CC BY
146
А. В. Купцова, А. К. Худолей, А. В. Молчанов
ЛИТОГЕОХИМИЯ ВЕРХНЕПРОТЕРОЗОЙСКИХ ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ЮЖНОЙ ЧАСТИ ВОСТОЧНО-АНАБАРСКОГО БАССЕЙНА:
ЭВОЛЮЦИЯ СОСТАВА ИСТОЧНИКОВ СНОСА И ВТОРИЧНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ*
Введение
Несмотря на широкое распространение и достаточную обнаженность, рифейско-вендские осадочные комплексы обрамления Анабарского щита изучены с различной степенью полноты. Основой для стратиграфических схем верхнего протерозоя района являются преимущественно результаты геологической съемки 70-х годов прошлого столетия, дополненные несистематическими палеонтологическими и изотопными исследованиями. Наибольшей изученностью отличаются рифейские отложения западного склона щита (бассейн р. Котуйкан), где в нескольких опорных разрезах проведено изучение органостенных микрофоссилий [1, 2], изучены вариации содержаний 13 С [3], изотопными методами определен возраст глауконитов [4, 5], обломочных цирконов [6], а также интрузий основных пород [7-9]. В то же время данные о детальном изучении химического состава и изотопно-геохимических характеристик верхнепротерозойских пород как западного, так и восточного склона в публикациях отсутствуют. Между тем изучение химического состава и изотопно-геохимических характеристик является важнейшим инструментом в познании закономерностей геологического развития региона, поскольку позволяет реконструировать эволюцию обстановок осадконакопления, состава источников сноса, климата и проч.
Основными задачами настоящей работы были изучение разреза верхнепротерозойских комплексов в южной части Восточно-Анабарского бассейна, реконструкция источников сноса обломочного материала и обстановок его накопления методами геохимических и Sm-Nd изотопных исследований валовых проб терригенных пород.
Обзор геологического строения Прианабарья
Согласно современным представлениям, фундамент Анабарского щита имеет блоковое строение [10-13]. В западный части он сложен гранулит-гнейсовыми Маганским и Далдынским террейнами, а в восточной части — Биректинским гранит-зеленокамен-ным террейном, в составе которого значительную роль играют раннепротерозойские метакарбонаты и метаграувакки Хапчанского пояса. Террейны разделяются субмери-дональными зонами, тектоническая природа которых неоднозначно интерпретируется разными исследователями. По мнению О. М. Розена с соавторами [12, 14], эти зоны являются раннепротерозойскими коллизионными швами, возникшими при формировании фундамента Сибирской платформы. А. В. Молчанов [11] рассматривает их как текто-но-флюидитные зоны — длительно живущие проницаемые структуры земной коры, в
* Исследования производились при поддержке компании «Камеко» (Канада), гранта РФФИ (08-05-00703) и Госконтракта №14.740.11.0187.
© А. В. Купцова, А. К. Худолей, А. В. Молчанов, 2011
геологическом строении которых превалируют разновозрастные динамометаморфиче-ские, магматические и гидротермально-метасоматические образования. А.П.Смелов с соавторами [13], избегая генетических характеристик, выделяет их как зоны меланжа. В настоящей статье нами используется эта же терминология. Все выделенные структуры фундамента, самыми крупными из которых являются Котуйкан-Монхоолинская зона на западе и Билляхская зона на востоке (рис. 1), прослеживаются геофизическими методами на юг под чехлом рифейско-вендских и палеозойских отложений Сибирской платформы.
Рис. 1. Схема геологического строения Анабарского щита и прилегающих территорий с упрощениями [15—17].
Условные обозначения: 1 —архей-протерозойские террейны и пояса (М — Маган-ский, Д — Далдынский, Х — Хапчанский, Б—Биректинский); 2 —раннепротерозойские зоны меланжа (Кт — Котуйкан-Монхоолинская, Бл — Билляхская); 3 — интрузии раннепротерозойских гранитоидов и анортозитов; 4 —рифейские осадочные породы; 5 — вендские платформенные отложения; 6 — Попигайская астроблема; 7 — палеозойский чехол; 8 — район исследований; К — Фомичев-Котуйский авлакоген; У — Уджинский авлакоген.
Рифейские терригенные и карбонатные породы широко распространены в западном и восточном обрамлении Анабарского щита, где они с резким угловым несогласием залегают на коре выветривания архей-протерозойского фундамента и перекрываются венд-кембрийскими платформенными образованиями (см. рис. 1). Судя по значительным вариациям в составе и мощностях, рифейские осадочные комплексы западного и восточного склонов накапливались в разных бассейнах седиментации, называемых далее Западно-Анабарским и Восточно-Анабарским бассейнами, структурный план которых, по-видимому, определяется приуроченностью к Фомичев-Котуйскому [17] и Уджинскому авлакогенам соответственно [13, 18]. Западно-Анабарский и Восточно-Анабарский бассейны не имеют общих границ и на севере они территориально разобщены палеозойскими комплексами и кайнозойской Попигайской астроблемой, а на южном склоне Анабарского щита рифейские отложения отсутствуют и кристаллический фундамент перекрывается отложениями венда [13, 15].
Разрез рифейских отложений Западно-Анабарского бассейна характеризуется значительной мощностью (до 1600 м) и принадлежит к числу опорных для Сибирской платформы (рис. 2) [19, 20].
Рис. 2. Корреляция рифейских отложений Западно-Анабарского бассейна по [20, 21] с упрощениями (слева) и южной части Восточно-Анабарского бассейна, сводный разрез по четырем скважинам (справа).
