CC BY
39
УДК 549.212: 550.42 (571.5)
ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ УГЛЕРОДА ГРАФИТА В ГЛУБОКО-МЕТАМОРФИЗОВАННЫХ КОМПЛЕКСАХ ШАРЫЖАЛГАЙСКОГО КРАЕВОГО ВЫСТУПА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ В РАЙОНЕ БАЙКАЛЬСКОГО И КИТОЙСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЙ
1 2 3
В.Б.Савельева , В.А.Пономарчук , Е.П.Базарова
1,3Институт земной коры СО РАН, 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 128.
2Институт геологии и минералогии им. В.С.Соболева СО РАН, 630090, г. Новосибирск, пр.
Академика В.А.Коптюка, 3.
Изучен изотопный состав углерода графита из пород Шарыжалгайского краевого выступа фундамента Сибирской платформы. Значения показателя 513С=-23.4±0.8%о в графите из жидойской свиты позволяют предполагать в качестве исходного материала для графита остатки некоторых видов анаэробных фотосинтетических бактерий; изотопный состав графита из метаморфических пород китойской свиты (513С=-41.7±6.1%о) позволяет рассматривать в качестве предшественников графита продукты жизнедеятельности метаногенных и микроаэрофильных метанотрофных бактерий. Обогащенность графита из пег-матоидных прожилков изотопом 13С обусловлена плавлением метаморфического субстрата при участии мантийной СО2, либо контаминацией кислых расплавов углекислотой карбонатных пород. Получены данные о первичноосадочном происхождении железных руд Байкальского месторождения. Ил. 3. Табл. 1. Библиогр. 15 назв.
Ключевые слова: графит; изотопы углерода; силлиманитовые сланцы; граниты; Шарыжалгайский выступ; Сибирская платформа.
ISOTOPIC COMPOSITION OF GRAPHITIC CARBON FROM DEEP-METAMORPHIZED COMPLEXES OF THE SHARYZHALGA EDGE OF THE SIBERIAN PLATFORM
V.B.Savelyeva, V.A.Ponomarchuk, E.P.Bazarova
Institute of the Earth Crust SB RAS, 128, Lermontov St., Irkutsk, 664033.
Institute of Geology and Mineralogy named after V.S. Sobolev SB RAS, 3 Academician V.A. Koptyuk Av., Novosibirsk, 630090.
Isotopic composition of graphitic carbon from deep-metamorphized complexes of the Sharyzhalga edge of the Siberian platform has been studied. The values of 513C= -23.4±0.8% in graphite from the schists of zhidoiskaya suite suggest the remains of some species of anaerobic photosynthetic bacteria to be a basic material for graphite, whereas the isotopic composition of the graphite from metamorphic rocks of kitoiskaya suite (513С= -41.7±6.1%o) permits considering the products of vital functions of methanogenic and microaerophilic metha-notrophic bacteria as predecessors of graphite. The enrichment of graphite from pegmatoid veinlets in kitoiskaya suite with the isotope 13C may result from melting of metamorphic substratum under the participation of mantle-derived CO2 or the contamination of acid melts by carbonic acid of carbon-bearing rocks. 3 figures. 1 table. 15 sources.
Key words: graphite; carbon isotopes; sillimanite schists; granites; Sharyzhalga prominence; Siberian platform.
1 Савельева Валентина Борисовна - кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, тел.: (3952) 511680, e-mail: [email protected]
Savelyeva Valentina - Candidate of Geological and Mineralogical sciences, Senior Research Worker, tel.: (3952) 511680, e-mail: [email protected]
2Пономарчук Виктор Антонович - доктор геолого-минералогических наук, зав. лабораторией, e-mail: ponomar@uiggm. nsc.ru
Ponomarchuk Victor - Doctor of Geological and Mineralogical sciences, Head of the Laboratory, e-mail: ponomar@uiggm. nsc.ru
3Базарова Екатерина Петровна - инженер, e-mail: [email protected] Bazarova Ekaterina - Engineer, e-mail: [email protected]
Введение
Основными способами образования графита в природе являются формирование его из органического вещества при метаморфизме либо осаждение из эндогенного флюида, содержащего СО2, СО, СН4. Эти два способа образования графита нередко совмещены в комплексах со сложной геологической историей. Наиболее подходящими для выяснения источников углерода являются графиты из кварцитов или высокоглиноземистых гнейсов, поскольку в этом случае исключается влияние изотопного обмена с карбонатным углеродом.
