Lu-Hf isotope composition of zircon and geochemistry of Paleoproterozoic granites of Birjusa Terrane (South-Western Sibe.pdf Введение Палеопротерозойские гранитоиды широко распространены в выступах архейского фундамента (Шарыжалгайский, Бирюсинский и Ангаро-Кан-ский) на юго-западе Сибирской платформы. Образование основного объема гранитоидов во всех выступах архейского фундамента произошло в узком временном диапазоне (1,87-1,86 млрд лет), немногочисленные массивы более поздних (1,75 млрд лет) гранитов установлены только в Ангаро-Канском и Бирюсинском блоках [Левицкий и др., 2002; Донская и др., 2005; 2014; Туркина, Ножкин, Баянова, 2006; Ножкин, Туркина, Баянова, 2009]. Палеопротерозой-ские гранитоиды характеризуются разнообразием состава и редкоэлементных характеристик, что определяет их принадлежность к разным петролого-геохимическим типам, включающим I-, A- и S-граниты. Гранитообразование было связано с па-леопротерозойской коллизией блоков раннедокем-брийской коры, что обусловило изотопную специфику пород. Исследованные к настоящему времени гранитоиды юго-запада Сибирского кратона характеризуются модельным Nd возрастом > 2,5 млрд лет и отрицательными sNd, что отражает доминирующий вклад в гранитообразование долгоживущих коровых источников [Донская и др., 2005; 2014; Туркина, Ножкин, Баянова, 2006; Ножкин, Туркина, Баянова, 2009]. Вместе с тем широкий диапазон величин sNd (от -13 до -3) и TNd(DM) для гранитов дает свидетельства участия в плавлении источников с различной коровой предысторией [Turkina, 2014]. Одним из индикаторов генезиса и источников расплава для гранитоидов является изотопный Lu-Hf состав циркона [Griffin et al., 2002; Kurhila, Andersen, Ramo, 2010; Villaseca, Orejana, Belousova, 2012 и др.]. Первые результаты изучения изотопного Lu-Hf состава магматического циркона из палеопротерозойских гранитов юго-запада Сибирского кратона выявили среди них породы с контрастными изотопными характеристиками. Магматические цирконы из гранитов в северо-западной части Шарыжалгайского выступа (Шумихинский и Аларский массивы) характеризуются отрицательными значениями sHf, что согласуется с представлением о доминировании древних коровых источников и подтверждается наличием в гранитах архейских унаследованных ядер циркона [Туркина, Капитонов, 2017]. Напротив, в Бирю-синском блоке установлены лейкограниты с положительными величинами sHf, в образовании которых участвовали ювенильные источники [Туркина, Прияткина, 2015]. © Туркина О.М., Прияткина Н.С., 2017 DOI: 10.17223/25421379/2/7 Настоящая работа представляет геохимическую характеристику пород и данные о возрасте и изотопном Lu-Hf составе циркона из палеопротерозойских гранитоидов двух массивов в Бирюсинском блоке юго-западной части Сибирского кратона с целью оценки потенциальных источников расплавов. Методы исследования Содержание главных и редких элементов в породах определено в Центре коллективного пользования ИГМ СО РАН методами РФА и ICP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения ELEMENT (Fi-nigan Mat) с ультразвуковым распылителем U-5000AT+. U-Pb возраст циркона определен методом LA-ICP-MS в Университете Ньюкастла (Австралия) с использованием лазерной системы NWR UP-213 Nd:YAG и масс-спектрометра Agilent 7700x ICP-MS. Изотопный Lu-Hf состав цирконов определен в тех же точках, где производилось датирование, методом LA ICP-MS в Аналитическом центре Университета Джеймс Кук (Таунсвилл, Австралия) (193 нм ArF лазер GeoLas и мультиколлекторный масс-спектрометр Thermo Scientific Neptune). Процедура анализа детально описана в работе [Kemp et al., 2009]. При обработке данных принята постоянная распада 176Lu = 1,867*10-11 лет-1. Для расчета SHf использованы хондритовые величины: 176Lu/177Hf = 0,0332 и 1,6Hf/1"Hf = 0,282772. Модельный Hf возраст определен относительно деплетированной мантии (DM) с параметрами: 176Lu/177Hf = 0,0336 и 176Hf/177Hf = = 0,282785 [Bouvier, Vervoort, Patchett, 2008] и рассчитан по двухстадийной модели (TCHf(DM)) с ис- 176т /177-гт-Т пользованием среднекоровой величины Lu/ Hf = = 0,015. Геологическое положение и состав гранитоидов Бирюсинский краевой