Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Очерк геологического и тектонического строения фундамента Восточноантарктической платформы 27
1.1. Главные черты геологического строения отдельных регионов фундамента Восточноантарктической платформы 29
1.1.1. Земля Королевы Мод 29
1.1.2. Земля Эндерби 43
1.1.3. Земля Мак-Робертсона и Земля Принцессы Елизаветы 46
1.1.4. Район ледника Денмена - оазиса Бангера 53
1.2. Обзор существующих представлений о тектоническом строении Антарктиды 55
Часть I. Палео- и мезопротерозойские геологические комплексы
Глава 2. Ультрамафические и мафические комплексы 64
2.1. Деформированные и метаморфизованные комплексы 64
2.1.1. Ламбертская область 65
2.1.2. Северная часть гор Принс-Чарльз (Биверская область) 76
2.1.3. Центральная часть Земли Королевы Мод (Гумбольдтская область) 88
2.1.4. Земля Эндерби и Земля Кемпа 92
2.1.5. Район оазиса Бангера 93
2.2. Не деформированные дайковые комплексы пород основного состава 94
2.2.1. Оазис Вестфолль 95
2.2.2. Земля Эндерби и Земля Кемпа 102
2.2.3. Южная часть гор Принс-Чарльз 105
2.2.4. Оазис Бангера 109
2.2.5. Некоторые черты петрогенезиса и сопоставление дайковых комплексов Восточной Антарктиды 112
2.3. Комплекс силлов плоскогорья Ричер (западная часть Земли Королевы Мод) 116
Глава 3. Мафическо-салические комплексы 118
3.1. До- и синтектонические комплексы 119
3.1.1. Западная часть Земли Королевы Мод 119
3.1.2. Центральная часть Земли Королевы Мод 122
3.1.3. Восточная часть Земли Королевы Мод (горы Сё"р-Роннане)133
3.1.4. Горы Принс-Чарльз (Фишерская область) 137
3.1.5. Земля Эндерби 159
3.2. Позднетектонические комплексы 166
3.2.1. Габбро-диорит-плагиогранитовый комплекс Фишерской области 166
3.2.2. Комплексы ортопироксеновых гранитоидов (чарнокитов) и габбро 173
Глава 4. Салические комплексы 181
4.1. До- и синтектонические комплексы 181
4.1.1. Западная часть Земли королевы Мод 181
4.1.2. Центральная часть Земли Королевы Мод 185
4.1.3. Северная часть гор Принс-Чарльз 190
4.1.4. Уступ Моусона 203
4.1.5. Район ледника Денмена - оазиса Бангера
4.2. Позднетектонические магматические комплексы 212
4.3. Посттектонический комплекс вулканитов Земли Котса 213
Глава 5. Вулканогенно-осадочные комплексы 214
Часть П. Неопротерозойские и раннепалеозойские геологические комплексы
Глава 6. Осадочные комплексы 219
6.1. Горы Принс-Чарльз 219
6.2. Район ледника Денмена 225
6.3. Западная часть Земли Королевы Мод 228
6.4. Побережье залива Прюдс 229
Глава 7. Ультрамафические, мафические комплексы и анортозиты 232
7.1. Дотектонические ультрамафит-мафические и мафические комплексы 232
7.1.1. Хребет Шеклтона 232
7.1.2. Земля Королевы Мод 237
7.2. Посттектонические дайковые комплексы 240
7.2.1. Дайки пород нормальной щелочности 240
7.2.2. Дайки щелочных пород
7.2.2.1. Дайки щелочных базитов 243
7.2.2.2. Лампроиты 244
7.3. Анортозиты 249
Глава 8. Салические магматические комплексы 251
8.1. Синтектонические комплексы 251
8.1.1. Центральная часть Земли Королевы Мод 251
8.1.2. Земля Мак-Робертсона и Земля Принцессы Елизаветы 252
8.2. Посттектонические комплексы 257
8.2.1. Центральная Земля Королевы Мод 258
8.2.2. Земля Мак-Робертсона и Земля Принцессы Елизаветы
8.2.2.1. Биотит-роговообманковые гранитоиды 268
8.2.2.2. Мусковит-биотитовые и гранат-биотитовые гранитоиды
8.2.3. Район ледника Денмена-станции Мирный 273
8.2.4. Горы Гров 274
Часть III. Эволюция земной коры Восточной Антарктиды в протерозое - раннем палеозое
Глава 9. Главные рубежи тектогенеза по изотопно-геохронологическим данным 275
9.1. Методы изотопно-геохронологических исследований и некоторые аспекты их интерпретации 275
9.2. База изотопно-геохронологических данных 278
9.3. Геохронологическая характеристика главных рубежей тектогенеза
9.3.1. Архей - ранний палеопротерозой 281
9.3.2. Палеопротерозой 287
9.3.3. Мезопротерозой - ранний неопротерозой 291
9.3.4. Средний неопротерозой 303
9.3.5. Поздний неопротерозой - ранний палеозой 3 06
9.4. Выводы 326
Глава 10. Метаморфизм 327
10.1. Мезопротерозойские метаморфические процессы 328
10.1.1. Восточный сектор Антарктического щита 328
10.1.2. Земля Королевы Мод - Земля Принцессы Елизаветы 330
10.1.3. Земля Королевы Мод 340
10.2. Неопротерозойско-раннепалеозойские метаморфические процессы 341
10.2.1. Побережье залива Прюдс 341
10.2.2. Ламбертская область 347
10.2.3. Побережье залива Лютцов-Хольм 349
10.2.4. Центральная часть Земли Королевы Мод 353
10.3. Выводы 357
Глава 11. Формирование земной коры Восточной Антарктиды и геодинамические особенности главных этапов тектономагматическои деятельности 361
11.1. Этапы формирования первичного вещества земной коры Восточной Антарктиды по Sm-Nd данным 361
11.1.1. Этапы формирования 363
11.1.2. Районирование Восточной Антарктиды 370
11.1.3. Выводы 377
11.2. Геодинамические особенности главных этапов геологического развития 380