Шарыжалгайский краевой выступ фундамента Сибирской платформы (рис. 1) сложен глубокометаморфизован-ными осадочно-вулканогенными породами, чарнокитами, гранитами, гра-нито-гнейсами и мигматитами, кото-
рые принято сопоставлять с архейскими образованиями Алданского и Ана-барского щитов. Мощными зонами субмеридиональных разломов выступ разделяется на четыре блока, отличающихся по вещественному составу слагающих их толщ и специфике гравитационных и магнитных полей: Иркут-ный, Жидойский, Малобельский или Китойский и Булунский. Нами изучались графитсодержащие породы Жидойского блока в районе Байкальского железорудного месторождения и Китойско-го блока в районе Китойского силлима-нитового месторождения (см. рис. 1).
Геологическая характеристика объектов исследования
Район Китойского месторождения сложен породами китойской свиты [10].
Рис. 1. Схема геологического строения Шарыжалгайского выступа фундамента Сибирской платформы по [7]: 1 - платформенный чехол; 2 - позднепроте-розойские породы приразломных грабенов, 3 - верхнеархейский Онотский зеленока-менный пояс, 4-7 - раннедокембрийские породы шарыжалгайского комплекса: 4 - гра-нитогнейсы и мигматиты, 5 - кристаллические сланцы и амфиболиты, 6 - гранатсодержащие гнейсы, 7 - карбонатные породы; 8 - гранитоиды саянского комплекса; 9 - Главный Саянский разлом; 10 - крупные разломы; 11 - надвиги; 12 - геологические границы; 13 - районы работ (К - Китойское месторождение силлиманита, Б - Байкальское железорудное месторождение); 1-1У - блоки: I - Иркутный, II - Жидойский, III - Китойский, IV - Булунский
Силлиманитовые сланцы и плагиогнейсы образуют горизонт мощностью 50-150 м, прослеживающийся на площади в несколько квадратных километров, который подстилается и перекрывается ам-фиболовыми (±пироксен, гранат) пла-гиосланцами, гнейсами, амфиболитами. Среди сланцев нередки тела метагипер-базитов арбанского комплекса, преобразованные в породы жедрит-ортопироксенового (±оливин, шпинель) и кордиерит-жедритового (±гранат, биотит) состава. Для метаморфических пород характерно присутствие послойных и секущих пегматоидных кварц-полевошпатовых инъекций, относимых к китойскому комплексу. Наиболее молодые интрузивные образования представлены дайками габбро-диабазов нерсин-ского комплекса.
Байкальское месторождение железистых кварцитов входит в группу железорудных месторождений, приуроченных к юго-восточной части Шарыжалгайского выступа. Район месторождения сложен породами жидойской свиты [4]: биотит-гиперстеновыми и биотит-
двупироксеновыми плагиогнейсами, двупироксеновыми и амфибол-двупироксеновыми кристаллосланцами, нередко чарнокитизированными, магне-титсодержащими гнейсами и кварцитами, безрудными силлиманитовыми кварцитами с прослоями высокоглиноземистых сланцев и единичными линзами мраморов и кальцифиров. Интрузивные образования представлены гранитами китойского и саянского комплексов, основными и ультраосновными породами арбанского комплекса, габбро-диабазами нерсинского комплекса.
Оценки возраста метаморфических пород непосредственно для районов Китойского и Байкальского месторождений отсутствуют. Однако для пород Иркутного блока установлены следующие главные возрастные рубежи: 2.9-2.8 млрд лет - накопление вулкано-генно-осадочной толщи [1], 2.65-2.56
млрд лет и около 1.86 млрд лет - структурно метаморфические преобразования в условиях гранулитовой и амфиболито-вой фации [1, 7]. Для синтектонических гранитов китойского комплекса Ц-РЬ методом получен возраст 2532±12 млн лет [3], что позволяет связывать формирование метаморфических пород района Китойского месторождения с рубежом, по крайней мере, 2.6 млрд лет.
Графитсодержащие породы
Среди графитсодержащих пород Китойского силлиманитового месторождения выделяются две группы: породы, образовавшиеся в процессе прогрессивного метаморфизма, и породы, сформировавшиеся на этапе ультраметаморфизма.
Графитсодержащие метаморфические породы представлены, главным образом, андалузит-силлиманитовыми, силлиманитовыми, биотит-силлиманито-выми (± гранат) и гранат-биотит-силлиманитовыми (±кордиерит) сланцами и плагиогнейсами, среди которых выделяются плойчатые с игольчатым силлиманитом и узловатые с таблитчатым силлиманитом до 2 см в поперечнике. Графит представлен чешуйками величиной 0.1-1.3 мм, ориентированными по гнейсовидности (рис. 2,а). В кристаллосланцах и амфиболитах графит отсутствует, но иногда встречается в породах биотит-гранат-кордиерит-жедритового состава, образующихся при метаморфизме на контакте химически неравновесных метагипербазитов и силлиманитовых плагиогнейсов (рис. 2, б). Редкие чешуйки графита отмечаются в мраморах.