выступ фундамента Сибирской платформы располагается на северозападном продолжении Шарыжалгайского блока. Эти блоки разделены Урикско-Ийским грабеном, выполненным нижнепротерозойскими вулканоген-но-осадочными отложениями. Северо-восточной границей Биюсинского блока является зона Приса-янского разлома, отделяющая его от субплатформенных отложений позднего докембрия Присаян-ского прогиба (карагасская и оселочная серии). На северо-востоке Бирюсинский блок перекрыт нижнепротерозойскими метаосадочно-вулканогенными отложениями Елашского грабена, представляющими аналоги сублукской серии в Урикско-Ийском грабене. С юго-запада Бирюсинский блок тектонически перекрыт раннепротерозойским метаосадочным комплексом Туманшетского прогиба (неройская серия) [Дмитриева, Ножкин, 2012]. Структуры Бирюсинского блока обнажены в серии линейно вытянутых выступов - поднятий, ограниченных разломами северо-западного простирания и сложенных гнейсами, мигматитами и гранитогней-сами хайламинской серии. В составе хайламинской серии преобладают биотитовые, гранат-биотитовые, реже амфиболовые и глиноземистые парагнейсы с редкими горизонтами метабазитов. Эти породы ме-таморфизованы преимущественно в условиях амфи-болитовой фации, время метаморфизма оценивается ~ 1,9 млрд лет [Туркина, Ножкин, Баянова, 2006]. Данные о возрасте протолитов метаморфических пород хайламинской серии отсутствуют. В пользу их раннедокембрийского возраста свидетельствуют только значения модельного Nd возраста гнейсов -TNd(DM) = 2,6-2,8 млрд лет [Туркина, Ножкин, Баянова, 2006]. Елашский грабен выполнен метатерри-генными породами и метавулканитами, представленными ассоциацией базальтов, андезитов, дацитов и риолитов, возраст которых составляет 18721874 млн лет [Донская и др., 2016]. Палеопротерозойские гранитоиды Бирюсинского блока развиты преимущественно в структурах поднятий, сложенных породами хайламинской серии, реже среди метавулканогенно-осадочных отложений Елашского грабена. Массивы имеют интрузивные контакты с вмещающими породами и по своему структурному положению являются постскладчатыми или посткинематическими. В Бирюсинском блоке проявлены два этапа гранитообразования. К первому этапу (1,87-1,86 млрд лет) относится формирование основного объема гранитоидов, включающих тоналиты Подпорогского и кварцевые диориты-монцодиориты Удинского массивов (I-тип), двуслю-дяные лейкограниты Бирюсинского массива (S-тип) и субщелочные гранитоиды Барбитайского массива (А-тип) [Левицкий и др., 2002; Туркина, Ножкин, Баянова, 2006; Донская и др., 2014]. Второму этапу (1,75 млрд лет) отвечает внедрение калиевых гранитов Подпорогского массива. Топорокский массив (~21 км2) представляет северо-западную часть крупного Тенешетского грани-тоидного батолита (75 км2) в Елашском грабене. Те-нешетский батолит вытянут в северо-западном направлении и располагается в междуречье Бирюсы и Тагула. Топорокский массив локализован в верховьях рч. Ердей и Тенешет (притоки р. Бирюса) и рч. Топорок (приток р. Тагул). Тенешетский батолит сложен амфибол-биотитовыми и биотитовыми гра-нодиоритами и гранитами, которые прорываются лейкократовыми гранитами Топорокского интрузива. Вмещающими породами в непосредственном контакте с лейкогранитами являются двуслюдяные и подчиненные амфиболовые сланцы. Топорокский массив сложен розовыми мелко-среднезернистыми лейкократовыми гранитами. Среди полевых шпатов доминирует плагиоклаз, содержание калиевого полевого шпата - микроклин-пертита - не превышает 20-25%. Биотит (5-10%) образует гнездообразные скопления мелких чешуй, замещенных хлоритом и мусковитом. Акцессорные минералы включают сфен, ильменит и ортит, приуроченные к скоплениям биотита, а также циркон, флюорит и пирит. Подпорогский массив располагается на крайнем северо-западе Бирюсинского блока. С северо-востока и юго-запада он ограничен зонами региональных разломов, отделяющих гранитоиды от нижнепротерозойских и поздненеопротерозойских отложений Туманшетского и Присаянского прогибов соответственно. Серые или розово-серые крупнозернистые порфировидные микроклиновые граниты и гранодиориты составляют основной объем массива. Биотитовыми