Условные обозначения: 1 —фундамент; 2 — конгломераты, гравелиты; 3 — крупнозернистые песчаники; 4 —среднезернистые песчаники; 5 —мелкозернистые песчаники; 6 — алевролиты, аргиллиты; 7 — доломиты; 8 — косая слоистость; 9 —интрузии основных пород [7]; 10 — возрасты самых молодых зерен обломочных цирконов по данным И-РЪ датирования [22]. Qtz—кварц; Kfsp—калиевый полевой шпат; О! — глауконит.
Верхнепротерозойские породы западного склона подразделяются на две серии: тер-ригенную мукунскую (ильинская, бурдурская, лабазстахская свиты) и терригенно-кар-бонатную билляхскую (усть-ильинская, котуйканская, юсмастахская свиты). Отложения залегают на дорифейском фундаменте Анабарского щита, полого погружаясь в западном направлении [15, 21, 23].
Возраст терригенных отложений мукунской серии уверенно определяется как раннерифейский. Как показало U-Pb-датирование обломочных цирконов из основания мукунской серии, конкордантный возраст наиболее молодого из них равен
1690 ± 9 млн лет, что фиксирует нижний возрастной рубеж начала осадконакопления [6]. Закончилось осадконакопление до внедрения силлов, рвущих верхнюю часть му-кунской серии и нижнюю часть билляхской серии; возраст одного из силлов определен Sm-Nd изохронным методом как 1513 ± 51 млн лет [7]. Находки органостенных микро-фоссилий в основании билляхской серии (усть-ильинская свита) также указывают на ранне- и среднерифейский возраст отложений [2]. Возраст билляхской серии в Западно-Анабарском бассейне не имеет надежного изотопно-геохронологического обоснования, но нижняя часть юсмастахской свиты в Восточно-Анабарском бассейне рвется дайкой основного состава, возраст которой определен U-Pb методом по бадделеиту как 1384 ± 2 млн лет [9].
Рассматриваемый в данной работе Восточно-Анабарский бассейн простирается в ССЗ—ЮЮВ направлении и ограничен с востока Уджинским авлакогеном, а с запада — выходом на поверхность кристаллических пород фундамента платформы. В своей западной части бассейн наложен на две крупные структуры Анабарского щита — Билляхскую зону меланжа, в строении которой существенную роль играют милониты, катаклазиты, бластомилониты, бластокатаклазиты, интрузии гранитов, субщелочных гранодиоритов и анортозитов, а также нижнепротерозойские метаосадочные породы Хапчанского пояса, сложенные гранатовыми гнейсами и кальцифирами [12, 14, 16].
К западному борту бассейна примыкает Далдынский террейн, сложенный главным образом гранулитами и эндербитами, среди которых в виде маломощных прослоев отмечаются горизонты супракрустальных пород: двупироксеновых мафических и фель-зитовых гранулитов, кварцитов, кальций-силикатных пород и мраморов. Возраст эн-дербитов, согласно U-Pb датированию цирконов, составляет 3,2 млрд лет [12].
В восточном направлении отмечается увеличение мощностей рифейских и перекрывающих их венд-палеозойских пород, что не позволяет однозначно судить о структуре фундамента восточной части бассейна [13, 17]. Характер гравитационного и магнитного полей указывает на присутствие под осадочным чехлом гранит-зеленокаменно-го Биректинского террейна, возраст которого оценивается косвенным образом путем Sm-Nd датирования продуктов его размыва (гранатовые гнейсы Хапчанского террей-на) в 2,32-2,44 млрд лет [12].
В отношении стратиграфии рифейских отложений Восточно-Анабарского бассейна нет единого мнения. Согласно одним авторам, отложения ильинской и бурдурской свит распространены только на западном склоне Анабарского щита, а разрез его восточного склона начинается с пород лабазстахской свиты [15]. Согласно другим исследователям, мукунская и билляхская серии, выделяемые в Восточно-Анабарском бассейне, имеют примерно такой же стратиграфический объем, как и в Западно-Анабарском бассейне [13, 21].
Базальная часть мукунской серии, полная мощность которой в Восточно-Анабар-ском бассейне не превышает 250 м, представлена красноцветными крупно- и среднезернистыми кварц-полевошпатовыми песчаниками и конгломератами, сменяющимися вверх по разрезу сероцветными менее грубозернистыми разностями. На отложениях мукунской серии согласно залегают карбонатные породы билляхской серии, которые идентифицируются по первому появлению строматолитовых доломитов в разрезе. В строении билляхской серии (около 300 м) выделяются две свиты — котуйканская, сложенная переслаиванием доломитов, песчаников и алевролитов, и юсмастахская, с нижней обломочно-грубозернистой толщей и верхней, преимущественно доломитовой [15, 21]. Как уже отмечалось выше, на севере Восточно-Анабарского бассейна нижняя часть юсмастахской свиты рвется дайкой с возрастом 1384 ± 2 млн лет [9], и это дает
основание считать, что вся или, по крайней мере, значительная часть билляхской серии имеет раннерифейский возраст.
Однако в недавнее время в южной части Восточно-Анабарского бассейна скважинами, пробуренными Амакинской ГРЭ (АК АЛРОСА), был вскрыт существенно иной разрез верхнепротерозойских отложений. В результате изучения керна авторами данной статьи были выделены пять толщ, характеризующихся постепенным уменьшением грубозернистости терригенных пород вверх по разрезу и появлением карбонатов в верхних толщах (см. рис. 2). По мнению геологов Амакинской ГРЭ, этот разрез сопоставлялся по литологическим критериям с мукунской и билляхской сериями, а самая верхняя (пятая) толща — со старореченской свитой венда. Однако U-Pb датирование обломочных цирконов показало, что в средней части первой (самой нижней) толщи наряду с обломочными цирконами архей-раннепротерозойского возраста есть редкие цирконы с U-Pb возрастом 919 ± 43 млн лет, а самый молодой обломочный циркон из четвертой толщи имеет U-Pb возраст 560±6 млн лет. Это указывает на позднерифейско-вендский возраст большей части рассматриваемого разреза и исключает возможность отнесения выделенных толщ к нижнерифейским мукунской и билляхской сериям [22]. Таким образом, в верхнепротерозойском разрезе на юге Восточно-Анабарского бассейна раннерифейский возраст имеет, по всей видимости, только базальная часть, мощность которой не превышает 70 м. Остальная часть терригенного разреза имеет позднерифей-ский возраст. В терригенно-карбонатной части разреза только базальная часть разреза может быть отнесена к рифею, тогда как аргиллито-доломитовая четвертая толща имеет вендский возраст (см. рис. 2).
