CC BY
11
УДК 551.24, 550.93
ТЕКТОНОТЕРМАЛЬНАЯ ИСТОРИЯ БАЗИТ-УЛЬТРАБАЗИТОВ ШИДИНСКОГО МАССИВА (ЗАПАДНОЕ ПРИБАЙКАЛЬЕ)
Д.С. Юдин1, А.В. Травин2, В.Г. Владимиров3, А.С. Мехоношин4, А.Г. Владимиров5,
C.В. Хромых 6, Н.И. Волкова 7, Т.Б. Колотилина 8, И.Б. Корнева9
1-3,5-7,9Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, пр. ак. Коптюга, 3. 4,7,8Институт геохимии СО РАН, 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского,1а.
4,8Национальный исследовательский Иркутский государственный технический университет, 664074, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 83.
5Новосибирский государственный университет, 630090, г. Новосибирск, ул. Пирогова, 2. Национальный исследовательский Томский государственный университет, 634050, г. Томск, пр. Ленина, 36.
президиум СО РАН, 630090, г. Новосибирск, пр. ак. Коптюга, 3.
Ультрабазит-базитовые массивы предоставляют уникальные возможности для расшифровки истории формирования и разрушения геологических систем. Настоящая работа посвящена исследованию Шидинского гипербазитового массива (Ольхонский регион, Западное Прибайкалье). Проведены структурно-петрологические и U/Pb и 40Ar/39Ar геохронологические исследования Шидинского гипербазитового массива и его метаморфического обрамления. Выявлены два основных возрастных рубежа тектонотермальной активности (470-475 и 440-405 млн лет). Библиогр. 15 назв. Ил. 7.
Ключевые слова: геохронология; 40Ar/39Ar; U/Pb; термохронология; Ольхонский регион; сдвиговая зона.
TECTONOTHERMAL HISTORY OF MAFIC-ULTRAMAFIC OF SHIDA MASSIF (WESTERN BAIKAL REGION)
D.S. Yudin, A.V. Travin, V.G. Vladimirov, A.S. Mekhonoshin, A.G. Vladimirov, S.V. Khromykh, N.I. Volkova, T.B. Kolotilina, I.B. Korneva
Institute of Geology and Mineralogy SB RAS, 3, Academician Koptug's Av., Novosibirsk, 630090. Institute of Geochemistry Vinogradov, SB RAS, 1a, Favorsky St., Irkutsk, 664033. National Research Irkutsk State Technical University, 83, Lermontov St., Irkutsk, 664074. Novosibirsk State University, 2, Pirogov St., Novosibirsk, 630090. National Research Tomsk State University, 634050, 36, Lenin Av., Tomsk, 634050. Presidium of SB RAS, 3, Academician Koptug's Av., Novosibirsk, 630090.
Mafic-ultramafic massifs provide unique opportunities for the decoding of the history of geological systems formation and destruction. The present work is devoted to the research of Shida ultramafic massif (Olkon region,West Baikal area). The authors performed structural-petrological, and U/Pb and 40Ar/39Ar dating of Shida Ultramafic Massif and its metamorphic frame. Two general age marks of tectonothermal activity (470-475 and 440-405 Ma) were identified. 15 sources. 7 figurs.
Key words: geochronology, 40Ar/9Ar, U/Pb, thermochronology, Olkhon region, shear zone
Ультрабазит-базитовые массивы предоставляют уникальные возможности для расшифровки истории формирования и разрушения геологических систем. Благодаря высоким температурам кристаллизации и изначально обезво-
женному характеру расплавов, оказавшиеся во внутренних частях массивов породы (захваченные расплавом в процессе его транспортировки ксенолиты; образовавшиеся по трещинам внутри массива дайки, жилы и т.д.) часто стано-
1Юдин Денис Сергеевич, кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник,
тел.: (383) 3307839, e-mail: dsyudin@gmail.com
Yudin Denis, Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Senior research worker, tel.: (383) 330-
78-39, e-mail: dsyudin@gmail.com
вятся закрытыми от обмена с вмещающей средой. Такая «консервация» может обеспечить сохранность минеральных парагенезисов, соответствующих магматическим, метаморфическим, ме-тасоматическим, деформационным событиям. Благодаря этому, появляется возможность не только датирования многообразных событий в истории геологических систем, но и реконструкции термической истории самих ультраба-зит-базитовых массивов.