тоналитами сложена тектоническая пластина с видимой мощностью ~ 4-5 км, обнажающаяся вдоль северо-восточной границы массива. Порфировидные биотитовые граниты и грано-диориты сложены кислым плагиоклазом, микроклином, кварцем и биотитом. Порфировые выделения образованы микроклин-пертитом. Содержание биотита с повышенной железистостью не превышает 10%. Главные акцессорные минералы представлены ильменитом, сфеном, апатитом и цирконом. Породы эндоконтактовой зоны массива - биотитовые гнейсограниты - отличаются прежде всего отчетливой гнейсовидностью, пониженным содержанием калиевого полевого шпата и повышенным -биотита (10-15%). Т а б л и ц а 1 Содержание петрогенных (мас. %) и редких (ppm) элементов в гранитоидах Топорокского и Подпорогского массивов T a b l e 1 Contents of major (wt %) and trace (ppm) elements in granitoids of Toporok and Podporog massifs Образец 1-16 2-16 3-16 4-16 7-16 8-16 5-16 6-16 18-00 16-00 14-00 17-00 13-00 19-00 № п/п 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 SiO2 73,61 73,75 73,56 73,63 75,28 74,12 75,03 75,28 67,31 69,06 69,43 70,3 71,14 67,84 TiO2 0,14 0,12 0,12 0,13 0,13 0,13 0,13 0,12 0,83 0,78 0,618 0,565 0,56 0,928 AI2O3 12,74 12,79 12,88 12,64 12,74 12,84 12,55 12,40 13,55 13,24 13,71 12,86 12,83 13,1 Fe2O3* 2,43 2,61 2,34 2,40 2,57 2,54 2,47 2,49 6,18 5,55 5,05 5,24 5,08 6,58 MnO 0,04 0,05 0,04 0,05 0,04 0,06 0,04 0,04 0,07 0,03 0,06 0,05 0,05 0,07 MgO 0,13 0,11 0,11 0,11 0,10 0,11 0,09 0,09 0,84 0,91 0,73 0,81 0,58 0,87 CaO 0,97 0,94 1,48 1,40 0,69 0,67 0,56 0,58 2,65 2,10 1,86 1,56 1,39 2,6 Na2O 3,48 3,72 3,69 3,75 3,59 3,49 3,50 3,54 2,62 2,02 2,37 2,38 2,06 1,86 K2O 4,67 4,51 4,54 4,48 4,54 4,71 4,53 4,49 5,32 5,29 5,9 5,7 5,75 4,44 P2O5 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,201 0,15 0,13 0,12 0,10 0,23 П,п,п, 0,99 0,56 0,51 0,64 0,54 0,53 0,38 0,31 0,3 0,63 0,12 0,2 0,31 0,46 СУММА 99,3 99,3 99,4 99,4 100,4 99,4 99,4 99,5 99,9 100,0 100,1 99,9 100,0 99,0 Th 18,7 17,8 18,7 15,9 19,4 17,5 23 13,4 36 42 37 52 36 38 U 3,7 2,2 3,2 3,4 3,1 3,1 3,3 3,0 1,9 2,3 1,64 2,7 2,2 2,4 Rb 192 169 169 176 188 198 179 183 243 201 281 290 247 254 Ba 930 874 901 896 851 1 021 870 912 832 820 657 623 639 740 Sr 74 79 77 78 76 86 85 81 91 95 79 69 68 91 La 62 72 51 48 52 52 12,5 25 94 110 97 98 84 113 Ce 114 128 101 96 100 110 57 68 178 188 173 189 152 202 Pr 13,7 16,3 11,8 11,2 12,2 12,0 3,2 5,8 20 22 19,3 21 17,0 24 Nd 49 57 43 42 44 42 11,5 20 69 74 65 70 56 86 Sm 9,2 11,0 8,1 7,6 8,2 7,6 2,5 3,7 13,9 14,8 12,3 13,2 11,3 16,8 Eu 1,42 1,56 1,31 1,20 1,29 1,09 0,52 0,81 1,24 1,15 0,90 0,90 0,90 1,25 Gd 9,2 10,1 8,1 7,7 8,8 7,0 2,5 3,8 11,8 12,6 10,5 10,9 9,7 14,6 Tb 1,26 1,45 1,23 1,16 1,32 1,05 0,54 0,64 1,72 2,0 1,53 1,72 1,56 2,3 Dy 7,8 8,6 6,9 7,2 7,9 6,4 4,0 4,1 9,9 11,4 8,5 9,6 8,9 12,5 Ho 1,61 1,64 1,40 1,48 1,62 1,33 0,87 0,88 1,99 2,3 1,80 1,96 1,83 2,5 Er 4,6 4,6 4,2 4,4 4,9 3,6 2,8 2,7 5,8 6,4 5,0 5,7 5,2 7,3 Tm 0,72 0,67 0,62 0,65 0,70 0,57 0,48 0,48 0,89 0,99 0,72 0,80 0,79 1,08 Yb 4,4 4,3 3,8 3,9 4,7 3,6 3,1 3,1 5,6 6,3 4,7 5,0 4,8 6,6 Lu 0,64 0,60 0,55 0,60 0,68 0,52 0,45 0,45 0,81 0,90 0,70 0,70 0,72 1,00 Zr 263 235 256 268 290 280 262 254 473 469 375 416 442 520 Hf 7,3 6,5 7,1 7,1 8,0 7,3 7,1 6,7 12,7 12,9 12,0 11,5 12,2 14,0 Ta 1,3 1,2 1,2 1,3 1,3 1,1 1,2 1,2 1,4 1,5 1,3 1,2 1,2 1,7 Nb 16,8 15,6 16,0 16,9 18,3 16,3 15,6 15,2 21,5 21,8 19,2 19,7 17,2 26,7 Y 50 52 42 45 55 39 26 26 56 64 52 54 52 70 (La/Yb)n 9,5 11,4 9,1 8,2 7,6 9,7 9,5 11,4 11,4 11,8 13,9 13,3 11,8 11,5 Eu/Eu* 0,47 0,44 0,49 0,47 0,46 0,45 0,47 0,44 0,29 0,25 0,24 0,22 0,26 0,24 Т, °С 807 796 795 799 822 819 815 810 838 859 832 844 859 871 Примечание. Fe2O3* - общее железо. Т°С - температура по насыщению цирконием по: [Watson, Harrison, 1983]. 