Материал и методика исследования
Основой работы послужили 90 образцов верхнепротерозойских пород, отобранных из пробуренных Амакинской ГРЭ пяти параметрических скважин самой южной окраины Восточно-Анабарского бассейна, в пределах которой был вскрыт новый тип рифей-ско-вендского разреза. Средний интервал опробования не выдерживался постоянным, его частота определялась петрографическими особенностями пород. Минералогический состав, структурно-текстурные особенности пород изучались в шлифах в проходящем и отраженном свете.
Содержание петрогенных окислов, малых и редкоземельных элементов определялось для 35 образцов методами ICP-AES и ICP-MS. Sm-Nd изотопные исследования четырех образцов пород были выполнены в ИГГД РАН по стандартной методике [24]. При расчете величин £Nd(T) и модельных возрастов TNd(DM) использованы современные значения CHUR по [25] (143Nd/144Nd = 0,512638, 147Sm/144Nd= 0,1967) и DM по [26] (143Nd/144Nd= 0,513151, 147Sm/144Nd= 0,2136). Для учета возможного фракционирования Sm и Nd во внутрикоровых процессах для осадочных и метаосадочных пород рассчитаны двустадийные Nd-модельные возрасты TNd(DM-2) [27] с использованием среднекорового отношения 147Sm/144Nd = 0,12 [28]. Результаты измерений приведены в таблице.
Литолого-петрографическая характеристика разреза
Терригенные породы разреза южной части Восточно-Анабарского бассейна сложены главным образом зернами кварца (40-80%), полевого шпата (20-40%) и лититовыми компонентами (1-10%). Зрелость терригенных пород вверх по разрезу в целом возрастает.
Разрез рифейско-вендских отложений южной части Восточно-Анабарского бассейна начинается с толщи гравелитов и конгломератов, красноцветных кварц-полевошпато-вых крупно- и среднезернистых песчаников с реликтами косой слоистости (толща 1 — см. рис. 2). Конгломераты и гравелиты залегают непосредственно на коре выветривания по фундаменту, ее перемытые остатки часто присутствуют в подошвенной части отложений. Конгломераты состоят из хорошо окатанных галек кварца, сильно измененных полевых шпатов, кварцитов, которые сцементированы разнозернистым песчаником. В обломочной фракции песчаников преобладают кварц, полевой шпат и обломки пород, представленные кварцитами, гнейсами, измененными метабазитами. Среди кварцевых зерен отмечаются как монокристаллические разности с прямым, нередко волнистым погасанием, так и поликристаллические разности с мозаичным погасанием. Высокая степень окатанности отдельных обломков указывает на их неоднократный перемыв. Среди полевых шпатов микроклин составляет основную долю обломочных зерен, что определяет крайне низкие значения щелочного модуля (Na2O/K2O) для песчаников [29], равное 0-0,5. Следует отметить, что часть обломочных зерен калиевых полевых шпатов регенерирована и характеризуется правильными ромбовидными формами. Кроме того, в цементе терригенных толщ развиты водяно-прозрачные ромбовидные выделения калиевого полевого шпата — адуляра, формирование которого обусловлено гидротер-мально-метасоматическими процессами палеозойско-мезозойского возраста [11, 30, 31]. Обломки пород характеризуются низкой степенью окатанности, свидетельствуя о близости источника сноса. Среди акцессорных минералов отмечаются магнетит, ильменит, рутил, лейкоксен, сильно измененные зерна глауконита, апатит.
В толще 1 выделяется несколько ритмов мощностью в первые десятки метров, начинающихся конгломератами или гравелитами и заканчивающихся песчаниками или алевролитами. В основании ритмов наблюдаются неотчетливые размывы и в средней части толщи один из таких размывов фиксирует, по-видимому, значительный стратиграфический перерыв — он отделяет верхнерифейские песчаники от нижнерифейских песчаников — реликтов мукунской серии (см. рис. 2).
Выше по разрезу наблюдается толща розоватых массивных разнозернистых кварц-полевошпатовых песчаников с редкими прослоями конгломератов, гравелитов, а также алевролитов (толща 2 — см. рис. 2). Текстуры горизонтальные или косослоистые. Обломки угловатые, плохо окатанные. Сортировка низкая. В составе песчаников преобладает кварц, в подчиненном количестве присутствуют полевой шпат и обломки пород. Полевые шпаты представлены микроклином, небольшая доля приходится на антипер-тит и олигоклаз-лабрадор. Значительная часть обломков щелочных полевых шпатов подвержена интенсивной пелитизации.
Акцессорные минералы нередко образуют небольшие линзы природных черных шлихов и представлены магнетитом, ильменитом, биотитом, цирконом, апатитом, турмалином, пиритом и реже сфеном. По всему интервалу разреза отмечаются отдельные маломощные слои, содержащие сильно измененные зерна глауконита.