Информативным в этом отношении является Шидинский гипербазито-вый массив, расположенный в Ольхон-ском регионе (Западное Прибайкалье) на границе двух тектонических зон -Чернорудской и Анга-Сахюрты [7]. С целью реконструкции тектонотермаль-ной истории становления Шидинского массива были проведены термохронологические U/Pb (циркон), ^Лг/^Лг (амфибол, биотит) исследования магматических и метасоматических минераль-
ных парагенезисов, «законсервированных» в жестких ультрабазитовых и ба-зитовых телах, а также первичных метаморфических и синдеформационных минеральных парагенезисов, отвечающих основным этапам формирования ранних каледонид коллизионной системы Западного Прибайкалья [9].
В пределах Ольхонского региона к Сибирской платформе примыкают среднепалеозойские коллизионные образования [4, 8], представленные пакетом тектонических пластин (рис. 1), различающихся литологическим составом и уровнем метаморфизма: Чернорудская (гранулитовая фация), Анга-Сахюрты (амфиболитовая) и Ангинская (амфибо-литовая, эпидот-амфиболитовая).
Для Ольхонской коллизионной системы характерны многочисленные реликты офиолитовых комплексов в виде будинообразных тел гипербазитов и пространственно сопряженных с ними пластовых тел метабазальтоидов [10]. К
2Травин Алексей Валентинович, кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, тел.: (383) 3342839, e-mail: travin@uiggm.nsc.ru
Travin Alexey, Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Senior research worker, tel.: (383) 33428-39, e-mail: travin@uiggm.nsc.ru
3Владимиров Владимир Геннадьевич, кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, e-mail: vvg58@uiggm.nsc.ru
Vladimirov Vladimir, Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Senior research worker, e-mail: vvg58@uiggm.nsc.ru
4Мехоношин Алексей Сергеевич, кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, профессор НИ ИрГТУ, тел.: (3952) 42-99-46, e-mail: mekhonos@igc.irk.ru
Mekhonoshin Alexey, Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Senior research worker, Professor of NR ISTU, tel.: (3952) 429946, e-mail: mekhonos@igc.irk.ru
5Владимиров Александр Геннадьевич, доктор геолого-минералогических наук, главный научный сотрудник, профессор НГУ, и.о. профессора ТГУ, e-mail: vladimir@uiggm. nsc.ru
Vladimirov Alexander, Doctor of Geological and Mineralogical Science, Principal Researcher, Professor of NSU, Acting Professor of TSU, e-mail: vladimir@uiggm.nsc.ru
6Хромых Сергей Владимирович, кандидат геолого-минералогических наук, научный сотрудник, учёный секретарь, тел.: (383) 3333523, e-mail: serkhrom@uiggm.nsc.ru
Khromykh Sergei, Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Research worker, Scientific Coordinator, tel.: (383) 3333523, e-mail: serkhrom@uiggm.nsc.ru
7Волкова Нина Ивановна, кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, email: nvolkova @uiggm.nsc.ru
Volkova Nina, Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Senior research worker, e-mail: nvolkova @uiggm.nsc.ru
8Колотилина Татьяна Борисовна, кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, доцент НИ ИрГТУ, тел.: (3952) 429946, e-mail: tak@igc.irk.ru
Kolotilina Tatiana, Candidate of Geological and Mineralogical Sciences, Senior research worker, Associate professor of NR ISTU, tel.: (3952) 429946, e-mail: tak@igc.irk.ru
9Корнева Ирина Борисовна, аспирант, e-mail: Irina.B.Korneva@gmail.com Korneva Irina, Postgraduate, e-mail: Irina.B.Korneva@gmail.com
Рис. 1. А. Положение полигона «Шида» в структуре Приольхонья:
1 - Сибирская платформа; 2 - зона Приморского разлома; 3 - Чернорудская зона; 4 - Ан-гинская зона; 5 - зона Анга-Сахюрты; 6 - метаморфические породы зоны Шида (амфиболитовая фация); 7 - комплекс Орсо.
