные ассоциации этих пород аналогичны другим типам и отвечают гранулитовой фации метаморфизма, что определяет формирование их магматических протолитов до рубежа ∼1.85 млрд лет. Характерная черта этого типа – обогащение тяжелыми РЗЭ и нефракционированные редкоземельные спектры со слабым обеднением легкими лантаноидами ((La/Sm)n = 0.8–1.1) (рис. 5д). Мультиэлементные спектры гранулитов второго типа плоские с обеднением Th относительно Nb (рис. 5е).

Самостоятельную группу представляют биотитсодержащие мафические гранулиты, измененные в контакте с гранитами и чарнокитами. Характерная черта этих пород – повышенные содержания K2O (1.2–1.6 мас. %) и P2O5, с чем связано развитие биотита и апатита соответственно. Эти породы отличаются также обеднением CaO (7.2–8.9 мас. %) относительно большинства гранулитов (CaO = 9.6–11.9 мас. %) (рис. 3г). Они имеют повышенные содержания Th (1.4–5.2 ppm), Ba (338–724 ppm, Rb (16–72 ppm), Zr (73–273 ppm), легких РЗЭ в сравнение с большинством мафических гранулитов (рис. 4, 5ж). Их мультиэлементные спектры сходны с породами первого типа, но отличаются минимумом по Ti (рис. 5з).

Мафические гранулиты первого типа демонстрируют отчетливо выраженные тренды возрастания концентраций легких РЗЭ, Zr, Nb с увеличением содержания TiO2 и снижением Mg#, что предполагает образование магматических протолитов из сходных по происхождению магм (рис. 4). Биотитсодержащие гранулиты отклоняются от общих трендов в область повышенных концентраций легких РЗЭ, Zr, Nb, Th. Резко отличаются мафические гранулиты второго типа, имеющие низкое содержание легких РЗЭ при перекрывающихся с доминирующими разностями Mg# и концентрациями TiO2, Zr, Nb (рис. 4), что предполагает образование их протолитов из другой исходной магмы.

Таким образом, анализ геохимических данных свидетельствует о формировании протолитов мафических гранулитов из двух различных магм. Доминирующими являются низко- до умеренно-титанистых магмы, в различной степени обогащенные легкими РЗЭ и высокозарядными элементами (Zr, Nb). Второй тип умеренно-титанистых магм деплетирован легкими РЗЭ при близком содержании высокозарядных элементов.

ИЗОТОПНЫЙ Sm-Nd СОСТАВ МАФИЧЕСКИХ ГРАНУЛИТОВ

Величины εNd(Т) гранулитов рассчитаны на 2.7 млрд лет, что соответствует возрасту их магматических протолитов (Turkina et al., 2012). Доминирующие гранулиты первого типа характеризуются высоким 147Sm/144Nd (0.186–0.134) и широким диапазоном εNd(Т) от +3.9 до +0.5 (табл. 2, рис. 6а). Положительные εNd(Т) от +1.3 до +0.4 и наиболее высокие 147Sm/144Nd (0.199–0.184) имеют гранулиты второго типа, резко отличающиеся от преобладающих пород по редкоэлементному составу. Выделяется два образца с отрицательными εNd(Т) (–1.5 и –1.4) и с повышенными (La/Sm)n = 1.5–2.0, что определяет их сходство с породами первого типа, но и повышенными (Nb/La)pm = 0.74–0.45, подобными гранулитам второго типа. Наконец, биотитсодержащие мафические гранулиты характеризуются низкими 147Sm/144Nd = 0.107–0.144 и отрицательными εNd(Т) от –1.9 до –0.2.

Таблица 2.

Sm-Nd изотопные данные для мафических гранулитов Иркутного блока

№
п/п 		Номер
образца 		Т,
млрд лет 		Sm, ppm Nd, ppm 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd εNd(Т)
1 194-84* 2.7 1.57 5.55 0.17137 0.512331 ± 13 2.8
2 35-08* 2.7 1.91 7.14 0.16163 0.512126 ± 30 2.2
3 107-84 2.7 2.78 10.44 0.1608 0.511922 ± 3 –1.5
4 292-84 2.7 2.69 8.74 0.1863 0.512382 ± 4 –1.4
5 179-84 2.7 2.59 10.18 0.1536 0.511908 ± 5 0.7
6 84-84 2.7 3.03 12.45 0.1474 0.511795 ± 5 0.5
7 75-84* 2.7 3.38 12.82 0.15933 0.512056 ± 16 1.6
8 33-08* 2.7 4.38 18.86 0.14807 0.511932 ± 12 3.1
9 89-84 2.7 4.3 16.52 0.1573 0.512078 ± 7 2.8
10 279-84* 2.7 4.01 16.8 0.14429 0.511902 ± 11 3.9
11 171-84 2.7 6.24 28.18 0.1339 0.511651 ± 3 2.6
12 111-84* 2.7 2.21 6.71 0.19917 0.512748 ± 14 1.3
13 22-08 2.7 2.45 7.81 0.1896 0.512550 ± 3 0.7
14 27-08* 2.7 1.19 3.91 0.18407 0.512433 ± 36 0.4
15 16-08 2.7 8.69 48.41 0.1085 0.510972 ± 3 –1.9
16 13-08* 2.7 5.54 23.27 0.14400 0.511689 ± 5 –0.2
17 28-08* 2.7 6.31 35.76 0.10671 0.510969 ± 28 –1.4