1-8 - Топорок-ский массив, 9-14 - Подпорогский массив. Геохимия и изотопный Nd состав гранитоидов Породы Топорокского массива (SiO2 от 73,6 до 75,3%) по составу отвечают метаалюминиевым -слабопералюминиевым (A/CNK = 0,9-1,08) и высокожелезистым (Fe*/Fe*+Mg = 0,94-0,96) лейкогра-нитам (табл. 1, рис. 1). Лейкограниты имеют невысокое содержание K2O, что определяет их принадлежность к щелочно-известковистым разностям, относительно обеднены Rb (170-200 ppm), но обогащены Ba (850-1200 ppm). Породы характеризуются пониженным содержанием Th (13-23 ppm), высокозарядных элементов, особенно Zr (240-290 ppm) и легких редкоземельных элементов (РЗЭ) относительно гранитов Подпорогского массива. Редкоземельные спектры умеренно фракционированные (La/Yb)n = = 7,6-11,4, с отчетливым европиевым минимумом (Eu/Eu* = 0,44-0,49) (рис. 2, а). Для двух образцов с наиболее высоким содержанием SiO2 установлены деплетирование легкими и средними лантаноидами, появление Ce максимума и «сглаживание» европие-вой аномалии ((Eu/Eu* = 0,63-0,65) при пониженном содержании Eu, что по-видимому связано с фракционной кристаллизацией. На мультиэлементных спектрах лейкогранитов резко проявлены минимумы по Nb, Sr, P и Ti, что обусловлено фракционированием исходного расплава или отражает низкую степень плавления источника (рис. 3, а). Пониженное содержание высокозарядных элементов и легких РЗЭ позволяет отнести лейкограниты Топорокского массива к дифференцированным I-гранитам, высокая желези-стость которых обусловлена фракционной кристаллизацией. Температуры кристаллизации гранитов, рассчитанные по насыщению цирконием с использованием термометра [Watson, Harrison, 1983], составляют 790-820°С (см. табл. 1) и в отсутствии унаследованных ядер циркона служат минимальной оценкой температур образования расплава. Рис. 1. Диграмма SiO2 - FeO*/(FeO* + MgO) для гранитоидов 1 - Топорокский массив; 2 - Подпорогский массив; 3 - расплавы, экспериментально полученные при плавлении гранодиоритов [Bogaerts, Scaillet, Vander Auwera, 2006] Fig. 1. SiO2 - FeO*/(FeO* + MgO) diagram for granitoids 1 - Toporok and 2 - Podporog massifs; 3 - melts, which were experimentally obtained by granodiorite melting [Bogaerts, Scaillet, Vander Auwera, 2006] ---o--- 18-00 -о- 16-00 -о- 14-00 -•- 17-00 ---о--- 13-00 ------- 19-00 1000 1000 La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu | Рис. 2. Редкоземельные спектры гранитоидов Топорокского (а) и Подпорогского (б) массивов Fig. 2. REE patterns for granitoids of Toporok (a) and Podporog (b) vassifs La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu 1000 й П О & о с 100 10 0.1 Rb Ва Th Nb La Се Nd Sr Sm P Zr Eu Ti Gd Tb Y Yb Lu 1000 Он "сЗ ч о а о с 100 10 --■о--- 18-00 -о- 16-00 -о- 14-00 -•- 17-00 -■■о--- 13-00 ---•-■- 19-00 0.1 Rb Ba Th Nb La Ce Nd Sr Sm P Zr Eu Ti Gd Tb Y Yb Lu Рис. 3. Мультиэлементные спектры для гранитоидов Топорокского (а) и Подпорогского (б) массивов Fig. 3. Multielement diagrams for Toporok (а) and Podporog (b) massifs Биотитовые гранитоиды Подпорогского массива являются преимущественно метаалюминиевыми (A/CNK = 0,9-1,06) гранитами, реже гранодиоритами (SiO2 от 67,3 до 73,7%) нормального и субщелочного ряда (K2O+N2O = 6,3-9,1%) (см. табл. 1). Соотношение CaO и щелочей определяет их принадлежность к щелочно-известковистым и известково-щелочным разностям. Характерная черта гранитоидов - это высокая железистость (Fe*/Fe*+Mg = 0,85-0,89) (см. рис. 1). Граниты и гранодиориты имеют повышенное содержание TiO2 (0,93-0,42%), снижающееся так же, как и содержание FeO, MgO, CaO и P2O5 с ростом SiO2. Породы отличают высокая ториеносность (Th = 3659 ppm) и обогащение Rb и легкими лантаноидами в сравнении с лейкогранитами Топорокского массива. Редкоземельные спектры умеренно фракционированные (La/Yb)n = 9-15 с резкой отрицательной европие-вой аномалией (Eu/Eu* = 0,18-0,29) (рис. 2, б). Муль-тиэлементные спектры гранитоидов характеризуются резкими минимумами по Ba, Nb, Sr, P, Ti, типичными для большинства А-гранитов (рис. 3, б). Принадлежность к А-типу подтверждается высокой железисто-стью пород и обогащением высокозарядными элементами (Nb = 17-27 ppm, Zr = 375-520 ppm, Y = 4270 ppm). В сравнении с топорокскими эти гранитоиды имеют более высокие температуры насыщения Zr в диапазоне 830-870°С (см. табл. 1). Граниты характеризуются отрицательными sNd (-4,8 и -5,3), а их величины модельного Nd возраста - 2,5-2,6 млрд лет близки к таковым вмещающих гнейсов хайламинской серии - TNd(DM) = 2,6-2,8 млрд