Обломочная компонента цементируется тонкозернистой кварц-полевошпатовой массой, иллитом (реже иллит-смектитом), кальцитом и доломитом. Для отдельных интервалов разреза отмечается наличие регенерационного кварцевого и полевошпатового цемента. Тип цемента — базальный, открыто-пористый для грубозернистых песчаников и закрыто-пористый для мелкозернистых разностей.
В следующей толще (толща 3 — см. рис. 2), сложенной теми же песчаниками, отмечается появление многочисленных прослоев бордово-красных, серых и зеленых параллельнослоистых алевролитов, аргиллитов, нередко с плитчатой отдельностью.
В обломочной части в составе алевролитов присутствуют кварц и карбонаты, в цементе — гидрослюды, хлорит, гидроокислы железа.
Песчано-конгломератовые и песчано-алевритовые толщи разреза несут следы эпигенетических преобразований, которые проявлены неоднородным обесцвечиванием первичной красноцветной окраски пород, формированием кварц-полевошпатового цемента, наложенной гематитизацией и лимонитизацией. Эпигенетические изменения распространены в разрезе неоднородно, но в целом их интенсивность убывает вверх по разрезу.
Выше по разрезу объем карбонатной составляющей постепенно увеличивается. Следующая толща (толща 4 — см. рис. 2) сложена переслаивающимися светлыми крупнозернистыми доломитами и, в подчиненном количестве, песчаниками, а также алевролитами и аргиллитами. Отличительной особенностью терригенных пород этой толщи является появление в обломочной фракции карбонатов. Присутствуют маломощные прослои строматолитовых доломитов и песчанистых доломитов с высоким содержанием обломков кварца. В доломитах иногда отмечаются трещины усыхания, следы брек-чирования. Песчаники серые, кварцевые, мелко- и среднезернистые с маломощными линзами кварцевых гравелитов и мелкогалечных конгломератов. Отмечаются реликты косой слоистости. В составе гальки присутствуют обломки доломитов.
Эта толща, по крайней мере, частично имеет вендский возраст (см. рис. 2). Определить расположение границы между вендскими и рифейскими комплексами пока не представляется возможным, но, скорее всего, она находится в основании слоя кварцевых песчаников в средней части толщи или в ее основании, где появляются первые слои доломитов.
с> с>
Рис. 3. Классификационная диаграмма QFL [32] (а) и диаграмма Дикинсона [33] (б) для верхнепротерозойских песчаников южной части Восточно-Анабарского бассейна. Условные обозначения: а: 1 — аркозы, 2 — литоарениты, 3 — лититовые аркозы, 4 — полевошпатовые литоарениты, 5 — лититовые субаркозы, 6 — субаркозы, 7 — сублитоарениты,
8 — кварцевые арениты; б: 1 — поднятия фундамента, 2 — орогенные комплексы, 3—5 — отложения островных дуг.
Далее количество терригенной составляющей резко сокращается. Венчает разрез толща светло-серых окремненных строматолитовых доломитов (толща 5 — см. рис. 2).
Изменение состава и обстановок формирования песчаников вверх по разрезу иллюстрируется классификационной диаграммой QFL (кварц—полевые шпаты—обломки
пород) [32] и диаграммой Dickinson [33]. На QFL диаграмме фигуративные точки песчаников попадают преимущественно в области субаркозов, лититовых субаркозов и ар-козов, а их интерпретация указывает на поднятие фундамента и орогенные комплексы в качестве основных источников сноса (рис. 3).
Песчаники двух нижних песчано-конгломератовых толщ (серые квадраты) занимают на диаграмме самое широкое поле, а точки их составов попадают в поля аркозов, субаркозов, лититовых аркозов и сублитоаренитов. Однако значительное обогащение песчаников полевошпатовой составляющей следует связывать не только с их сравнительно низкой зрелостью, но и с наличием низкотемпературного калиевого полевого шпата гидротермально-метасоматического происхождения.
Песчаники толщи 4 (черные круги) вместе с основной долей песчано-конгломера-товых пород занимают область преимущественно субаркозов. Наиболее зрелыми породами являются верхнерифейские песчаники толщи 3 (серые круги), состав которых приближается к кварцевым аренитам.
Химические и Sm-Nd изотопные характеристики пород
После работ Тейлора, Мак-Леннана [28] и McLennan et al. [34] химический и изотопный состав терригенных пород стали часто использовать как для реконструкции источников сноса, так и для изучения осадочных процессов. Основная идея этого подхода состоит в том, что в ходе размыва, транспортировки и осадконакопления состав пород в источнике сноса
претерпевает значительные изменения, но отношения наименее мобильных элементов и изотопов сохраняются, что позволяет проводить их реконструкцию. Отношения же более мобильных элементов претерпевают изменения и по их величине можно судить об интенсивности выветривания и иных процессов.
На треугольной диаграмме A—CN— K (A —Al2O3, CN-Na2O+CaO* (кальций в плагиоклазах), K-K2O), позволяющей проследить направленность выветривания пород питающей провинции, поля песчаников изучаемого рифейско-вендского разреза расположились вблизи точки соста-, _ . _„.т т. . „ ва калиевого полевого шпата (рис. 4). При
Рис. 4. Диаграмма A—CN—K для рифеиско-венд- ' '
ских песчаников Восточно-Анабарского бассеИна этом фигуративные точки песчаников °б-
[35]. разовали два тренда. Первый, прослежи-
pig —плагиоклаз; Kfsp щелочной полевой вающийся примерно из области составов
шпат; I — иллит; Kaol — каолинит; Chi — хлорит;
Grdt — гранодиорит; Gabb — габбро. . и о — данные гPаноДиоPитов, значительно отклоняется в авторов. сторону вершины К, что свидетельствует о
значительном увеличении содержания калия в результате гидротермальных процессов
[34, 35]. Второй тренд (см. рис. 4), параллельный стороне A—K, указывает на наличие
слабого процесса разложения полевых шпатов, приводящего к формированию иллита.