Примечание. Мафические гранулиты: 1–11 – первый тип, 12–14 – второй тип; 15–17 – мафические гранулиты, измененные в контакте с гранитоидами. *по (Туркина, 2022).

Рис. 6.

Диаграммы εNd–Возраст (а) и εNd–(La/Sm)pm (б) для мафических гранулитов Иркутного блока. (а): 1, 2 – мафические гранулиты первого и второго типа, 3 – мафические гранулиты с отрицательными значениями εNd, 4 – мафические гранулиты, измененные в контакте с гранитоидами; 5 – палеоархейские плагиогнейсы, 6 – неоархейские высоко-Al парагнейсы. (б): 1, 2 – мафические гранулиты первого и второго типа, 3 – мафические гранулиты с отрицательными значениями εNd, 4 – предполагаемый состав исходного расплава для пород первого типа, 5 – неоархейские высоко-Al парагнейсы, 6 – палеоархейские плагиогнейсы, 7–9 – линии смешения (цифрами показана доля корового контаминанта).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Постмагматическое изменение мафических гранулитов и влияние взаимодействия с гранитоидами

Высокотемпературный метаморфизм, которому подвержены мафические гранулиты, не позволяет определить возможное влияние предшествующих низкотемпературных процессов. Исходя из общих оценок подвижности при низкотемпературном взаимодействии порода–флюид, наиболее подвижными являются крупноионные литофильные элементы – Rb, Ba, Sr, U (Ludden, Gelinas, 1982), что исключает их использование при анализе происхождения магматических протолитов гранулитов. При гранулитовом метаморфизме подвижность элементов может быть связана с частичным плавлением. Когерентный характер редкоземельных и мультиэлементных спектров для двух главных типов мафических гранулитов, а также отчетливые тренды немобильных редких элементов относительно TiO2 и Mg# предполагает, что их cодержание унаследовано от магматических протолитов. Исключение составляет Th, большинство гранулитов первого типа обогащено Th относительно Nb, за исключением нескольких образцов, обедненных Th (рис. 5б, 5г), что допускает перераспределение этого элемента при высокотемпературных постмагматических процессах и согласуется с бóльшей подвижностью Th в сравнении с другими высокозарядными элементами (Keppler, 1996).

Развитие биотита и обогащение апатитом для некоторых мафических гранулитов, контактирующих с гранитами, является характерной чертой изменения минерального состава базитов под действием гранитного расплава. Изменение минерального состава этих пород сопровождается возрастанием содержаний K2O, P2O5 и значительным обогащением Zr, Nb, Th, легкими РЗЭ (рис. 4), т.е. теми элементами, которыми обогащены неоархейские и особенно палеопротерозойские гранитоиды (Туркина, Капитонов, 2019; Туркина, Сухоруков, 2022). Низкие отрицательные εNd(Т) биотитсодержащих гранулитов (рис. 6а) также согласуются с изменением их изотопного состава под влиянием гранитоидов, последние характеризуются отрицательными величинами εNd(Т) (Туркина, 2022). Поскольку изотопные и геохимические параметры этих пород не отражают состав магматических протолитов, они были исключены из рассмотрения при анализе мантийных источников.

Влияние фракционной кристаллизации

Мафические гранулиты первого и второго типов характеризуются широким диапазоном Mg#: 53–21 и 41–22 соответственно, что отражает дифференцированный характер магматических протолитов относительно исходных расплавов. Величины индикаторных (La/Sm)n, (Nb/La)pm и (Nb/Y)pm отношений не обнаруживают корреляции с Mg# и содержанием TiO2, которые служат индексами дифференциации (рис. 4в, 4г), следовательно эти отношения не изменяются при фракционной кристаллизации и могут быть использованы в качестве характеристики исходных расплавов. Исключение представляют биотитсодержащие гранулиты, имеющие повышенное (Nb/Y)pm и в меньшей степени (La/Sm)n отношение.