Б. Схема геологического строения части полуострова Шида (по А.С. Мехоношину): 1 - будины гипербазитов; 2-5 - метаморфические породы амфиболитовой фации: 2 - миг-матизированные гранат-биотитовые плагиогнейсы, 3 - амфиболиты, 4 - мраморы, 5 - гра-нат-биотитовые бластомилониты; 6 - жилы гранитов шаранурского комплекса
этой группе образований можно отнести и серию сближенных тел дунитов и гарцбургитов, относящихся к Шидин-
скому массиву. Это линзовидные и овальные тела размером до 10 м, располагающиеся конформно в матриксе из
мраморов, амфиболитов, мигматизиро-ванных гранат-биотитовых гнейсов и бластомилонитов по ним (см. рис. 1). На границе гипербазитов с вмещающей метаморфической толщей можно наблюдать реакционные взаимоотношения в виде высокотемпературных магнезиальных скарнов с высокопиропистым гранатом, магнезиальным энстатитом, ди-опсидом, паргаситом, флогопитом, шпинелью и метасоматиты с куммингто-нитом и бруситом [3, 9].
Для гипербазитов характерен оливин, энстатит и акцессорные хромшпи-нелиды с содержанием хрома до 40%. Вторичные минералы представлены тремолитом и бруситом, их формирование контролируется тонкими трещинами в первичных минералах. По химическому составу породы массива -высокомагнезиальные с очень низкими концентрациями титана, алюминия, кальция, натрия и калия.
Структуры ультраосновных пород Шидинского массива - гранобластовые и порфиробластовые со следами наложенных деформаций.
Несмотря на то что тела гиперба-зитов конформны вмещающим породам, сами они были подвержены хрупким деформациям. Это привело к образованию сети трещин и гранитных жил, относящихся к шаранурскому комплексу. В результате десиликации гранитоиды преобразованы в флогопитсодержащие плагиоклазиты, и лишь в наиболее крупных жилах сохраняются реликты первичных магматических структур.
Граниты шаранурского комплекса наиболее широко распространены в пределах Чернорудской зоны и зоны Анга-Сахюрты Ольхонского региона, где они прорывают метаморфические породы гранулитовой и амфиболитовой фаций.
В петрографическом отношении они представляют собой лейкократовые породы, сложенные преимущественно кварцем, калиевым полевым шпатом и плагиоклазом (альбит-олигоклаз). Другие породообразующие минералы со-
держатся в незначительных количествах (не более 5 объем.%) и представлены биотитом, мусковитом, гранатом.
Считается, что эти граниты имеют синсдвиговую природу, поэтому их датирование может иметь первостепенное значение для возрастной привязки наиболее ранних тектонических событий сдвигового генезиса.
С целью реконструкции тектоно-термальной истории в пределах Шидин-ского полигона проведен структурно-кинематический анализ деформаций пород как гипербазитового массива, так и его метаморфического обрамления.
Судя по геологической ситуации, тела гипербазитов Шидинского массива скорее всего являются отторженцами или будинами более крупного тела, фрагментированного в процессе его эксгумации. В процессе тектонического экспонирования в верхние уровни коры отдельные фрагменты растаскивались вдоль проницаемой зоны, приобретая овальную линзовидную форму с заполнением межбудинного пространства карбонатным материалом и бластомило-нитами вмещающих пород.
Благодаря десерпентинизации уль-трабазитов с формированием грано-бластовых структур, сложно судить об интенсивности деформаций, обеспечивших эксгумацию тел, однако прямым свидетельством этих событий могут служить, как упоминалось выше, хрупкие деформации внутри тел с образованием трещинных хризотил-асбестовых и гранитно-жильных систем.
