CC BY
10
ЗАПИСКИ ГОРНОГО ИНСТИТУТА
Journal of Mining Institute Сайт журнала: pmi.spmi.ru
Научная статья
Гранатиты из эклогитового комплекса Марун-Кеу (Полярный Урал):
геохимия и проблемы образования
Л.И.СЛЛИМГЛРЛЕВЛ 12Н, Л.В.БЕРЕЗИН13
1 Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург, Россия
2 Институт геологии и геохимии им. академика А.Н.Заварицкого УрО РАН, Екатеринбург, Россия
3 Институт наук о Земле СПбГУ, Санкт-Петербург, Россия
Как цитировать эту статью: Салимгараева Л.И., Березин А.В. Гранатиты из эклогитового комплекса Марун-Кеу (Полярный Урал): геохимия и проблемы образования // Записки Горного института. 2023. Т. 262. С. 509-525. EDN CLAFSR
Аннотация. Приведена комплексная минералого-геохимическая характеристика (XRF, ICP-MS, SEM-EDS, SIMS методы) гранатитов и их протолитов из комплекса Марун-Кеу (Полярный Урал) - одного из ключевых объектов в понимании истории развития Уральского орогена. Установлено, что ультраосновные (в большинстве случаев) и основные породы являются протолитами, по которым развиваются гранатиты. Общая тенденция для гранатитов - рост суммарного содержания REE по сравнению с протолитами. Все проанализированные гранатиты демонстрируют существенное падение Cr, Ni и Co. Содержание V в гранатитах также уменьшается относительно протолитов, но менее масштабно. В целом гранаты из гранатитов, развивающихся по перидотитам, характеризуются резко повышенным (относительно гранатов из гранатитов, развивающихся по основным породам - порфиритам) содержанием Prp минала и пониженным - Alm минала, что, вероятнее всего, определяется магнезиальностью протолита. В гранатитах по перидотитам установлен гранат с нетипичным недифференцированным спектром REE со значительной положительной Eu-аномалией, который может быть объяснен эффектом наследования гранатом спектра REE от минерала-предшественника, в данном случае плагиоклаза. Наблюдаемые на исследованном участке Слюдяная Горка гранатиты, вероятно, образовались из основных и ультраосновных пород океанической коры в процессе их выведения на более верхние уровни разреза при воздействии корового флюида, проникающего по зонам трещиноватости.
Ключевые слова: гранатиты; эклогиты; гранаты; редкие элементы; редкоземельные элементы; комплекс Марун-Кеу
Благодарность. Исследование выполнено при поддержке гранта № РНФ 22-17-00177.
Поступила: 03.12.2022 Принята: 23.03.2023 Онлайн: 23.06.2023 Опубликована 28.08.2023
Введение. Гранатиты (породы с содержанием граната не менее 50 %) довольно часто встречаются в метаморфических комплексах [1-3]. Экспериментально подтверждено, что эклогиты полностью трансформируются в гранатиты при давлениях около 15 гПа, что реализуется при субдук-ции океанической коры [4-6]. Гранатиты также были установлены среди гранулитов в shear-зонах Хабарнинского мафит-ультрамафитового массива на Южном Урале [7] и Кондалитового пояса Северо-Китайского кратона [8]. Являются характерными образованиями для гигантского месторождения Брокен-Хилл, что объясняется метаморфизмом гранулитовой фации при активном участии флюидов [9, 10].
Природа происхождения гранатитов до сих пор остается дискуссионной. Распространенная точка зрения - появление гранатитов при метаморфизме первично дифференцированных магматических пород [11]. Существуют также предположения о возникновении гранатита в результате метаморфической дифференциации при активной инфильтрации флюида [3] и метасоматозе с образованием метасоматической колонки [12]. Гранат с высоким содержанием спессартинового минала часто может возникать при метаморфизме осадков, обогащенных Fe и Мп [13]. Во многих гипотезах отмечается вовлечение в процесс образования гранатитов значительного количества флюидов, обеспечивающих мобильность ряда компонентов [14, 15].
