|
U-Pb
SHRIMP
геохронология и геохимические особенности цирконов из магматических
пород Ломоносовского подводного массива: свидетельство наличия
протерозойского фундамента на северной окраине Черноморской впадины?
Шнюкова Е.Е.
Институт геохимии, минералогии и
рудообразования НАН Украины, Киев, Украина
shniukova@igmof.gov.ua
Ломоносовский подводный массив (ЛПМ),
расположенный в акватории Черного моря в 24 милях к юго-западу от
Севастополя, изучается с момента обнаружения в 1989 году. ЛПМ сложен
вулканическими и плутоническими породами, обнажения которых
протягиваются на 40 км вдоль континентального склона на глубинах от 500
до 1800 м. В результате изучения ЛПМ рассматривался как фрагмент
палеоостровной дуги, простирающейся с юго-запада на северо-восток, то
есть субпараллельно структуре Горного Крыма (Шнюков и др., 1997). Среди
вулканических пород ЛПМ были выделены три островодужные серии:
высокомагнезиальная (ВМ), умеренномагнезиальная (УМ) и шошонитовая.
Первые две серии распространены в центральной и восточной частях ЛПМ и
представлены полным набором пород нормального ряда: базальт –
андезибазальт – андезит – дацит – плагиориодацит – плагиориолит; третья,
субщелочная серия занимает западную часть ЛПМ и здесь детально не
рассматривается. Плутонические породы также охватывают полный набор
пород: габбро – диорит – кварцевый диорит – тоналит – плагиогранит
(трондьемит) и комагматичны УМ вулканической серии.
Вулканиты ВМ и УМ серий петрографически
не различаются, обе серии имеют как порфировые, так и афировые
разновидности. Основные, частью средние породы спилитизированы.
Фенокристы представлены плагиоклазом, авгитом (эндиопсидом), редко
ортопироксеном. Характерно отсутствие оливина и магнетита и присутствие
в основной массе даже основных пород кварца. Средние и кислые
плутонические породы имеют гипабиссальный облик, несут роговую обманку и
очень основный плагиоклаз. В петрохимическом отношении обе вулканические
серии нормального ряда и плутониты являются известково-щелочными,
толеитовых пород почти нет. Все кислые породы следуют трондьемитовому
тренду. ВМ и УМ серии хорошо разделяются на всех петрохимических и
геохимических диаграммах, их общими чертами являются низкая
титанистость, высокая железистость, низкая калиевость. ВМ серия,
основные члены которой содержат до 19%
MgO,
а кислые до 4%, отождествлялась с бонинитовой низкокальциевой (CaO/Al2O3<0,75)
серией, хотя содержания
TiO2
(<0,8%) в ней скорее коматиитовые, чем бонинитовые, а среди основных
пород много составов с крайне низким содержанием
SiO2
(<53%). Спектры РЗЭ базитов ВМ серии хоть и проявляют тенденцию к
обогащению легкими РЗЭ в отличие от более ровных таковых УМ серии, но
все же не имеют классическую
U-образную
бонинитовую форму и характеризуются небольшой
Eu
аномалией за счет фракционирования плагиоклаза.
Как вулканические, так и плутонические
породы ЛПМ в 90-х годах были продатированы
K-Ar
методом (37 определений) (Шнюков и др., 1997;
Shcherbakov,
Shnyukova,
2000). На основании полученных датировок, относящихся преимущественно к
мелу и палеогену (от 147 до 41 млн. лет, единичные 170 и 26-31), было
выделено два этапа магматической активности в ЛПМ: раннемеловой (с
максимумом около 125 млн. лет) и позднемеловой-палеогеновый (с
максимумом около 65 млн. лет). Намечалась петрохимическая зональность с
омоложением возрастов пород ЛПМ примерно вкрест простирания дуги с
юго-востока на северо-запад, от предполагаемого фронта (бониниты) к тылу
(шошониты).
Для получения более надежных оценок
возраста магматизма ЛПМ были отобраны цирконы в различных породах
нормального ряда из центральной части ЛПМ. Циркон в породах УМ серии
встречается редко, а в породах ВМ серии его находки единичны. U-Pb
датирование цирконов было осуществлено под руководством С.А.Сергеева на
вторично-ионном микрозонде SIMS SHRIMP-II в ЦИИ ФГУП «ВСЕГЕИ» в шести
пробах: 1 проба из ВМ андезибазальта (5 зерен, 15 точек); 1 проба из
тоналита (3 зерна, 6 точек); 1 проба из УМ андезита (10 зерен, 10
точек); 1 проба из УМ плагиориодацита (1 зерно, 5 точек); 2 пробы из УМ
плагиориолита (15 зерен, 15 точек; 1 зерно, 3 точки). Все
продатированные цирконы однородные, магматические, практически все
значения возраста конкордантны, однако сами значения оказались
неожиданно древними.