Гранитоиды шаранурского комплекса наследуют положение хризотил-асбестовых жил и, как правило, занимают осевую позицию в пределах в основном субвертикальных трещин раскрытия (рис. 2).
Ориентировка трещин и гранитных жил, морфология жил в форме конского хвоста, наличие структур растяжения указывают на субвертикальную кинематику экспонирования ультраба-зитов в условиях сжатия. Сочетание же
процессов десерпентинизации и перекристаллизации оливинсодержащих пород с трещинной тектоникой и становлением жильных гранитных систем
может говорить об относительной глубинности тектонических процессов, происходящих с высокими по геологическим меркам скоростями.
Рис. 2. Плагиоклазиты по гранитоидам шаранурского комплекса, заключенные в тело
ультрабазитов Шидинского массива:
А. Общий вид обнажения. Б. «Вложенный» характер гранитоидных жил в осевой зоне трещин растяжения. В. Сопряженные трещины и жилы с морфологией типа «конский хвост». Г. Внутрибудинный срыв с подгибанием жил вдоль сместителя (маркируется гранитной жилой). Д. Структурная диаграмма (сетка Вульфа, верхняя полусфера) ориентировки трещин и хризотил-асбестовых жил (кружки, N=18), гранитных жил шаранурского комплекса (точки, N=16)
Дополнительным доводом в пользу большой глубины становления систем гранитных жил служит амфиболи-товый уровень метаморфизма пород складчатого обрамления гипербазитов.
Метаморфические породы обрамления претерпели как минимум два этапа деформаций и синхронного мине-ралообразования.
Ранний этап характеризуется преимущественно вязкими деформациями с правосторонней сдвиго-взбросовой кинематикой, отвечающей этапу эксгумирования ультрабазитов. Кинематика деформаций раннего этапа нарушена наложенными тектоническими процессами, которые имеют явно низкотемпературный характер и отвечают хрупко-и хрупкопластичным деформациям с левосдвиговой кинематикой (рис. 3).
Геохронологические исследования проводились с применением U/Pb SHRIMP-метода, U/Pb классического и 40Ar/39Ar методов.
U/Pb изотопное датирование цир-
розонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского (г. Санкт-Петербург, аналитики Д.С. Матуков, Е.Н. Лепехина). Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла 4 нА, диаметр пятна (кратера) - 20 мкм. Погрешности единичных анализов (отношений и возрастов) приведены на уровне 95 % (1о), погрешности вычисленных кон-кордантных возрастов и пересечений с конкордией приводятся на уровне 99.5 % (2о).
Для исследования была выбрана синсдвиговая гранитная жила шаранур-ского комплекса (см. рис. 1, образец Х-742). Полученные экспериментальные точки на диаграммах изотопных соотношений (рис. 4) ложатся на конкор-дию и показывают возраст синсдвиго-вых гранитов - 474±1.5 млн лет.
U/Pb классический метод. Химическое разложена цирконов и выделение U, Pb выполнялось по методу
конов осуществлялось на ионном мик-
Т. Кроу [13]. Концентрации урана и
Рис. 3. Характер «ранних» и «поздних» деформаций метаморфических пород в обрамлении Шидинского массива
свицца определены методом изотопного разбавления с применением смешанного
208 235
208Pb+235U трассера. Холостое загрязнение составило 0,1 нг Pb и 0.05 нг и. Изотопный состав измерен на многоколлекторном твердофазном масс-спектрометре ТРИТОН, ГЕОХИ РАН, г. Москва, аналитик Е.В. Бибикова. Изотопные возрасты рассчитны по программе Людвига [15]. Поправка на примесь обыкновенного свинца введена на возраст 475 млн лет по модели Стейсси и Крамерса [14]. Все ошибки приведены на уровне 2а. Ошибка в изотопных от-
206п. /238т т 207п. /235т т
ношениях Pb/ У и Pb/ У составила 0.3%.