Влияние коровой контаминации

Состав высокотемпературных мафических пород может быть изменен при коровой контаминации исходных базитовых расплавов. Главными признаками коровой контаминации служат возрастание содержания SiO2, снижение Mg# и различная степень обогащения некогерентными редкими элементами с увеличением (La/Sm)n и снижением (Nb/La)pm, что определяет обратную корреляцию между указанными отношениями (Puchtel et al., 1997; Hollings, Kerrich, 1999; Polat et al., 2006; Said, Kerrich, 2009). Изотопным признаком коровой контаминации является снижение εNd(Т) при увеличении (La/Sm)n.

Гранулиты первого типа, как отмечалось выше, не обнаруживают корреляции между Mg# и (La/Sm)n (рис. 4б). Они показывают слабую обратную зависимость между (La/Sm)n и (Nb/La)pm (рис. 4е), но отсутствие аналогичной корреляции между (La/Sm)n и εNd(Т) (рис. 6б). Потенциальные коровые контаминанты в Иркутном блоке включают палеоархейские плагиогнейсы и неоархейские высоко-Al гнейсы, образовавшиеся до мафического магматизма. Плагиогнейсы сходны по содержаниям TiO2, Zr, Nb с мафическими гранулитами, но относительно обогащены легкими РЗЭ (Туркина и др., 2011), тогда как высоко-Al гнейсы резко обогащены легкими РЗЭ, Nb, Zr (Туркина и др., 2017) в сравнение с мафическими гранулитами (рис. 4). Как плагиогнейсы, так и высоко-Al гнейсы имеют пониженное (Nb/La)pm (0.32–0.33) и повышенное (La/Sm)n (4.1–4.5), что может объяснить обратную зависимость между этими отношениями при коровой контаминации, но мафические гранулиты перекрываются по величине (Nb/La)pm (0.25–0.54) с этими потенциальными коровыми контаминантами в составе Иркутного блока ((Nb/La)pm = 0.26–0.56). Мафические гранулиты показывают субвертикальный тренд концентраций Nb относительно (Nb/Y)pm, тогда как палео- и неоархейские гнейсы имеют повышенное (Nb/Y)pm, что противоречит контаминации подобными коровыми породами (рис. 4д). Наконец, главными доводом против коровой контаминации является отсутствие обратной зависимости между (La/Sm)n и εNd(Т) для большинства мафических гранулитов (рис. 6б), а также отчетливая прямая корреляция TiO2 и Nb (рис. 4а), поскольку контаминация должна сопровождаться ростом концентрации Nb без увеличения содержания TiO2.

Мафические гранулиты второго типа имеют отношения немобильных редких элементов, близкие к примитивной мантии, и положительную величину εNd(Т), что исключает влияние коровой контаминации на их состав. Среди всех мафических гранулитов выделяется два образца, которые имеют повышенные (La/Sm)n (1.5–1.9) и отрицательные εNd(Т) (–1.5 и –1.4). Для этих пород контаминантом могли быть палеоархейские плагиогнейсы, которые на время 2.7 млрд лет имеют εNd = –6.5. Фигуративные точки составов рассматриваемых образцов лежат на кривой смешения плагиогнейсов и мафических гранулитов первого типа при вкладе корового материала ∼20%. Это предположение согласуется с ростом (La/Sm)n (1.5–1.9) и снижением (Nb/La)pm (0.5–0.7) для этих образцов относительно мафических гранулитов первого типа ((La/Sm)n = 0.8–1.1, (Nb/La)pm = 0.9–1.0) (рис. 6б).

Таким образом, редкоэлементные и изотопные параметры большинства мафических гранулитов не дают свидетельств влияния коровой контаминации.