11.2.1. Методические аспекты реконструкции первичного состава пород 380
11.2.2. Мезопротерозойский этап
11.2.2.1. Аккреционные орогенические обстановки 3 83
11.2.2.2. Аккреционно-коллизионные орогенические обстановки 398
11.2.2.3. Внутриплитные обстановки 408
11.2.3. Неопротерозойско-раннепалеозойский этап 410
11.2.3.1. Активизационно-орогенические обстановки 410
11.2.3.2. Внутриплитные обстановки 420
11.3. Выводы 421
Глава 12. Корреляция тектономагматических событий между Антарктидой и материками Гондваны 425
12.1. Палеопротерозой 425
12.1.1. Австралия - Антарктида 426
12.1.2. Африка - Антарктида 431
12.1.3. Индия - Антарктида 432
12.2. Мезопротерозой - ранний неопротерозой 433
12.2.1. Австралия - Антарктида 433
12.2.2. Африка - Антарктида 439
12.2.3. Индия - Антарктида 443
12.3. Неопротерозой - ранний палеозой 445
12.3.1. Австралия - Антарктида - Индия 446
12.3.2. Африка - Антарктида - Шри Ланка 453
12.4. Тектоническое развитие Восточной Антарктиды в протерозое раннем палеозое и геодинамические взаимодействия с другими
материками 458
Заключение Список литературы
- Земля Мак-Робертсона и Земля Принцессы Елизаветы
- Не деформированные дайковые комплексы пород основного состава
- Позднетектонические комплексы
- Позднетектонические магматические комплексы
Введение к работе
Актуальность исследований. Структура и история развития фундамента Восточноантарктической платформы, как и геологическая природа протерозойских и раннепалеозойских структурно-вещественных комплексов, вызывают значительный интерес исследователей, начиная с ранних рекогносцировочных работ 1950-х — начала 1960-х годов С тех пор эти вопросы являются предметом пристального изучения и острых дискуссий и составляют одну из ключевых проблем тектонического строения Антарктиды На раннем этапе исследований Восточная Антарктида рассматривалась как территория преимущественного развития архейских метаморфических комплексов [Грикуров, 1978, 1980], которая испытала неоднократную тектоно-магматическую активизацию на протерозойских этапах развития Расчленение и корреляция метаморфических толщ производилась на основе парагенетического анализа В районах детальных исследований были выделены и закартированы отдельные метаморфические комплексы, получившие локальные названия (рейнерский, инзельский и тп), которые прочно закрепились в научной литературе и использованы ниже Утвердившееся мнение о «рекуррентной термально-анатектической активизации» этих комплексов на протяжении протерозоя [Равич, 1966] господствовало вплоть до недавнего времени Впрочем, П С Воронов [1961, 1967] выдвигал представление о раннекаледонском тектогенезе в противовес точке зрения других отечественных исследователей (М Г Равич, Д С Соловьев, Л В Климов) С развитием изотопных методов датирования было установлено, что фундамент платформы состоит из сравнительно некрупных ядер архейской стабилизации (протократоны) и обширной области позднемезопротерозойс-кого тектогенеза («гренвильского», -1000 млн лет [Grew, 1982 и др ]) Эта область некоторыми авторами рассматривается как единый долгоживущий подвижный пояс полициклического развития ([Иванов, Каменев, 1990, Yoshida, 1992, Kamenev, 1993], рис 1) EH Каменев [1990, 1993] выделил четыре цикла развития этого пояса с кульминацией тектонической активности на рубежах 2400, 1700, 1000 и 550 млн лет При этом образования подвижного пояса рассматриваются как глубоко и неоднократно переработанная земная кора архейского заложения В течение 1990-х годов появились структурно-геологические и многочисленные U-Pb изотопно-геохронологические данные, указывающие на метаморфизм гранулитовой фации, мощные пластические деформации и внедрение разнообразных гранитои-дов в раннем палеозое (-500 млн лет [Shiraishi et al, 1992, Mikhalsky et al, 1997, Jacobs et al, 1998]) Одновременно с развитием представлений о формировании суперконтинентов докембрия стала преобладать концепция «орогенической» (аккреционно-коллизионной) природы как «гренвиль-ских» [Dalziel, 1991 и др ], так и раннепалеозойских или «панафриканских» (~500 млн лет [Shiraishi et al, 1992]) тектонических процессов
зап. долг. О. вост. долг.
Рис. I .Тектоническое районирование Антарктиды [Каменея, 1990].
1 — архейские п роток ратон 1.1, 2 —протерозойский полициклический подвижный пояс,
-
— фанерозойский подвижный пояс Западной Антарктиды и Трансантарктических гор,
-
— территории, перекрытые сплошным ледовым покровом. Цифрами на схеме обозначены: [ — залив Лютцов-Холш, 2 — Земля Мак-Робертсона, 3 — шельфоный ледник Эймери,4 — залип Прюде, 5 — оазис Ларссманн,б— о-паРсуер, 7 — Земля Принцессы Ел и запеты, 8 - уступ Моусона, 9 — г, Мередит. Цифра в круге обозначает тектонические провинции: I — краток Грюнехогна, 2 — область Мод, 3 — Нсйпирская область, 4 — Рейнерская область, 5 — Бинерская область. 6 — Фишсрская область, 7 — Ламберте-
кая область, 8 — Р^ксрская область.
