Файл: Геотектоника.docx

Скачать файл
Заказать решение

ВУЗ: Не указан

Категория: Не указан

Дисциплина: Не указана

Добавлен: 09.11.2023

Просмотров: 27

Скачиваний: 1

ВНИМАНИЕ! Если данный файл нарушает Ваши авторские права, то обязательно сообщите нам.


Рис. 5. U–Pb изотопная диаграмма с конкордией для цирконов, выделенных из гранитоидов Таинского штока.


прогреву проводились в кварцевом реакторе с пе- чью внешнего прогрева. Холостой опыт по опре- делению 40Ar (10 мин при 1200С) не превышал 5 × 10–10 нсм3. Очистка аргона производилась с помощью ZrAl-SAES-геттеров. Изотопный со- став аргона измерялся на масс-спектрометре No- ble gas 5400 фирмы Микромасс (Великобрита- ния). Аналитические погрешности измерений соответствуют интервалу ±1. Для коррекции на мешающие изотопы аргона, образовавшиеся во время облучения на Ca, Cl, K использовались сле- дующие коэффициенты: (39Ar/37Ar)Ca = 0.000891 ±

± 0.000003, (36Ar/37Ar)Ca = 0.000446 ± 0.000004,

(40Ar/39Ar)K = 0.089 ± 0.001. Перед измерениями производилась предварительная дегазация образ- цов при температуре 350С. Для контроля изо- топной дискриминации масс-спектрометра регу- лярно измерялись порции очищенного атмо- сферного аргона. Среднее значение отношения 40Ar/36Ar на период измерений составило 299 ± 1.
РЕЗУЛЬТАТЫ ДАТИРОВАНИЯ

U–Pb датирование проводилось по цирконам, выделенным из относительно слабо измененных кварцевых диоритов. Цирконы имеют небольшие размеры, длиной до 100 мкм, и представлены пре- имущественно удлиненными узкими призмати- ческими и деформированными дипирамидаль- ными кристаллами. Среднее взвешенное значе- ние возраста для 13 измерений с достаточно высокой степенью конкордантности составило

853 ± 10 млн лет (рис. 5, табл. 3), что можно счи- тать соответствующим возрасту формирования гранитоидов.

40Ar/39Ar изотопное датирование проводилось по восьми мономинеральным фракциям, выде- ленным из гранитоидов, характеризующимся различной степенью и характером вторичных из- менений (серицитизация, углеродизация). В спек- трах всех образцов, за исключением амфибола из углеродизированного гранита (обр. Вс-45-46), наблюдается полноценное плато (рис. 6). В вы- сокотемпературной части спектра амфибола (обр. Вс-45-46) наблюдается промежуточное (ре- дуцированное) плато из двух ступеней.

Значения изотопного возраста для всех иссле- дованных минеральных фракций Таинского што- ка, в совокупности с имеющимися литературны- ми данными, приведены в табл. 4, где наблюдает- ся несколько групп возрастов с общим разбросом значений от 855 до 223 млн лет.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Геологическое строение и состав породных комплексов Восточно-Саянского сегмента Цен- трально-Азиатского складчатого пояса свиде- тельствует об его сложной многоэтапной геоди- намической эволюции. Тектонические события, происходившие в рассматриваемом регионе, ока- зывали влияние на стабильность изотопных си- стем в разных минералах, что привело к возник-



1000



Возраст, млн лет
750


500


250

0 20 40 60 80

Выделенный 39Ar, %

100

Рис. 6. Возрастные 40Ar/39Ar спектры для минералов гранитоидов Таинского штока.

Обозначены: амф – амфибол, кпш – калиевый полевой шпат, рог обм – роговая обманка, муск темн – мусковит тем- ный, муск светл – мусковит светлый.


новению наблюдаемого разброса значений изо- топного возраста.