Мантийные источники

Положительные значения εNd(Т) для мафических гранулитов, не испытавших коровой контаминации, свидетельствуют о формировании их магматических протолитов из долгоживущего деплетированного источника. Вместе с тем широкий диапазон εNd(Т) от +3.9 до 0.7, а также обогащение Th и легкими РЗЭ относительно Nb для гранулитов первого типа допускают вклад корового материала в их образование. Для фанерозойских базальтов такие геохимические характеристики рассматриваются как следствие либо контаминации коровым материалом, либо плавления мантийного сегмента, измененного под действием флюидов/расплавов в надсубдукционных зонах (Saunders et al., 1991; Pearce, Parkinson, 1993; Straub, Zellmer, 2012). Подобная интерпретация предлагается и для архейских мафических пород с аналогичным обеднением Nb относительно Th и La (Sandeman et al., 2006; Polat et al., 2006; Polat, 2009; Jenner et al., 2009; Furnes et al., 2013; Angerer, Kerrich, Hagemann, 2013; Sandeman et al., 2013; Sotiriou et al., 2022), в качестве их источника рассматривается “гидратированная” мантия (Condie, 2018) или субконтинентальная литосферная мантии (Hughes et al., 2014; Pearce et al., 2021). Поскольку коровая контаминация не оказывала влияния на состав большинства мафических гранулитов, то наиболее вероятным источником расплавов для пород первого типа могла быть субконтинентальная литосферная мантия. На диаграмме TiO2/Yb–Th/Nb (рис. 7) фигуративные точки пород образуют субвертикальный тренд из области деплетированного мантийного источника, продуцирующего N-MORB, в поле субдукционно-модифицированной литосферной мантии. Исходно деплетированный характер мантийного источника согласуется с низкими величинами (Nb/Y)pm = 0.9–1.1 для наиболее магнезиальных разностей гранулитов, а также положительной величиной εNd(Т). Поскольку при плавлении мантийных перидотитов KdNb < KdY, то (Nb/Y)pm ≤ 1.1 свидетельствует в пользу умеренно деплетированного источника. Рост (Nb/Y)pm в наиболее обогащенных TiO2 мафических гранулитах до 1.3–1.4, может быть обусловлен фракционированием расплава с относительным накоплением более некогерентного Nb. Напротив, мафические гранулиты второго типа обладают как положительными значениями εNd(Т), так и низкими (Nb/Y)pm (0.8–1.0) и TiO2/Yb, подобными N-MORB (рис. 7), они лишены субдукционных сигнатур, что указывает на астеносферный деплетированный мантийный источник.

Рис. 7.

Диаграмма TiO2/Yb–Th/Nb для мафических гранулитов Иркутного блока. 1, 2 – мафические гранулиты первого и второго типа. Поля по (Pearce et al., 2021): SZLM – субдукционно-модифицированная литосферная мантия; базальты: MORB – срединно-океанических хребтов, OPB – океанических плато, OIB – океанических островов.

Изотопный состав Nd является долговременной характеристикой мантии, продуцирующей базитовые магмы, следовательно положительные значения εNd(Т) для большинства мафических гранулитов свидетельствуют о формировании их магматических протолитов из деплетированного мантийного источника. Однако, широкий диапазон значений εNd(Т), низкие (Nb/La)pm и повышенные (La/Sm)n предполагают вариабельный вклад корового материала на уровне генерации расплава. Это предположение согласуется с моделью формирования протолитов неоархейских мафических и кислых гранулитов в результате субдукции под окраину палеоархейского континентального блока (Turkina et al., 2012). В условиях повышенных температур неоархейской мантии (Herberg et al., 2010) при субдукции могли плавиться гидратированные базальты океанической плиты и перекрывающие их терригенные осадки. Для проверки данной гипотезы было выполнено расчетное моделирование плавления мантийного источника, образованного при метасоматозе деплетированных перидотитов под действием кислых расплавов. Литосферная верхняя мантия деплетирована, поскольку является реститом от экстракции мафических расплавов. Точный состав ее не известен, но может быть оценен при моделировании образования мафических гранулитов второго типа, имеющих деплетированный источник. Ключевые параметры для модели образования магматических протолитов гранулитов второго типа и модельный состав деплетированного источника приведены в табл. 3 и на рис. 8а.

Таблица 3.

Модель плавления деплетированной мантии

Элементы DM Kd ClDM 0.15
Ol Opx Cpx Spl
Th 0.03 0.00025 0.0005 0.007 0.013 0.2
Nb 0.4 0.00007 0.0013 0.00365 0.01 2.8
La 0.5 0.0001 0.0008 0.043 0.0006 3.2
Ce 1.2 0.00055 0.0016 0.0875 0.0006 8.1
Nd 1.1 0.00175 0.0056 0.235 0.0006 6.7
Sm 0.4 0.0015 0.015 0.405 0.0006 2.3
Zr 7 0.0005 0.01775 0.1975 0.07 43
Ti 1200 0.015 0.082 0.3955 0.15 6170
Gd 0.6 0.0029 0.034 0.52 0.0009 3.3
Tb 0.1 0.0025 0.054 0.61 0.0012 0.5
Y 5 0.0015 0.095 0.67 0.002 25.3
Yb 0.7 0.05 0.22 0.71 0.0045 2.8
Lu 0.1 0.0325 0.22 0.58 0.00525 0.4

Примечание. Концентрация в модельном расплаве (Cl) при степени плавления 15%. DM – состав деплетированной мантии. Коэффициенты распределения (Kd) Ol, Opx, Cpx из (Humbert et al., 2020), Spl из (Béedard, 2001). Соотношения фаз при немодальном плавлении шпинелевого лерцолита: в источнике – Ol (0.57), Opx (0.25), Cpx (0.16), Spl (0.02), при образовании расплава – Ol (0.07), Opx (0.25), Cpx (0.8), Spl (0.02), по (Pfänder et al., 2002). Использовано уравнение: Cl/Co = 1/D(1 − PF/D)1/P − 1, где концентрация в расплаве (Cl) и источнике (Co), валовый коэффициент распределения исходных фаз (D) и плавящихся фаз (P), F – степень плавления.