Графитсодержащие породы этапа гранитизации представлены микроклинизированными сланцами, пла-гиогнейсами и гранитными прожилками. Микроклинизация проявлена только на контакте гранитных инъекций с вмещающими породами. Граниты, слагающие согласные и секущие жилы среди мета-
а
морфических пород, преимущественно лейкократовые, от среднезернистых до пегматоидных. Графит встречается только в маломощных (3-7 см) синдеформа-ционных прожилках среди графитсо-держащих сланцев и гнейсов и представлен крупными чешуйками (5-6 мм, реже до 10 мм) и розетковидными сростками, нередко в парагенезисе с мусковитом, обычно тяготеющими к эндоконтак-товой зоне (рис. 2,в). Кроме того, чешуйки графита встречаются в согласных и секущих жилах и прожилках кварца среди графитсодержащих сланцев и гнейсов.
Графитсодержащие породы района Байкальского железорудного месторождения представлены сланцами и гнейсами кварц-силлиманит-кордиерит-микроклинового, кварц-плагиоклаз-силлиманит-кордиерит-микроклинового, биотит-шпинель-гранат-кордиерит-микроклинового состава. Графит пред-
б
Рис. 2. Графит в породах китойско-го метаморфического комплекса: а -
субпараллельные чешуйки графита в кварц-силлиманитовом сланце; б - крупночешуйчатый графит в гранат-кордиерит-жедрит-биотитовой породе; в - крупные чешуйки графита в срастаниях с мелким мусковитом в пегматоидном граните; графит приурочен к границам зерен лейкократовых минералов. Сокращения на рисунке и в табл.: And - андалузит, Bt - биотит, Qd - кордиерит, Сит - кум-минггонит, Gdr - жедрит, Gr - гранат, Grf - графит, KFs - калиевый полевой шпат, Mus - мусковит, Pl - плагиоклаз, Qu - кварц, Ru - рутил, Ser - серицит, Sill - силлиманит, Sp - шпинель
ставлен мелкими чешуйками, величиной до 1 мм, рассеянными в породе, в основном, параллельно сланцеватости и образующими сростки с биотитом или силлиманитом.
Методика исследований
Отбор проб графитсодержащих пород проводился в основном по пройденным в процессе разведки месторождений канавам. На Китойском сил-лиманитовом месторождении опробованы два линзовидных тела силлиманито-вых сланцев (рис. 3), кроме того, взяты пробы из графитсодержащих мраморов, метагипербазитов, гранитов и кварцевых жил. В относительно однородных по петрографическому составу сланцах шаг опробования составлял от 100 до 300 м.
Рис. 3. Схема строения района Китойского месторождения силлиманита (по Н.Н.Вишнякову и др.): 1 - кварц-силлиманитовые, гранат-биотит -силлиманитовые сланцы и плагиогнейсы; 2 - амфиболовые гнейсы и мигматиты с линзами силлиманитовых сланцев; 3 - гранат-амфиболовые кристаллосланцы и гнейсы; 4 - био-титовые, биотит-амфиболовые, гранат-биотитовые гнейсы и мигматиты; 5 - мраморы; 6 -тела метагипербазитов; 7 - гнейсированные граниты; 8 - дайки габбро-диабазов; 9 -разломы; 10 - точки отбора проб и значения 513С (а - плойчатые сланцы, б - они же, микро-клинизированные, в - узловатые сланцы, г - они же, микроклинизированные, д - прожилки пегматоидных гранитов, е - кварцевые жилы, ж - метагипербазиты, з - мрамор). Пунктиром показана приблизительная граница области распространения метаморфических пород с 513С в графитах ниже -35%о.
На Байкальском железорудном месторождении опробованы графитсодер-жащие сланцы участка Задойская грива. Интрузивные и метасоматические породы, содержащие графит, в районе Байкальского месторождения не встречены.
Для определения показателя 513С11 графит отбирался под бинокуляром из фракции 0.5-0.25 мм. Возможные примеси карбонатов устранялись прогревом (до 80°С в течение 5 ч) образцов в 6% НС1 с
1 513С=103[(13С/12С)обр - (13С/12С)ст]/( 13С/12С)сп, %% (относительно стандарта PDB) [9].