С целью подтверждения данных, полученных с использованием методи-Х-742 Циркон
0.081
0.079
0.077
0.075
0.073
Возраст -
474.9+1.6 млн. лет (1п)
tatw
СКВО = 0.014
6 точек
0.52
0.56
0.60
*"Pb/"!U
0.68
ки SHRIMP II, было проведено изучение тех же зёрен циркона с использованием классической методики U/Pb датирования. Возраст для цирконов из гранитной жилы на полуострове Шида (обр. Х-742), полученный по верхнему пересечению дискордии, составил 475±16 млн лет (рис. 5), что совпадает с таковыми, полученными по методике SHRIMP II. Данные возрастные оценки согласуются с другими результатами U/Pb датирования гранитов шаранурского комплекса, полученными на разных участках зоны Анга-Сахюрты (465±5 млн лет [1], 463 млн. лет [А.Б. Котов, Е.В. Скляров, В.С.Федоровский, устное сообщение]). Отметим, что такие же значения возраста имеют синсдвиговые граниты
Рис. 4. Результаты U-Pb (SHRIMP II) датирования цирконов и их фотографии с указанием областей фокусировки пучка ионов (диаметр пучка - 20 мкм).
Рис. 5. Результаты и-РЬ датирования цирконов, выделенных из жилы гранитов в толще гнейсов на полуострове Шида (Х-742).
шаранурского комплекса Чернорудской зоны (470±1.5 и 460±1.5 млн лет). Основываясь на совокупности уран-свинцовых геохронологических данных, можно определить временной интервал формирования гранитов шаранурского комплекса в 460-470 млн лет.
Кроме даек шаранурских гранитов, U/Pb датирование проведено по цирконам из центральной части одной из наиболее крупных плагиоклазитовых жил (проба Х-736), законсервированной в гипербазитовом теле. Цирконы имеют короткопризматический габитус и отчетливое зональное строение без признаков реликтовых метаморфогенных
ядер. Исследованы как центральные, так и периферические зоны цирконов. Полученные экспериментальные точки на диаграммах изотопных соотношений ложатся (рис. 6) на конкордию и показывают возраст в 467.6±1.8 млн лет, что согласуется с возрастом формирования шаранурских гранитов.
40Ar/9Ar метод. Минералы для
40 39
Ar/ Ar изотопно-геохронологических исследований (слюды, амфиболы, полевой шпат) выделялись с использованием стандартных методик магнитной и плот-ностной сепарации. Навески минеральных фракций совместно с навесками биотита МСА-11 (ОСО № 129-88), используемого в качестве монитора, заворачивались в алюминиевую фольгу, помещались в кварцевую ампулу и после откачки из нее воздуха запаивались. Биотит МСА-11, подготовленный ВИМС в 1988 г. как стандартный K/Ar образец, был аттестован в качестве
40 39
Ar/ Ar монитора с помощью международных стандартных образцов мусковита Bern 4m, биотита LP-6 [11]. В качестве интегрального возраста биотита МСА-11 принято среднее результатов калибровки, составившее 311.0 ± 1.5 млн лет. Кварцевые ампулы с пробами облучались в кадмированном канале научного реактора ВВР-К типа при Томском политехническом университете. Градиент нейтронного потока не
Х-736 Циркон
Возраст -
467.6±1.8 млн. лет (1ст)
( 1.
СКВО = 0.0027
6 точек
0.50 0.54 0.58 0.62 0.66
i0'Pb/2"U
превышал 0,5% в размере образца. Эксперименты по ступенчатому прогреву проводились в кварцевом реакторе с печью внешнего прогрева. Холостой опыт по 40Ar (10 мин при 1200 С) не
10 3
превышал 5 х 10" нсм . Очистка аргона производилась с помощью Ti- и ZrAl SAES-геттеров. Изотопный состав аргона измерялся на масс-спектрометре Noble gas 5400 фирмы Микромасс (Англия). Ошибки измерений, приведенные в тексте и на рисунках, соответствуют интервалу ± 1g.