Рис. 8.

Результаты расчетного моделирования плавления мантийных источников в сравнении с мафическими гранулитами Иркутного блока. (а): EMECl0.15, EMECl0.2 – модельные расплавы из перидотитов субконтинентальной литосферной мантии, метасоматизированных под действием расплава из базальта (эклогита), цифрами указаны степени плавления мантийного источника. DM_Cl0.15 – модельные расплавы из деплетированных перидотитов. 1 и 2 – мафические гранулиты первого и второго типов. (б): EMSCl0.15, EMSCl0.2 – модельные расплавы из перидотитов субконтинентальной литосферной мантии, метасоматизированных под действием расплава из глинистых сланцев. Остальные условные обозначения см. на рис. (а). Детали и граничные условия моделей смотри в тексте и в табл. 3–5.

В модели образования мафических гранулитов первого типа предполагается, что расплавы из пород погружающейся плиты (базальтов или глинистых осадков) полностью реагируют с деплетированными перидотитами (что описывается как двухкомпонентное смешение), а рефертилизированные перидотиты плавятся с образованием базальтовой магмы. Ключевые параметры этой модели суммированы в табл. 4 и 5 и на рис. 8. Состав модельных мафических расплавов зависит от геохимических характеристик плавящегося материала и вклада кислых расплавов, а также степени последующего плавления перидотитов. Поэтому результаты моделирования демонстрируют лишь принципиальную возможность образования магм, сходных по составу с мафическими гранулитами первого типа из метасоматизированных перидотитов субконтинентальной литосферной мантии. Наилучшим образом образование мафических гранулитов с максимальным Mg# соответствует 20% плавлению шпинелевых перидотитов с добавкой 3% кислого расплава из базальтового (эклогитового) субстрата (при степени плавления 10%) (рис. 8а, 8б).

Таблица 4.

Модели плавления базальтов и терригенных осадков

Элементы B (23-08) Kd ClE 0.1 AS Kd ClS 0.2
Grt Cpx Rt Pl Grt Bt Rt
Th 0.59 0.0075 0.104   3.80 7.6 0.06 0.0075 0.5   27.2
Nb 4.1 0.04 0.007 150 6.22 9.2 0.60 0.04 2 150 8.2
La 4.3 0.028 0.028   34.41 21 0.45 0.028 1   52.7
Ce 11 0.08 0.059   68.45 39 0.35 0.08 0.25   137
Nd 8.2 0.222 0.115   33.62 18.5 0.30 0.222 0.2   70.1
Sm 2.4 1.43 0.259   3.06 3.8 0.20 1.43 0.25   13.8
Zr 57 0.537 0.125 3.7 148 129 0.25 0.537 0.2 3.7 486
Ti 7320 2.63 0.473 45 4821 6600 0.10 2.63 1 45 11462
Gd 3.4 4.84 0.422   1.56 4.6 0.15 4.84 0.1   15.1
Tb 0.65 5 0.44   0.29 0.8 0.15 5 0.1   2.6
Y 25 14.1 0.603   4.27 30 0.2 14.1 1   52.2
Yb 2.9 23.3 0.6   0.31 3 0.09 23.3 0.1   5.2
Lu 0.43 24 0.6   0.04 0.47 0.10 24 0.3   0.76

Примечание. Концентрации в модельных расплавах из базальтов (ClE) и глинистых сланцев (ClS) при степени плавления 10 и 20%. Соотношения фаз при плавлении базальта: Grt (0.43), Cpx (0.56), Rt (0.004), глинистого сланца: Pl (0.12), Grt (0.24), Bt (0.011), Rt (0.004). Источники: В – базальт (образец мафического гранулита 23-08) и AS – средний состав архейских парагнейсов Иркутного блока. Использовано уравнение: Cl = Co/[D(1 − F) + F], где концентрация в расплаве (Cl) и источнике (Co), валовый коэффициент распределения фаз (D), F – степень плавления.

Таблица 5.