В северо-западной части Беломорского подвижного пояса масштабные проявления гранати-зации эклогитовых тел вплоть до образования мономинеральных гранатитов были отмечены в сал-минских эклогитах возрастом около 1900 млн лет. В результате исследования тела эклогитов в карьере месторождения Куру-Ваара установлено, что образование гранатита было оторвано во времени от процесса эклогитизации и произошло одновременно с внедрением секущих пегматитовых жил около 1840 млн лет назад, определявших привнос LREE и других высокозарядных элементов (Y, Zr, Hf и Th) [16].
Эклогитовый комплекс Марун-Кеу на Полярном Урале до сих пор является малоизученным. Характер протолитов, возраст и условия образования эклогитов Марун-Кеу - предмет дискуссий [17-19]. Ранее были предприняты попытки расшифровать метаморфическую эволюцию эклогитов Марун-Кеу путем детального исследования гранатов по главным элементам, без учета распределения редких и редкоземельных элементов (REE) [20, 21]. Гранатиты, широкое распространение которых среди эклогитов Слюдяной Горки было отмечено еще одним из первых исследователей эклогитов Полярного Урала Н.Г.Удовкиной [22], остались вне изучения во всех последующих работах.
Целью настоящего исследования является анализ закономерностей изменения состава (по главным, редким и редкоземельным элементам) гранатов и сосуществующих с ними минералов из различных типов гранатитов в эклогитовом комплексе Марун-Кеу применительно к проблемам образования гранатитов. Гранат является ключевым минералом при определении параметров метаморфизма [23, 24] и датировании гранатсодержащих парагенезисов Sm-Nd и Lu-Hf методами [25, 26]. Редкие и редкоземельные элементы широко используются при оценке геохимических обстановок кристаллизации, что позволяет с их помощью исследовать условия образования минералов различного генезиса, таких как циркон [27-29], титанит [30], берилл [31-33], оливин [34, 35] и ряд других.
Геологическая характеристика района исследования. Комплекс Марун-Кеу - один из ключевых объектов в истории развития Уральского оро-гена, представляет собой тектонический блок размером 14x70 км, приуроченный к зоне Главного Уральского разлома (рис.1) [22]. Наиболее полно эклогиты и реликты их протолитов представлены в южной части комплекса Марун-Кеу (местонахождение Слюдяная Горка). Выходы эклогитов приурочены к приосевой части структуры комплекса Марун-Кеу, эклогиты и их протолиты выражены линзовид-ными блоками, залегающими в гра-нито-гнейсовой матрице [22].
Вершина у отметки 1040 (67°28'16,5" с.ш., 66°29'24" в.д.) сложена массивными ультрабазитами. На склоне южной экспозиции в уль-трабазитах наблюдается зона расслан-цевания мощностью до 10 м. Азимут простирания зоны 340°, падение субвертикальное. В зоне рассланцевания
Рис. 1. Схематическая геологическая карта комплекса Марун-Кеу [17, 22]
1 - четвертичные отложения; 2 - палеозойские отложения; 3 - няровейская серия: кварц-графитовые, кварц-серицитовые, амфибол-хлоритовые сланцы, конгломераты, серицит-хлоритовые сланцы с прослоями кварцитов, песчаников и мраморов, кварц-серицит-хлоритовые тонкополосчатые сланцы с прослоями эффузивов; 4 - комплекс Марун-Кеу: чередование амфиболитов (гранатовых, альбитовых, слюдистых, слюдисто-хлоритовых) с гнейсами, гранитогнейсами и эклогитами; 5 - граниты, тоналиты, гнейсы; 6 - гранитоиды с флюоритом;
7 - метариолиты; 8 - диориты; 9 - габбро, диабазы; 10 - перидотитовый комплекс Сыум-Кеу; 11 - участки распространения эклогитов; 12 - породы с глаукофаном; 13 - кварц-графитовые сланцы; 14 - зоны нарушений
отмечены конформные ей линзы эклогитов (рис.2, а), от основания к вершине обнажения мощность линз увеличивается от 0,2 до 5 м при простирании более 15 м. В линзах эклогитов наблюдаются редкие обособления гранатитов мощностью до 5 см, тяготеющие к контактам с ультрабази-тами (обр. 2204, рис.2, б). На 200 м ниже по склону на ЮЗ среди элювиальных развалов были отобраны два образца гранатитов (обр. 2224, 2225).