Обогащение калием в результате гидротермальных процессов не позволяет в полной
мере использовать индекс химического выветривания (CIA, [34, 36]), при расчете кото-
А Kaol
рого учитывается содержание калия (С1А = 100[Л120з/(Л1203 + СаО* + ^20 + К20)], где СаО* — кальций в плагиоклазах). Рассчитанные значения индекса химического выветривания пород верхней части терригенного разреза (толща 3), подвергшейся наименьшему воздействию гидротермальных процессов, не превышают в среднем значения 61, что позволяет предполагать низкую степень химического выветривания питающих пород в условиях холодного гумидного климата при высокой скорости захоронения осадка [36].
В отличие от окислов, отношения большинства малых и редкоземельных элементов (РЗЭ) благодаря иммобильности в процессах седиментогенеза обычно не претерпевают существенных изменений и являются хорошими индикаторами состава пород и тектонических обстановок в источнике сноса [28, 37-41]. Их нарушение, как правило, свидетельствует об интенсивных гидротермальных процессах, которым подверглись осадочные породы.
Содержание редкоземельных элементов в верхнедокембрийских породах южной части Восточно-Анабарского бассейна отражено на рис. 5.
]_ _________________________I__________________I___________________I___________________I___________________I___________________I__________________I___________________I___________________I___________________I__________________I___________________I___________________I__________________I ]
100
Ьа Се Рг N(1 Бт Ей 0(1 ТЬ Бу Но Ег Тт УЪ Ьи
Рис. 5. Хондрит-нормализованные графики (коэффициенты по [42]) распределения редкоземельных элементов:
а — для наиболее представительных образцов толщ 1 и 2; б — для толщи 3 и эндербитов Далдынского тер-рейна (черные линии); в —для толщи 4 и пород Хапчанского пояса (черные линии). Данные по фундаменту щита по [16].
Графики распределений РЗЭ для песчано-конгломератовых толщ 1 и 2 являются нехарактерными для осадочных пород, что указывает на их интенсивное гидро-термально-метасоматическое преобразование. Породы базальных толщ значительно
обогащены тяжелыми РЗЭ (LaN/Lu^ —1,65), что существенно искажает форму кривой распределения (см. рис. 5, а). При этом рассчитанные значения Eu/Eu* (Eu/Eu*=EuN/[SmN*GdN]1/2) являются преимущественно положительными, варьируя от 0,7 до 1,2. Аномальное распределение РЗЭ фиксируется и для песчано-алевритовой толщи 3. Отличительной особенностью толщи 3 является наличие ярко выраженной положительной европиевой аномалии.
Песчаники терригенно-карбонатной толщи (толща 4; см. рис. 2) не несут метасома-тических изменений. Они характеризуются нормальными для аркозов трендами распределений РЗЭ с высокой степенью фракционирования на легкие и тяжелые элементы (LaN/LuN = 12,6), небольшой суммой REE и наличием отрицательной европиевой аномалии (см. рис. 5, а), что, по-видимому, указывает на размыв гранатовых парагнейсов нижнепротерозойского Хапчанского пояса (см. рис. 5, а). Схожим характером распределения РЗЭ обладают калиевые гранитоиды Котуйкан-Монхоолинской и Билляхской зон [12, 16], которые также могли служить источниками сноса.
Метасоматические изменения, по всей видимости, не влияют на характер распределения легких и средних РЗЭ, который практически одинаков для всех толщ разреза. Так, значение LaN/SmN отношения для песчано-алевритовой и песчано-конгломерато-вой толщ составляет 3,8 и 3,55 соответственно, а для терригенно-карбонатной толщи — 3,17.
Важным следствием ненарушенности соотношений легких и средних РЗЭ является возможность использовать европиевую аномалию для реконструкции источников сноса. Как отмечалось выше, в толщах 1-3 наблюдается отчетливая положительная европиевая аномалия, причиной проявления которой может быть как размыв архейских осадочных пород, так и эрозия комплексов вулканогенно-осадочных отложений, образовавшихся во внешних прогибах островных дуг за счет андезитов [28, 29]. Вероятным источником осадочного материала для песчано-алевритовой толщи также могли служить плагиогнейсы и метабазит-гнейсы Далдынского террейна и динамомета-морфические породы Билляхской зоны меланжа. Низкие содержания плагиоклаза в песчаниках могут рассматриваться как противоречащие широкому распространению основных пород в источнике сноса. Однако во многих публикациях было показано, что кальциевые плагиоклазы благодаря крайней неустойчивости к процессам выветривания практически не встречаются в терригенных, особенно литифицированных осадках, даже в продуктах размыва основных пород [43, 44].
Хондрит-нормализованные отношения малых элементов практически идентичны для пород всего разреза. Относительно PAAS (постархейского глинистого сланца Австралии, состав которого, согласно Тейлору и Мак-Леннану [28], обычно рассматривается как средний состав глин и верхней части земной коры) песчаники южной части Восточно-Анабарского бассейна несколько обогащены свинцом, торием, ниобием, цирконием, иттрием, тяжелыми редкими землями и, в свою очередь, обеднены ураном, танталом (рис. 6).
Повышенные концентрации тяжелых РЗЭ, иттрия, тория, ниобия наиболее характерны для толщ 1 и 2 и не наблюдались в толще 4. Как и появление щелочных полевых шпатов в цементе песчаников, геохимические характеристики толщ 1 и 2 являются результатом воздействия интенсивных гидротермально-метасоматических изменений, возраст которых считается мезозойским [11, 31]. Отсутствие заметных изменений в толще венда связано скорее всего не с предвендским возрастом гидротермально-мета-соматических процессов, а с наличием слабопроницаемых слоев аргиллитов, препятствующих распространению флюидов вверх по разрезу.