лет [Туркина, Ножкин, Баянова, 2006]. Таблица 2 Результаты изотопного анализа и возраст цирконов из палеопротерозойских гранитоидов U-Pb isotope data and age for zircons from Paleoproterozoic granitoids Table 2 Зерно U, ppm Th, ppm 232Th 238u Возраст, млн лет C,% 238U 206Pb* ±% 207Pb* 206Pb* ±% 207Pb* 235u ±% 206Pb* 238U ±% Rho Pb 238u Pb 206pb 1 3 4 5 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 Гранит Подпорогского массива 17-00-01 363 384 0,9 1703±13 1732±12 102 3,306 0,19 0,1061 0,001 4,42 0,17 0,3025 0,017 0,21 17-00-02 149 159 0,9 1688±15 1791±19 106 3,350 0,18 0,1093 0,001 4,46 0,17 0,2985 0,016 0,17 17-00-03 190 307 0,6 1713±12 1753±15 102 3,284 0,18 0,1073 0,001 4,46 0,17 0,3045 0,017 0,33 17-00-04 196 256 0,8 1749±20 1735±21 99 3,207 0,17 0,1063 0,001 4,50 0,18 0,3118 0,017 0,15 17-00-05 211 179 1,2 1717±13 1730±14 101 3,274 0,18 0,1057 0,001 4,42 0,16 0,3054 0,017 0,37 17-00-06 62 77 0,8 1696±17 1715±23 101 3,332 0,19 0,1055 0,001 4,33 0,17 0,3001 0,017 0,25 17-00-07 112 113 1,0 1708±15 1744±20 102 3,298 0,18 0,1067 0,001 4,42 0,17 0,3032 0,017 0,31 17-00-08 211 247 0,8 1707±16 1730±17 101 3,297 0,18 0,1060 0,001 4,43 0,17 0,3033 0,017 0,22 17-00-09 82 107 0,8 1671±20 1756±27 105 3,386 0,18 0,1072 0,002 4,33 0,17 0,2953 0,016 0,24 17-00-10 173 181 1,0 1704±17 1755±20 103 3,308 0,19 0,1075 0,001 4,54 0,17 0,3023 0,017 0,39 17-00-11 572 648 0,9 1720±13 1758±11 102 3,275 0,18 0,1076 0,001 4,55 0,17 0,3053 0,017 0,25 17-00-12 79 129 0,6 1697±21 1732±28 102 3,322 0,19 0,1059 0,002 4,45 0,18 0,301 0,017 0,25 17-00-13 203 197 1,0 1706±14 1744±18 102 3,300 0,19 0,1066 0,001 4,50 0,17 0,303 0,017 0,33 17-00-14 299 338 0,9 1745±14 1725±15 99 3,216 0,18 0,1057 0,001 4,58 0,17 0,3109 0,017 0,37 17-00-15 390 537 0,7 1670±17 1760±20 105 3,381 0,18 0,1076 0,001 4,42 0,17 0,2958 0,016 0,44 17-00-16 112 122 0,9 1714±17 1729±23 101 3,285 0,18 0,1062 0,001 4,47 0,17 0,3044 0,017 0,30 17-00-17 171 166 1,0 1752±17 1746±22 100 3,203 0,17 0,1067 0,001 4,63 0,18 0,3122 0,017 0,32 17-00-18 285 298 1,0 1728±19 1752±23 101 3,251 0,18 0,1071 0,001 4,54 0,18 0,3076 0,017 0,28 17-00-19 318 289 1Д 1690±17 1781±17 105 3,339 0,18 0,1089 0,001 4,54 0,17 0,2995 0,016 0,27 17-00-20 212 309 0,7 1690±15 1755±16 104 3,336 0,18 0,1074 0,001 4,47 0,17 0,2998 0,016 0,14 17-00-21 123 98 1,2 1819±17 1735±23 95 3,069 0,17 0,1062 0,001 4,79 0,19 0,3258 0,018 0,25 17-00-22 534 663 0,8 1717±20 1774±22 103 3,280 0,18 0,1083 0,001 4,57 0,18 0,3049 0,017 0,37 17-00-23 350 356 0,9 1718±13 1733±14 101 3,273 0,18 0,1059 0,001 4,46 0,17 0,3055 0,017 0,39 17-00-24 353 363 0,9 1764±13 1745±15 99 3,178 0,17 0,1065 0,001 4,64 0,17 0,3147 0,017 0,51 17-00-25 367 523 0,7 1761±12 1843±12 105 3,183 0,17 0,1127 0,001 4,88 0,18 0,3142 0,017 0,37 17-00-26 264 311 0,8 1748±13 1804±16 103 3,212 0,18 0,1101 0,001 4,72 0,18 0,3113 0,017 0,40 17-00-27 450 518 0,8 1743±12 1797±15 103 3,220 0,18 0,1099 0,001 4,69 0,17 0,3106 0,017 0,17 17-00-28 114 131 0,9 1809±18 1756±26 97 3,089 0,17 0,1077 0,002 4,80 0,19 0,3237 0,018 0,36 17-00-29 253 234 1Д 1671±17 1871±19 112 3,380 0,18 0,1145 0,001 4,58 0,18 0,2959 0,016 0,38 Лейкогранит Топорокского массива PSPC-18-01 978 346 0,11 1839±60 1905±16 104 3,028 3,63 0,117 0,001 5,324 0,230 0,330 0,012 0,60 PSPC-18-02 1144 638 0,09 1686±55 1867±15 111 3,344 3,68 0,114 0,001 4,725 0,210 0,299 0,011 0,68 PSPC-18-03 1057 466 0,10 1833±62 1874±21 102 3,043 3,96 0,115 0,001 5,200 0,230 0,329 0,013 0,77 PSPC-18-04 963 324 0,10 1765±56 1869±15 106 3,173 3,49 0,114 0,001 5,008 0,220 0,315 0,011 0,71 PSPC-18-05 807 352 0,08 1626±51 1835±16 113 3,484 3,48 0,112 0,001 4,459 0,190 0,287 0,010 0,71 Окончание табл.2 Table 2 (end) Зерно U, ppm Th, ppm 232Th 238U Возраст, млн лет C,% 238U 206Pb* ±% 207Pb* 206Pb* ±% 207Pb* 235U ±% 206Pb* 238U ±% Rho 2(tePb 238u 20'Pb 206pb 1 3 4 5 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 PSPC-18-06 661 195 0,10 1766±57 1900±16 108 3,175 3,49 0,116 0,001 5,062 0,22 0,315 0,011 0,71 PSPC-18-07 662 228 0,11 1990±60 1866±12 94 2,765 3,59 0,114 0,00076 5,691 0,24 0,362 0,013 0,60 PSPC-18-08 1012 907 0,10 1875±57 1866±13 100 