Некоторыми авторами предполагается окончательное формирование Восточной Антарктиды на рубеже протерозоя н палеозоя в результате коллизии нескольких литосферных блоков [Bogeret al., 2001, Fitzsimons, 2003],
Большинством исследователей геологические тела и породные ассоциации рассматриваются как метаморфические комплексы [Равич, Каменев, 1972], а их первичный вещественный состав (литологический и химический) специально не изучался. За редкими исключениями, подходы формационного анализа к изучению метаморфических толщ и магматических комплексов фундамента Восточноантарктической платфор-
мы не применялись, поэтому ни одна из предложенных концепций не учитывала в полном объеме особенности вещественного состава геологических комплексов Данное исследование призвано заполнить этот пробел и, на базе изучения возраста и состава ассоциаций горных пород, установить этапность и геодинамические режимы формирования и эволюции земной коры Восточной Антарктиды
Цели и задачи исследования. Данная работа преследует следующие главные цели уточнить геологическое строение и охарактеризовать тектоническую эволюцию Восточной Антарктиды в протерозое—раннем палеозое, определить геодинамическую природу главных рубежей тектогенеза, определить роль первичных корообразующих или наложенных активизацион-ных процессов на различных стадиях развития материка Несмотря на то, что Восточная Антарктида является объектом многочисленных и разнообразных исследований, эти проблемы изучены мало и требуют специального рассмотрения Кроме того, многие аспекты геологического строения материка, считавшиеся вполне определенными на начальных стадиях исследований, сейчас требуют пересмотра на основании новых геологических и обширных изотопно-геохимических данных Задачи исследований
1 Установить роль архейских и протерозойских пород в строении кри
сталлического фундамента Восточноантарктической платформы,
2 Изучить вещественный состав протерозойских и неопротерозойс
ких—раннепалеозойских геологических комплексов,
-
Обобщить современные изотопно-геохимические U-Pb и Sm-Nd данные, выполнить дополнительные исследования,
-
Выполнить геодинамическую интерпретацию происхождения геологических комплексов на базе формационного анализа
Методика исследований. Процесс исследований заключается в системном, комплексном анализе структурно-геологических, петрографических, геохимических и изотопно-геохимических данных по горным породам Восточной Антарктиды Эти материалы позволяют осуществить реконструкцию первичного состава отдельных структурно-вещественных комплексов, выполнить формационный анализ и подойти к определению геодинамических условий их формирования и особенностей происхождения Для датирования горных пород и геологических процессов широко используется метод вторично-ионной масс-спектрометрии с помощью локального ионного зонда высокого разрешения (SHRIMP) по циркону или другим акцессорным минералам Этот метод позволяет раскрывать геологическую историю формирования горных пород, при обязательном изучении структуры и состава исследуемых минералов Одновременное привлечение других изотопных методов (Rb-Sr, Sm-Nd) значительно повышает эффективность геохронологических исследований В качестве одной из важнейших характеристик изотопного состава субстратов, при плавлении которых были образованы ро-доначальные магматические расплавы, используется величина первичного
отношения 143Nd/I44Nd Это отношение принято выражать с помощью параметра є в относительных единицах к составу CHUR [DePaolo, 1988], sNd(t) соответствует первичному изотопному составу Nd породы в момент времени t Другой информативной характеристикой изотопного состава пород является модельный Sm-Nd возраст TDM Величина параметра є вычислена или пересчитана с использованием следующих характеристик' 147Sm/ 144NdCHUR = 0,1967, 143Nd/,44NdCHUR = 0,512638, а возрасты TDM вычислены в соответствии с моделью [Jacobsen, Wasserburg, 1984] с использованием параметров 147Sm/144NdDM = 0,2136, 143Nd/144NdDM = 0,513151 Породы с экстремальными значениями 147Sm/144Nd (свыше 0,16 и ниже 0,09) или полученные с точностью, хуже чем 0,5%, из рассмотрения исключались Одностадийные и двухстадийные модельные возрасты для образцов с величиной Sm/Nd отношения в пределах этого диапазона отличаются на величину, не превышающую 100—300 млн лет, что не имеет принципиального значения для дальнейшего обсуждения
Многие другие элементы, в особенности малоподвижные высокозарядные литофилы (Zr, Nb, Ті, Y, P) также несут важную информацию об особенностях петрогенезиса и условий формирования пород
В работе использована схема расчленения протерозоя Международного стратиграфического комитета [ICS, 2005], согласно которой палеопро-терозой охватывает интервал времени 2500—1600 млн лет, мезопротеро-зой —1600—1000 млн лет, неопротерозой — 1000—542 млн лет назад
Фактический материал и вклад автора Автором изучены геологические, петрографические, минералогические, геохимические, изотопно-геохимические и геохронологические данные практически по всем экспонированным участкам фундамента Восточноантарктической платформы Большой объем материалов имеет литературное происхождение, но значительная часть является оригинальными данными автора, собранными в 7 экспедициях в Антарктиду за период с 1981 по 2003 год, а также в процессе многолетних камеральных работ и лабораторных исследований Автор принимал участие в отечественных и международных геологических экспедициях в различные районы Антарктиды центральная Земля Королевы Мод (протерозой-ранний палеозой), Трансантарктические горы (протерозой и ранний палеозой), Антарктический полуостров (мезозой), горы Принс-Чарльз (архей, палеопротерозой, мезопротерозой), оазис Вестфолль (архей— мезопроте-розой) Участвовал в геологосъемочных работах и специализированных полевых исследованиях на ключевых участках Защищаемые положения являются результатом анализа и обработки преимущественно собственных материалов по Земле Королевы Мод и горам Принс-Чарльз Кроме полевых исследований, автор принимал участие в комплексной обработке материалов, собранных Советскими и Российскими антарктическими экспедициями, являлся ответственным исполнителем двух тематических исследований ВНИИОкеангеология (1998—2000 и 2003—2006 гг), посвященных
тектоническому строению и минерагении Антарктики в рамках программы Министерства природных ресурсов Российской Федерации по изучению Антарктики Частично исследования были поддержаны Федеральной целевой программой «Мировой океан», подпрограмма «Изучение и исследование Антарктики»
В процессе исследования была собрана обширная база изотопно-геохронологических (U-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr, К-Аг) и геохимических данных около 800 Sm—Nd анализов (из них свыше 100 получено автором в процессе исследования), более 2000 силикатных химических анализов и около 1000 анализов на микроэлементы, база геохронологических данных включает свыше 500 датировок (собственными исследованиями U-Pb методами по циркону изучено около 30 образцов) Аналитические данные по содержанию микроэлементов получены методами XRF или ICP—MS в лабораториях ВСЕГЕИ, Института земной коры РАН, Geoscience Australia (Канберра) и BGR (Ганновер) Геохронологические исследования выполнены методом TIMS в ИГГД РАН или методом SIMS (SHRIMP-II) в Изотопном центре ВСЕГЕИ
