CC BY
88
УДК 550.42
ТЕРМОХРОНОЛОГИЯ ПОРОД ДЛЯ РЕКОНСТРУКЦИИ РАЗВИТИЯ ПОДВИЖНЫХ ПОЯСОВ
Т.В. Каулина
Г еологический институт КНЦ РАН
Аннотация
Одним из перспективных направлений геохронологии является термохронометрия или термохронология, то есть определение изменения температурного режима пород во времени на основе датирования минералов с разными температурами закрытия изотопных систем. U-Pb, Sm-Nd и Rb-Sr методами определена термальная эволюция эклогитоподобных пород и эклогитов Ёнского района Беломорского подвижного пояса, что позволило сделать выводы о геодинамических обстановках.
Ключевые слова:
эклогиты, изотопные системы, циркон, рутил, гранат, метаморфизм, температура закрытия.
Введение
Одним из перспективных направлений геохронологических исследований является изотопная термохронометрия - хронометрирование термальной истории пород - длительности этапов метаморфизма и скорости остывания, которые должны учитываться при разработке геодинамических моделей. Термохронометрия основана на датировании минералов с разными температурами закрытия изотопных систем.
Температура закрытия изотопной системы (Тс) в минерале определяется как температура, при которой скорость потерь радиогенного изотопа за счет диффузии становится незначительной по сравнению со скоростью его накопления [1]. Температура закрытия зависит от свойств элемента и структуры минерала, от размера и геометрии зерен и скорости остывания пород [1-3]. Расчет температур закрытия изотопных систем основан на теории диффузии, которая предполагает термически активированную потерю радиогенного изотопа путем твердофазной объемной диффузии. Термальная объемная диффузия редко встречается в чистом виде.
Обычно метаморфические процессы
сопровождаются связанной с флюидом перекристаллизацией. При флюидном воздействии изотопная система будет нарушаться даже при низких температурах. Тем не менее, понятие «температура закрытия изотопной системы» обычно используется именно в связи с объемной диффузией, зависящей в первую очередь от температуры, а при воздействии флюида логичнее говорить о перекристаллизации минерала и, соответственно, новом запуске изотопной системы.
Наряду с экспериментальными определениями температур закрытия изотопных систем существует большое количество работ, связанных с определением Тс на основе геологогеохронологических данных - на основе изучения Рис. 1. Локализация эклогитоподобных пород контактовых ореолов или путем датирования и эклогитов в пределах Беломорского
подвижного пояса
минералов региональных метаморфических комплексов с известными температурными историями образцов [например, 4-6].
Примером использования термохронометрии могут послужить данные по архейским (более 2.9 млрд лет) эклогитоподобным породам Широкой и Узкой Салмы и эклогитам Чалмозера (Ёнский район Беломорского подвижного пояса (БПП) (рис. 1).
Ранее для этих пород на основе петрологических исследований и и-РЬ датирования циркона были выделены следующие этапы развития [7-9]:
• магматическая кристаллизация базитов - 2.94-2.93 млрд лет;
• гранулитовый метаморфизм - 2.72 млрд лет;
• декомпрессия со снижением давления до 5 кбар - 2.71 млрд лет;
• эклогитовый метаморфизм Чалмозера - 1.91 млрд лет;
• заключительные стадии метаморфизма в условиях амфиболитовой фаций - 1.89 млрд лет.
В ходе нашего исследования были продатированы минералы с разными температурами закрытия изотопных систем (гранат, рутил, титанит, диопсид, апатит, ильменит) с использованием и-РЬ, Sm-Nd и Rb-Sr изотопных методов, что позволило хронометрировать процессы остывания пород от 1.91 до 1.65 млрд лет (рис. 2), а также сделать выводы о вероятной геодинамической обстановке формирования комплексов.
Рис. 2. Общая схема остывания пород Широкой и Узкой Салмы и Чалмозера
Рассмотрим термальную историю районов начиная с 1.9 млрд лет. Согласно петрологическим данным, пик эклогитового метаморфизма (Чалмозеро) проходил при температуре 700-720 °С [8] и имел место 1907 млн лет назад [9]. Sm-Nd минеральные изохроны для пород Широкой и Узкой Салмы определили возрасты в пределах 1.89-1.87 млрд лет. К этому времени температура опустилась ниже 700 °С до уровня амфиболитовой фации. Именно в этом интервале находится температурное окно закрытия Sm-Nd системы граната [6].
и-РЬ возраст рутила в районе Чалмозера меняется от 1859± 15 до 1678±14 млн лет, в зависимости от размера зерен. Первый возраст, скорее всего, близок к истинному возрасту кристаллизации рутила, поскольку использовалась крупная размерная фракция около 300 мкм, в которой и-РЬ система рутила закрылась при более высокой температуре, чем обычно принятая для Тс рутила - 400-450 °С [6]. В данном случае температура закрытия и-РЬ системы в крупных зернах рутила около 600 °С согласуется со значениями, полученными экспериментально [10]. Более молодой возраст рутила наиболее вероятно отражает температуру остывания пород до 400 °С. Известно, что в
рутиле температура закрытия U-Pb изотопной системы наиболее чувствительна (по сравнению с другими минералами) к скорости остывания пород.