Для 40Ar/39Ar исследований на участке Шида были отобраны биотиты и амфиболы из амфиболитов и кристаллических сланцев (обр. Х-728, Х-741, Х-758) и синметаморфических гранитов (обр. Х-721) метаморфического обрамления гипербазитовых будин. Точки отбора образцов показаны на рис. 1.
В 40Ar/39Ar спектре амфибола X-728 [N: 53°02'47.16"; E: 106°46'56.33м] из амфиболитового прослоя, примыкающего к синметаморфической гранитной жиле (обрамление гипербазитовых будин), выделяется чёткое плато с возрастом 471.0±6.6 млн лет (рис. 7), соот-
39
ветствующее 85% выделенного 39Ar. Этот возраст совпадает с U/Pb возрастом синметаморфических гранитов. Температура закрытия K-Ar изотопной системы амфибола 550±50°С, в то время, как для U/Pb изотопной системы в
Рис. 6. Результаты U-Pb (SHRIMP II) датирования цирконов, выделенных из жилы гранитов, "законсервированной" в будине гипербазитов (Х-736), и их фотографии с указанием областей фокусировки пучка ионов (диаметр пучка 20 мкм).
цирконе она не ниже 800°С [12].
В возрастном спектре биотита из жилы лейкогранита (обр. Х-721 [N1 53°02'47.16"; Е: 106°46'56.33м]) выделяется чёткое плато с возрастом 431±6 млн лет (см. рис. 7), соответ-
39
ствующее 95% выделенного Аг. В 40Аг/39Аг спектре биотита из гранат-амфибол-биотитового кристаллосланца (обр. Х-728) также выделяется чёткое плато с возрастом 431±6 млн лет, соответствующее 95% выделенного 39Аг. В спектре амфибола из метаморфического обрамления на участке Шида (обр. Х-758, [№ 53°02'45.4''; Е: 106°46'47.8'']) наблюдается плато, соответствующее возрасту 436.6±4.9 млн лет. По биотиту из метаморфического
обрамления Шидинского гипербазито-вого массива (образец Х-741, [N: 53°02'45.3''; E: 106°46'47.3'']), получен "седлообразный" 40Ar/39Ar спектр. На диаграмме «Ca/K - возраст» (см. рис. 7) экспериментальные точки формируют раздельные группы. Логично предположить, что аргону, выделенному из биотита, соответствует группа точек, характеризующаяся наименьшим Ca/K отношением. Среднее по этим точкам дает значение возраста 405±4.3 млн лет.
Проведенные структурно-петрологические и U/Pb и 40Ar/39Ar геохронологические исследования Шидинского гипербазитового массива и его метаморфического обрамления позволили выявить два основных возрастных рубежа
Рис. 7. Результаты 40Аг^9Аг датирования минералов на участке Шида. Приведены возрастные спектры, Са/К спектры и диаграмма «Са/К- возраст»
(этапа) тектонотермальной активности.
Этап 1. Синсдвиговые гранитные жилы шаранурского комплекса (обр. Х-742), плагиоклазитовые жилы, заключенные в гипербазитовом теле (обр. Х-736), амфиболиты и кристаллические сланцы (обр. Х-728):
• 474±1.5 млн лет (обр. Х-742, U/Pb, методика SHRIMP II);
• 475±16 млн лет (обр. Х-742, U/Pb, классическая методика);
• 467.6±1.8 млн лет (обр. Х-736, U/Pb, методика SHRIMP II);
• 471.0±6.6 млн лет (обр.Х-728, 40Ar/39Ar, амфибол). Фиксируемый возрастной рубеж
соответствует одному из главных эпизодов метаморфизма и позднего грани-тообразования. Обращает на себя внимание то, что 40Ar/39Ar возраст амфибола из амфиболита в образце X-728 совпадает с U/Pb возрастом синметамор-фических гранитов (обр. Х-742, Х-736). Однако известно, что температура закрытия K-Ar изотопной системы амфибола 550±50°С, в то время, как для U/Pb изотопной системы в цирконе она не ниже 800°С [12]. Иными словами, можно уверенно говорить, что в это время произошло остывание до температур, меньших 500°С, связанное с быстрым подъемом исследуемых пород. Этим выводам не противоречат и структурно-кинематические данные (см. выше).