2,960 3,55 0,114 0,00082 5,32 0,23 0,338 0,012 0,63 PSPC-18-09 998 360 0,10 1752±56 1847±19 105 3,200 3,84 0,113 0,0012 4,84 0,21 0,313 0,012 0,58 PSPC-18-10 984 363 0,10 1795±56 1839±20 102 3,113 3,42 0,113 0,0012 4,947 0,22 0,321 0,011 0,66 PSPC-18-11 1002 465 0,09 1677±55 1848±19 110 3,364 3,70 0,113 0,0011 4,632 0,2 0,297 0,011 0,65 PSPC-18-12 826 335 0,10 1847±61 1878±17 102 3,011 3,61 0,115 0,001 5,269 0,23 0,332 0,012 0,74 PSPC-18-13 998 638 0,08 1659±53 1862±15 112 3,404 3,74 0,114 0,00093 4,598 0,2 0,294 0,011 0,71 PSPC-18-14 432,2 272 0,09 1723±54 1885±23 109 3,259 3,59 0,115 0,0014 4,831 0,21 0,307 0,011 0,55 PSPC-18-15 1141 433 0,08 1611±51 1846±13 115 3,520 3,52 0,113 0,00079 4,387 0,19 0,284 0,01 0,75 PSPC-18-16 922 357 0,11 1780±59 1861±20 105 3,164 3,80 0,114 0,0013 4,926 0,22 0,316 0,012 0,74 PSPC-18-17 850 390 0,11 1854±56 1872±14 101 3,002 3,30 0,115 0,00085 5,253 0,22 0,333 0,011 0,72 PSPC-18-18 1308 508 0,08 1565±49 1816±18 116 3,638 3,49 0,111 0,0011 4,206 0,18 0,275 0,0096 0,67 PSPC-18-19 874 301 0,09 1604±49 1852±16 115 3,542 3,37 0,113 0,00098 4,394 0,19 0,282 0,0095 0,74 PSPC-18-20 866 279 0,10 1849±58 1858±13 100 3,009 3,61 0,114 0,00078 5,206 0,22 0,332 0,012 0,69 PSPC-18-21 3587 3140 0,08 1687±58 1927±19 114 3,341 4,01 0,118 0,0012 4,847 0,21 0,299 0,012 0,73 PSPC-18-22 568 155 0,10 1909±62 1919±22 101 2,904 3,77 0,118 0,0014 5,583 0,24 0,344 0,013 0,60 PSPC-18-25 1936 490 0,13 1866±62 1899±18 102 3,015 3,92 0,116 0,0011 5,359 0,23 0,336 0,013 0,74 Возраст и изотопный Lu-Hf состав циркона из гранитоидов Из биотитовых лейкогранитов Топорокского массива датировано 25 зерен циркона, их возраст по верхнему пересечению дискордии с конкордией составляет 1884±21 млн лет (СКВО = 0,7) (табл. 2, рис. 4, а). Циркон из лейкогранитов характеризуется нешироким диапазоном и положительными значениями sHf (от +3,0 до +0,8), их двухстадийный модельный возраст TG;Hf(DM) составляет 2,3-2,5 млрд лет (табл. 3, рис. 5). Средневзвешенный возраст 1752±5 млн лет СКВ 0=0.5 5 1700 207pb/235u Рис. 4. Диаграмма с конкордией для цирконов из лейкогранита Топорокского массива (а) и диаграмма средневзвешенного 0Pb/206Pb возраста цирконов из гранита Подпорогского массива (б) 1800 0.40 1780 1760 1740 1720 Fig. 4. U-Pb concordia diagrams for zircon from Toporok massif leucogranite (a) and diagram for weighted average 207Pb/206Pb age for zircon from Podporog massif granite (b) Т а б л и ц а 3 T a b l e 3 Lu-Hf isotope composition of zircons from Paleoproterozoic granitoids Зерно Lu 177Hf Hf 177Hf ±ст EHf (T) ±1ст TCHf (DM), млн лет Гранит Топорокского массива (1 880 млн лет) PSPC-18-04 0,001428 0,281694 0,000008 2,2 0,3 2395 PSPC-18-05 0,001722 0,281704 0,000010 2,1 0,4 2397 PSPC-18-06 0,001225 0,281689 0,000008 2,2 0,3 2390 PSPC-18-07 0,000829 0,2816671 0,000007 2,0 0,3 2407 PSPC-18-08 0,001457 0,2816991 0,000009 2,3 0,3 2386 PSPC-18-17 0,001071 0,2816896 0,000009 2,5 0,3 2377 PSPC-18-18 0,001059 0,2817044 0,000008 3,0 0,3 2343 PSPC-18-19 0,001248 0,2816859 0,000008 2,1 0,3 2399 PSPC-18-22 0,002007 0,2816869 0,000010 1,2 0,4 2456 PSPC-18-25 0,004366 0,2817606 0,000011 0,8 0,4 2480 Гранит Подпорогского массива (1 750 млн лет) 17-00-05 0,000322 0,281582 0,000006 -3,5 0,2 2635 17-00-07 0,000619 0,281598 0,000008 -3,2 0,3 2622 17-00-08 0,000763 0,281598 0,000009 -3,4 0,3 2634 17-00-09 0,000397 0,281582 0,000008 -3,6 0,3 2642 17-00-10 0,000597 0,281593 0,000008 -3,4 0,3 2633 17-00-13 0,000442 0,281587 0,000007 -3,4 0,3 2633 17-00-14 0,000792 0,281591 0,000008 -3,7 0,3 2650 17-00-17 0,000473 0,281575 0,000007 -3,9 0,3 2662 17-00-18 0,000433 0,281579 0,000007 -3,7 0,2 2650 17-00-21 0,000367 0,281596 0,000007 -3,0 0,2 2609 17-00-23 0,000666 0,281585 0,000007 -3,8 0,3 2655 17-00-24 0,000658 0,281585 0,000009 -3,7 0,3 2653 Примечание. Номера зерен соответствуют табл. 2. 