дальнейшей двойной промывкой в дистиллированной воде. Измерение изотопного состава углерода в графите проводилось в ОИГГМ СО РАН на газовом масс-спектрометре МАТ-253 в режиме on-line с использованием линии пробо-подготовки, включающей ConFloIII и элементный анализатор Flash EA1112 (вся аппаратура фирмы THERMO). Технические условия сжигания графита в элементном анализаторе следующие: поток гелия 90-95 мл/мин, температура окислительного (реактив - CuO) реактора составляла 900-950°С, восстановительного (реактив - металлическая Cu) -
650°С. Образцы графита (10^50 мкг) упаковывались в Sn-фольгу и подавались во Flash EA с помощью автосемплера. Полнота сгорания каждого образца и наличие эффекта памяти контролировались повторными холостыми опытами. Погрешность анализа не превышала 0.1 %. Правильность полученных изотопных данных контролировалась с помощью стандартов NBS 22-oil, 513С= -29.70%0; USGS 24 graphite, 513С= -16%. Результаты в таблице приведены относительно стандарта PDB.
Изотопный состав углерода
В целом для графита из силлимани-товых сланцев и плагиогнейсов Китой-ского месторождения получены значения 513С от -26% до -48% (см. табл., рис. 3). При этом графит из пород с плойчатой текстурой имеет значения 513С по 20 пробам -33.4±7.6%о, тогда как для графита из силлиманитсодержащих пород с узловатой текстурой характерны более низкие значения 513С - в среднем по 12 пробам -41.7±6.1%о. Графит из корди-ерит-жедритовых и биотит-гранат-кордиерит-жедритовых пород имеет более тяжелый изотопный состав: 513С от -24.7%о до -21.9%о. Наиболее обогащены изотопом 13С углерод графита из кальцито-вого мрамора (513С=-9.7%о) и кальцита (513С=-2.3%о).
В графите из микроклинизирован-ных сланцев и плагиогнейсов значения 513С в целом повышены по сравнению с графитом из неизмененных пород: в графите из микроклинизированных узловатых сланцев не зафиксировано значений 513С ниже -34.9%, а в графите из микро-клинизированных плойчатых сланцев ниже -31.8%, то есть происходит утяжеление углерода в среднем на 6-9%.
Значения 513С в графите из прожилков пегматоидных гранитов варьируют от -12.1%о до -31%о, но в целом значительно повышены по сравнению со значениями 513С в графитах из метаморфических по-
род. При этом в параллельных измерениях изотопного состава в графите из пробы 11/05 получены значения, различающиеся на 3.5%. Значения 513С в графитах из микроклинизированных сланцев и плагиогнейсов, отобранных на контактах с пегматоидными прожилками, за редким исключением близки к значениям 513С в графитах из прожилков. Изотопный состав графита из кварцевых прожилков укладывается примерно в тот же интервал, что и состав углерода графита из гранитов: 513С от -22.1 до -28.1%.
В отличие от силлиманитовых сланцев китойской свиты, для графита, отобранного из четырех образцов высокоглиноземистых сланцев района Байкальского железорудного месторождения, получен узкий диапазон значений 513С: от -22.6 до -24.2%о (см. табл.).
Термические свойства графита
Наряду с изучением изотопного состава углерода, на дериватографе 0-1500Б в аналитическом центре ИЗК СО РАН выполнен термический анализ образцов графита в естественном сложении с целью его разделения по термическим свойствам. Условия съемки: ДТА - 250, ДТГ - 500, ТГ - 100, V - 10°/мин, навеска 10-20 мг, инертное вещество АЬОз, нагрев до 1000°С в платиновом тигле в воздушной атмосфере.