1000 100 10 1 0,1 0,01 0,001
Рис. 6. Хондрит-нормализованные графики распределения малых элементов для песчаников южной части Восточно-Анабар-ского бассейна. Коэффициенты нормализации по [42].
Линией обозначен средний состав архейских сланцев РААЭ [45].
Результаты Sm-Nd-изотопных исследований верхнедокембрийских терригенных пород южной части Восточно-Анабарского бассейна представлены в таблице.
Результаты Sm-Nd-изотопных анализов верхнедокембрийских терригенных пород южной части Восточно-Анабарского бассейна
Образец Стратигра- фическое положение 8т147/Ш144 Ш143/Ш144±2<т ^-м(О) ^м(Т) Тм(БМ), млн лет 7 \, ( Г) \ 1-2>1 ). млн лет
9/67,8 толща 4 0,0966 0,511556±3 -21,1 -14,1 2070 2448
13/105 толща 3 0,1658 0,511331 ±8 -25,5 -21,2 5714 3474
17/205,3 толща 2 0,0722 0,510962 ±4 -32,7 -15,2 2349 2983
17/217,5 толща 1 0,1299 0,511161±5 -28,8 -16,0 3595 3374
Для рифейских песчаников средняя величина 14^т/144Nd отношения варьирует в довольно широких пределах (0,07-0,17). Для образцов 9/67,8 из терригенно-карбонат-ной толщи 4 и 17/217,5 из песчано-конгломератовой толщи 1 величина 14^т/144Nd в целом близка к среднекоровому значению 0,12 [28], что характерно для большинства породных комплексов Анабарского щита — гранулитов Маганского, Далдынского и Биректинского террейнов, а также анортозитов Котуйкан-Монхоолинской зоны [12]. В образце 13/105 из толщи 3 устанавливается аномально высокое (0,1658), а в образце 17/205,3 из толщи 2 —аномально низкое (0,0722) значение 14^т/144^. По всей видимости, нарушение Sm-Nd изотопной системы связано с метасоматическим преобразованием пород, следы которого фиксируются петрографическими и геохимическими методами. Столь значительные нарушения изотопной системы заставляют рассматривать интерпретацию этих двух образцов как гипотетическую.
В связи с нарушенностью Sm-Nd изотопной системы для оценок модельного возраста нами были использованы как одностадийная, так и двустадийная модели. Для трех образцов терригенной части разреза (толщи 1-3) величины £ш(Т) колеблются от -15,2 до -21,2, а рассчитанные по двухстадийной модели возрасты — от 2983 до 3474 млн лет (см. табл. 1). Эти данные позволяют предполагать, что источники сноса для терриген-ных конгломерато-песчаниковых и песчано-алевритовых толщ имели позднеархейские-
раннеархейские Мё-модельные возрасты. Близкие изотопные характеристики имеют гранулито-гнейсы Маганского и Далдынского террейнов, а также анортозиты Котуй-кан-Монхоолинской зоны, образующие крупные тектонические блоки, выведенные из нижних горизонтов коры Далдынского террейна [12]. На диаграмме £ш(Т)-возраст (рис. 7) фигуративные точки составов рифейских песчаников южной части Восточно-Анабарского бассейна находятся в поле эволюции изотопного состава Мё архейской коры, указывая на наличие субстрата с очень древними датировками.
Рис. 7. Диаграмма —стратиграфический возраст (^ для рифейских песчаников
южной части Восточно-Анабарского бассейна.
Условные обозначения: 1 — поле эволюции изотопного состава гранулитов Маганского и Далдынского террейнов; 2 —поле эволюции изотопного состава анортозитов Котуйкан-Монхоолинской зоны меланжа [12]; 3 —фигуративные точки составов изучавшихся образцов; 4 — поле эволюции состава архейской коры; 5 — линия эволюции изотопного состава гранулитов Биректинского террейна [12].
Данные по Sm-Nd характеристикам рифейских песчаников хорошо согласуются с результатами геохимических и петрографических исследований, предполагающих те же самые террейны и разделяющие их зоны меланжа в качестве вероятных источников сноса. Косвенным образом это свидетельствует о реалистичной оценке модельного возраста по двухстадийной модели даже для весьма измененных пород, какими являются образцы 13/105 и 17/205,3.
Наиболее молодой раннепротерозойский модельный возраст Тш^М-2в1) = 2448 млн лет (Тм,^М = 2070 млн лет) рассчитан для образца 9/67,8 из терригенно-карбонатной толщи (толща 4), принадлежащей к вендской части разреза. На диаграмме £ш (Т)— возраст (см. рис. 7) фигуративная точка состава песчаника из терригенно-карбонатной толщи находится рядом с линией эволюции изотопного состава Nd гранулитов Биректинского террейна.
На основании Nd-изотопных данных можно предполагать, что источниками сноса для терригенных толщ могли являться породы древнего архейского основания, например гранулиты Маганского и Далдынского террейнов, в то время как для верхней терригенно-карбонатной толщи — гранулиты Биректинского террейна либо сформированные за счет их размыва гранатовые парагнейсы Хапчанского пояса.
Заключение
Приведенные в статье данные по геохимическому и Sm-Nd изотопному составам свидетельствуют о том, что накопление терригенных пород верхнепротерозойского разреза происходило за счет размыва различных источников сноса, располагавшихся в непосредственной близости от бассейна осадконакопления. Так, конгломерато-песчаниковые и песчано-алевритовые толщи 1-3, вероятно, сформировались за счет размыва архейских метаморфических комплексов Далдынского террейна, о чем свидетельствуют состав обломков пород, положительные европиевые аномалии и Sm-Nd-изотопный состав терригенных пород.