Модели плавления обогащенной мантии

Элементы EME0.03 ClE0.15 ClE0.2 EMS 0.01 ClS0.15 ClS0.2
Th 0.16 1.1 0.8 0.3 2.0 1.5
Nb 0.6 4.0 3.0 0.51 3.4 2.5
La 1.5 9.9 7.5 1.0 6.6 5.0
Ce 3.26 21.2 16.3 2.6 16.9 13.0
Nd 2.06 12.7 10.2 1.77 11.0 8.8
Sm 0.48 2.8 2.4 0.53 3.1 2.6
Zr 11.2 69 55 11.8 72 58
Ti 1309 6728 5751 1303 6697 5724
Gd 0.57 3.2 2.7 0.75 4.1 3.6
Tb 0.1 0.5 0.5 0.12 0.7 0.6
Y 4.1 20.7 18.6 5.47 27.7 24.9
Yb 0.44 1.7 1.6 0.74 2.9 2.7
Lu 0.066 0.3 0.3 0.107 0.4 0.4

Примечание. Концентрация в модельных расплавах (Cl) при степени плавления 15% и 20%. Мантийные источники, обогащенные под действием расплавов из базита (EME) и глинистого сланца (EMS), цифрами указана доля кислого расплава. Соотношение фаз и коэффициенты распределения см. табл. 3.

Предложенная модель позволяет объяснить геохимические особенности мафических гранулитов первого типа, но не может обеспечить вариации значения εNd(Т), поскольку кислый расплав из базальтового субстрата должен иметь деплетированный изотопный Nd состав, соответствующий породам архейской океанической коры. Это заставляет предполагать вклад в преобразование литосферной мантии и расплавов из древних терригенных осадков. При палеоархейском возрасте осадков и изотопных параметрах тождественных плагиогнейсам Иркутного блока их вклад не должен превышать 3%, чтобы понизить εNd(Т) до минимальных значений (0.7) в мафических гранулитах.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Неоархейские (2.7–2.66 млрд лет) мафические и преобладающие кислые гранулиты слагают доминирующую метаморфическую толщу в Иркутном блоке Шарыжалгайского выступа на юга-западе Сибирского кратона. По составу мафические гранулиты разделены на два типа. Доминирующие породы первого типа характеризуются широкими диапазонами Mg#, содержания TiO2, немобильных редких элементов (РЗЭ, Zr, Nb) и положительных значений εNd(Т). Повышенное (La/Sm)n и обеднение Nb относительно Th и легких РЗЭ мафических гранулитов первого типа является типичным для базальтов субдукционного происхождения или контаминированных коровым материалом. Отсутствие обратной зависимости между (La/Sm)n и εNd(Т) и отчетливая прямая корреляция TiO2 и Nb свидетельствуют против влияния коровой контаминации на состав мафических гранулитов первого типа. Согласно изотопному составу и (Nb/Y)pm ≤ 1.1, эти породы имели исходно деплетированный мантийный источник. Модель образования их магматических протолитов предполагает плавление деплетированных перидотитов субконтинентальной литосферной мантии, измененных под воздействием расплавов из базальтов и терригенных осадков субдуцирующей плиты.

Мафические гранулиты второго типа имеют более узкий диапазон Mg#, содержания TiO2, положительных εNd(Т) и плоские редкоземельные спектры и лишены субдукционных сигнатур, что указывает на астеносферный деплетированный мантийный источник. Разности, контаминированные породами палеоархейской коры, отличаются повышенными (La/Sm)n, обогащением Th и легких РЗЭ относительно Nb и отрицательными значениями εNd(Т).

Мафические гранулиты, обогащенные биотитом и апатитом, имеют повышенные содержания K2O, P2O5, значительное накопление Zr, Nb, Th, легких РЗЭ и отрицательные εNd(Т), что обусловлено влиянием инъецирующих гранитоидов.

Различия двух типов мафических гранулитов не связано с постмагматическими процессами, а обусловлено вкладом в их образование двух источников: субконтинентальной литосферной и астеносферной мантии соответственно. Субконтинентальная литосферная мантия Иркутного блока на неоархейское время (∼2.7 млрд лет) была изотопно-деплетирована, но обогащена некогерентными редкими элементами, предположительно, под действием расплавов из пород субдуцирующей плиты.

Благодарности. Автор признателен докт. геол.-мин. наук А.И. Слабунову за конструктивные замечания, способствовавшие улучшению работы, и благодарит докт. геол.-мин. наук А.Э. Изоха за обсуждение в процессе подготовки рукописи.

Источники финансирования. Работа выполнена при поддержке РФФИ (грант № 20-05-00265), базовое финансирование автора – сотрудника ИГМ СО РАН за счет субсидии.

Список литературы

  1. Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Мазукабзов А.М. и др. Китойский комплекс гранитоидов (юг Сибирского кратона): структурно-геологическая позиция, состав, возраст и геодинамическая интерпретация // Геология и геофизика. 2005. Т. 46. № 11. С. 1139–1150.

  2. Гладкочуб Д.П., Писаревский С.А., Мазукабзов А.М. и др. Первые свидетельства палеопротерозойского позднеколлизионного базитового магматизма в Присаянском выступе фундамента Сибирского кратона // Докл. АН. 2013. Т. 450. № 4. С. 440–444.