Практическое значение. Практическое значение работы состоит в расширении базы геологических знаний и банка аналитических данных, необходимых для более глубокого понимания структуры материка и обоснованного прогноза его минерально-сырьевого потенциала Углубленные знания о геологическом и тектоническом строении создают необходимый научный потенциал для защиты геополитических и экономических интересов и укрепления приоритета России в Антарктике Полученные результаты будут использованы при проектировании дальнейших геологических исследований в Антарктике, полученные выводы вносят определенный вклад в развитие фундаментальных знаний в области наук о Земле в части геодинамики докембрия и геологии древних кратонов
Научная новизна. В результате данного исследования впервые
магматические и магматогенные метаморфические комплексы разделены на основе преобладания тех или иных видов горных пород на уль-трамафит-мафические, мафическо-салические и салические, .что позволяет применить принципы формационного анализа,
выполнена систематизация структурно-вещественных комплексов по соотношению с деформациями, завершающими тектоническое развитие (до-, син- или посткинематические комплексы),
выполнен синтез собственных и литературных данных по геохронологии и геохимии геологических комплексов,
выделены мезопротерозойские структурно-вещественные комплексы и установлена их геодинамическая природа,
выделены раннепалеозойские структурно-вещественные комплексы и установлена их геодинамическая природа,
проведена корреляция тектономагматических событий в Восточной Антарктиде на основании изотопно-геохронологических данных,
выполнено изотопно-геохимическое картирование по Sm—Nd модельному возрасту TDM, что дает ключ к пониманию динамики роста континентальной коры Антарктиды,
составлена новая тектоническая схема фундамента Восточноантарк-тической платформы и выделены новые тектонические провинции
Апробация работы. Основные положения диссертации были доложены и опубликованы в материалах всероссийских и международных конференций, а также изложены в 35 статьях в российских и зарубежных изданиях Наиболее полно материалы диссертации были представлены на Международных симпозиумах по геологии Антарктиды (Токио, 1991, Сиена, 1995, Потсдам, 2003, Санта-Барбара, 2007), 11ом конгрессе EUG (Страсбург, 1999), совещании «Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия» (Иркутск, 2001), 37-м и 40-м Тектоническом совещании МТК (Новосибирск, 2004, Москва, 2007), 32ом Международном геологическом конгрессе (Флоренция, 2004) Список опубликованных работ прилагается Наиболее значимой является коллективная монография "Geology of the Prince Charles Mountains, Antarctica" (2001) и авторская монография «Протерозойские комплексы Восточной Антарктиды вещественный состав и происхождение» (2007)
Защищаемые положения. 1 В результате новых геохронологических и геологических исследований выделены главные этапы протерозойской и раннепалеозойской тектономагматической эволюции Восточной Антарктиды в интервалах 2450—2350 (Земля Ад ели, оазис Вестфолль и др ), 1800—1700 (Земля Адели, горы Принс-Чарльз, хр Шеклтона и др ), 1500— 950 (Земля Уилкса — Земля Принцессы Елизаветы — Земля Мак-Роберт-сона — Земля Королевы Мод), 550—500 млн лет назад (преимущественно Земля Принцессы Елизаветы и Земля Королевы Мод) Тектонические импульсы выявлены также на рубежах 2250—2000, 850, 700, 650—550 млн лет на отдельных участках (горы Принс-Чарльз, оазис Ширмахера, массив Вольтат), что в целом свидетельствует о значительно более сложной, чем представлялось ранее, истории развития Антарктиды в протерозое Полученные новые результаты выявили корреляцию тектономагматических событий между отдельными районами Антарктиды и позволяют сопоставить историю ее геологического развития с главными орогеническими циклами на других материках
2 Выявлена главная корообразующая роль палеопротерозойского тек-тогенеза в формировании и эволюции Восточной Антарктиды Вопреки существующим представлениям, выполненные автором исследования показывают, что обширные пространства центрального и восточного сектора Антарктического щита сложены первичной континентальной корой палеопротерозойского возраста, тогда как переработанные архейские блоки имеют подчиненное распространение (например, в районах Земли Эн-дерби — Земли Кемпа и Земли Принцессы Елизаветы) Области, испы-
тавшие в палеопротерозое главные заключительные тектонические деформации, гранитообразование и метаморфизм выделяются в восточном (Земля Адели, хребет Миллер) и в центральном (уступ Моусона) секторах Антарктиды В блоках архейской стабилизации (Земля Эндерби, оазис Вестфолль, горы Принс-Чарльз) палеопротерозойские события проявились в виде становления долеритовых дайковых комплексов
-
Впервые выделены этапы завершающих корообразующих процессов в Восточной Антарктиде, развитие которых происходило асинхронно в интервалах мезопротерозойского времени 1500—1150 (оазис Бангера—острова Уиндмилл), 1400—950 (Земля Эндерби—Земля Мак-Робертсона—Земля Принцессы Елизаветы) и 1150—1050 млн лет назад (Земля Королевы Мод) В пределах каждой из этих провинций присутствуют ювенильные мезо-протерозойские структурно-вещественные комплексы и комплексы более древней коры, переработанной в мезопротерозое Первые (например, в горах Принс-Чарльз, в горах Сер-Роннане, в оазисе Бангера) представлены базальт-андезитами и тоналит-гранодиоритами, образованными в конвергентных надсубдукционных геодинамических условиях, вторые (например, в массиве Вольтат и на Земле Кемпа) — более ранними образованиями испытавшими наложенные деформации, метаморфизм до гранулитовой фации и магматизм
-
Установлено, что корообразующие процессы неопротерозоя—раннего палеозоя в Восточной Антарктиде не проявлены и, таким образом, выявлена завершающая роль мезопротерозойских тектонических процессов в формировании ее земной коры В аккреционно-коллизионных процессах этого этапа, связанных с формированием мегаконтинента Гон-двана, Восточная Антарктида участвовала в виде единого блока относительно древней континентальной коры, подвергаясь неравномерной тек-тонотермальной переработке, обусловленной этими процессами В районах Земли Королевы Мод и Земли Принцессы Елизаветы она выражена интенсивно, сопровождаясь метаморфизмом гранулитовой фации, наложенными деформациями, внедрением постколлизионных анортозитов, чарнокитоидов или гранитов На других участках (например, оазис Бангера) выявлены внутриплитные магматические комплексы щелочных базитов Тектонотермальная переработка неопротерозоя—раннего палеозоя проявилась в виде соответствующих цифр «изотопного омоложения» горных пород
Структура и объем диссертации. В диссертации подробно охарактеризован вещественный состав и петрогенезис протерозойских и раннепалеозой-ских структурно-вещественных комплексов фундамента Восточноантарк-тической платформы Диссертация состоит из введения, двенадцати глав и заключения Во введении изложены задачи исследований, показана актуальность и новизна исследований, методические приемы и фактологическая база В первой главе приведен очерк геологического строения Восточной
Земля Мак-Робертсона и Земля Принцессы Елизаветы
Важную роль в геологическом строении центральной части Земли Королевы Мод имеют сингектонические гранитоиды (ортогнейсы) (Гранодиориты Конрад), содержащие практически одновозрастные популяции магматического и метаморфического циркона, по которым получены датировки около 530 млн. лет (Jacobs et al, 1998). Как свидетельствуют находки метаморфического ортопироксена в пределах этих тел, их внедрение происходило в условиях гранулитовой фации метаморфизма. Метаморфический циркон из этих тел свидетельствует также о наложенном метаморфизме амфиболитовой фации на рубеже 516+5 млн. лет назад. Предполагается, что в раннем палеозое была сформирована проникающая сланцеватость.