По амфиболу из углеродизированных грани- тоидов (обр. ВС-652) получен 40Ar/39Ar возраст

855.8 ± 5.1 млн лет, совпадающий с U–Pb дати-

ровкой по циркону. Ранее проведенное Re–Os да- тирование синрудного молибденита из образца серицитизированного мелкозернистого гранита Таинского золоторудного месторождения позво- лило получить значение возраста – 860 млн лет [22].


Таблица 3. Результаты U–Pb датирования Таинского штока.


№ п/п
Изотопные отношения

коэф. кор.
Возраст, млн лет

D, %

207Pb

235U
1
206Pb

238U
1
207Pb

235U
1
206Pb

238U
1

1.
1.31736
0.04419
0.14145
0.00240
0.51
853.40
19.36
852.90
13.53
0.06

2.
1.27048
0.06178
0.13500
0.00294
0.45
832.60
27.63
816.30
16.71
2.00

3.
1.31235
0.04677
0.14256
0.00250
0.49
851.20
20.54
859.10
14.10
–0.92

4.
1.34800
0.06674
0.14251
0.00315
0.45
866.70
28.86
858.80
17.76
0.92

5.
1.38042
0.05630
0.13859
0.00271
0.48
880.60
24.02
836.70
15.34
5.25

6.
1.21917
0.04921
0.13801
0.00260
0.47
809.40
22.51
833.40
14.71
–2.88

7.
1.44244
0.06750
0.15188
0.00326
0.46
906.70
28.06
911.50
18.23
–0.53

8.
1.33667
0.05011
0.14342
0.00262
0.49
861.80
21.78
864.00
14.75
–0.25

9.
1.38309
0.05359
0.14024
0.00264
0.49
881.80
22.83
846.00
14.92
4.23

10.
1.32696
0.07845
0.13904
0.00355
0.43
857.60
34.23
839.20
20.11
2.19

11.
1.33565
0.05219
0.14148
0.00267
0.48
861.30
22.69
853.00
15.08
0.97

12.
1.30674
0.05960
0.14164
0.00293
0.45
848.70
26.24
853.90
16.53
–0.61

13.
1.41133
0.05778
0.14296
0.00281
0.48
893.70
24.33
861.40
15.84
3.75

Примечание. 1 – стандартное отклонение, D – дискордантность, отн. %.

Таблица 4. Результаты изотопного датирования гранитоидов Таинского штока.


№ п/п
Проанализированный минерал
№ обр.
Возраст, млн лет
Источник

1.
Циркон из кварцевых диоритов
Ок-26
853 ± 5
*

2.
Роговая обманка из углеродизированных гранитоидов
Вс-652
855.8 ± 5.1
*

3.
Калиевый полевой шпат из углеродизированных гранитоидов
Вс-652
650.1 ± 4.7
*

4.
Роговая обманка из диоритов
Вс-653
644.1 ± 4.2
*

5.
Роговая обманка из диоритов
Тн-330
435.2 ± 9.0
*

6.
Светлый мусковит из углеродизированных гранитоидов
Вс-45-46
339.0 ± 3.2
*

7.
Темный (обуглероженный) мусковит из углеродизированных гранитоидов
Вс-45-46
333.8 ± 3.1
*

8.
Роговая обманка из диоритов
Тн-329
280.4 ± 4.1
*

9.
Калиевый полевой шпат из углеродизированных гранитоидов
Вс-45-46
223.5 ± 1.6
*

10.
Измененные граниты Таинского штока
Rb–Sr изохрона
670 ± 20
[10]

11.
Молибденит в измененном граните порфирового штока
TN-2
860
[22]

12.
Включение молибденита в кварце
TN-1
550
[22]

Примечание. * – данные авторов.


На основании совпадения датировок, получен- ных независимыми методами с высокой степе- нью достоверности, возраст Таинского гранито- идного штока является неопротерозойским и со- ставляет 854.4 ± 3.6 млн лет (среднее взвешенное двух значений).