Рис.2. Фотографии обнажений: а - линзы эклогитов в зоне рассланцевания ультрабазитов; б - обособление гранатита в эклогите; в - линза эклогитов в зоне рассланцевания ультрабазитов; г - метасоматическая колонка на контакте
ультрабазитов (слева) и эклогитов (справа); д - массивные ультрабазиты с разнонаправленными прожилками гранатитов (белый пунктир); е - прожилок гранатита с зонами амфиболизации; ж, з - зоны развития гранатитов
и эклогитов в порфиритах
В некоторых случаях на контакте линз эклогитов с вмещающими ультрабазитами (рис.2, в) развивается метасоматическая зональность (рис.2, г), представленная зоной гранатита (обр. 2208) и комплементарной ей зоной хлорит-амфибол-эпидотового состава (обр. 2207). Суммарная мощность метасоматической колонки не превышает 5 см.
В 500 м на ЮЮЗ от отметки 1040 (67°27'49" с.ш., 66°29'27" в.д.) находится обнажение массивных ультрабазитов. На склоне юго-западной экспозиции в ультрабазитах появляется гранат, а гранатсодержащие перидотиты постепенно переходят в амфиболизированные эклогиты. Выше по склону в гранатсодержащих перидотитах отмечаются многочисленные разнонаправленные прожилки гранатита (обр. 2226) мощностью 2-3 см (рис.2, д) с зонами амфиболизации мощностью до 15 см с каждой стороны (рис.2, е).
На 300 м восточнее от вышеописанного обнажения (67°27'50" с.ш., 66°29'55" в.д.) находится зубчатый останец, сложенный порфиритами основного состава, по которым развиваются мелкозернистые эклогиты и зоны гранатизации. Мощность зон гранатизации (обр. 2234) от первых до десятков сантиметров (рис.2, ж). На контакте гранатитов с вмещающими порфиритами присутствуют тонкие (до 1 см) каймы амфиболизации (рис.2, з).
Установлено, что протолитами, по которым развиваются гранатиты, являются две разновидности пород - это ультраосновные и основные породы. Подробное описание всех основных разностей пород приведено в работе [22], отметим лишь некоторые важные особенности.
Первый тип протолита гранатитов - ультрабазиты, макроскопически (обр. 2202, рис.3, а, б) представлены темно-зелеными до черных породами, сложенными главным образом оливином при подчиненной роли ортопироксена. При петрографическом изучении породы установлено, что основная ее ткань выражена крупными зернами оливина и ортопироксена. Зерна оливина (до 90 об.%) в значительной степени изменены и превращены в агрегат иддингсита и талька в ассоциации с магнетитом. Ортопироксен (до 2 об.%), представленный идиоморфными зернами, характеризуется наличием структур распада твердого раствора в виде тонких ламелей. Пироксен часто замещен агрегатом бесцветного хлорита (рис.3, а, б). В породе также встречается гранат (до 10 об.%), который ксеноморфен и сильно изменен в краевой части с образованием зернистого агрегата магнезиального хлорита. Таким образом, по особенностям минерального состава породу можно отнести к гранатсодержащим ультраосновным породам (перидотитам [22]).
Рис.3. Фото шлифов: гранатсодержащего перидотита (обр. 2202) без анализатора (а), с анализатором (б); эклогита (обр. 2203) без анализатора (в), с анализатором (г)
При преобразовании перидотита (обр. 2203, рис.3, в, г) в породе отчетливо сохраняются реликты первичной структуры, вплоть до полного замещения оливина и пироксена. Реликты орто-пироксена замещаются новообразованным клинопироксеном, а также бесцветным амфиболом и хлоритом. Агрегаты граната, поздние по генезису, заполняют промежутки между замещенными зернами пироксена и оливина и реже формируют отдельные мелкие зерна. Учитывая эти особенности, породу можно отнести к существенно измененному эклогиту.