Вероятно, с завершающими этапами чарнокитового магматизма парагенетически связаны дайки известково-щелочных лампрофиров, развитые в оазисе Ширмахера и датированные ордовиком. Более широким распространением пользуются слабо деформированные метабазитовые дайки (метадолеритовая субформация), внедрённые после завершения главных фаз деформаций и метаморфизма и предположительно имеющие, в силу этого обстоятельства, раннепалеозоискии возраст.
В определённом смысле к категории раннепалеозойских структурно-вещественных комплексом могут быть отнесены милониты и бластомилониты, образующие зоны мощностью до 1 км на некоторых участках. Данные автора позволяют предполагать их раннепалеозоискии возраст, однако, в некоторых случаях они представляют собой активизированные тектонические зоны позднемезопротерозойского (рейнерского, т.е. порядка 1000 млн. лет) заложения.
Горы Сёр-Роннане, расположенные в восточной части Земли Королевы Мод, сложены метаморфическими породами широкого диапазона (от гранулитовой до зеленосланцевой фации) и постметаморфическими плутоническими породами (рис. 1.8). По составу и фациям метаморфизма выделяются четыре серии метаморфических пород: А, Б, В и Г (Каменев, 1990), объединённые в три комплекса (гумбольдтский, инзельский и ларсеманский; Е.Н. Каменев, неопубликованные материалы). Гумбольдтский комплекс (серия А) представлен мигматитами гранулитовой и наложенной амфиболитовой фации. Инзельский комплекс (серии Б и В) сложен породами фации альмандиновых амфиболитов. В области распространения этого комплекса широко развиты жилы лейкогранитов и кварцевых сиенитов, что придаёт выходам этих толщ характер агматитов. Серия Б сложена преобладающими мафическими биотитовыми амфиболитами с редкими маломощными прослоями тонкополосчатых биотитовых и гранат биотитовых гнейсов и плагиогнейсов; изредка встречаются карбонатные породы. Серия В распространена наиболее широко, в её составе преобладают переслаивающиеся тонкополосчатые биотит-роговообманковые и биотитовые гнейсы и плагиогнейсы, местами насыщенные линзами амфиболитов. Ларсеманский комплекс (серия Г) сложен породами зпидот амфиболитовой и зеленосланцевой фаций метаморфизма. Этот комплекс состоит из слоистых пачек метаэффузивов основного и среднего состава, пронизанных жилами гранитоидов (в частности, тоналитов). Отмечаются реликты порфировидных, субофитовых и габбровых структур. В большинстве породы представляют собой сланцы, бластокатаклазиты и милониты. Возраст пород первоначально определялся Е.Н. Каменевым (1990 б) как позднеархейско-раннепротерозойский (серия А), раннепротерозойский (серии Б, В) и позднепротерозойский (серия Г). I mi.,»» I V / ЮҐ О / л_"" / 250 KM да « o ] Материковый лед Протерозойские комплексы метаморфических пород Ларсенский комплекс диафторитов зеленосланцевой и эгшдот-амфиболитовой фаций. Сложно дислоцированные сланцеватые бластокатаклазиты и милониты тоналитового, базальтового и андезитового состава. иц, Инзельский комплекс (альмандин-амфиболитовая фация). Преобладающие биотит-роговообманковые (иногда с гранатом) гнейсы и мигматиты, подчиненные гранат-биотитовые и биотитовые (иногда со ставролитом) гнейсы и мигматиты, редкие линзы амфиболитов, мраморов и кальцифиров.
Гумбольдтский комплекс (гранулитовая и наложенная альмандин-амфиболитовая фации). Преобладающие полосчатые биотит-роговообманковые, роговообманковые (иногда с гранатом) и силлиманит-гранат-биотитовые (иногда с кордиеритом) гнейсы и мигматиты, подчиненные пропластки и линзы пироксеновых амфиболитов, чарнокитовых, эндербитовых и фанат биотитовых гнейсов, мраморов и кальцифиров.