В качестве основной термографической характеристики графитов выбрана температура начала экзотермического эффекта (начала выгорания графита), находящаяся в прямой зависимости от степени упорядоченности углеродных слоев в структуре графита и соответственно от температуры его образования (см. табл.). Для графита из сил-лиманитовых сланцев и плагиогнейсов китойской свиты температуры начала экзотермического эффекта составляют, за отдельными исключениями,
Изотопный состав углерода и термические характеристики графита в породах
Шарыжалгайского краевого выступа фундамента Сибирской платформы
N пробы Минеральная ассоциация Температура Д13С,
экзотермического %0,
эффекта, °С РББ
Начало Максимум
1 2 3 4 5
Китойский метаморфический комплекс (район Китойского месторождения)
Биотит-силлиманитовые (±андалузит) сланцы и плагиогнейсы
Плойчатые, с игольчатым силлиманитом
142/05 Лпё+вШ - - -36
246/05 вШ 840 1020 -37.3
250/06 Б1+вШ (Ои) - - -36.5
252/06 Б1+Лпё+вШ 840 975 -31
141/06 Ои+вШ+Лпд (Б, Рф - - -34.1
226/06 Ои+вШ (Б, PI) - - -33.3
228/06 Ои+8Ш (Б) 750 960 -27.2
237/06 Ои+вШ (Ш, PI, вег) - - -41.1
238/06 Ои+вШ (Б) 810 910 -26
258/06 Ои+вШ (Б) 700 880 -30.8
261/06 Ои+вШ (Б) - - -33.1
246/06 Ои+Б1+вШ (Рф 780 940 -26.6
56/05 Ои+Б1+вШ - - -41.1
232/06 Ои+РНБ+вШ 815 960 -28.9
254/06 Ои+Р1+Б1+вШ 810 970 -40.6
90/05 Ои+Р1+вш+лпа+Б1 (о-, ш) - - -30.2
262/06 Ои+Р1+вШ (вег) 810 960 -36.4
240/06 Ои+Р1+Б1+Сг+ Лпа+вш (вег) - - -35.6
241/06 Ои+Р1+Б1+Сг+вШ 820 970 -33.6
114/05 Ои+Р1+Б1+Сг+ Лпа+вШ (СМ) - - -27.6
Узловатые, с таблитчатым силлиманитом
248/06 Ои+вш+Лпа (Б) 780 960 -37.9
255/06 Ои+Б1+вш+Лпа 780 980 -46.2
256/06 Ои+Лпа+вш (Б) 770 980 -40.3
242/06 Ои+Б1+Лпа+вш (PI) - - -37.9
247/06 Ои+Р1+Б1+вШ - - -37
257/06 Ои+Р1+вШ (Б1) 740 970 -47.6
66/05 Ои+Р1+Б1+Сг+вШ (СМ) 840 1020 -42.4
68/05 Ои+Р1+Б1+вШ 820 980 -35.5
253/06 Ои+Р1+Б1+Сг+вШ 780 950 -44.4
52/05 Ои+Р1+Б1+Сг+вШ (СМ) 800 940 -45.5
Биотит-гранатовые обособления в узловатых сланцах и плагиогнейсах
251/05 Сг+Б1+вШ (Ои, СМ) 835 985 -47.8
249/06 Ои+Р1+Б1+Сг+вШ 760 970 -37.4
Кордиерит-жедритовые породы
218/05 См+оаг+о^ (PI) 740 940 -23.9
79/05 Сга+оаг 710 880 -21.9
214/05 Сга+оаг - - -24.7
Окончание таблицы
Кальцитовый м рамор
1 2 3 4 5
267/06 Кальцит - - -2.3
267/06 Графит - - -9.7
Микроклинизированные сланцы и плагиогнейсы на контакте с гранитными прожилками
плойчатые Qu+Pl+KFs+Gr+Bt+Sill (Crd, Mus) - - -24.3
7/05 (контакт с гранитным прожилком обр. 11/05)
229-1/06 Qu+Sill+Bt+KFs+Pl (контакт с гранитным прожилком обр. 229/06) - - -28.8
233/06 Qu+Pl+Sill (KFs, Bt) 720 880 -31.5
234/06 Qu+KFs+Pl+Sill(Bt) - - -29.1
236/06 Qu+KFs+Sill (PI, Mus) (контакт с гра- - -
239/06 нитным прожилком 235/06) Qu+KFs+Pl+Sill (Bt, Ser) - - -24 -27.2
243/06 KFs+Sil (PI, Bt) (вблизи прожилка 244/06) - - -21.4
259/06 Qu+Pl+And+Sill (KFs, Bt) (контакт с гранитным прожилком 260/06) - - -31.8
Узловатые
251/06 264/06 Qu+Pl+Bt+Sill (KFs) Qu+KFs+Sill (PI, Bt) 780 840 960 1000 -34.9 -31.7
265/06 Qu+KFs+Sill (PI, Bt) (контакт с гранитным прожилком 266/06) - - -31.9
Прожилки пегматоидных гранитов
Среди плойчатых сланцев и плагиогнейсов
11/05 Pl+KFs (Qu, Sill, Bt) 690 870 -12.1 -15.6
229/06 Qu+KFs (PI) 815 980 -28.6
235/06 Qu+KFs (PI) 700 870 -24
244/06 Qu+KFs (PI, Ser) 680 840 -20.1
260/06 Qu+KFs (PI, Sill) 700 900 -26.2
Среди узловатых сланцев и плагиогнейсов
38/05 Pl+Qu (Sill, And) 670 860 -27.8
266/06 Qu+KFs (Sill, PI) 800 970 -31
Кварцевые жилы и прожилки
227/06 Qu (реликты And, Sill) - - -27.7
81/05 Qu (реликты Sill) 715 860 -28.1
245/06 Qu (реликты KFs) - - -22.1
Жидойская серия (район Байкальского железорудного месторождения)
294/06 KFs+Crd+Sp+Sill+Gr+Bt 800 960 -22.6
301/06 Qu+Crd+Sill - - -24.2
302/06 Qu+KFs+Crd+Sill (Bt) 780 910 -23.9
304/06 KFs+Crd+Sill (Qu) 780 960 -23
Примечание. Прочерк - отсутствуют. В скобках - второстепенные минералы. Обозначения минералов см. на рис. 2.
