Континентальне розширення північного краю Гондвани у східних Гімалаях: обмеження геохімії та циркону Уг Pb мафічних інтрузів у вікні Сіанг (Аруначал, Індія)

Звіти. GпїЅscience, Tome 352 (2020) no. 1, стор. 19-41.

Говинд Оінам; А. Крішнаканта Сінгх; Маллікярджун Джоші; Амріта Датт; Пан Раджаніканта Сінгх; Н. Лахан Сінгх; Р. К. Бікрамадітя Сінгх

резюме

12пЅЅ28%) часткового злиття, подібного до астпіоносфічної мантії в перехідній зоні гранат-шпінель. Магматичні циркони двох габбро дають вигляд U пїЅ Pb 521,50 ± 2,53 млн. І 568 ± 2 млн. Р. Цей новий пге виявляє два імпульси пізнього мафічного нтотопротопрозового магматизму, які несумісні з тимчасовим розподілом пальпозматизму вікна Сіанга. Східних Гімалаїв. Однак, базуючись на результатах цього дослідження та співвідношенні континентального екстенсивного мафійського магматизму в північно-західних Гімалаях, ми припускаємо, що досліджені мафічні інтрузивні породи могли бути генетично сконструйовані в розширеному тектонічному середовищі протягом циклу розширення. довготривалий орогенний від пізнього NpіЅoprotpіЅrozoпїЅc до раннього кембрію, який закінчився утворенням суперконтиненту Гондвана.

1. Вступ

Гімалайський гірський пояс знав декілька фаз мафічного магматизму, починаючи від кінця докембрію і закінчуючи Кінозопом [Bhat 1987]. Цю магматичну діяльність можна знайти у вигляді потоків вулканічної лави та мафічних дамб по всьому поясу. Докембрійські мафічні магматичні породи найкраще опромінюються в західних Гімалаях і добре вивчені в порівнянні зі своїми східними колегами [Ahmad and Bhat 1987, Ahmad and Tarney 1991, Ahmad et al. 1999, Srivastava and Sahai 2001]. Геохімічні характеристики вказують на те, що ці магми походять із збагаченого літосферного мантійного джерела в експансійній тектонічній обстановці з різним ступенем часткового плавлення [Ahmad 2008].

2. Геологічний контекст

Гімалайський гірський хребет Індії географічно класифікується на (i) сиваліки, які займають підніжжя головного прикордонного пагона (MBT), (ii) невеликі Гімалаї, обмежені MBT на південь та головний центральний пагін (MCT)) в північ та (iii)) Верхні Гімалаї між МСТ та Південно-Тибетським загоном (СТД) (рисунок 1; Ходжес та ін. [2000] та Інь [2006]). Східні Гімалаї - це складчастий пояс Росії

3. вибірки та петрографії

Ми зібрали мафічні породи, які увійшли до формації Букса району Пангін у вікні Сіанг, на схід від Гімалаїв (рис. 1б). Відслонення мають довжину 1 км 2 км і ширину 500 м 1000 м і демонструють суперечливий контакт із гірськими породами країни. Відбір проб проводився вздовж ділянок дороги на ділянці Ротунг - Пангін - Геку, і були взяті відносно свіжі та незмінені зразки (рис. 2, а, в), а координати - 28 п. 13 '54 .4 '' пн. Ш., 94п.Ѕ 59 '33 .5 '' в. Д. Деформаційні характеристики та структури первинного потоку не спостерігаються. Спостерігається збільшення гранулометрії контактного краю в ядрі мафіозних інтрузивних тіл. У відслоненнях не було виявлено хп xЅнолітів сільських порід, що свідчить про настирливий характер їх розміщення. Мафійські інтрузиви характеризуються середньозернистими, грубозернистими мінералами, включаючи клінопірокспен (

40пїЅ50%) та плагіоклаз (

50 ° 60%) як основні фази з незначними кількостями рогової обманки, серициту, хлориту та оксидів Fe пiЅ Ti з текстурованими гранулами. Також спостерігалися вкладені текстури між плагіоклазом та клінопіроксеном (рис. 2б, г). Клінопірокспен є евпедричним, субпедричним за формою, з високим рельєфом і недосконалими розщепленнями. Зерна плагіоклазу мають субпдрічну анпідричну та коротку циліндричну пшеничну зернисту форму. Подекуди поява гранофірових фактур вказує на те, що плагіоклаз вріс (рис. 2г). Всі ці петрографічні спостереження чітко вказують на те, що інтрузивні за своєю природою мають переважно габро-характер і зазнали незначних змін та низького ступеня метаморфізму, що могло спричинити утворення рогової бленди та серициту.