Формирование рудной минерализации Таин- ского золоторудного месторождения по данным Re–Os датирования произошло в это же время, что подтверждает генетическую связь гранито- идного магматизма с золотым оруденением. Большинство месторождений золото-(медь-мо- либден)-порфирового типа приурочены к фане- розойским островодужным и окраинно-конти- нентальным блокам, тогда как месторождения докембрийского возраста достаточно редки [25]. В пределах Восточного Саяна Таинское место- рождение – пока единственное из докембрий- ских порфировых объектов. Возможно, это связа- но с малой сохранностью древних островодуж- ных гранитоидов, которые большей частью были уничтожены в течение многочисленных этапов аккреционно-коллизионных событий, происхо- дивших в регионе в неопротерозое–фанерозое.

По данным геологических наблюдений Таин- ский гранитоидный шток прорывает ультрабази- ты Оспинско-Китойского офиолитового массива и совместно с последними входит в состав едино- го аллохтонного покрова. По геохимическим и петрохимическим характеристикам гранитоиды Таинского штока соответствуют островодужным гранитам. Возраст формирования гранитоидов соответствует времени существования неопроте- розойской Дунжугурской островной дуги. С этой дугой связывается происхождение древнейших в Центральной Азии офиолитов. Их возраст был

определен U–Pb датированием по цирконам, вы- деленным из плагиогранитов, прорывающих офиолиты (1022 млн лет, по [16]) и цирконам, вы- деленным из вулканокластитов, входящих в со- став офиолитовой ассоциации (1034 млн лет, по [17]). Верхняя возрастная граница Дунжугурских офиолитов оценивается в 800 млн лет по косвен- ным признакам [17].

Полученные нами данные по возрасту остро- водужных гранитоидов Таинского штока показы- вают, что магматизм в Дунжугурской островной дуге продолжался от периода в более чем 1 млрд лет до 850 млн лет. Следовательно, оценка возраста коллизии Дунжугурской дуги с Тувино-Моголь- ским микроконтинентом на рубеже 800 млн лет представляется наиболее вероятной.

Мы предполагаем, что в пределах Дунжугур- ского офиолитового пояса Восточного Саяна мо- гут присутствовать фрагменты разновозрастных офиолитовых комплексов, принадлежащие к раз- личным островодужным палеосистемам.

Совпадение 40Ar/39Ar датировок по калиевому полевому шпату (650.1 ± 4.7 млн лет, обр. Вс-652) и амфиболу (644.1 ± 4.2 млн лет, обр. Вс-653) из углеродизированного гранита и диорита, а также близкое значение Rb/Sr изохронной датировки по измененным гранитоидам Таинского штока (670 млн лет), позволяет с высокой степенью до- стоверности считать, что 647.3 ± 3.1 млн лет назад (через 207 млн лет после формирования) произо- шло тектонотермальное событие, значительно повлиявшее на строение Таинского месторож- дения и рудовмещающих гранитоидов. Рубеж 650 млн лет фиксируется также в возрастных да- тировках магматических пород Саяно-Байкало-

Муйского складчатого пояса, в состав которого входит и исследуемый регион [6]. Это тектоно- термальное событие соответствует времени кол- лизии Сархойской островной дуги с Тувино- Монгольским микроконтинентом. Интервал изотопных датировок вулканитов сархойской се- рии составляет 805–750 млн лет [17]. Полученные нами данные впервые позволяют оценить период существования Сархойской островной дуги (ак- тивной континентальной окраины андийского типа) 805–650 млн лет.

В последующей геологической истории Таин- ского гранитоидного штока 40Ar/39Ar датировки группируются в последовательные группы:

  • 435 млн лет (роговая обманка, обр. Тн-330),

  • 339–333 млн лет (мусковит, обр. Вс-45-46),

  • 280–223 млн лет (роговая обманка, обр.Тн-329 и калиевый полевой шпат, обр. Вс-45-46).