740-840°С, причем этот температурный интервал характерен как для плойчатых, так и для узловатых разностей. Близкие температуры начала экзотермического эффекта имеет графит из сланцев жи-дойской свиты - 780-800°С. Это подтверждает синметаморфическое образование графита в условиях, переходных от амфиболитовой к гранулитовой фации. Более низкие температуры - 720-740°С - получены для графита из корди-ерит-жедритовых пород. Для графита из пегматоидных и кварцевых прожилков получены температуры начала выгорания 670-815°С, что указывает на его образование в широком температурном интервале, но преимущественно на регрессивной стадии.
Обсуждение результатов
В земной коре существуют три главных источника углерода, различающихся по изотопному составу: органическое вещество осадочных пород с наиболее характерными значениями 513С для современных осадков от -20% до -27%, морские карбонаты, 513С в которых близки к 0%(относительно РВВ), и мантийный углерод с 513С около -5% [2]. Графит из архейских метаморфических пород разных регионов чаще всего имеет величины 513С, характерные для современного биогенного углерода [2, 9]. Достоверные находки древнейших мик-рофоссилий известны уже в породах с возрастом 3.3-3.5 млрд лет [8].
Значения 513С, полученные для графита из высокоглиноземистых сланцев, переслаивающихся с железистыми кварцитами жидойской свиты с возрастом протолита не менее 2.8 млрд лет [1], составляют -23.4±0.8, т.е. попадают в интервал значений, характерных для фо-тосинтезирующих организмов. Учитывая, что в процессе термического преобразования керогена, являющегося вероятным предшественником графита, происходит некоторое утяжеление изотопного состава углерода, примерно на 2.5-3% [11],
значения 513С исходного органического вещества могли составлять около -26%. Такой изотопный состав характерен для некоторых видов анаэробных фотосинтетических бактерий, например, КЬоёовртПасеае и СЬготайасеае [14]. Биомасса с такими же значениями 513С продуцируется и современными цианобактериями [14], однако достоверные находки цианобактерий в отложениях с возрастом древнее 2.7 млрд лет отсутствуют [8].
Полученные данные подтверждают вывод [4] о первично-осадочном происхождении железных руд Байкальского месторождения и формировании их в восстановительной обстановке, в относительно неглубоком трансгрессирующем бассейне в условиях относительно спокойного тектонического режима. На основании изучения железорудных формаций архея и раннего протерозоя П.Клаудом [6] было высказано предположение, что образование огромных масс железистых кварцитов в раннем докембрии происходило в результате окисления закисного железа, выносимого с участков суши в морской бассейн, кислородом, образующимся при бактериальном анаэробном фотосинтезе. Со своей стороны, поступление в осадочный бассейн закисного железа обеспечивало жизнедеятельность микроорганизмов, поскольку являлось акцептором вырабатываемого ими кислорода.
В графите из высокоглиноземистых пород китойской свиты с возрастом не моложе 2.6 млрд лет [3] значения 513С сильно варьируют, причем ряд образцов, преимущественно из узловатых сланцев, показывает значения от -40 до -48%. Столь низкие 513С нельзя объяснить фракционированием в результате фиксации углекислоты в процессе фотосинтеза по механизму цикла Кальвина [9, 12]. Возможным объяснением низких значений 513С в графите может быть фиксация С02 автотрофами по ацетил-СоА механизму, а также в 3-гидроксипропионат-
ном цикле, что характерно для широкого ряда бактерий, в частности, для облигат-ных анаэробов - метаногенных и ацето-генных бактерий, таких как археи [12 и др.]. Метаногенные бактерии продуцируют изотопно очень легкое органическое вещество - с 513С до -42%о. Еще более низкие значения 513С (до -85%) характерны для органического вещества, продуцируемого микроаэрофильными метанотрофными бактериями [11, 14]. Подобные установленным в китойской серии значения 513С в графите и керогене известны в архейских осадочных породах и в других регионах [5, 13, 15 и др.]. При этом наиболее низкие величины 5%о С -от -40% до -60% характерны для пород с возрастом 2.8-2.6 млрд лет, что связывается со значительным подъемом в это время уровня содержания О2 в атмосфере Земли и возникновением в мелководных зонах морских бассейнов благоприятных об-становок для развития микроаэрофиль-ных метанотрофных бактерий [8, 11].