Плутоны интрузивных пород Предположительно палеозойские габбро-диориты Ордовикские граносиениты и кварцевые сиениты Кембрийские сиениты Кембрийские субщелочные граниты, кварцевые сиениты и моцониты Щ Протерозойские чарнокитовые и эндербитовые ортогнейсы Огнейсованные неопротерозойские граниты Прочие обозначения Линии крупнейших предполагаемых разломов [iy j\ Генеральное залегание метаморфической полосчатости и сланцеватости: а) наклонное, б) вертикальное
Геологическая карта гор Сёр-Роннане (составлена Е.Н. Каменевым, 2006). Среди интрузивных образований выделяются (Каменев, 1990) соскладчатый, послескладчатый и платформенный комплексы. Соскладчатый (синкинематический) комплекс представлен массивами биотитовых гранито гнейсов, содержащих линзовидные ксенолиты амфиболитов. Интрузивы послескладчатого комплекса разнообразны по составу. Преобладают биотитовые и биотит-амфиболовые граниты, кварцевые монцониты и сиениты; в виде мелких интрузивов отмечены ортоклазовые габброиды и монцодиориты, изредка анортозиты, что указывает на дифференцированный характер этих массивов. К послескладчатым образованиям относятся также обильные жильные породы гранитоидного состава. Штокверкоподобные скопления жил сливаются в мелкие штоки и залежи до сотен метров в поперечнике. Преобладающим минералом является калиевый полевой шпат (микроклин), а темноцветные минералы представлены биотитом и амфиболом, акцессорные минералы - цирконом, титанитом, алланитом, рудными. Необходимо отметить, что аналогичный, петрографически сходный жильный комплекс развит в центральной части уступа Моусон в горах Принс-Чарльз. Платформенный комплекс, связанный с активизацией фундамента, в горах Сёр-Роннане представлен дайками основных и средних пород и единственным массивом щелочных сиенитов.
Не деформированные дайковые комплексы пород основного состава
Условные обозначения к схеме геологического строения северной части гор Принс-Чарльз. экспонированы; на детально изученном участке они имеют тектоническую природу. Серпентиниты формируют согласное или отчасти несогласное с генеральной полосчатостью вмещающей метаморфической толщи тело более чем 700 м длиной и до 200 м шириной. Вмещающие породы представлены фельзическими амфибол-биотитовыми гнейсами и мафическими пироксен-амфиболовыми сланцами. Они содержат линзы и жилы двупироксенового или флогопит-роговообманкового состава в 1-5 м контактовых зонах, а также флогопит-магнетитовые линзы вдоль контакта. Серпентинит представляет собой черную, тонкозернистую породу с волокнистой текстурой, образованную бесцветным или бледно желтым серпентином (50-100%), темно-зеленой шпинелью (до 7%), хромитом (до 5%), магнетитом, сульфидами, мусковитом. Реликтовый оливин (до 50%), ортопироксен и клинопироксен встречаются спорадически. Серпентиниты содержат чечевицеобразные тела и удлиненные линзы, которые формируют цепочки и относительно короткие жилы (0,5-2 м мощности), состоящие из пренита, флогопита, хлорита и антофиллита. Происхождение этих пород не ясно, и они могут быть метаморфизованными габброидами, обогащенными плагиоклазом кумулатами или ксенолитами. По данным U-Pb анализа (TIMS), две фракции монацита из этих пород дают верхнее пресечение с конкордией, соответствующее возрасту 1165±13 млн. лет (Mikhalsky et al., 2001). Метаморфизм высокой ступени этих пород должен быть проявлен не позже, чем 1160 млн. лет назад, что с трудом согласуется с возрастом метаморфизма гранулитовой фации 1000-950 млн. лет, полученном на других участках Биверской области (Tingey, 1991; Boger et al., 2000). С другой стороны, этот возраст соответствует возрасту магматических и метаморфических процессов в Фишерской зоне. Монацитовый возраст, скорее всего, свидетельствует о более раннем (собственно мезопротерозойском) тектоническом событии в Биверской области.
Серпентиниты, вскрытые на массиве Мак-Леод, имеют высокие содержания MgO (30-35%), NiO (до 0,4%), Сг203 (до 0,3%) и А1203 (3-12%) (табл. 1). В нормативном составе CIPW, поэтому, выделяется много 01 (43 66%) и An (8-25%), но в незначительном количестве - пироксены. Излишек AI2O3 отражён присутствием нормативного корунда в трех образцах из четырех. Породы могли образоваться из высокоглинозёмистых (амфиболсодержащих?) ультрамафических магматических пород.
На других участках встречаются более мелкие тела, сложенные ультрамафическими породами. В пачках фельзических гнейсов изредка заключены будины крупнозернистых пироксенитов и горнблендитов, обычно с небольшим количеством плагиоклаза, биотита и редкой шпинелью. Они могут иметь сланцеватый или массивный облик. Некоторые породы имеют реликтовые магматические текстуры и структуры (Hand et al., 1994). Ультраосновные линзы в массиве Хрон имеют размеры до нескольких десятков метров и состоят из кристаллов ортопироксена, которые хаотично ориентированы внутри слоев, имеющих, вероятно, кумулусное происхождение. Шпинельсодержащие метаморфизованные перидотиты формируют слабо деформированные дайки и небольшие плутоны (до 50 м в поперечнике) в оазисе Джетти и массиве МакЛеод. В минеральном составе присутствуют в различных пропорциях оливин, ортопироксен и клинопироксен, а также зеленая или коричневая шпинель (3-12%), рудные минералы (магнетит и хромит, 1-4%), вторичный паргаситовый амфибол и флогопит. Структуры полигональные гранобластовые. Наличие коричневой шпинели предполагает, что дайки внедрялись в условиях гранулитовой фации. Шпинельсодержащие дайки метаперидотитов имеют относительно высокое содержание А12Оз (3,7-8,8%) и 01-Ну-нормативный состав, что свидетельствует о происхождении из высокоглинозёмистых ультрамафических расплавов ультраосновного состава.
Мафические породы преимущественно содержат парагенезис гранулитовой фации, поэтому именуются мафическими гранулитами, но не некоторых участках развиты наложенные парагенезисы амфиболитовой фации. Впрочем, на некоторых участках, например на массиве Геодезистов, реликтовых ассоциаций гранулитовой фации не отмечается. Мафические породы образуют линзы, будины и прерывистые слои. Некоторые слои имеют мощность десятки метров, а в некоторых местах были закартированы ещё более мощные тела (до первых сотен метров). Однако, геологическая природа этих тел и слоев остается не выясненной. Некоторая часть этих тел может представлять собой сильно деформированные реликты мафических даек, другие могут являться фрагментами тектонически расщепленных дифференцированных плутонов.