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

  4. Мехоношин А.С., Эрнст Р.Э., Седерлунд У. и др. Связь платиноносных ультрамафит-мафитовых интрузивов с крупными изверженными провинциями (на примере Сибирского кратона) // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 5. С. 1043–1057.

  5. 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.

  6. Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Левицкий В.И. и др. Возрастные рубежи проявления высокотемпературного метаморфизма в кристаллических комплексах Иркутного блока Шарыжалгайского выступа фундамента Сибирской платформы: результаты U-Pb датирования единичных зерен циркона // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2007. Т. 1. № 4. С. 3–19.

  7. Сухоруков В.П. Декомпрессионные минеральные микроструктуры в гранулитах Иркутного блока (Шарыжалгайский выступ Сибирской платформы) // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. № 9. С. 1314–1335.

  8. Сухоруков В.П., Туркина О.М. Р-Т тренд метаморфизма и возраст мигматитов северо-западной части Иркутного блока (Шарыжалгайский выступ Сибирской платформы) // Геология и геофизика. 2018. Т. 59. № 6. С. 837–856.

  9. Туркина О.М. Раннедокембрийская эволюция коры Иркутного блока Шарыжалгайского выступа (юго-запад Сибирского кратона): синтез U-Pb, Lu-Hf и Sm-Nd изотопных данных // Геология и геофизика. 2022. Т. 63. № 2. С. 163–182.

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

  11. Туркина О.М., Сухоруков В.П. Раннедокембрийский гранитоидный магматизм Китойского блока и этапы коллизионных событий на юго-западе Сибирского кратона // Геология и геофизика. 2022. Т. 63. № 5. С. 745–763.

  12. Туркина О.М., Урманцева Л.Н., Бережная Н.Г., Скублов С.Г. Формирование и мезоархейский метаморфизм гиперстеновых гнейсов в Иркутном гранулитогнейсовом блоке (Шарыжалгайский выступ Сибирского кратона) // Геология и геофизика. 2011. Т. 52. № 1. С. 122–137.

  13. Туркина О.М., Сергеев С.А., Сухоруков В.П., Родионов Н.В. U-Pb возраст циркона из парагнейсов в гранулитовом блоке Шарыжалгайского выступа (юго-запад Cибирского кратона): свидетельства архейского осадконакопления и формирования континентальной коры от эо- до мезоархея // Геология и геофизика. 2017. Т. 58. № 9. С. 1281–1297.

  14. Туркина О.М., Родионов Н.В., Бережная Н.Г. Цирконы из мафических пород: магматические vs. ксеногенные (примеры из раннедокембрийских пород юго-запада Сибирского кратона) // VIII Российская конференция по изотопной геохронологии: “Возраст и корреляция магматических, метаморфических, осадочных и рудообразующих процессов”. Санкт-Петербург. 2022. С. 160–161.

  15. Angerer T., Kerrich R., Hagemann S.G. Geochemistry of a komatiitic, boninitic, and tholeiitic basalt association in the Mesoarchean Koolyanobbing greenstone belt, Southern Cross Domain, Yilgarn craton: implications for mantle sources and geodynamic setting of banded iron formation // Precamb. Res. 2013. V. 224. P. 110–128.

  16. Béedard, J. Parental magmas of the Nain plutonic suite anortosites and mafic cumulates: a trace element modelling approach // Contrib. Mineral. Petrol. 2001. V. 141. P. 747–771.

  17. Furnes H., De Wit M., Robins B. A review of new interpretations of the tectonostratigraphy, geochemistry and evolution of the Onverwacht Suite, Barberton greenstone belt, South Africa // Gondwana Res. 2013. V. 23. P. 403–428.

  18. 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.

  19. Hollings P., Kerrich R. Trace element systematics of ultramafic and mafic volcanic rocks from the 3 Ga North Caribou greenstone belt, northwestern Superior Province // Precambr. Res. 1999. V. 93. P. 257–279.

  20. Hopgood A.M., Bowes D.R. Contrasting structural features in the granulite-gneiss-charnockite-granite complex, Lake Baikal, USSR: evidence for diverse geotectonic regimes in early Proterozoic times // Tectonophysics. 1990. V. 17. P. 279–299.

  21. Hughes H.S.R., McDonald J., Goodenough K.M. et al. Enriched lithospheric mantle keel below the Scottish margin of the North Atlantic Craton: evidence from the Palaeoproterozoic Scourie Dyke Swarm and mantle xenoliths // Precambr. Res. 2014. V. 250. P. 97–126.

  22. Humbert F., Aganic A., Massuyeau M. et al. Rifting of the Kaapvaal craton during the early Paleoproterozoic: evidence from magmatism in the western Transvaal subbasin (South Africa) // Precambr. Res. 2020. V. 342. 105687.