В породах вендского возраста фиксируется отрицательная европиевая аномалия, а Sm-Nd-изотопный состав указывает на размыв источника сноса с преимущественно раннепротерозойским возрастом. С учетом сходства распределений РЗЭ наиболее вероятными питающими провинциями являются породы Биректинского террейна или Хапчанского пояса.
Возраст интенсивных вторичных изменений, нарушивших геохимические и частично Sm-Nd-изотопные системы, остается неизвестным. Судя по обогащению песчаников толщ 1-3 тяжелыми РЗЭ, иттрием, торием и ниобием, наиболее вероятной причиной гидротермально-метасоматических изменений были активизационные процессы венд-триассового возраста, приведшие в том числе и к становлению собственно карбонатито-вых массивов. При этом наиболее интенсивные изменения затрагивают лишь песчано-конгломератовые и песчано-алевритовые толщи рифея, тогда как вендские породы, содержащие в разрезе слабопроницаемые для флюидов слои аргиллитов, оказываются неизмененными.
Литература
1. Сергеев В.Н. Окремененные микрофоссилии рифея Анабарского поднятия // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1993. Т. 1. №3. С. 35-50.
2. Сергеев В. Н., Воробьева Н. Г., Петров П. Ю. Новые местонахождения рифейских микробиот в билляхской серии северного Прианабарья (бассейн р. Фомич): к вопросу о биостратиграфии рифея Сибирской платформы // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2007. Т. 15, №1. С. 3-14.
3. Knoll A. H., Kaufman A. J., Semikhatov M. A. The carbon-isotopic composition of Protero-zoic carbonates: Riphean successions from northwestern Siberia (Anabar massive, Turukhansk uplift) // Amer. J. Sci. 1995b. Vol. 295, N7. P. 823-850.
4. Горохов И. М., Семихатов М. А., Друбецкой Е. Р. и др. Rb-Sr и K-Ar возраст осадочных геохронометров нижнего рифея Анабарского массива // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1991. №7. С. 17-32.
5. Горохов И. М., Семихатов М. А., Мельников М. М. и др. Rb-Sr геохронология средне-рифейских аргиллитов юсмастахской свиты, Анабарский массив, Северная Сибирь // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2001. Т. 9, №3. С. 3-24.
6. Худолей А. К., Молчанов А. В., Округин А. В. и др. Эволюция фундамента севера Сибирской платформы по данным U-Pb датирования обломочных цирконов в песчаниках мукунской серии, Анабарский щит // Фундаментальные проблемы геотектоники. Материалы XL Тектонического совещания / Под ред. Ю. В. Карякина М.: ГЕОС, 2007. Т. 2. С. 333-335.
7. Веселовский Р. В., Петров П. Ю., Карпенко С. Ф. и др. Новые палеомагнитные и изотопные данные по позднепротерозойскому магматическому комплексу северного склона Анабарского поднятия // Докл. РАН. 2006. Т. 410, №6. С. 775-779.
8. Веселовский Р. В., Павлов В. Э., Петров П. Ю. Новые палеомагнитные данные по Ана-барскому поднятию и Учуро-Майскому району и их значение для палеогеографии и геологической корреляции рифея Сибирской платформы // Физика Земли. 2009. №7. С. 3-24.
9. Ernst R. E., Buchan K. L., Hamilton M. A., Okrugin A. V., Tomshin M. D. Integrated paleo-magnetism and U-Pb geochronology of mafic dikes of the eastern Anabar Shield region, Siberia: Implications for Mesoproterozoic paleolatitude of Siberia and comparison with Laurentia // J. of Geol. 2000. Vol. 108, N3. P. 381-401.
10. Молчанов А. В., Ефимов С. А., Клюев Н. К. Металлогеническое районирование и прогнозная оценка на уран Анабарского щита // Природные ресурсы Таймыра. 2003. № 1. С. 34-54.
11. Молчанов А. В. Металлогения урана Алданского и Анабарского щита: Автореф. дис.
... д-ра геолого-минералогических наук. СПб.: ВСЕГЕИ, 2004. 42с.
12. Розен О. М., Журавлев Д. З., Суханов М. К. и др. Изотопно-геохимические и возрастные характеристики раннепротерозойских террейнов, коллизионных зон и связанных с ними анортозитов на северо-востоке Сибирского кратона // Геология и геофизика. 2000. Т. 41. №2. С. 163-179.
13. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия) / Под ред. Л. М. Парфенова, М. И. Кузьмина. М.: МАИК «Наука/Интерпериодика», 2001. 571с.
14. 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 / Ed. Condie K. C. Elsevier. 1994. P. 411-459.
15. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1:1000000. Лист R-48 — (50) — Оленек / Под ред. Ф. Г. Маркова. Объяснительная записка. Л.: ВСЕГЕИ, 1983. 196 с.
16. Розен О. М. Метаморфические следствия тектонических движений на уровне нижней коры: протерозойские коллизионные зоны и террейны Анабарского щита. // Геотектоника. 1995. №2. С. 3-14.
17. Сурков В. С., Гришин М. П. Строение рифейских осадочных бассейнов Сибирской платформы // Геология и геофизика. 1997. №11. С. 1712-1715.
18. Гладкочуб Д. П., Станевич А. М., Травин А. В. и др. Уджинский мезопротерозойский палеорифт (север Сибирского кратона): новые данные о возрасте базитов, стратиграфии и микрофитологии // Докл. Академии наук. 2009. Т. 425. №5. С. 642-648.
19. Опорный разрез верхнедокембрийских отложений западного склона Анабарского поднятия: Сб. статей / Под ред. Б. В. Ткаченко. Л.: НИИГА, 1970. 144с.