Возрастная датировка в 435 ± 9 млн лет отвеча- ет завершающему периоду орогенеза, связанного с закрытием Палеоазиатского океана, коллизией Сибирского кратона с Тувино-Монгольским микроконтинентом и становлением покровно- складчатой структуры Восточного Саяна. Этот период фиксируется также в датировках золото- кварцевых месторождений Восточного Саяна и позволяет оценить общую продолжительность раннепалеозойского орогенеза в интервале 500– 430 млн лет (поздний кембрий–силур) [3].

Две группы позднепалеозойских датировок отвечают этапам позднепалоезойских сдвиговых деформаций, проявленных в пределах всего Цен- трально-Азиатского складчатого пояса. В позд- нем девоне–раннем карбоне (339–334 млн лет) произошла коллизия Казахстано-Байкальского и Сибирского континентов, в результате чего за- крылся Обь-Зайсанский океанический бассейн и сформировался Северо-Азиатский континент [1].

Проявления второго этапа сдвиговых дефор- маций Центрально-Азиатского складчатого поя- са соответствуют позднему карбону–перми (280–

223 млн лет) [1]. Их образование обусловлено столкновением Восточно-Европейского с Севе- ро-Азиатским континентов и появлением Ураль- ского орогенного пояса. Проявления сдвиговых деформаций осложняются также внутриплитным магматизмом, обусловленным влиянием мантий- ного плюма [7].

Таким образом, на основе новых изотопно- геохронологических и геохимических данных можно с большой долей уверенности считать, что в пределах Восточного Саяна (в современных ко- ординатах) в неопротерозойское время (1034– 850 млн лет назад) имел место надсубдукционный магматизм, который возможно был полихрон- ным и/или развивался в пределах нескольких раз- новозрастных островных дуг. Подчиненное при-

сутствие островодужных гранитоидов в составе Восточно-Саянского офиолитового пояса связа- но с тем, что выплавление гранитоидов происхо- дило в условиях энсиматической островной дуги, где преобладал магматизм среднего–основного состава (бониниты, базальты). При этом острово- дужный магматизм генерировал золото-(медь- молибден)-порфировое оруденение. Последую- щие тектонические события, происходившие в пределах Восточно-Саянского сегмента Цен- трально-Азиатского складчатого пояса, обусло- вили термальное воздействие на относительно низкотемпературные (Rb–Sr и 40Ar/39Ar) изотоп- ные системы и привели к появлению более моло- дых значений изотопного возраста в минералах гранитоидов Таинского штока.
ВЫВОДЫ

Геологическое положение, петро-геохимиче- ские особенности и возраст гранитоидов Таин- ского штока – 854 млн лет, полученный тремя не- зависимыми методами (U–Pb, Ar/Ar, Re–Os), позволяет отнести эти гранитоиды к комплексам неопротерозойской Дунжугурской энсиматиче- ской островной дуги. Полученные данные пока- зывают, что магматизм в Дунжугурской остров- ной дуге продолжался в период от более 1 млрд до 850 млн лет, т.е. время существования этой ост- ровной дуги оценивается в 200 млн лет.

Значения изотопного возраста, полученные Rb–Sr и 40Ar/39Ar методами, характеризующими- ся относительно низкими температурами закры- тия изотопных систем, позволяют выделить несколько возрастных групп. Эти возрастные ру- бежи отражают разные этапы развития Восточ- но-Саянского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса:

  1. 650 млн лет – коллизия Сархойской остров- ной дуги с Тувино-Монгольским микроконти- нентом;

  2. 435 млн лет – раннепалеозойский орогенез, приведший к становлению континентального ре- жима в регионе;

  3. 339–333 млн лет и 280–223 млн лет – два эта- па позднепалеозойских сдвиговых деформаций, обусловленных позднепалеозойскими события- ми приведшими к формированию современного облика Евразийского континента.