Полученные данные по изотопии углерода графита позволяют уточнить положение китойской свиты в разрезе архейских толщ, слагающих Шары-жалгайский выступ фундамента Сибирской платформы. Геологами, изучавшими докембрий Прибайкалья, неоднократно отмечалось отличие китойской свиты по вещественному составу и стилю складчатости от других свит. Если источником углерода графита в высокоглиноземистых сланцах китойской свиты действительно являлось органическое вещество, продуцируемое метанотроф-ными микроорганизмами, можно предполагать, что накопление ее отвечает указанному временному интервалу (2.82.6 млрд лет).
Графит в метагипербазитах встречается только на контакте их с графитсодержащими сланцами, однако этот графит заметно отличается от графита из силлиманитовых сланцев и гнейсов более тяжелым изотопным составом - разница значений 513С составляет до 20% (см. табл., рис. 3). В совокуп-
ности с морфологическими особенностями графита и данными термического анализа это позволяет предполагать, что образование графита в метагипербазитах происходило на регрессивной стадии в результате поступления в породы С02 -содержащего флюида из внешнего источника.
Графит из пегматоидных прожилков также отличается от графита метаморфических пород более крупным размером чешуек и морфологией, что позволяет предполагать его образование из флюидной фазы, отделявшейся при кристаллизации расплава на регрессивной стадии. О высокой подвижности углерода при гранитизации свидетельствует обогащение графитом экзоконтак-товых зон прожилков. При этом сростки графита с мусковитом указывают на то, что отложение графита было обусловлено удалением из флюида воды в результате связывания ее в гидроксил-содержащих минералах. Графит из прожилков, как и графит из метагипербази-тов, обогащен изотопом 513С по сравнению с графитом из метаморфических пород (см. табл. 1). По-видимому, с расплавом в силлиманитовые сланцы поступал флюид из источника, обогащенного тяжелым изотопом углерода, каким могли быть либо карбонатные породы, присутствующие в разрезе, либо мантийный флюид, при участии которого происходило плавление. Широкие вариации изотопного состава углерода (от -12 до -31%) в графите из прожилков отражают, по-видимому, разный вклад в его образование изотопно легкого биогенного углерода силлиманитовых пород и изотопно тяжелого углерода, захваченного расплавом в процессе перемещения в верхние горизонты разреза.
Графит из микроклинизирован-ных пород на контакте с пегматоидны-ми прожилками имеет близкий изотопный состав с графитом из прожилков. Можно предполагать, что графит в мик-роклинизированных сланцах и гнейсах образовался, по механизму нарастания
на реликтовую фазу новообразованной фазы с высокими значениями 513С.
По такому же механизму, возможно, образован графит из кварцевых прожилков, характеризующийся значениями 513С в интервале -22.1- -28.1%0.
Возвращаясь к изотопному составу углерода графита в метаморфических породах, отметим, что значительные вариации 513С обусловлены, вероятнее всего, новообразованием графита в этих породах из флюидной фазы, поступавшей в метаморфическую толщу из нижележащих горизонтов вместе с кислым расплавом, а неоднородное распределение значений 513С по площади обусловлено разной проницаемостью метаморфических пород как для флюидов, так и для расплавов.