1о - ошибка измерения без учета инструментального дрифта. Изотопный Lu-Hf состав цирконов из палеопротерозойских гранитоидов 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 Т, млн лет Рис. 5. Диаграмма Т - sHf для цирконов из гранитоидов 1 - Топорокский массив; 2 - Подпорогский массив; 3 - раннедокембрийские гнейсы Бирюсинского блока (пересчитано из величин sNd по уравнению sHf = eNdx 1,36+3) Fig. 5. Т - sHf diagram for zircons from granitoids 1 - Toporok and 2 - Podporog massif; 3 - early Precambrian gneiss of Biryusa terrain (recalculated of sNd values by use of sHf=sNdx 1.36+3 equation) Возраст гранитов Подпорогского массива (1747±4 млн лет) ранее был определен U-Pb методом по циркону (ID TIMS). Перед анализом Lu-Hf изотопного состава 29 зерен циркона из того же образца (обр. 17-00) были датированы методом LA ICP-MS (табл. 2). Дискордантность возрастных значений не превышает 6%. Из всей совокупности 4 зерна имеют более древний возраст от 1797 до 1871 млн лет, эти цирконы, по-видимому, унаследованы от предшествующих тонали-тов. Средневзвешенный возраст 14 зерен циркона составляет 1752±5 млн лет (СКВО = 0,55) и тождествен ранее определенному значению (рис. 4, б). Этот возраст был принят при расчете sHf и TGHf(DM). Цирконы из гранита Подпорогского массива имеют узкий диапазон инициальных изотопных отношений 176Hf/177Hf и величин sHf (от -3,9 до -3,0) и TGHf(DM) = 2,6-2,7 млрд лет (табл. 3, рис. 5). Обсуждение результатов Источники и условия образования гранитов. Преимущественно метаалюминиевый характер изученных гранитоидов свидетельствует против участия в их образовании метапелитовых источников. Плавление метапелитовых субстратов приводит к образованию гранитов с высокими Rb/Ba (>1) и Rb/Sr (>3) отношениями [Sylvester, 1998]. Такими характеристиками обладают лейкократовые двуслю-дяные граниты Бирюсинского блока, относящиеся к S-типу, с высоким содержанием Rb (230-380 ppm) и низким Ba (160-390 ppm), что определяет высокие Rb/Ba (0,7-1,9) и Rb/Sr (4,0-6,8) отношения [Донская и др., 2014]. В сравнении с S-гранитами породы То-порокского и Подпорогского массивов обладают пониженными Rb/Ba (0,19-0,22 и 0,29-0,48) и Rb/Sr (2,1-2,6 и 2,1-4,5), что свидетельствует в пользу магматического или грауваккового, а не пелитового источника. Фракционирование Rb, Sr и Ba в гранитных системах определяется слюдами и полевыми шпатами. Повышенное содержание в гранитоидах Подпорогского и Топорокского массивов Ba (560-830 и 850-1020 ppm соответственно), отчетливый Eu минимум и низкие концентрации Sr (60-90 ppm) отражают наличие среди реститовых / фракционирующих фаз плагиоклаза и отсутствие биотита. По экспериментальным данным биотит полностью исчерпывается при дегидратационном плавлении тоналит-гранодио-ритовых и граувакковых субстратов при Т > 850-900°С в условиях низкого Р (4-6 кбар) [Bogaerts, Scaillet, Vander Auwera, 2006; Vielzeuf, Montel, 1994]. Это предполагает высокие температуры образования расплавов, обогащенных Ba, и согласуется с температурами кристаллизации гранитов Подпорогского и Топорокского массивов (до 870 и 820°С), оцененными по насыщению цирконием. Другой причиной высоких концентраций Ba может быть плавление обогащенного источника. Высокие концентрации Ba (200-800 ppm) характерны для архейских гнейсов и гранитогнейсов хайломинской серии, что позволяет рассматривать эти метаморфические породы Бирю-синского блока в качестве потенциальных источников гранитоидных расплавов. Отсутствие обеднения тяжелыми лантаноидами на спектрах РЗЭ гранитов указывает на плавление вне области устойчивости рести-тового граната, что ограничивает Р < 6-8 кбар [Patino Douce, Beard, 1995; Vielzeuf, Montel, 1994]. Эта оценка согласуется с выводом о том, что образование А-гранитов из коровых кварц-полевошпатовых источников возможно только при низком давлении, поскольку рост Р приводит к формированию высокопе-ралюминиевых расплавов [Frost, Frost, 2011]. Вклад древних коровых и ювенилъныгх источников в образование гранитоидов. Очевидно, что образование лейкогранитов Топорокского массива не могло быть связано с плавлением архейской коры. Высокие положительные величины sHf (от +3,0 до +0,8) для лейкогранитов Топорокского массива не позволяют связывать их образование с плавлением архейской коры и скорее свидетельствуют о плавлении источника с ювенильными изотопными характеристиками. Высокая кремнекислотность пород, обогащение K2O, Rb, Ba, легкими