Благодарности.Авторы выражают признатель- ность Центру коллективного пользования “Ана- литический центр минералого-геохимических и изотопных исследований” ГИН СО РАН (г. Улан-Удэ) и Центру многоэлементных и изо- топных исследований ИГМ СО РАН (г. Новоси- бирск) за проведение аналитических исследований.

Авторы искренне признательны рецензенту д. г.-м. н. М.В. Лучицкой (ГИН РАН, г. Москва) и

анонимному рецензенту за комментарии, которые позволили улучшить статью.

Финансирование.Исследования выполнены в рамках государственных заданий ГИН и ИГМ СО РАН при финансировании Министерства науки и высшего образования Российской Федерации, а также грантов Российского фонда фундаменталь- ных исследований № 18-05-00489а, 17-05-00936а.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

  1. Буслов М.М. Тектоника и геодинамика Централь- но-Азиатского складчатого пояса: роль позднепа- леозойских крупноамплитудных сдвигов // Геоло- гия и геофизика. 2011. Т. 52. № 1. С. 66–90.

  2. Гордиенко И.В., Рощектаев П.А., Гороховский Д.В.Окинский рудный район Восточного Саяна: гео- логическое строение, структурно-металлогениче- ское районирование, генетические типы рудных месторождений, геодинамические условия их об- разования и перспективы освоения // Геология рудн. месторождений. 2016. Т. 58. № 5. С. 405–429.

  3. ДамдиновБ.Б.,ЖмодикС.М.,ТравинА.В.,ЮдинД.С.,Горячев Н.А. Новые данные о возрасте золотого оруденения юго-восточной части Восточного Сая- на // ДАН. 2018. Т. 479. № 5. С. 532–535.

  4. Добрецов Н.Л. О покровной тектонике Восточного Саяна // Геотектоника. 1985. № 1. С. 39–50.

  5. ДобрецовН.Л.,БеличенкоВ.Г.,БоосР.Г.идр.Геоло- гия и рудоносность Восточного Саяна. Новоси- бирск: Наука, 1989. 127 с.

  6. Жмодик С.М., Миронов А.Г., Жмодик А.С. Золото- концентрирующие системы офиолитовых поясов (на примере Саяно-Байкало-Муйского пояса). Новосибирск: Гео, 2008. 304 с.

  7. Кузьмин М.И., Ярмолюк В.В. Мантийные плюмы Северо-Восточной Азии и их роль в формирова- нии эндогенных месторождений // Геология и гео- физика. 2014. Т. 55. № 2. С. 153–184.

  8. КузьмичевА.Б.Тектоническая история Тувино- Монгольского массива: раннебайкальский, позд- небайкальский и раннекаледонский этапы. М.: Пробел-2000, 2004. 192 с.

  9. Мартынов Ю.А., Ханчук А.И., Кимура Дж.-И., Ры-бин А.В., Мартынов А.Ю. Геохимия и петрогенезис четвертичных вулканитов Курильской островной дуги // Петрология. 2010. Т. 18. № 5. С. 1–25.

  10. Миронов А.Г., Жмодик С.М., Очиров Ю.Ч., Борови-ков А.А., Попов В.Д. Таинское золоторудное место- рождение (Восточный Саян, Россия) – редкий тип золото-порфировой формации // Геология рудных месторождений. 2001. Т. 43. № 5. С. 395–413.

  11. ТравинА.В.,ЮдинД.С.,ВладимировА.Г.,ХромыхС.В.,Волкова Н.И., Мехоношин А.С., Колотилина Т.Б.Термохронология Чернорудской гранулитовой зоны (Ольхонский регион, Западное Прибайкалье) // Геохимия. 2009. Т. 11. С. 1181–1199.

  12. Федотова А.А., Хаин Е.В. Тектоника юга Восточно- го Саяна и его положение в Урало-Монгольском поясе. М.: Научный мир, 2002. 176 с.