20. Семихатов М. А., Серебряков С. Н. Сибирский гипостратотип рифея // Труды ГИН АН СССР. М.: Наука, 1983. Вып. 367. 224с.
21. Стратиграфия нефтегазоносных бассейнов Сибири. Рифей и венд Сибирской платформы и ее складчатого обрамления / Под ред. Н. В. Мельникова. Новосибирск: ГеО, 2005. 428 с.
22. Худолей А. К., Дэвис В., Рейнбирд Р. Х. и др. Результаты U-Pb датирования обломочных цирконов и Sm-Nd изотопные исследования песчаников рифейского разреза юго-востока Анабарского щита: следствия для тектоники и стратиграфии // Материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии. СПб: ИГГД РАН, 2009. Т. 2. С. 240-242.
23. Горохов И. М., Мельников М. М., Турченко Т. Л., Кутявин Э. П. Rb-Sr систематика пе-литовых фракций в нижнерифейских аргиллитах: усть-ильинская свита, Анабарский массив, Северная Сибирь // Литология и полезные ископаемые. 1997. №5. С. 530-539.
24. Ковач В. П., Котов А. Б., Смелов А. П. и др. Этапы формирования континентальной коры погребенного фундамента восточной части Сибирской платформы // Петрология. 2000. Т. 8. № 4. С. 394-408.
25. Jacobsen S. B., Wasserburg G. J. Sm-Nd evolution of chondrites and achondrites // Earth Planet. Sci. Lett. 1984. Vol. 67. P. 137-150.
26. Goldstein S. I., Jacobsen S. B. Nd and Sr isotopic systematics of rivers water suspended material: implications for crustal evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. Vol. 87. P. 249-265.
27. Keto L. S., Jacobsen S. B. Nd and Sr isotopic variations of Early Paleozoic oceans //Earth Planet. Sci. Lett. 1987. Vol. 84. P. 27-41.
28. Тейлор С. Р., Мак-Леннан С. М. Континентальная кора: ее состав и эволюция / Пер. с англ. М.: Мир, 1988. 384 с.
29. Интерпретация геохимических данных: Учеб. пособие. М.: Интермет Инжиниринг, 2001. 288 с.
30. Молчанов А. В., Коваль С. Г., Ходжаев Д. К. и др. Ураноносность восточной части Анабарского щита (по результатам среднемасштабных прогнозно-металлогенических исследований) // Материалы по геологии месторождений урана, редких и редкоземельных металлов. 2006. Вып. 150. С. 41-53.
31. Молчанов А. В., Ходжаев Д. К., Морозова Н. Е. и др. Рудоносность Мальджангарского карбонатитового массива // Региональная геология и металлогения. 2007. №32. С. 103-107.
32. Петтиджон Ф., Поттер П., Сивер Р. Пески и песчаники. М.: Мир, 1976. 535с.
33. Dickinson W. R., Beard L. S., Brakenridge G. R., Erjavec J. L. et al. Provenance of North American sandstones in relation to tectonic setting // Geological Society of America Bulletin. 94. 1983. P. 222-235.
34. McLennan S. M., Hemming S., McDaniel D. K., Hanson G. N. Geochemical approaches to sedimentation, provenance and tectonics // Processes Controlling the Composition of Clastic Se diment / Eds. M. J. Johnsson, A. Basu. Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 284. 1993. P. 21-40.
35. Fedo C. M., Nesbitt H. W., Young G. M. Unraveling the effects of potassium metasomatism in sedimentary rocks and paleosols, with implications for paleoweathering conditions and provenance // Geology. 1995. Vol. 23. P. 921-924.
36. Nesbitt H. W., Young G. M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites // Nature. 1982. Vol. 299. P. 715-717.
37. Floyd P. A., Leveridge B. E. Tectonic environment of the Devonian Gramscatho basin, south Cornwall: framework mode and geochemical evidence from turbiditic sandstones // J. Geol. Soc. London, 1987. Vol. 144. P. 531-542.
38. Floyd P. A., Winchester J. A., Park R. G. Geochemistry and tectonic setting of Lewisian clastic metasediments from the Early Proterozoic Loch Marse Group of Gairloch, NW. Scotland // Precam. Res. 1989. Vol. 45. P. 203-214.
39. Murray R. W., Buchholtz ten Brink M. R., Jones D. L. et al. Rare earth elements as indicators of different marine depositional environments in chert and shale // Geology. 1990. Vol. 18. P. 268-271.
40. Murray R. W., Buchholtz ten Brink M. R., Brumsack H. J. et al. Rare earth elements in Japan Sea sediments and diagenetic behaviour of Ce/Ce*: results from ODP Leg 127 // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1991. Vol. 55. P. 2453-2466.
41. Roser B. P., Cooper R. A., Nathan S., Tulloch A. J. Reconnaissance sandstone geochemistry, provenance, and tectonic setting of the lower Paleozoic terranes of the West Cost and Nelson, New Zealand // N. Z. J. Geol. Geophys. 1996. Vol. 39. P. 1-16.
42. Sun S. S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts // Mag-matism in ocean basin. Geol. Soc. Spec. Publ. 1989. Vol. 42. P. 313-345.
43. Котова Л.Н., Подковыров В. Н. Петрохимия песчаников Сибирского гипостратотипа рифея (Учуро-Майский регион) // Литология и полезные ископаемые. 2001. №2. С. 142-154.
44. Япаскурт О. В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо- и рудообразования. М.: Изд-во МГУ, 2008. 356 с.
45. Condie K. C. Chemical composition and evolution of the upper continental crust: Contrasting results from surface samples and shales // Chem. Geol. 1993. Vol. 104. P. 1-37.
Статья поступила в редакцию 1 июня 2010 г.