4. Аналітичні прийоми

4.1. XRF-ICPMS - аналіз основних та мікроелементів

Метод підготовки зразків вичавлених гранул був прийнятий в Інституті гімалайської геології Ваді (WIHG), Деградун, Індія, для визначення основних елементів та деяких концентрацій мікроелементів за допомогою відбору зразків. Рентгенофлуоресцентний спектрометр (XRF; Bruker, Tiger S8). Аналітичні методи та методи збору даних Сайні та ін. [2003] прийняла рішення про усиновлення. Зразки близько 0,5 кг нарізали на дрібну стружку, а потім подрібнювали за допомогою сталевої щелепної дробарки. У агатовому млині подрібнені зразки подрібнювали до меш 200, після чого гранули готували приблизно з 7 г кожного порошкоподібного зразка, а потім аналізували в XRF. Втрати при займанні (LOI) вимірювали після нагрівання зразка порошку 5 г до 1000 ° С у муфельній печі. Аналітична точність краща, ніж 2% 3% для основних оксидів та 5% 6% для мікроелементів.

Вибрані рідкісноземельні елементи (РЗЕ) та концентрації мікроелементів аналізували за допомогою індуктивно-зв’язаного плазмового мас-спектрометра SCIEX ELAN DRC-e (ICP-MS) у WIHG, Деградун, Індія. Аналітична процедура Khanna et al. [2009] прийняла рішення про прийняття. Для аналізу був використаний метод розщеплення у відкритій системі. Приблизно 0,1 г порошку зразка змішували з 20 мл HF + HNO3 (2: 1) і

2 мл HClO 4 у тиглових тиглях. Потім тиглі нагрівали на конфорці до повного перетравлення зразків і сушіння з утворенням пасти. Після цього додавали 20 мл 10% HNO3пп до кожного зразка, який залишали на гарячій плиті протягом 10 хвилин 15 хвилин, поки не отримали прозорий розчин. Прозорий розчин доводили до кінцевого об'єму 100 мл водою milli-Q. BHVO-1 та JB-1a використовуються як еталонні стандарти; їх точність в мікроелементах коливається від 2% до 12%, а точність варіюється від 1% до 8%. Геохімічні дані цілих порід досліджуваних зразків наведені в таблиці 1 .

4.2. LA-MC-ICPMS - Циркон U PЅ Pb GпїЅchrochnology

Зерна циркону відокремлювали від двох габробних зразків (GKS-40 та 4X3-A) для геохронологічних досліджень U п P P. Для поділу циркону зразок спочатку подрібнювали з пільної дробилки та дискової дробарки, потім просіювали. до 60 меш. Після цієї операції відбулося гравітаційне розділення за допомогою водного шару Холмана-Вілфлі, методу ізодинамічної магнітної сепарації та важких рідин. Нарешті, зерна циркону відбирали вручну під бінокулярним мікроскопом WIHG, Деградун, Індія. Близько 50 зерен циркону були вмонтовані в перфтор-алкокси-алкан (ПФА) на трифлорі з подальшим послідовним поліруванням алмазною пастою 8, 5, 3, 1 і 0,25 мкм, щоб оголити середню ділянку циркону. Катодолюмінесцентні (CL) зображення цирконових зерен були зроблені на скануючому електронному мікроскопі Zeiss EVO 40 (SEM), розширений тиск (EP) з часом сканування 2 хвилини і струмом зонда, що змінюється від 10 до 20 н/а.