Самые молодые возрастные оценки (байосские)
были получены для циркона из УМ андезита (168,5±1,7 млн. лет),
отобранного на той же станции ЛПМ, где аналогичный андезит по
K-Ar
методу дал самый древний для эффузивов возраст – 147 млн. лет.
K-Ar
датировки осадочных пород
(аргиллитов) из другой расположенной вблизи станции дали возрастные
оценки в пределах 155-166 млн. лет, а для диорита из этой же станции
была получена единичная оценка в 170 млн. лет. Так что в центральной
части ЛПМ наверняка присутствует юрский блок, что и было подтверждено
U-Pb датированием цирконов.
Однако мел-палеогеновый возраст главных
этапов магматизма ЛПМ не подтвердился. Более того, оказалось, что обе
вулканические серии ЛПМ не являются непрерывно дифференцированными, а
состоят из разновременных продуктов. Для цирконов из самых кислых пород
УМ серии – плагиориолитов – были получены самые древние
палеопротерозойские возрастные оценки: 2030±12 и 2022±10 млн. лет. Этот
циркон не имеет каких-либо геохимических особенностей и отвечает
таковому из соответствующих пород, как и циркон из байосского андезита.
А вот несколько менее древний (конец палеопротерозоя) циркон из трех
более основных пород имеет очень специфический состав. Возрастные оценки
таковы: для УМ плагиориодацита 1761±44, для тоналита 1759±25, для ВМ
андезибазальта 1794±42 млн. лет. Эти цирконы отличаются очень низким
содержанием U
(в среднем соответственно 7,6;
25,2; 4,4 ppm)
при обычном содержании
Th,
что приводит к очень высоким значениям отношения
Th/U
(в первых двух случаях в среднем 16, в последнем 111 при разбросе от 10
до 262!), причем при общем невысоком содержании
Pb
в цирконе высок процент нерадиогенного свинца. Заметим, что в пробе из
тоналита одно зерно, с обычным
Th/U,
дало возраст 636±20 млн. лет. Циркон с таким необычным соотношением
Th
и U
встречается редко и присущ лишь некоторым щелочным породам – сиенитовым
и нефелин-сиенитовым пегматитам (Belousova
et al,
2002), где, как и в ЛПМ, он содержит многочисленные включения. Объяснить
появление такого циркона в известково-щелочных островодужных породах, а
тем более в бонинитах, сложно. Конечно, можно предположить, что
протерозойские цирконы были захвачены при внедрении мезозойских лав из
метаморфического фундамента, куда они попали, в свою очередь, путем
сноса с Гондваны, как это делается для объяснения протерозойских
цирконов в соседних причерноморских структурах Большого Кавказа и
Добруджи (Balica
et
al,
2011; Somin,
2009). Однако, во-первых, циркон из ЛПМ имеет свежий магматический
облик, неокатан, а во-вторых, цирконы из метаморфических пород имеют
иные геохимические характеристики. Допущение, что возраст циркона
соответствует истинному возрасту пород ЛПМ, кажется излишне смелым, хотя
на карте ЛПМ, построенной на основании интерпретации новых
сейсмопрофилей, все места отбора цирконовых проб действительно
расположены на участке развития домеловых отложений. Возможно,
K-Ar
датировки отражают лишь омоложение калий-аргоновой системы в результате
наложенных процессов в мелу и палеогене.
Нет сомнения, что в кристаллическом
субстрате северной периферии Черноморской впадины принимают или
принимали участие блоки дорифейского сооружения, и один из них мог
располагаться в фундаменте ЛПМ. Единственная структура Черноморской
впадины, имеющая докембрийский фундамент – это поднятие Андрусова,
поставлявшее обломочный материал в верхнеюрские конгломераты Горного
Крыма. В них повсеместно встречаются гальки микроклиновых гранитов,
источник сноса которых, по мнению многих исследователей, располагался к
югу от современного Крыма в нынешней акватории Черного моря, а их
датирование K-Ar
методом дало значения возрастов от 850 до 1500 млн. лет (Бойко и др.,
1989). Отметим, что эти граниты в той или иной степени несут следы
динамометаморфизма, который, собственно, и был датирован по микроклину;
исходный «магматический» возраст цирконов из этих гранитов был оценен
методом общего свинца как не менее 1000-1500 млн. лет (единичные оценки
до 2100 млн. лет) (Андреев и др., 1993). Кстати, магматический циркон из
этих гранитов имеет обычное, достаточно большое содержание
U.