Второй тип пород, по которому развиваются гранатиты, установлен лишь в одном случае -это пироксеновый базальтовый порфирит (обр. 2232). Порода серо-зеленого цвета с мелкозернистой основной массой, при микроскопическом исследовании в ней устанавливаются измененные микролиты плагиоклаза. Общая ткань породы сложена мелкозернистым агрегатом граната, амфибола, хлорита, измененного плагиоклаза и пироксена. Реликты вкрапленников представлены псевдоморфозами бесцветного хлорита, развивающегося по клинопироксену. В породе установлено до 3 об.% рутила, имеющего метаморфическое происхождение. На основании приведенных особенностей породу можно отнести к пироксеновым порфиритам основного состава.
При образовании эклогита по порфириту (обр. 2233) наблюдается более интенсивное проявление гранатизации в виде равномерного заполнения матрикса породы ксеноморфными агрегатами, без образования ограненных зерен. Внутри наиболее крупных (до 300 мкм) агрегатов граната были установлены включения бесцветного хлорита. Зерна первично-магматического клинопи-роксена замещаются мелкозернистым агрегатом метаморфического клинопироксена, нередко в ассоциации с бесцветным амфиболом. Таким образом, представленную породу можно отнести к эк-логитизированному порфириту основного состава.
Ввиду наличия хлорита, серпентина и преимущественно бесцветного амфибола максимальную температуру образования данных парагенезизов можно ограничить величиной не более 550 °С. Установлено [22], что контакты блоков эклогитизированных пород с плагиогранитами представлены зонами рассланцевания. В рассланцованных двуслюдяных плагиогранитах, ассоциирующих с основными-ультраосновными породами, устанавливается один минеральный парагенезис с эпидотом, что не противоречит приведенной выше оценке температуры.
Таким образом, исследованные гранатиты Слюдяной Горки можно разделить на несколько типов: в ассоциации с эклогитами (в виде ксеноморфных, линзообразных обособлений в эклоги-товых телах и как составляющую зон метасоматического генезиса на контакте ультрабазитов и эклогитов); в виде маломощных (не более 5 см) мономинеральных жил, секущих блоки ультра-базитов, - более редкий тип. Полевые наблюдения свидетельствуют об образовании трещин, вмещающих эти жилы, в условиях хрупко-пластичных деформаций пород.
Аналитическая методика. Содержание петрогенных (главных) элементов в породах анализировалось рентгеноспектральным флуоресцентным методом (XRF) на многоканальном спектрометре ARL-9800 по стандартной методике (ВСЕГЕИ). Нижний предел определения оксидов петрогенных элементов составляет 0,01-0,05 мас.%.
Валовые анализы пород на редкие и редкоземельные элементы проводились методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) на квадрупольном масс-спектрометре ELAN-DRC-6100 по стандартной методике (ВСЕГЕИ) с использованием кислотного разложения в смеси кислот (HF+HNO3). Для контроля точности анализа использовались геологические стандарты USGS. Относительная погрешность определения для более чем 70 элементов не превышает 5-10 %: для REE менее 5 %, Rb, Sr, Ba, Nb, Ta, Zr, Hf, U и Th менее 10 %. Нижние пределы обнаружения колеблются в пределах 0,01 % для главных и 0,005-0,010 ppm для большинства редких и редкоземельных элементов.
Химический состав, а также строение и взаимоотношение минералов исследовались в препаратах из эпоксидной смолы (шайбах) в режиме обратноотраженных электронов (BSE) на растровом электронном микроскопе JEOL JSM-6510LA c энергодисперсионным спектрометром JED-2200 (ИГГД РАН). Для расчета минального состава минералов применялась программа Minal 3.0, разработанная Д.В.Доливо-Добровольским (ИГГД РАН). С целью определения классификационной принадлежности минералов группы эпидота была использована программа WinEpclas [36], состав амфиболов рассчитан на основании рекомендаций и классификационной схемы, утвержденной IMA [37]. Аббревиатуры минералов даны согласно [38].
Содержание редких и редкоземельных элементов в минералах было определено методом масс-спектрометрии вторичных ионов (SIMS) на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в ЯФ ФТИАН им. К.А.Валиева РАН. Погрешность измерения редких элементов составляет до 10 % для концентраций выше 1 ppm и до 20 % для диапазона концентраций 0,1-1 ppm; порог обнаружения для различных элементов варьируется в пределах 5-10 ppb. Редкоэлементный состав породообразующих минералов определялся в тех же точках, что и главных элементов. При построении спектров распределения REE составы минералов нормировались на состав хондрита CI [39].