Последнее термальное событие в Чалмозере - образование пегматитовых жил 1841±12 млн лет назад при температуре около 600 °С [9]. То есть от пика эклогитового метаморфизма 700-720 °С (1907 млн лет) до температур около 600 °С (1841 млн лет) и 400-450 °С (1678 млн лет) порода остыла на 270 °С за 128 млн лет со средней скоростью 2 °С/млн лет (рис. 2). Такая медленная скорость остывания и приводит к зависимости возраста минералов от размера зерен. Вообще, U-Pb и Sm-Nd возрасты рутила, полученные по зернам разного размера (даже без использования других минералов), могут определять скорость остывания пород, подтверждая вывод К. Мезгера с соавторами [4] о том, что «рутил предоставляет точные датировки для реконструкции термальной истории высокометаморфизованных террейнов, которые могут быть использованы при построении моделей термальной эволюции коры с количественными выводами».
Близкие возрасты получены Sm-Nd и Rb-Sr методами по минералам и породе в целом: 1818±21 млн лет (Sm-Nd данные по Grt+Omp+Rt+WR) и 1829±92 млн лет (Rb-Sr данные по Grt +Ap+WR). Исследованные минералы относятся к одному парагенезису, то есть образовались одновременно в процессе эклогитового метаморфизма. При этом их возраст оказался ниже U-Pb возраста эклогитового циркона. Как уже отмечалось выше, принятые для граната температуры закрытия Sm-Nd системы находятся в пределах 600-700 °С [6]. С другой стороны, Тс. для изотопов Nd в медленно остывающем гранате на ~ 200 °С меньше, чем в высоко-Са пироксене, то есть около 600 °С [11]. В данном случае полученные возрасты, хотя и укладываются в общую схему медленного остывания (рис. 2), не исключают возможности флюидного воздействия, связанного с внедрением пегматитовых жил (1.84 млрд лет), что также подтверждается близким возрастом, полученным Rb-Sr методом, поскольку Rb-Sr система чаще переуравновешивается при флюидном воздействии.
Таким образом, полученные возрасты метаморфических минералов 1.91-1.65 млрд лет при скорости остывания пород 2-2.5 °С/млн лет отражают время вывода тектонических пластин со среднекоровых глубин в верхние уровни коры в ходе коллизионной стадии развития Лапландско-Кольского орогена. Наши результаты согласуются с уже известными данными [12] об остывании архейских пород Беломорского пояса начиная с 2730 до 1550 со средней скоростью ~ 2 °С/млн лет. Сходная скорость остывания - 2-4 °С/млн лет получена для восточной части Карельского кратона, включающего Беломорский пояс [13].
Некоторые геодинамические следствия
Разные геодинамические обстановки характеризуются разным термальным режимом. Неоднократно отмечалось, что скорость остывания комплексов сильнее влияет на температуры закрытия изотопных систем, чем локальные условия кристаллизации минералов. Согласно уравнению Додсона [1], Тс (температура закрытия изотопной системы) вообще не зависит от Т0 (температура пика метаморфизма). По данным Дж. Гангули (J. Ganguly) и М. Тирона (M. Turone) [3], это условие не выполняется в случаях очень медленной диффузии. Тем не менее, при расчете Тс с учетом Т0 или без его учета разница составляет первые десятки градусов, что не принципиально при определении термальной истории геологических комплексов. Поскольку скорость остывания зависит от геодинамических обстановок, на основе Тс изотопных систем можно делать выводы о геодинамическом режиме.
Смысл понятия «температура закрытия» в том, что ниже некоторой температуры диффузия радиогенных элементов практически прекращается, и изотопный возраст не меняется. При очень быстром остывании диффузия радиогенных изотопов быстро прекращается, в результате чего изотопная система закрывается при более высокой температуре. Первым признаком медленной скорости остывания комплексов является несовпадение возрастов минералов, образующих один парагенезис, если они имеют разные Тс их изотопных систем (например, возраст циркона >> возраста граната > титанита >> рутила), и наоборот, при высоких скоростях остывания возрасты минералов могут совпадать при разных температурах закрытия изотопных систем.
В этом отношении практически однозначно можно говорить о процессах субдукции, посколько многочисленные геологические, геохронологические и экспериментальные данные (например, [14]) свидетельствуют об очень быстром процессе субдукции и последующей эксгумации (порядка 10-12 млн лет). Поэтому для субдукционно-коллизионных комплексов характерны высокие скорости остывания пород (20-40 °С/Ма) и высокие температуры закрытия изотопных систем, а также
совпадение возрастов разных минералов-геохронометров, определенных разными изотопными методами.