5. Результати

5.1. Геохімія цілих порід

5.2. ГпїЅхронологія Циркон U пїЅ Pb

Циркони у зразках ГКС-40 мають безбарвну напівпрозору, еухпідричну підметрову форму, довжиною 80 п. 200 мкм із співвідношенням сторін, що варіюються від 2: 1 до 3: 1. На знімках CL більшість зерен циркону демонструють чіткий коливальне зонування і кілька зерен демонструють тонкі блискучі краї росту (рис. 9а). Загалом було проаналізовано шістнадцять плям на 15 зернах циркону з цієї проби. Аналітичні дані показують широкий діапазон Pb (15,5 ° × 100,9 ppm), U (40,5 ° × 696 ppm) та Th (63,1 ° × 517 ppm) із співвідношенням Th/U 0,12 × 3,30 (табл. 2). LC-зображення цирконових зерен, а також їх співвідношення Th/U ЅЅlevpїЅ вказують на магматичне походження [Hoskin and Black 2000]. На 16 проаналізованих цирконових плямах 10 плям дають 206 Pb/238 U concordia з 568 пір. 2 млн. Років (рис. 10a; MSWD = 0,0071), що можна розглядати як магматичну подію в пізньому Протопрозі (Едіакаран). Таблиця 2. LA-MC-ICPMS Uges P U циркуну з зразків габро (GKS-40 та 4X3-A) з вікна з Сіанг, Північно-Східна Індія

Циркони у зразку 4Х3-А безбарвні або блідо-коричневі та прозорі. Аніпедральні під субдідричні зерна демонструють квазіпризматичну або неправильну морфологію із співвідношенням довжини 50х2200 п довжини та довжини до ширини, що варіюються від 1: 1 до 3: 1. На зображеннях CL більшість зерен циркону мають коливальне зонування прозорі, і на кількох зернах є тонкі блискучі краю проліферації (рисунок 9b), що вказує на магматичне походження. Загалом було проаналізовано 14 плям на 13 зернах циркону цієї породи. Аналітичні дані показують високий діапазон Pb (10ппЅ88,8 ppm), U (87,4пЅЅ1250 ppm) і Th (25,8пЅЅ321 ppm) із співвідношенням Th/U 0,13пЅЅ 1,42 (табл. 2). Вісім проаналізованих плям циркону визначають конкордію 206 Pb/238 U пігге 521,50 пі 3 млн. Років (рис. 10b; MSWD = 0,0011), яку можна вважати ранньою кембрійською магматичною подією або може бути частиною тієї ж магматичної події, ніж визначена з GKS-40, який міг тривати 40 млн. Графіки Th/U проти U (рис. 9 c, d) вказують на те, що зерна циркону двох зразків мають магматичне походження.

6. Обговорення

6.1. Фракційна кристалізація та забруднення кори

Низький вміст MgO (Рисунок 5. (а) SiO2 в порівнянні з піЅ (Th/Nb) PM; (b) Графіки (La/Nb) PM проти (Th/Nb) PM (за даними Frey et al. [2002]) для випробування на забруднення земної кори основними інтрузивними породами району Пангіна у вікні Сіанг. Індекси ПМ вказують на нормовані співвідношення до примітивних значень мантії Сонця та Макдону [1989]. UC-верхня кора, середнє значення MC-кори та LC- нижчі значення гребеня за Рудніком і Гао [2003].

6.2. Характеристики мантійського джерела

Примітивні нормалізовані діаграми павука та нормовані моделі РЗЕ хондритів досліджуваних зразків демонструють подібну модель до E-MORB (рис. 4, а, б). Існує невелике виснаження аномалій Ti і Nb порівняно з La і Ce (рис. 4, б). Їх незначні аномалії Eu вказують на те, що плагіоклази не були фракціоновані (рис. 4а). Співвідношення Zr/Ba розглядається як геохімічна ознака, що дозволяє диференціювати астносферне джерело (Zr/Ba> 0,5) та літосферне джерело (0,3пїЅ0,5) KпїЅrkcпїЅoglu [2010], Menzies et al. [1991]. У цьому дослідженні коефіцієнт Zr/Ba коливається від 0,32 ± 1,51, а коефіцієнт Zr/Hf коливається від 35,47 до 53,17, що вказує на джерело астпаносфери. Це спостереження також підтверджується Nb/La vs. La/Yb (рис. 7), де досліджувані зразки потрапляють в астносферну мантію.

6.3. Геодинамічні наслідки

Раніше висловлювалося припущення, що вулканізм аборів був одночасним із зіткненням індійської та євразійської плит, яке сталося під час раннього Еокпену через подальше потовщення та стоншення адіабатичної декомпресійної кори. 1996] або теплової аномалії, спричиненої розривом плити після зіткнення [Ачарія 2007]. Пізніше датування K/Ar вулканів аборів на різних зразках базальту дало різний вік: 319 - 15 млн. Років (верхній карбон), 87,2 - 1,3 (верхній Криптакап) і 24,9 - 0,4 млн. Років (ранній третин) [Liebke et al. 2011]. Алі та ін. [2012] інтерпретував сильну нахиленість нахилу в базальтах як первинну природу і дав їм пермський вік. Вони зробили висновок, що гірські породи утворилися в результаті виверження, пов’язаного з рифтуванням валунів Кіммерійського континенту, розташованого на північному краю суперконтиненту Гондвана. Зовсім недавно геохронологічні дослідження на цирконі U пїЅ Pb вулканів Abor свідчать про те, що вони були встановлені через вибух шлейфу Кергелена на ранніх стадіях (

132 млн. Р.) Від розриву східної Гондвани [Singh et al. 2019].

У світлі нещодавніх відкриттів, наші дані циркону U п P P для мафічних інтрузивних порід району Пангін у вікні Сіанг дають діапазон від 521 п 56 56 млн років, тобто від пізнього непіопротору раннього кембрію, який є найдавнішим магматична подія. подалі від вікна Сіанг. Цей вік збігається з віком закриття Мозамбікського океану під час Куунга Орогене, який є східною частиною Панафриканського орогенного поясу [Meert et al. 2003, Meert and Lieberman 2008]. Отримані нами віки абсолютно відрізняються від попередніх досліджень; тому їх джерело також може відрізнятися від джерела вулканів аборів.

7. Висновки

Наш роман U pіЅ Pb циркон і ціла геохімія гірських порід, представлені в цьому дослідженні, підтверджують наступні висновки:

12пїЅ28%) із збагаченого джерела мантійної шпінелі + гранатовий пріЅрідотіт.

Два досліджені зразки габро дають U п P P циркон у 568 п 2 М і 521,5 П 2,5 М, відповідно, що вказує на магматичну активність пізнього Нппротопрозоку та раннього кембрію у вікні Сіанг.

Ці інфікуючі гірські породи геохімічно відрізняються від мафічних та фельсичних вулканів, про які раніше повідомляли з вікна Сіанг; їх, швидше, можна отримати із згасань, що породжуються в обширних тектонічних рамках.

Таким чином, наші нові геохімічні та геохронологічні дані дозволяють припустити, що мафічні інтрузивні породи, що вивчалися у вікні Сіанг, утворилися під час розширеного тектонічного середовища Ніопротопрозопу на початку північного заходу до пізнього кембрійського сигналу. Гімалаї завдяки африканському панорогенному циклу що закінчився зібранням суперконтиненту Гондвана.

Дякую

Автори дякують директору Інституту гімалайської геології Ваді (WIHG) Дехрадуну за заохочення та дозвіл на публікацію цього рукопису. Ми також дякуємо лабораторіям, що заряджають XRF, ICPMS, SEM та LA-MC-ICPMS, WIHG за їх аналітичну підтримку. Особлива подяка Саурабху Сінгхалу, WIHG, за допомогу в аналізі ізотопного аналізу U-Pb LA-MC-ICPMS. Рукопис отримав користь від проникливих пропозицій С. Хогенкумара, NCPOR, Гоа. Ця робота є частиною триваючої докторської студії першого автора БГУ, Варанасі та WIHG, Деградун. Ми дякуємо головному редактору, професору Мемріте Гіслану де Марсілі та професору Франсі Шабо за їх конструктивні коментарі. Професор Мішель Форе та анонімний рецензент дякують за їхні плідні пропозиції та глибокий аналіз, які допомогли покращити це дослідження.