Результаты. Состав пород. При сравнении составов пород гранатиты по возможности сопоставляются с исходными для них породами (протолитами) - перидотитами и порфиритами основного состава, а также с эклогитами, образованными по тем же протолитам (табл.1).
Таблица 1
Состав пород по главным элементам, мас.%
Гранатиты и их протолиты, связанные с перидотитами Гранатиты и их протолиты, связанные с порфиритами
Компоненты Перидотит Измененный эклогит Гранатит Эклогит Гранатит Гранатсодержащий перидотит Гранатит Порфирит Эклогит Гранатит
2202 2203 2204 2206 2208 2223 2226 2232 2233 2234
SiO2 AI2O3 TiO2 Fe2O3t MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 LOI Сумма 39,22 7,30 0,05 10,91 0,16 34,33 4,29 < 0,1 0,03 < 0,05 3,81 100,00 39,94 18,83 0,04 8,41 0,14 21,43 9,28 0,46 0,06 < 0,05 1,64 100,00 38,06 23,04 0,03 13,21 0,34 15,97 10,30 < 0,1 < 0,01 < 0,05 0,30 101,00 40,01 16,34 0,05 7,83 0,12 22,34 10,12 0,32 0,05 < 0,05 2,00 99,18 40,68 22,39 0,02 9,35 0,18 16,71 10,66 < 0,1 0,01 < 0,05 0,49 101,00 40,66 8,35 0,14 13,27 0,20 29,42 5,07 0,16 0,20 < 0,05 1,85 99,31 45,16 11,01 0,36 11,34 0,32 19,32 12,60 < 0,1 < 0,01 0,11 0,17 100,00 48,46 17,26 0,49 10,44 0,19 8,54 12,70 1,58 0,17 0,08 < 0,1 99,99 48,44 14,87 0,61 12,23 0,21 8,87 12,29 1,62 0,17 0,09 0,13 99,54 41,59 20,56 3,36 21,40 0,22 2,38 8,59 1,41 0,39 0,47 < 0,1 100,00
Примечание. Fe2O3t - суммарное железо; LOI - потери при прокаливании; обр. 2202 является протолитом для грана-титов 2204 и 2208.
Главные элементы. Проанализированные гранатиты характеризуются сравнительно узким интервалом содержания кремнезема от 38,06 до 45,16 мас.% (табл.1). Максимальное содержание 45,16 мас.% установлено для обр. 2226. При этом кремнезем в гранатсодержащем перидотите (обр. 2223), по которому развивается этот гранатит, существенно ниже - 40,66 мас.%. Кремнезем в гранатитах (обр. 2204 и 2208) практически не отличается от значений для протолита. В гранатите (обр. 2234), развивающемуся по порфириту (обр. 2232), кремнезема меньше (41,59 мас.%), чем в порфирите и эклогите (около 48,5 мас.%).
Содержание глинозема достаточно выдержано в трех образцах гранатитов -20,56-23,04 мас.% (обр. 2204, 2208, 2234). В обр. 2226 оно существенно ниже - 11,01 мас.%. Однако для всех гранатитов фиксируется единая тенденция - рост глинозема по сравнению с протолитом.
Содержание окиси титана в трех гранатитах (обр. 2204, 2208 и 2226) невысокое -0,02-0,36 мас.% и примерно соответствует его количеству в протолите. В гранатите по порфириту (обр. 2234) содержание ТЮ2 составляет 3,36 мас.%, что существенно больше, чем в протолите (0,49 мас.%).
Гранатит по порфириту (обр. 2234) отличается повышенным содержанием Fe2Oзt, равным 21,40 мас.%, значительно превышающим значение для порфирита - 10,44 мас.%. Для других гранатитов содержание Fe2O3t примерно соответствует уровню протолитов и находится в интервале 9,35-13,21 мас.%.
Содержание МпО для всех проанализированных гранатитов находится в сравнительно узком интервале 0,18-0,34 мас.% и незначительно отличается от протолитов.