Циркон из самых кислых пород ЛПМ, скорее всего, относится именно к этому
этапу магматизма. Получается, что срединный Черноморский массив с
гранитизированным протерозойским фундаментом, существование которого
отстаивалось многими отечественными геологами и геофизиками с 70-х гг.
(Земная кора…, 1975), мог занимать не только основания поднятий
Андрусова и Шатского, как считают нынче, но и продолжаться далее к
запад-северо-западу вплоть до ЛПМ, где в его строении участвовали
щелочные породы.
Полученные данные ставят под сомнение
островодужный генезис части известково-щелочных пород ЛПМ, особенно ВМ
серии, считавшейся бонинитовой. Если принимать палеопротерозойские
датировки за истину, то это может привести к пересмотру древнейшей
истории всей Черноморской впадины, поскольку механизмы формирования
высокомагнезиальных расплавов в фанерозое и палеопротерозое
принципиально различны: если в фанерозое происхождение подобных пород
связано с процессами субдукции на активных континентальных окраинах и в
островных дугах, то в палеопротерозое их происхождение может быть
обусловлено ассимиляцией вещества нижней коры мантийными плюмовыми
расплавами во внутриплитной обстановке, как это было показано для
высокомагнезиальных вулканитов Ветреного Пояса в Карелии (Шарков и др.,
1997). Прояснить ситуацию в дальнейшем, возможно, смогут изотопные
данные.
Литература
Андреев А.В., Шнюкова Е.Е., Шнюков С.Е.,
Чебуркин А.К., Белоусова Е.А., Савенок С.П.
Геохимические особенности и возраст гетерогенных популяций акцессорного
циркона из гранитов гальки юрских конгломератов Горного Крыма // Геол.
журн. (Украина). 1993. №6. С.128-135.
Бойко А.К., Вишняк М.М., Мельникова Л.В., Шнюкова
Е.Е.
Выявление участия добайкальских образований в «гранитном» основании
северной периферии Черноморской впадины (по данным калий-аргонового
датирования гранитоидных галек Горного Крыма) // Геол. журн. 1989. №1.
С.55-65.
Земная кора
и история развития Черноморской впадины /
Под ред. Ю.Д.Буланже, М.В.Муратова, С.И.Субботина, Б.К.Балавадзе. М.:
Наука. 1975. 358 с.
Шарков Е.В., Смолькин В.Ф., Красивская
И.С. Раннепротерозойская
магматическая провинция высокомагнезиальных бонинитоподобных пород в
восточной части Балтийского щита // Петрология. 1997. Т.5. № 5. С.
503-522.
Шнюков Е.Ф., Щербаков И.Б., Шнюкова Е.Е.
Палеоостровная дуга севера Черного моря. К.:
Чорнобильінтерінформ.
1997. 287 с.
Balica C., Balintoni I.,
Seghedi A.
Megina Metamorphic Sequence, a New Gondwanan, Peri-Amazonian Terrane in
North Dobrogea, Romania // Abstracts of the 3rd International
Symposium on the Geology of the Black Sea Region, Bucharest, Romania,
1-10 October, 2011. Supplement to GEO-ECO-MARINA N 17/2011. P. 25.
Belousova
E.,
Griffin
W.,
O'Reilly
Suzanne Y.,
Fisher
N.
Igneous zircon: trace element composition as an indicator of source rock
type //
Contrib.
Mineral.
Petrol.
2002.
V 143.
N 5.
P
Shcherbakov I.B., Shnyukova
K.E. Magmatism
and Geodynamics of the Lomonosov Submarine Massif (the Black Sea) //
Геол.
журн.
(Украина).
2000. №2. С.59-67.
Somin M.L.
Geology of Crystalline Basement of the Greater Caucasus: New Data //
Abstracts of the 2nd International Symposium on the Geology
of the Black Sea Region, Ankara, Turkey, 5-9 October, 2009. P.186-187. |