РЗЭ позволяют предполагать кварц-полевошпатовый, а не мафический источник. По таким петрохимическим параметрам, как содержание SiO2 и высокая железистость и слабопералюминие-вый характер, лейкограниты обнаруживают наибольшее сходство с расплавами, экспериментально полученными из гранодиоритов при Р = 4 кбар [Bogaerts, Scaillet, Vander Auwera, 2006] (см. рис. 1). В пределах Бирюсинского блока до настоящего времени не установлены коровые субстраты кварц-полевошпатового состава с ювенильными изотопными характеристиками. На основании изотопных характеристик метаосадочных отложений Туман-шетского прогиба (TNd(DM) = 1,9-2,7 млрд лет), примыкающего с юго-востока к Бирюсинскому блоку, предполагается, что область сноса терригенного материала была представлена как архейской, так и палеопротерозойской корой [Дмитриева, Ножкин, 2012]. Палеопротерозойский ювенильный источник предполагается также для детритовых цирконов из парагнейсов в Иркутном блоке Шарыжалгайского выступа на юго-западе Сибирского кратона. Детри-товые цирконы из парагнейсов с возрастом от 2,4 до 1,95 млрд лет характеризуются широким диапазоном преимущественно положительных sHf от +9,8 до -3,3 [Туркина, Бережная, Сухоруков, 2016], который перекрывается с величинами sHf для цирконов из лей-когранитов Топорокского массива. Парагнейсы Ир-кутного блока, образованные при метаморфизме терригенных пород ряда пелиты - граувакки, имеют повышенную глиноземистость (A/CNK=1,1-2,4) и очевидно не могли быть источником слабопералю-миниевых лейкогранитов. Скорее можно предположить, что не установленная на современном эрозионном срезе ювенильная палеопротерозойская кора служила источником кислого расплава для образования как лейкогранитов, так и детритовых цирконов для парагнейсов. Для гранитов Подпорогского массива отрицательные sHf (-3,9 до -3,0) и величины T^^DM) (2,6-2,7 млрд лет) указывают на архейский коровый источник, что согласуется с модельным Nd возрастом гранитов, который имеет близкий диапазон (2,52,6 млрд лет) и служит оценкой минимального возраста корового источника. Величины sNd (-4,8 и -5,3) для гранитов перекрываются со значениями для гнейсов хайламинской серии и S-гранитов (sNd от -8,2 до -5,4 и -6,4 соответственно на 1,75 млрд лет), что позволяет рассматривать подпорогские граниты как продукты плавления архейской коры Бирю-синского блока. В пользу доминирования корового источника при образовании гранитов Подпорогского массива свидетельствуют повышенные Y/Nb (2,6-3,0), которые характерны для А-гранитов, формирующихся без участия мантийных мафических расплавов [Eby, 1992]. Таким образом, совокупность геохимических и изотопных данных по гранитам и цирконам из них позволяет предполагать, что доминирующим источником для пород Подпорогского массива была архейская кора Бирюсинского блока. Заключение Палеопротерозойские гранитоиды Бирюсинского блока на юго-западе Сибирского кратона характеризуются контрастными по изотопному составу коро-выми источниками. Лейкограниты Топорокского массива с возрастом 1,88 млрд лет обладают невысокими концентрациями Rb, Th, легких РЗЭ и высокозарядных элементов и соответствуют высокодифференци-рованным калиевым гранитам I-типа. Гранодиорит-граниты Подпорогского массива (1,75 млрд лет) характеризуются высокой железистостью, обогащены легкими РЗЭ, Th и высокозарядными элементами, что определяет их принадлежность к А-типу. О высоких температурах генерации гранитоидов свидетельствуют оценки температур насыщения цирконием для пород Подпорогского (830-870°С) и Топорокского (800-820°С) массивов. Образование гранитоидов было связано с плавлением коровых кварц-полевошпатовых источников, имеющих разную коровую предысторию. Цирконы из лейкогранитов Топорокского массива имеют положительные sHf (+3,0 до +0,8) и TVDM) = 2,33-2,5 млрд лет, что предполагает образование лейкогранитов путем плавления юве-нильной палеопротерозойской коры. Изотопные параметры цирконов (sHf -3,9 до -3,0) и гранитоидов (sNd (-4,8 и -5,3) Подпорогского массива указывают на доминирующий вклад архейского источника, подобного гнейсам Бирюсинского блока.

Скачать электронную версию публикации