Общей закономерностью является падение содержания MgO в гранатитах по сравнению с протолитами. Для обр. 2204, 2208 и 2226 MgO находится в интервале 15,97-19,32 мас.%, для протолитов этих гранатитов - в интервале 29,42-34,33 мас.%. Гранатит по порфириту (обр. 2234) отличается минимальным содержанием MgO - 2,38 мас.%, что коррелируется с невысоким содержанием в протолите - 8,54 мас.%.
Для обр. 2204, 2208 и 2226 содержание СаО находится в узком интервале 10,30-12,60 мас.%, при этом наблюдается его рост примерно вдвое по сравнению с протолитами. Напротив, для гранатита по порфириту (обр. 2234) фиксируется падение содержания СаО по сравнению с порфиритом - с 12,70 до 8,59 мас.%.
Для обр. 2204, 2208 и 2226 содержание щелочей (оксидов Na и К) ниже порога чувствительности метода XRF (или незначительно выше, как К2О в обр. 2208). Для гранатита по порфириту содержание Na2O - 1,41 мас.%, К2О - 0,39 мас.%. Эти значения сопоставимы с протолитом.
Содержание оксида фосфора ниже порога чувствительности метода XRF для обр. 2204 и 2208, для обр. 2226 оно составляет 0,11 мас.% (в протолите ниже порога обнаружения). Для гранатита по порфириту отмечен рост содержания Р2О5 по сравнению с протолитом (0,39 и 0,17 мас.% соответственно).
Для более корректного сравнения изменений состава пород (ультрабазиты и базиты) был проведен расчет по кислородному методу Барта [40], предполагающий изообъемный характер преобразований. Установлено, что в гранатитах по ультрабазитам относительное количество алюминия возрастает до 300 %, а в таковых по основным порфиритам - на 20 %. Относительная концентрация магния во всех гранатитах уменьшается относительно протолита в 2-4 раза.
Гранатиты по порфиритам отличаются возрастанием относительной концентрацией железа в два, а титана - в 10 раз, что выражается петрографически в интенсивном образовании рутила.
Для всех ассоциаций пород было установлено, что наименее подвижным является кремнезем (относительные изменения не более 10 %), а наибольшей мобильностью отличаются титан (до 700 отн.%) и щелочи Na, К (до 300 отн.%).
Если принять кремнезем за условно немобильный элемент, то существует возможность оценить состав источника флюидов, приводящих к эклогитизации и гранатизации. Сделанные авторами предварительные оценки по такой модели смешения (протолит-флюид) с использованием отношений элементов [41] позволяют предполагать, что источником флюида могло быть вещество высокоглиноземистых натровых гранитоидов.
Редкие элементы. Все проанализированные гранатиты демонстрируют существенное падение содержания Cr по сравнению с протолитом. Для гранатитов (обр. 2204, 2208 и 2226), протолитами которых являются перидотиты, Cr составляет 260-526 ppm (табл.2). При этом Cr в протолитах значительно выше - 1500-3100 ppm. В порфирите содержание Cr закономерно ниже - 263 ppm, в гранатите по порфириту (обр. 2234) оно уменьшается до 41,6 ppm. Содержание Ni и Co изменяется аналогично хрому, уменьшаясь в гранатитах относительно их протолита.
Содержание Cu мало меняется для обр. 2204, 2208 и 2226 при сравнении с протолитом, составляя 33,4-91,3 ppm. При сопоставлении порфирита и гранатита по нему фиксируется рост меди с 97,3 до 158 ppm. Содержание Zn коррелируется с содержанием меди и также достигает максимума 296 ppm в гранатите по порфириту.
Содержание V в гранатитах уменьшается относительно протолитов, но менее масштабно: с 37,4 до 11,3 и 15,2 ppm для обр. 2208 и 2204, с 81,1 до 57,1 ppm для обр. 2226. В порфирите (обр. 2232) содержание V существенно выше - 374 ppm, чем в перидотите, но в гранатите по порфириту (обр. 2234) оно также уменьшается до 253 ppm.
