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.
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.
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 .
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 |
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).
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.
Библиографическая ссылка
Жуланова И.Л., Авченко О.В., Шарова О.И. ГРАНАТОВЫЕ МЕТАУЛЬТРАМАФИТЫ И ГРАНАТОВЫЕ ЖЕДРИТИТЫ ОМОЛОНСКОГО МИКРОКОНТИНЕНТА: ГЛУБИННЫЙ ДИАФТОРЕЗ И ЕГО ГЕОЛОГО-ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ (СЕВЕРО-ВОСТОК РОССИИ) // Фундаментальные исследования. – 2014. – № 8-6. – С. 1393-1399;URL: https://fundamental-research.ru/ru/article/view?id=34775 (дата обращения: 17.08.2024).