  23. Jenner F.E., Bennett 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.

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

  25. Keppler H. Constraints from partitioning experiments on the composition of subduction-zone fluids // Nature. 1996. V. 380. P. 237–240.

  26. 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.

  27. Pearce J.A., Parkinson I.J. Trace element models for mantle melting: application to volcanic arc petrogenesis // Eds. H.M. Prichard, T. Alabaster, N.B.W. Harris, C.R. Neary. Magmatic Processes and Plate Tectonics: Geol. Soc. London, Spec. Publ. 1993. V. 76. P. 373–403.

  28. Pearce J.A., Ernst R.E., Peate D.W., Rogers C. LIP printing: use of immobile element proxies to characterize Large Igneous Provinces in the geologic record // Lithos. 2021. V. 392–393. 106068.

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

  30. Polat A. The geochemistry of Neoarchean (ca. 2700 Ma) tholeiitic basalts, transitional to alkaline basalts, and gabbros, Wawa Subprovince, Canada: implications for petrogenetic and geodynamic processes // Precambr. Res. 2009. V. 168. P. 83–105.

  31. Polat A., Li J., Fryer B. et al. Geochemical characteristics of the Neoarchean (2800–2700 Ma) Taishan greenstone belt, North China Craton: evidence for plume–craton interaction // Chemical Geol. 2006. V. 230. P. 60–87.

  32. Poller U., Gladkochub D., Donskaya T. et al. Multistage magmatic and metamorphic evolution in the Southern Siberian craton: Archean and Paleoproterozoic zircon ages revealed by SHRIMP and TIMS // Precambr. Res. 2005. V. 136. P. 353–368.

  33. Puchtel I.S., Haase K.M., Hofmann A.W. et al. Petrology and geochemistry of crustally contaminated komatiitic basalts from the Vetreny Belt, southeastern Baltic Shield: evidence for an early Proterozoic mantle plume beneath rifted Archean continental lithosphere // Geochem. Cosmochem. Acta. 1997. V. 61. P. 1205–1222.

  34. Rosen O.M., Condie K.C., Natapov L.M., Nozhkin A.D. Archean and Early Proterozoic evolution of the Siberian craton: a preliminary assessment // Archean Crustal Evolution. Amsterdam: Elsevier, 1994. P. 411–459.

  35. Sandeman H.A., Hanmer S., Tella S. et al. Petrogenesis of Neoarchaean volcanic rocks of the MacQuoid supracrustal belt: a back-arc setting for the northwestern Hearne subdomain, western Churchill Province, Canada // Precambr. Res. 2006. V. 144. P. 140–165.

  36. Sandeman A., Heaman L.M., LeCheminant A.N. The Paleoproterozoic Kaminak dykes, Hearne craton, western Churchill Province, Nunavut, Canada: preliminary constraints on their age and petrogenesis // Precambr. Res. 20013. V. 232. P. 119–139.

  37. Said N., Kerrich R. Geochemistry of coexisting depleted and enriched Paringa Basalts, in the 2.7 Ga Kalgoorlie Terrane, Yilgarn Craton, Western Australia: evidence for a heterogeneous mantle plume event // Precambr. Res. 2009. V. 174. P. 287–309.

  38. Saunders A.D., Norry M.J., Tarney J. Fluid influence on the trace element compositions of subduction zone magmas // Phil. Trans. Royal Soc. London. 1991. A 335. P. 377–392.

  39. Smelov A.P., Timofeev V.F. The age of the North Asian Cratonic basement: an overview // Gondwana Res. 2007. V. 12. P. 279–288.

  40. Sotiriou P., Polat A., Windley B.F., Kusky T. Temporal variations in the incompatible trace element systematics of Archean volcanic rocks: implications for tectonic processes in the early Earth // Precamb. Res. 2022. V. 368. 106487.

  41. Straub S.M., Zellmer G.F. Volcanic arcs as archives of plate tectonic change // Gondwana Res. 2012. V. 21. P. 495–516.

  42. Tanaka T., Togashi S., Kamioko H., Amakawa H. JNdi-1: a neodymium reference in consistency with LaJolla neody-mium // Chemical Geol. 2000. V. 168. P. 279–281.

  43. Turkina O.M., Berezhnaya N.G., Lepekhina E.N., Kapitonov I.N. U-Pb (SHRIMP-II), Lu-Hf isotope and trace element geochemistry of zircons from high-grade metamorphic rocks of the Irkut terrane, Sharyzhalgay Uplift: implications for the Neoarchaean evolution of the Siberian Craton // Gondwana Res. 2012. V. 21. P. 801–817.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Петрология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал