Scientific journal
Fundamental research
ISSN 1812-7339
"Перечень" ВАК
ИФ РИНЦ = 1,749

THE GARNET ULTRAMAFICS AND GARNET GEDRITITES OF THE OMOLON MICROCONTINENT: DEEP DIAPHTHORESIS WITH GEOLOGIC AND TECTONIC INTERPRETATION

Zhulanova I.L. 1 Avchenko O.V. 2 Sharova O.I. 2
1 North-East Interdisciplinary Scientific Research Institute n.a. N.A. Shilo Far East Branch
2 Far East Geological Institute Far East Branch Russian Academy Science
The most contentious issues of the Early Precambrian geology of Northeast Asia are discussed using new petrological data on garnet metaultramafic rocks of Povarninsky complex from Aulandzha charnokitoid dome (basement of Omolon microcontinent, North-East Russia). Mineral thermobarometry suggests that garnet metaultramafic rocks have been formed under high pressure granulite facies (T = 950–900 °C, P = 1,05–0,95 GPa). They bear unique petrographic evidence of polymetamorphic events occurred in the deep crust. A quantitative assessment of the thermodynamic conditions for gedrite-orthopyroxene-plagioclase retrograde assemblages in garnet metaultramafic rocks suggests that it formed in amphibolite facies during the decompression, accompanied by a significant decrease in temperature (T = 700–650 °C, P = 0,65–0,55 GPa). Consideration of these data in a broad geological context led to the conclusion that uneven mineral associations of garnet metaultramafic rocks reflect two major stage of the formation of continental crust of Omolon Microcontinent.
Archean
granulites
metaultramafic rocks
gedrite
Omolon
Northeastern Russia
1. Alexandrov I.A Metamorficheskie porody amfibolitovoy fatsii Dzhugdzhuro-Stanovoy skladchatoy oblasty. Vladivostok: Dalnauka, 2010. 212 р.
2. Bibikova E.V. Uran-svintsovaya geokhronologiya rannikh etapov razvitiya drevnikh schitov. M.: Nauka, 1989. 198 р.
3. Gelman M.L. Terekhov M.I. Novye dannye o dokembriyskom kristallicheskom komplekse Omolonskogo massiva. In: Metamorficheskie kompleksy Vostoka SSSR. Vladivostok: DVNTS AN SSSR, 1973. рр. 66–73.
4. Gelman M.L. Fanerozoyskie granitno-metamorficheskie kupola na Severo-Vostoke Rossii. Ctatya 2. Magmatizm, metamorfizm i granitizatsiya v pozdnemezozoyskikh kupolakh. Tikhookeanskaya geologiya. 1996. T. 15. no 1. рр. 84–93.
5. Grafchikov A.A., Fonarev V.I. Granat-ortopiroksen-plagioklaz-kvartsevyy barometr (eksperimentalnaya kalibrovka) In: Ocherki fiziko-khimicheskoy petrologii. M.: Nauka, 1991. Vyp. 16. рр. 199–225.
6. Zhulanova I.L. Zemnaya kora Severo-Vostoka Azii v dokembrii i fanerozoe. M.: Nauka, 1990. 304 р.
7. Kotljar I.N., Zhulanova I.L, Rusakova T.B., Gagieva A.M. Izotopnye sistemy magmaticheskikh i metamorficheskich kompleksov Severo-Vostoka Rossii. – Magadan: SVKNII DVO RAN, 2001. 319 р.
8. Lavrenteva I.V., Perchuk L.L. Eksperimentalnoe izuchenie fazovogo sootvetstviya v sisteme granat-ortopiroksen-amfibol pri 700 i 800 °C. In: Ocherki fiziko-khimicheskoy petrologii. M.: Nauka, 1991. Vyp. 16. рр. 139–164.
9. Marakushev A.A Problemy mineralnykh fatsyi metamorficheskikh i metasomaticheskikh gornykh porod. M.: Nauka, 1965. 327 р.
10. Petrograficheskiy kodeks Rossii. S-Pb.: Izd-vo VSEGEI, 2009. 200 р.
11. Dachs E. PET: Petrological elementary tools for mathematics. Computers and Geosciences. 1998. Vol. 24. no 3.рр. 219–235.
12. Leake B.E., Woolley A.R., Arps C.E.S., Birch W.D., Gilbert M.C., Grice J.D., Hawthorne F.C., Kato A., Kisch, H.J., Krivovichev V.G., Linthout K., Laird J., Mandarino J.A., Maresch W.V., Nickel E.H., Rock N.M.S., Schumacher J.C., Smith D.C., Stephenson N.C.N., Ungaretti L., Whittaker E.J.W., Youzhi G. Nomenclature of amphiboles: Report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on New Minerals and Mineral Names. Eur. J. Mineral. 1997. no 9. pp. 623–651.
13. Zhulanova I.L. The tectonic units of the North-East Asia and the Siberian Platform in Early and Late Precambrian: links and events. Rodinia 2013: Supercontinental Cycles and Geodinamics Sympossium / Eds: R. Veselovskiy, N. Lubnina. Moscow: PERO Press, 2013. Abstracts. рр. 85.

Жедрит – характерный минерал фанерозойских гранитно-метаморфических куполов севера Тихоокеанского кольца, где он рассматривается как индикатор повышения давления в недрах куполов на стадии внедрения гранитных расплавов [4]. В докембрийских комплексах Северо-Востока Азии известна единственная находка. Она происходит из кристаллических образований Ауланджинского выступа (горста) дорифейского фундамента Омолонского массива (ОМ) [6], в современных работах фигурирующего как микроконтинент. Проведённые исследования показали, что здесь появление жедрита отражает регрессивный этап эволюции глубинных метаморфических пород. В статье приводятся результаты первой количественной оценки термодинамических условий образования жедрит-ортопироксен-плагиоклазовых реакционных структур в гранатовых метаультрамафитах [1] – петротипе поварнинского комплекса (нижнее подразделение последней официальной стратиграфической схемы нижнего архея Верхояно-Чукотского региона, 2003 г.). Полученные данные существенно конкретизируют представления о ранних этапах формирования континентальной коры на Северо-Востоке Азии.

Материалы и методика исследований

В границах Ауланджинского горста (около 350 км2) реконструируется фрагмент (западная половина) купола, ядро которого слагают чарнокитоиды. В качестве реликтов субстрата повсеместно наблюдаются амфибол-двупироксеновые, иногда с гранатом, кристаллосланцы, изредка – лейкократовые гранулиты. На крыле вскрыт стратифицированный разрез, где преобладают богатые кальцием мезократовые гнейсы и амфиболиты, чередующиеся с глиноземистыми толщами. Гранатовые метаультрамафиты слагают линзовидные тела мощностью от 5 до 50 м внутри широкой (4–5 км) полосы биотитовых гранито-гнейсов, залечивающих зону скрытого несогласия между ядром и крылом купола. Цепочки меланократовых тел конформно вписываются в общую купольную структуру блока (рис. 1). Интерпретируются как фрагменты подошвы чарнокитоидной антиформы [7]. Возраст акцессорного циркона из гранито-гнейсов составляет 3,65–3,4 млрд лет (ранний архей российской шкалы докембрия) [2].

Жедрит встречен в линзовидном теле (8×20 м) метаультрамафитов, отличающихся крупно- и гигантозернистым сложением, текстурной неоднородностью, отсутствием кристаллизационной сланцеватости. На фоне роговой обманки, образующей агрегаты черных, ярко блестящих разноориентированных кристаллов, контрастно выделяется темно-красный гранат (2–80 мм). В строении тела улавливаются элементы полосчатости. Она подчеркивается присутствием небольших (до 50 см в длину) полиминеральных линз, в одной из которых и встречены структурно более или менее однородные среднезернистые обособления (поперечник до 7, длина до 10 см), зеленовато-серой окраски, описываемые ниже как гранатовые жедрититы.

pic_60.tif

Рис. 1. Схематическая геологическая карта Ауланджинского выступа фундамента Омолонского массива. Составила И.Л. Жуланова: 1 – рифейские и палеозойские осадочные отложения; 2–8 – нижний архей: 2 – биотитовые гранито-гнейсы с линзами гранатовых метаультрамафитов, 3 – гранат-биотитовые плагиогнейсы, биотит-гиперстеновые сланцы, 4 – диопсидовые плагиогнейсы, двупироксен-амфиболовые сланцы, гранат-биотитовые гнейсы, 5 – амфиболиты, диопсид-амфиболовые сланцы, 6 – преимущественно гранат-биотитовые гнейсы, иногда кордиеритсодержащие, 7 – диопсидовые амфиболиты, двупироксен-амфиболовые, гранат-диопсид-амфиболовые сланцы, 8 – чарнокитоиды, амфибол-двупироксеновые сланцы, лейкократовые гранулиты; 9 – местонахождение гранатовых жедрититов и номер точки наблюдения; 10 – геологические границы; 11 – разломы; 12 – элементы залегания полосчатости метаморфических пород. На врезке: заштриховано – районы распространения выходов дорифейских метаморфических образований (с юго-запада на северо-восток: Охотский, Омолоно-Тайгоносский, Восточно-Чукотский). ВЧСО – Верхояно-Чукотская мезозойская складчатая область. ККСО – Корякско-Камчатская кайнозойская складчатая область. Черный кружок – местоположение Ауланджинского выступа

Детально изучена порода (обр. 329а, кол. И.Л. Жулановой) с различимыми невооруженным глазом реакционными оторочками (1–5 мм) вокруг порфиробластов (10–15 мм) граната. Их образует симплектит ортопироксена, плагиоклаза и жедрита со средней величиной индивидов 0,05×1 мм (рис. 2). На удалении те же минералы – относительно крупные (2–5 мм), срастающиеся в мономинеральные гранобластовые агрегаты. До 3 % объема породы составляет биотит, распределённый крайне неравномерно.

Состав пород и минералов изучался в Аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН. Химический анализ минералов выполнен на четырехканальном микроанализаторе JXA 8100.

pic_61.tif

Рис. 2. Реакционная кайма жедрита, ортопироксена и плагиоклаза вокруг граната (белое). Цифры – номера анализов (см. табл. 2). Хорошо видны червеобразные срастания ортопироксена (9–11) с небольшими вытянутыми зернами плагиоклаза (8) и ромбовидные сечения жедрита (4–6, 13, 14 и слева вверху). Вверху по центру – таблитчатое зерно плагиоклаза со светлой краевой зоной более основного состава, сравнительно с темным центром. Обр. 329а. Микрофотография в отраженных электронах

Оценка содержаний главных компонентов в породе производилась методом атомно-эмиссионной спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) на спектрометре ICAP 6500 Duo. Определение содержаний Н2О, п.п.п., SiO2 произведено методом гравиметрии, редкоземельных и примесных элементов – методом ICP-MS на приборе Agilent 7500. Погрешность определения для большинства элементов составила 5–15 %, для Hf, Ta, Pb – 20–25 %. Ответственный исполнитель Зарубина Н.В.

Результаты исследований и их обсуждение

На диаграмме TAS [10] фигуративная точка гранатового жедритита попадает на сочленение четырех полей (ультраосновные – основные пикробазальты, умеренно щелочные базальты – трахибазальты). По сравнению с типоморфным метаультрамафитом (обр. А339) гранатовый жедритит обогащен кремнеземом, калием, рубидием, барием, цирконием и гафнием (табл. 1, рис. 3).

Установлена химическая зональность минералов, наиболее резкая у плагиоклаза. Его мелкие выделения из реакционных кайм содержат до 87 % анортита (табл. 2, ан. 8 [2]), зерна на удалении имеют обратную зональность: содержание анортита в центре – 55–59, по периферии – до 81 % (табл. 2, ан. 21, 12 и 26 соответственно). Гранат обладает повышенной магнезиальностью, при этом от центра к краям повышается его железистость и марганцовистость; содержание гроссуляра меняется незначительно (табл. 2). Ортопироксен из кайм имеет заметно более высокое содержание глинозема, чем в собственно породе (табл. 2, анализы 9, 28); железистость почти не меняется.

Состав жедрита и биотита практически постоянный. Жедрит относится к группе натровых, которые, согласно [12], должны иметь количество NaA ф.е. ≥ 0,5 при Mg/(Mg + Fe+2) ≥ 0,50. В наших анализах эти параметры составляют ≥ 0,6 и ≥ 0,7 соответственно (табл. 2). Кроме того, для омолонских жедритов характерна невысокая степень окисленности железа (Fe+3 ф.е. = 0,17–0,3, табл. 2). Биотит имеет повышенную магнезиальность gylpan03.wmf.

Таблица 1

Результаты определения петрогенных (мас. %) и малых элементов (г/т) в образцах 329а (верхняя строка) и А339 (нижняя строка)

SiO2

TiO2

Al2O3

Fe2O3

FeO

MnO

MgO

CaO

Na2O

K2O

P2O5

п.п.п.

Сумма

H2O-

44,7

1,09

18,37

2,87

10,25

0,22

14,21

5,32

1,20

1,51

0,04

0,70

100,49

0,16

43,45

0,94

15,57

4,49

11,00

0,26

10,35

12,59

1,21

0,29

0,06

0,26

100,48

н.об.

Окончание табл. 1

Rb

Zr

Ba

Hf

43,24

567,50

315,50

12,73

1,47

23,03

29,09

0,72

pic_62.tif

Рис. 3. Положение фигуративных точек метаультрамафитов на диаграмме TAS [10]: 1 – гранатовый жедритит (обр. 329а); 2 – среднезернистый гранатовый метаультрамафит (обр. А339). Анализы пород см. в табл. 1

Установленные особенности позволяют выделить в изученной породе две генерации минералов: раннюю (магнезиальный гранат, плагиоклаз пониженной основности, ортопироксен с пониженной глиноземистостью) и позднюю (гранат повышенной железистости и замещающие его относительно более основной плагиоклаз, глиноземистый ортопироксен, жедрит). Присутствие в обеих граната, плагиоклаза и ортопироксена дает возможность корректно сопоставить Р-Т условия их образования по экспериментальным термобарометрам [5, 8]. Для расчета выбраны (№ № анализов по табл. 2): в качестве ранних – 1 (Gr), 28 (Opx), 21 (Pl), поздних – 3 (Gr), 9 (Opx), 8 (Pl). На Р-Т диаграмме точки пересечения линий, рассчитанных по уравнениям указанных геотермобарометров, дают параметры: для ранней генерации 900–950 °С при 0,95–1,05 ГПа, для поздней – 650–700 °С при 0,55–0,65 ГПа (рис. 4).

Таблица 2

Микрозондовые анализы и кристаллохимические формулы минералов из реакционной оторочки обр. 329а.

Минерал

 

Компонент

Gr

Gr

Gr

Ged

Ged

Ged

Opx

Opx

Opx

Opx

Pl

Pl

Pl

Pl

Bi

Bi

1

2

3

4

6

13

9

10

28

33

8

26

12

21

39

40

SiO2

39,36

39,67

38,96

41,82

42,23

42,14

50,28

50,56

51,00

50,81

45,03

46,89

54,55

53,36

37,36

37,32

TiO2

0,0

0,0

0,0

0,71

0,63

0,40

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

3,61

3,75

Al2O3

22,16

21,94

22,16

18,13

18,73

18,96

6,36

6,30

5,01

5,23

34,18

33,28

27,41

28,88

16,57

16,29

FeO

21,16

22,98

23,04

14,39

14,01

13,33

17,68

17,26

18,22

18,20

0,0

0,37

0,0

0,0

9,21

9,60

MnO

0,62

0,95

0,94

0,30

0,30

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

MgO

13,98

13,06

12,17

19,38

19,35

20,22

25,31

25,83

25,60

25,78

0,0

0,0

0,0

0,0

19,05

18,58

CaO

3,18

2,60

3,02

0,62

0,64

0,60

0,0

0,0

0,0

0,0

18,33

16,79

10,4

11,55

0,0

0,0

Na2O

0,0

0,0

0,0

2,29

2,41

2,33

0,0

0,0

0,0

0,0

1,40

2,12

6,04

5,17

0,77

0,57

K2O

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

9,26

9,13

Сумма

100,46

101,20

100,20

97,64

98,30

97,98

99,63

99,95

99,83

100,02

98,94

99,45

98,40

98,96

96,03

95,47

Si

2,917

2,944

2,926

5,942

5,960

5,923

1,823

1,823

1,849

1,837

2,101

2,167

2,500

2,437

2,700

2,715

Alобщ

1,936

1,919

1,961

3,036

3,116

3,141

0,272

0,268

0,214

0,223

1,879

1,813

1,481

1,555

1,411

1,397

Fe + 2

1,081

1,233

1,261

1,413

1,483

1,273

0,455

0,435

0,465

0,448

0,0

0,0

0,0

0,0

0,557

0,584

Fe + 3

0,166

0,113

0,148

0,297

0,171

0,294

0,081

0,086

0,087

0,103

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

Mn

0,039

0,060

0,060

0,036

0,036

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

Mg

1,545

1,445

1,363

4,105

4,071

4,237

1,368

1,389

1,384

1,390

0,0

0,0

0,0

0,0

2,053

2,015

Ca

0,253

0,207

0,243

0,094

0,097

0,09

0,0

0,0

0,0

0,0

0,920

0,832

0,511

0,565

0,0

0,0

Na

0,0

0,0

0,0

0,631

0,659

0,635

0,0

0,0

0,0

0,0

0,130

0,190

0,537

0,458

0,108

0,08

K

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,854

0,847

 

0,45

0,48

0,51

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

 

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,87

0,81

0,49

0,55

0,0

0,0

 

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,28

0,27

0,29

0,28

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

 