Основываясь на оценках P-T параметров амфиболитового метаморфизма (P = 4.5 - 6.5 кбар) [9], можно заключить, что подъем массива начинался с глубин ~ 18 км. С учётом геотермического градиента, составляющего порядка 30-40°С/км, и температуры закрытия изотопной системы амфибола остывание должно было произойти на глубинах не более 14 км.
Этап 2. Синметаморфические граниты (обр. Х-721), гранат-амфибол-био-титовый (обр. X-728, X-758) и биотито-вый (обр. Х-741) кристаллосланцы: • 431±6 млн лет (обр. Х-721, 40Ar/39Ar,
биотит);
• 431.0±6.0 млн лет (обр. X-728, 40Ar/39Ar, биотит);
• 436.6±4.9 млн лет (обр. X-758, 40Ar/39Ar, амфибол);
• 405±4.3 млн лет (обр. Х-741, 40Ar/39Ar, биотит, «седловидный» спектр).
При интерпретации полученных
40 39
изотопно-геохимических Ar/ Ar данных следует учесть, что самое позднее проявление магматических процессов в Ольхонском регионе ограничивается этапом с возрастом 470-460 млн лет [2]. Следовательно, вряд ли событие, соответствующее возрастным оценкам по амфиболу из амфиболита (435 млн лет, образец X-758), связано с прогревом от скрытых в глубине магматических источников. Можно предположить, что в это время произошёл дальнейший подъем базит-ультрабазитов на уровень, соответствующий по температуре закрытию K/Ar изотопной системы в амфиболе, однако это противоречит существующим структурно-кинематическим исследованиям. Скорее всего «омоложение» возраста было связано с активизацией тектонотермальных процессов в пределах структур, отделяющих При-ольхонье от Сибирской платформы, -Приморского разлома [5] и коллизионного шва [6].
Таким образом, с учетом структурно-кинематических исследований можно предполагать, что на рубеже 470475 млн лет Шидинский массив с глубины ~ 18 км поднялся на гипсометрический уровень порядка 14 км. Следует ожидать, что сброс температур с 800 до 500°С привел к соответствующему изменению вязкостных свойств как вмещающих пород, так и самого ультраба-зитового тела. Произошло будинирова-ние наиболее компетентных тел и горизонтов пород, развитие трещинно-жиль-ных систем с заполнением их первоначально хризотилом (на более глубинных уровнях), а в дальнейшем по мере эволюции и раскрытия жил - гранитным материалом.
Следует отметить, что данный возрастной срез (470-475 млн лет) является ключевым в истории Ольхонского региона и отражает интерференцию плейт- и плюмтектонических факторов на позднеколлизионном этапе эволюции региона.
В условиях перехода от тектонических обстановок сжатия (синколлизи-онная транспрессия и горообразование) к длительному периоду растяжения и развала горно-складчатого сооружения индикатором смены тектонического режима в Ольхонском регионе служит резкое изменение кинематики движений от правосторонних сдвиго-взбросовых на левосторонние, сопровождавшиеся внедрением синкинематических стресс-гранитов шаранурского комплекса и минглинг-даек.
Начиная с рубежа 440 млн. лет и, по-видимому, как минимум до рубежа 405 млн. лет, во всем Приольхонском регионе происходила реактивация тектонических движений вдоль основных региональных нарушений (внутриплит-ный постколлизионный этап). Как следствие, сформировалась система дислокаций, характеризующихся левосдвиго-вой кинематикой деформаций в условиях низов зеленосланцевой фации метаморфизма. В пределах участка «Шида» эти события проявились в виде фрагментации коллажа метаморфических и магматических пород, которая, с одной стороны, привела к локальному проявлению синкинематического мине-ралообразования (440-430 млн. лет), а с другой - к нарушению сплошности складчатых образований, их разрушению и выведению всего комплекса пород на верхние гипсометрические уровни земной коры за счет эрозионных процессов.