  13. Хубанов В.Б., Буянтуев М.Д., Цыганков А.А. U-Pb изотопное датирование цирконов из PZ3-MZ маг- матических комплексов Забайкалья методом маг- нитно-секторной масс-спектрометрии с лазерным пробоотбором: процедура определения и сопо- ставление с SHRIMP данными // Геология и гео- физика. 2016. Т. 57. № 1. С. 241–258.

  14. Baksi A.K., Archibald D.A., Farrar E. Intercalibration of 40Ar/39Ar dating standards // Chemical Geology. 1996. Vol. 129. P. 307–324.

  15. Griffin W.L., Powell W.J.,Pearson N.J., O’Reilly S.Y.

In: LaserAblationICP-MSintheEarthSciences.Ed. by

P.J. Sylvester. Mineralog. Assoc. Canada Short Course Ser. 2008. Vol. 40. P. 204–207.

  1. Khain E.V., Bibikova E.V., Kroner A., Zhuravlev D.Z.,SklyarovE.V.,FedotovaA.A.,Kravchenko-BerezhnoyI.R.The most ancient ophiolite of the Central Asian fold belt: U-Pb and Pb-Pb zircon ages for the Dunzhugur Complex, Eastern Sayan, Siberia, and geodynamic im- plications // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. Vol. 199. P. 311–325.

  2. Kuzmichev A.B. Neoproterozoic accretion of the Tuva- Mongolian massif, one of the Precambrian terranes in the Central Asian Orogenic Belt // In: Composition andevolution of Central Asian Orogenic Belt Geology: Evolu-tion, Tectonics, and Models, Ed. by A. Kröner, (Born- traeger Sci. Publ., Stuttgart, Germany, 2015). P. 66–92.

  3. Ludwig K.R. User’s Manual for Isoplot 3.00: A Geo- chronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochron. Center. Spec. 2003. Publ. 4. 74 p.

  4. MartinH.Adakitic magmas: modern analogues of Ar- chean granitoids // Lithos. 1999. Vol. 46. P. 411–429.

  5. MartinH.,SmithiesR.H.,RappR.,MoyendJ.-F.,Champion D. An overview of adakite, tonalite–trondh- jemite–granodiorite (TTG), and sanukitoid: relation- ships and some implications for crustal evolution // Lithos. 2005. Vol. 79. P. 1–24.

  6. McDonough W.F., Sun S.-S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. P. 223–253.

  7. Mironov A.G., Stein H., Zimmerman A., Zhmodik S.M.Dating of gold occurrences in the Sayan-Baikal Fold Belt, Southern Siberia, Russia // In: Mineral DepositResearch:MeetingtheGlobalChallenge. Ed. by J. Mao,

F.P. Bierlein, Proceed. 8th SGA Meeting, Beijing, Chi- na, 18–21 Aug., 2005, (Springer, Berlin-Hedelberg, Germany, 2005). Ch. 7. P. 797–799.

  1. PearceJ.,HarrisN.,TindleA.Trace Element Discrim- ination Diagram for the Tectonic Interpretation of Granitic Rocks // J. Petrol. 1984. Vol. 25. P. 956–983.

  2. Rudnick R.L., Gao S. Composition of the continental crust // In: The Crust: Treatise on Geochemistry. Ed. by R.L. Rudnick (Elsevier, Berlin, Germany, 2003). Vol. 3. P. 1–64.

  3. SeedorffE.,DillesJ.H.,ProffettJr.,J.M.Einaudi,M.T.,Zurcher, L. Stavast W.J.A., Johnson D.A., Barton M.D.Porphyry deposits – Characteristics and origin of hy- pogene features // Soc. Econom. Geol. 2005. Vol. Econom. Geol. 100th Ann. P. 251–298.


Рецензент:М.В.Лучицкая

Смотрите также файлы