0,0

0,0

0,0

0,74

0,73

0,77

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

0,0

Примечание. Кристаллохимические формулы рассчитаны по программе PET [11]. Номера анализов соответствуют номерам точек микрозондирования (положение точек № № 1–3 , 4, 6, 8–10, 13 см. на рис. 2).

pic_63.tif

Рис. 4. Точки оценок Р-Т условий, рассчитанных по экспериментальным термобарометрам [5, 8]. Стрелка показывает направление Р-Т тренда от ранней минеральной ассоциации к поздней

Выводы

Приведенные результаты свидетельствуют, что перекристаллизация граната с образованием Ged-Opx-Pl реакционных структур явилась следствием декомпрессии, сопровождавшейся значительным понижением температуры, т.е. представляет собой дифторез. Высокое содержание Na в жедрите и повышенные концентрации в образце 329а Rb, Ba, Zr, Hf указывают, что процесс диафтореза метаультрамафитов носил аллохимический характер и протекал, скорее всего, при участии флюида. Рассмотрение этих данных в широком геолого-тектоническом контексте [1, 6, 7, 9] позволяет сделать следующие выводы:

1. Параметры, рассчитанные для ранней минеральной ассоциации: Т = 950–900 °С, Р = 1,05–0,95 ГПа (гранулитовая фация высокого давления), характеризуют обстановку в наиболее глубинной части нижнеархейского разреза фундамента ОМ на момент начала его тектонического подъема к эрозионной поверхности (зарождения Ауланджинского чарнокитоидного купола).

2. Относительно более поздняя минеральная ассоциация отвечает амфиболитовой фации повышенного давления (Т = 700–650 °С, Р = 0,65–0,55 ГПа), что практически точно соответствует параметрам прогрессивного метаморфизма, установленным в верхах супракрустальной части нижнеархейского разреза фундамента ОМ [6]. Согласно авторской модели, метаморфизм амфиболитовой фации в супраструктуре протекал синхронно с формированием гнейсово-купольных структур второго поколения, порожденных процессом плагиогранитизации гранулитов [6]. Центр ареала плагиогранитизации на ОМ сдвинут относительно Ауланджинского купола примерно на 80 км к юго-западу, и петрографически этот процесс в изученных ультрамафитах не проявлен. Однако именно с ним хорошо согласуются Р-Т параметры и аллохимический характер диафтореза гранатовых ультрамафитов, установленные в результате проведенного исследования.

3. В свете полученных данных тектоническая структура, фрагмент которой вскрыт в Ауланджинском выступе фундамента ОМ, предстает как миниатюрная модель («элементарная ячейка») эоархейской (в терминах Международной стратиграфической шкалы) геодинамической структуры гнейсово-купольного типа, где четко зафиксирован регрессивный переход глубинных (инфракрустальных?) метаультрамафитов в породы амфиболитовой фации. Важно, что термодинамические характеристики, реконструированные для последовательно формировавшихся пород наиболее глубинной (из вскрытой на современном срезе) части фундамента ОМ, аналогичны характеристикам широко известных комплексов фундамента Сибирской платформы – соответственно сутамского и станового [1, 9]. Другими словами, чарнокитизация и плагиогранитизация реконструируются как главные корообразующие процессы в истории формирования ОМ, а два возникших здесь поколения гнейсово-купольных структур находят своих гомологов в кристаллическом цоколе Алдано-Станового щита, что подтверждает на новом уровне гипотезу о том, что корни ныне наблюдаемой геолого-тектонической взаимосвязи Северо-Востока Азии и Сибирского кратона уходят в ранний докембрий [13].

Рецензенты:

Борходоев В.Я., д.т.н., директор Аналитического центра, ведущий научный сотрудник, ФГБУН «Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт им. Н.А. Шило» ДВО РАН, г. Магадан;

Савва Н.Е., д.г.-м.н., главный научный сотрудник лаборатории петрологии, изотопной геохронологии и рудообразования, ФГБУН «Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт им. Н.А. Шило» ДВО РАН, г. Магадан.

Работа поступила в редакцию 28.07.2014.


[1] В литературе впервые описаны как эклогитовые сланцы – продукт регрессивного изменения амфиболовых эклогитов [3]. Типоморфный состав: гранат, клинопироксен, роговая обманка примерно в равных соотношениях с примесью (0–10%) гиперстена и плагиоклаза; сложение преимущественно среднезернистое.

[2] В табл. 2 и далее по тексту символы минералов: Gr – гранат, Opx – ортопироксен, Pl – плагиоклаз, Ged – жедрит, Bi – биотит.