Остывание коры после тектонического выведения со среднекоровых глубин (в область с более низкой температурой у поверхности) происходит не очень быстро, и обычно скорость остывания в таких условиях составляет ~ 1-5 °С/Ма (как в вышеприведенных данных).
Выводы
Датированием U-Pb, Sm-Nd и Rb-Sr методом акцессорных и метаморфических минералов (циркон, рутил, титанит, апатит, гранат, клинопироксен) с разными температурами закрытия изотопных систем определена длительность процессов остывания пород от температуры 750 до 300 °С в интервале от 1.91 до 1.65 млрд лет со средней скоростью ~ 2 °С/млн лет. Информация о длительности процессов метаморфизма и скорости остывания пород может быть использована для реконструкции геодинамических обстановок формирования метаморфических комплексов.
ЛИТЕРАТУРА
1. Dodson M.N. Closure temperature in cooling geochronological and petrological systems // Contrib. Miner. Petrol. 1973. Vol. 40. P. 259-274. 2. Cherniak D.J., Watson E.B. Diffusion in zircon // Hanchar J.M., Hoskin P.W.O. (eds) Zircon. Mineralogical Society of America Reviews in Mineralogy & Geochemistry. 2003. Vol. 53. P. 113-143. 3. Ganguly J. and Turone M. Diffusion closure temperature and age of mineral with arbitrary exent of diffusion: theoretical formulation and application // Earth and Planetary Sci. Lett. 1999. Vol. 170. P. 131-140. 4. Mezger K., Hanson G.N., Bohlen S.R. U-Pb systematics of garnet: dating of the growth of garnet in the Late Archean Pikwitonei granulite domain at Cauchon and Natawahuman lakes, Manitoba, Canada // Contrib Mineral Petrol. 1989а. 101. P. 136148. 5. Mezger K., Hanson G.N., Bohlen S.R. High-precision U-Pb ages of metamorphic rutile: application to the cooling history of high-grade terranes // Earth and Planetary Sci. Lett. 19896. Vol. 96. P. 106-118. 6. Mezger K., Rawnsley C.M., Bohlen S.R., Hanson G.N. U-Pb garnet, sphene, monazite and rutile ages: implications for the duration of high grade metamorphism and cooling histories, Adirondack Mountains, New York. // J. Geol. 1991. 99. P. 415-428. 7. Метаморфическая эволюция архейских эклогитоподобных пород района Широкой и Узкой Салмы (Кольский полуостров): геохимические особенности циркона, состав включений и возраст / Т.В. Каулина, В.О. Япаскурт, С.С. Пресняков, Е.Э. Савченко, С.Г. Симакин // Геохимия. 2010. № 9. С. 879-890. 8. Щипанский А.А., Конилов
A.Н. Эклогиты Беломорского мобильного пояса на Кольском полуострове. Экскурсия 6 // Материалы научной конференции «Гранит-зеленокаменные системы архея и их поздние аналоги» и путеводитель экскурсий. Петрозаводск, 2009. С. 62-74. 9. U-Pb возраст и геохимия цирконов из Салминских эклогитов (месторождение Куру-Ваара, Беломорский пояс) / С.Г. Скублов, Ю.А. Балашов, Ю.Б. Марин, А.В. Березин, А.Е. Мельник, И.П. Падерин // ДАН. 2010. Т. 432, № 5. С. 1-9. 10. Cherniak D.J. Pb diffusion in rutile // Contrib. mineral. petrol. 2000. № 139. P. 198-207. 11. Van Orman J.A., Grove T.L, Shimizu N., Layne G.D. Rare earth element diffusion in a natural pyrope single crystal at 2.8 GPa // Contrib Mineral Petrol. 2002. № 142. P. 416-424. 12. Саватенков В.М. и др. Поведение изотопных систем (Sm-Nd, Rb-Sr, K-Ar) в условиях регионального метаморфизма Беломорских гнейсов /
B.М. Саватенков, И.М. Морозова, Л.К. Левский // Геохимия. 2003. № 3. С. 1-17. 13. Bibikova E.V. et. al. Titanite-rutile thermochronometry across the boundary between the Archaean Craton in Karelia and the Belomorian mobile belt, eastern Baltic Shield / E.V. Bibikova, T. Skoild, S. Bogdanova // Prec. Res. 2001. Vol. 105. P. 315-330. 14. Timing of Himalayan ultrahigh-pressure metamorphism: sinking rate and subduction angle of the Indian continental crust beneath Asia / Y. Kaneko, I. Katayama, H. Yamamoto, K. Misawa, M. Ishikawa, H.U. Rehman, A.B. Kausar and K. Shiraishi // J. metamorphic Geol. 2003. Vol. 21. P. 589-599.
Сведения об авторе
Каулина Татьяна Владимировна - д.г.-м.н., старший научный сотрудник; e-mail: kaulina@geoksc.apatity.ru