Типичные мафические гранулиты имеют размер зерен 1-4 мм и гранобластовую полигональную структуру. Они содержат клинопироксен (обычно 10-25%), ортопироксен (5-20%), андезин-лабрадорит (40-60%), биотит (обычно менее 2%), рудные минералы (в том числе ильменит) и апатит. Регрессивный биотит и бледно-зелёный амфибол могут окаймлять зёрна пироксена. Гранатовые ореолы отделяют пироксен от плагиоклаза в некоторых породах, а весьма тонкозернистые агрегаты пироксена и плагиоклаза покрывают вторичные роговообманковые каймы на пироксене в гранулитах близ озера Рэдок (McKelvey, Stephenson, 1990). Некоторые мафические гранулиты обогащены ортопироксеном, с отсутствием или малым количеством клинопироксена. В районе озера Рэдок отмечены линзы метаноритов в слоях гранат-биотитовых гнейсов, состоящие из ортопироксена ( 50%), плагиоклаза (-20%) и регрессивного, бесцветного амфибола и талька. Менее деформированные части линз содержат грубозернистые (5-10 см) пойкилитовые кристаллы ортопироксена. Мафические гранулиты г. Мак-Карти содержат ортопироксен (mg 55-57), клинопироксен (mg 68), зональный плагиоклаз (Ап5з-бб), и вторичный гранат (mg 29-33, Thost, Hensen, 1992).
Позднетектонические комплексы
Единственная датировка высокомагнезиального метадолерита из уступа Моусона, полученная термоэмиссионным методом (TIMS) по циркону, составляет 2375±10 млн. лет (Красников и др., 1989). Поэтому предполагается, что эти дайки имеют палеопротерозойский возраст и могут быть сопоставлены с комплексом РРУ в оазисе Вестфолль.
Две другие генерации даек, выделяемые в Рукерской области по редким пересечениям (Mikhalsky et al, 2001 а), сложены долеритами и метадолеритами (зачастую кристаллосланцами). Мощность даек составляет обычно 1-2, иногда до Юм, но возможно, что некоторые дайки достигают мощности в десятки метров. Метадолериты состоят из зелёной, иногда обесцвеченной роговой обманки (50-60%), плагиоклаза (30-50%), кварца (до 10%), биотита (4-8%), рудных минералов (до 3-4%); иногда отмечается титанит (до 2-4%) и апатит. Структуры пород крайне разнообразны, что отражает различную степень деформированности. Преимущественно породы имеют нематогранобластовые, разнозернистые, порфиробластовые, реже -апоофитовые или апогаббро-офитовые структуры. В редких случаях дайки сложены почти не изменёнными крупнозернистыми долеритами с офитовой или габбро-офитовой структурой, состоящими преимущественно из клинопироксена (Ca3iMg47Fe22 (среднее из двух анализов), 40-45%) и плагиоклаза (50—55%).
Химический состав долеритов и метадолеритов отличается значительным разнообразием. Индекс mg варьирует в пределах от 25 до 60, свидетельствуя о значительной фракционированности расплавов. Содержание SiCb находится в пределах от 46 до 57%, MgO от 3 до 8%, а ТЮг от 0,5 до 3,5%. По характеру линий нормированных содержаний вьщеляются две геохимические группы. К первой группе отнесены породы, характеризующиеся существенным обогащением элементами LILE и легкими REE. Для этих пород характерно также некоторое обогащение Zr и Р по отношению к наименее совместимым элементам Ті и Y. В совокупности эти свойства придают линиям нормированных содержаний отчётливо наклонный характер (рис. 2.13). Вторая группа пород выделяется по более ровному, сглаженному характеру линий нормированных содержаний в части элементов HFSE. Некоторая часть пород обогащена всем спектром LILE и LREE, что сближает их с породами первой группы. Для пород второй группы, в отличие от первой, не наблюдается отрицательных аномалий ни Nb, ни Sr.
Величина параметра 8щ (= 1,3 млрд. лет) лежит в пределах весьма узкого интервала от -1,5 до +4,5. Только один образец (метадолерит 33110-7) имеет eNd(t)= -7,5. Эти значения параметра SNd свидетельствуют о незначительной обогащённости мантийного субстрата литофильными компонентами, который по этому параметру практически не отличается от состава примитивного хондритового резервуара (CHUR) в допущении мезопротерозойского возраста дайкового комплекса. Модельный Sm-Nd возраст ТОМ для дайковых пород Рукерской области составляет от 1900 до 2400 млн. лет. 2.2.4 Оазис Бангера
Дайковые комплексы основных пород широко распространены в пределах оазиса Бангера, оазиса Обручева и прибрежных островов. Выделяются несколько генераций (комплексов) базитовых даек. Большая часть даек не деформирована, но некоторые маломощные тела весьма интенсивно метаморфизованы и деформированы; метаморфизованные породы рассмотрены в разделе 2.1. Не деформированные дайки долеритов подразделены по геохимическим свойствам на четыре группы (Sheraton et al., 1990). Кроме того, на этой территории встречаются также дайки щелочных долеритов двух генераций - предположительно мезопротерозойской и раннспалсозойской. Породы группы І в большинстве являются 01-нормативными. На диаграмме нормированных содержаний микрокомпонентов (рис. 2.16) вариационные линии отдельных образцов имеют однородную, сглаженную форму с обеднением такими элементами, как Zr, Ті, Y при отсутствии отрицательной аномалии Nb и незначительной положительной аномалией Sr. Параметр Sr, = 0.7049-0.7053, а 8N J = -0-7. Эти свойства позволяют предполагать, что глубинным источником этих пород была обогащенная литосферная мантия. Довольно высокие содержания Nb свидетельствуют о близости состава мантийного источника этих пород субстрату ОГВ (астеносфера).
Дайки группы II имеют преимущественно северо-западное простирание, мощности их варьируют широко. Особенностью этой группы является высокие содержания MgO (7-12%) и значительное количество ортопироксена в модальном составе.