Работа выполнена при финансовой поддержке Программы фундаментальных исследований СО РАН (проекты № ОНЗ-9.2, 9.3), РФФИ (гранты № 11-05-00144, 11-05-00758).
Библиографический список
1. Бибикова Е.В., Карпенко С.Ф., Сумин Л.В. и др. U-Pb, Sm-Nd и K-Ar возраст метаморфических и магматических пород Приольхонья (Западное Прибайкалье) // Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. - Л.: Наука, 1990. -С.170-183.
2. Владимиров А.Г., Мехоношин А.С., ВолковаН.И. и др. Метаморфизм и магматизм Чернорудской зоны Ольхон-ского региона, Западное Прибайкалье // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): материалы научного совещания по интеграционным программам Отделеия наук о Земле СО РАН. - Иркутск, 2006. - Т. 1.
- С. 57-61.
3. Мехоношин А.С., Колотилина Т.Б., Бухаров А.А., Горегляд А.В. Бази-товые интрузивные комплексы Приоль-хонья (Западное Прибайкалье) // Петрология магматических и метаморфических комплексов. - Томск, 2001. - С. 165-170.
4. Розен О.М., Федоровский В.С. Коллизионные гранитоиды и расслоение земной коры (примеры кайнозойских, палеозойских и протерозойских коллизионных систем) // Тр. ГИН РАН.
- М.: Научный мир, 2001. - Вып. 545. -188 с.
5. Савельева В.Б. Травин А.В. Зырянов А.С. 40Ar-39Ar датирование мета-соматитов в зонах глубинных разломов краевого шва Сибирской платформы // Докл. РАН. - 2003. - Т. 391, № 4. - С. 523-526.
6. Сухоруков В.П., Травин А.В., Федоровский В.С., Юдин Д.С. Возраст сдвиговых деформаций в Ольхонском регионе (Западное Прибайкалье) по данным Ar/Ar датирования // Геология и геофизика. - 2005. - Т. 46, № 5. - С. 579-583.
7. Травин А.В., Юдин Д.С., Владимиров А.Г. и др. Термохронология Чернорудской гранулитовой зоны (Ольхон-
ский регион, Западное Прибайкалье) // Геохимия. - 2009. - Т. 47, № 11. - С. 1181-1199.
8. Федоровский В.С., Владимиров А.Г., Хаин Е.В., Каргополов С.А., Гиб-шер А.С., Изох А.Э. Тектоника, метаморфизм и магматизм коллизионных зон Центральной Азии // Геотектоника. - 1995. - №3. - С. 3-22.
9. Юдин Д.С. Термохронологическая модель ранних каледонид Ольхон-ского региона, Западное Прибайкалье: автореф. дис. канд. геол.-минералог. наук. - Новосибирск, 2008.
10. Юдин Д.С., Травин А.В., Хромых С.В. и др. Поведение K/Ar изотопной системы в гранитных жилах, запечатанных внутри гипербазитовых тел на глубинных уровнях земной коры: первые результаты датирования // XVII Симпозиум по геохимии изотопов им. ак. А.П. Виноградова. - М., 2004. - С. 283-284.
11. Baksi A.K., Archibald D.A., Farrar E. Intercalibration of 40Ar/39Ar dating standarts // Chemical Geology. - 1996. -V. 129. - P. 307-324.
12. Hodges K.V. Geochronology and Thermochronology in Orogenic System // In: Treatise on Geochemistry. Oxford, UK: Elsevier, 2004. - P. 263-292.
13. Krogh T.E. A low-contamination method for hydrothermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determinations // Geochim. et Cosmochim. Acta. - 1973. - V. 37. - P. 485-494.
14. Stacey J.S., Kramers I.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. - 1975. - V. 26. - № 2. -P. 207-221.
15. Ludwig K.R. Pb Dat for MS-DOS, version 1.21 // U.S. Geol. Survey Open-File Rept. 1991. № 88-542. P. 35.
Рецензент кандидат геолого-минералогических наук доцент Иркутского государственного технического университета Р.Н. Иванова