Выводы
1. Углерод графита из метаморфических пород жидойской и ки-тойской свит, слагающих Шары-жалгайский выступ фундамента Сибирской платформы, в целом имеет биогенное происхождение, однако исходное органическое вещество, судя по изотопному составу углерода, было различным:
- изотопный состав углерода графита из высокоглиноземистых пород в жидойской свите с возрастом не менее 2.8 млрд лет (513С=-23.4±0.8%), образующих прослои среди железистых кварцитов и основных кристаллосланцев, позволяет предполагать, что исходным материалом для образования графита служили остатки некоторых видов анаэробных фотосинтетических бактерий, существованию которых благоприятствовало поступление в осадочный бассейн за-кисного железа;
- изотопный состав углерода графита из высокоглиноземистых сланцев и плагиогнейсов китойской свиты с возрастом не менее 2.6 млрд лет (513С=-33.4±7.6%о в плойчатых
сланцах и 513С=-41.7±6.1% в узловатых сланцах) позволяет предполагать в качестве источников углерода продукты жизнедеятельности метаногенных и микроаэро-фильных метанотрофных бактерий. Это указывает на отложение китойской свиты в условиях повышения уровня содержания О2 в атмосфере Земли и позволяет связывать ее формирование с периодом 2.8-2.6 млрд лет. 2. На регрессивной стадии формирования китойского метаморфического комплекса происходило отложение графита из углеродсодержащего флюида в эндо- и экзоконтактовых зонах пегмато-идных прожилков, инъецирующих сил-лиманитовые сланцы, микроклинизиро-ванных сланцах и метагипербазитах. Обогащенность этого графита изотопом 13С (51 С от -12 до -31%) позволяет предполагать участие в его образовании наряду с изотопно легким биогенным углеродом также изотопно тяжелой двуокиси углерода, источником которой мог быть мантийный флюид, либо присутствующие в разрезе карбонатные породы. При этом вариации значений 513С отражают разный вклад в образование графита биогенного углерода, присутствующего в силлиманитовых сланцах, и углерода иного - мантийного или корового источника.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, проект N 10-05-00289-а.
Библиографический список
1. Бибикова Е.В., Сумин Л.В., Кирно-зова Т. И. и др. Последовательность геологических событий в пределах Шарыжалгайского блока (И-РЬ метод датирования) //Геохимия. 1981. № 11. С.1652-1663.
2. Галимов Э.М. Проблемы геохимии углерода // Геохимия. 1988. № 2. С. 258-279.
3. Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Ма-
зукабзов А. М. и др. Возраст и геодинамическая интерпретация грани-тоидов китойского комплекса (юг Сибирского кратона) // Геология и геофизика. 2005. Т. 46, № 11. С. 1139-1150.
4. Дымкин А.М., Махнач А.С., Сараев С.В. Железооруденение в условиях гранулитовой фации метаморфизма. Новосибирск: Наука, 1979. 183 с.
5. Загнитко В Н., Луговая И.П. Изотопная геохимия карбонатных и железисто-кремнистых пород Украинского щита. Киев: Наукова думка, 1989. 315 с.
6. Клауд П. Палеоэкологическое значение полосчатых железорудных формаций /Докембрийские железорудные формации Мира. М.: Мир, 1975. С. 298-311.
7. Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Левицкий В. И. и др. Возрастные рубежи проявления высокотемпературного метаморфизма в кристаллических комплексах Иркутного блока Шары-жалгайского выступа фундамента Сибирской платформы: результаты И-РЬ датирования единичных зерен циркона // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2007.Т.15, №4. С.3-19.
8. Сергеев В.Н., Семихатов М.А., Фе-донкин М.А. и др. Основные этапы развития докембрийского органического мира. Сообщение 1: Архей и ранний протерозой // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2007. Т.
15, № 2. С. 25-46.
9. Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир. 1989. 590 с.
10. Широбоков И.М., Сезько А.И. Основные черты стратиграфии докембрия Восточного Саяна // Основные черты геологии Восточного Саяна. Иркутск: Вост.-Сиб. кн.изд-во, 1979. С. 8-36.
11. Des Marais D. J. Isotopic evolution of the biogeochemical carbon cycle during the Proterozoic Eon // Org. Geochim. 1997. V. 27, Ns 5-6. P. 185-193.
12. House C.H., Schopf J.W., Stetter K.O. Carbon isotopic fractionation by Archaeanns and other thermophilic prokaryotes // Org. Geochim. 2003. V. 34. P. 345-356.
13. Mojzsis S.J., Arrhenius G., McKeegan K.D., Harrison T.M., Nutman A.P., Friend C.R.L. Evidence for life on Earth before 3800 million years ago // Nature. 1996. V. 384. P. 55-59.
14. Schidlowski M. Carbon isotopes as biogeochemical recorders of life over 3.8 Ga of Earth history: evolution of a concept // Precambrian Research. 2001. V. 106. P. 117-134.
15. Ueno Y., Yoshioka H., Maruyama S., Izosaki Y. Carbon isotopes and petrography of kerogens in 3.5-Ga hydrothermal silica dikes in the North Pole area, Western Australia //Geochim. Cosmochim. Acta. 2004. V. 68, № 3. P. 573-589.
Рецензент: доктор геолого-минералогических наук, профессор Национального исследовательского Иркутского государственного технического университета А. П. Кочнев