Дайки III и IV групп наиболее обильны. Эти тела обычно простираются в СЗ направлении и имеют варьирующую мощность (до 50 м). Обычны закалённые контактовые зоны. Эти дайки встречаются в пределах оазиса Бангера и оазиса Обручева и не встречены на участках, расположенных к западу от ледника Денмена. Изредка наблюдались пересечения этими дайками даек группы П. Эти дайки сложены типичными долеритами с мелко- или среднезернистой офитовой или субофитовой структурой основной массы. В некоторых породах содержатся порфировые выделения плагиоклаза и, очень редко, оливина и клинопироксена. Породы состоят из слабо изменённого плагиоклаза (андезин-лабрадор An3s-68, 50-60%), розоватого авгита (Ca4o-44Mg34-4oFe2o-22 или Ca22Mg42Fe25, до 20%), красновато- коричневого биотита (2-6%),рудных минералов (ильменит, магнетит, титаномагнетит, гематит, изредка пирит; 5-10%). В незначительных количествах присутствуют апатит, карбонат, в некоторых породах - оливин (Fo4o-57, до 15%), в других кварц и/или калиевый полевой шпат. Очень редко встречается ортопироксен. Химический состав пород этих групп значительно варьирует. Преимущественно породы относятся к слабощелочному ряду, но образуют типичный толеитовый тренд на диаграмме AFM. Коэффициент mg составляет
Позднетектонические магматические комплексы
Другую геохимическую группу мафических сланцев г. Уиллинг составляют низкотитанистые, низкофосфорные разновидности (группа LTP). Среди низкотитанисгых пород выделяется группа разновидностей, обладающих повышенными содержаниями кремнезёма при высокой магнезиальности (mg = 63-69). Некоторые породы содержат повышенные концентрации глинозёма (до 23% А12Оз). Отношения микрокомпонентов в породах этой группы в целом отличаются от группы НТР и В1, что позволяет предполагать их происхождение из иных мантийных источников. Необходимо отметить, что породы группы НТР и группы LTP образуют самостоятельные поля на диаграмме AFM, что указывает на возможность принадлежности их различным сериям пород, - толеитовой и известково-щелочной, соответственно. Начальные изотопные характеристики двух изученных образцов мафических сланцев составляют: Sr/ Srj(1300)= 0,7024; 0,7030, єш(1300)= +2,94; +4,50.
Геохимические данные свидетельствуют о гетерогенности мантийного субстрата метабазитов Фишерской зоны. Большая часть кристаллических сланцев (метабазальтоиды группы В1) происходили из источника типа деплетированной мантии, что отражается низкими концентрациями элементов LREE и HFSE. Невысокие концентрации К и Zr при в целом высоком содержании MgO позволяют предполагать довольно высокую степень плавления субстрата (по крайней мере 10%), поэтому, пока не принимая во внимание возможное влияние контаминации и вторичных изменений, можно принять, что несовместимые элементы не испытали существенного фракционирования во время плавления. Таким образом, отношения несовместимых элементов должны главным образом отражать особенности мантийного субстрата. Отношения нормализованных на состав хондритов концентраций (La/Ce) (Ce/Nd) , (СеЛОн для большинства образцов меньше 1, а также высокое (по сравнению с РМ, OIB) отношение Zr/Nb (19-31) свидетельствуют о деплетированности мантийного источника. Вместе с тем, породы группы В1 обогащены относительно состава MORB элементами группы LILE. Так, современные составы MORB (по Sun, McDonough, 1989) характеризуются гораздо более низкими отношениями Ba/Zr (0,085), Rb/Zr (0,0076) и более высокими К/Ва (95). Повышенные концентрации элементов LILE могут быть обусловлены присутствием субдуцированного компонента или же коровой контаминацией. В целом высокие (по отношению к MORB, ОГВ) отношения Ba/La (17-20), скорее всего, отражают метасоматическое обогащение мантийного клина флюидами или частичными расплавами, возникающими из субдуцированных океанических осадков (Arculus, Powell, 1989; Hole et al., 1984). Таким образом, породы группы В1 могут представлять собой низко-К толеитовую серию вулканических дуг, типичную для конвергентных надсубдукционных тектонических обстановок. В качестве мантийного источника для этой серии мог выступать деплетированный мантийный субстрат, в некоторой степени обогащенный литофильными компонентами.
Породы группы В2 происходили из иного мантийного источника, о чём свидетельствуют более высокие концентрации большинства микрокомпонентов (Zr, Nb, LREE, LILE), повышенные отношения (CefY) и, в особенности, пониженные отношения La/Nb, Zr/Nb и некоторых других элементов (Mikhalsky et al., 1996). Относительное обогащение некогерентными элементами могло быть частично вызвано большей степенью фракционированности родоначального расплава, или меньшей степенью частичного плавления мантийного субстрата, но наблюдаемые концентрации слишком велики, а отношения микрокомпонентов вообще мало чувствительны к этим процессам (при фракционировании железомагнезиальных фаз, по крайней мере). Таким образом,. наиболее вероятно, что породы этой группы произошли при плавлении мантийного источника, сходного по своим геохимическим свойствам с субстратом Р-MORB, то есть включал менее деплетированный, относительно обогащенный Nb компонент типа OIB. Поскольку эти породы появляются в верхней части изученного разреза, то можно предположить, что они образовались на некотором этапе эволюции данной структуры; возможно аллохтонное происхождение этой пачки (например, за счёт коллизии океанического плато с островодужной системой).
Средние по химическому составу породы группы А1 и А2 характеризуются значительными отрицательными Nb аномалиями, некоторыми положительными Sr аномалиями, высокими значениями отношений элементов LILE/LREE, а также низкими концентрациями Ті и Y, что свидетельствует об их происхождении из близких по составу источников. Вместе с тем, высококалиевые породы группы А2 в наибольшей степени обогащены элементами LILE и выделяются величинами отношений некогерентных элементов (например, Ti/Zr), что указывает на некоторую специфику состава субстрата. Навряд ли эти породы происходили из "чистых" мантийных источников; скорее всего, их субстрат включал как мантийный, так и коровый, обогащенный LILE компонент (связанный с зоной субдукции). Более кислые разновидности группы А2 имеют «пилообразный» характер линий нормированных содержаний, что может рассматриваться как признак влияния контаминации и фракционирования плагиоклаза, ильменита, апатита, железо-магнезиальных фаз из андезитового родоначального расплава.