Содержание Sc в гранатитах варьируется в интервале 2,86-19,4 ppm. Оно либо остается на уровне протолита, либо уменьшается.
Поведение Sr не демонстрирует явных закономерностей. В обр. 2226 он не изменяется по сравнению с протолитом, в обр. 2204 - уменьшается, в обр. 2208 - увеличивается. Для этих трех гранатитов содержание Sr находится в интервале 39,2-179 ppm. Для гранатита по порфириту (обр. 2234) рост Sr более заметен - 547 ppm в гранатите и 197 ppm в порфирите. Похожим образом себя ведет и другой крупноионный литофильный элемент Ва.
Таблица 2
Состав пород по редким элементам, ppm
Гранатиты и их протолиты, связанные с перидотитами Гранатиты и их протолиты, связанные с порфиритами
Компоненты Перидотит Измененный эклогит Гранатит Эклогит Гранатит Гранат-содержащий перидотит Гранатит Порфирит Эклогит Гранатит
2202 2203 2204 2206 2208 2223 2226 2232 2233 2234
Cr Ni Г* г» 1500 1220 1 оп 739 668 f^ Q 260 180 897 707 7П 0 410 391 3100 896 QQ £ 526 306 ^ 1 263 56,4 я 146 77,9 AI А 41,6 33,4 0Q 1
CO V <5 г- 120 37,4 10 1 63,9 19,9 62,3 15,2 70,2 25,6 7 AI 62,6 11,3 98,6 81,1 1 Я 53,1 57,1 1 Q А 38,8 374 'iQ А 4 7,4 396 Af\ 1 29,1 253 1 £ А
SC Sr Y 12,1 101 1 36 5,69 168 0 880 3,66 39,2 1 54 7,42 182 1 02 2,86 179 0 500 15,8 79,7 3 03 19,4 79,1 21 5 39,4 197 16 3 40, 7 95,6 16 7 16,4 547 17 7
I Zr 1, JO 3,10 2,45 7,39 / П л 1 ,uz 3,94 U, JVJVJ 2,34 / П л 7,09 L 1, J 260 1 ЯП 10, J 42,3 1 яя 1 о, / 48,1 1 AI 1 /, / 64,9 7
N D Hf Та < 0,5 0,091 <- п 1 < 0,5 0,110 <- А 1 < 0,5 0,099 <- А 1 < 0,5 0,068 <- А 1 < 0,5 0,034 <- А 1 0,620 0,240 <- А 1 3,80 6,73 П Af\f\ 1,88 1,26 <- А 1 2,42 1,54 П 1 7,22 1,67 П AI П
T а Th TT < 0,1 < 0,1 <- п 1 < 0,1 < 0,1 <- А 1 < 0,1 0,360 <- А 1 < 0,1 < 0,1 <- А 1 < 0,1 0,150 <- А 1 < 0,1 0,260 <- А 1 0,400 1,38 n ^on < 0,1 0,140 <- А 1 0,150 0,170 <- А 1 0,410 1,54 П 1А(Л
U Cu 7л < 0,1 50,7 75 7 < 0,1 70,9 62 6 < 0,1 59,5 < 0,1 91,8 82 0 < 0,1 33,4 38 5 < 0,1 100 109 0,320 91,3 68 3 < 0,1 97,3 129 < 0,1 144 148 0,240 158 296
/II La / J, / 0,470 П QSfl 0,500 44,1 6,78 7 0,610 1 1 1 4,53 1 £ LVJy 1,17 3,26 SIA 8,45 1 Q 7,25 17 П 25,8 ^ п
ce Pr "KM 0,980 0,120 П 7£П 1,35 0,130 7,06 0,570 1 1,11 0,160 П 7Q0 5,16 0,400 1 PlzL 3,5 7 0,450 1 && 5,84 0,720 19,5 2,68 1 1 0 17,0 2,17 Q 55,0 6,78 0Q А
Sm Тип 0, /60 0,160 п пяо 0, 7 50 0,130 П 01П 1,96 0,330 0, 7 90 0,270 П IzLfl 1,04 0,240 П IzLfl 1,66 0,440 П 0ЯП 3,06 1,28 П 07П 11,2 2,88 1 1 1 9,33 1,99 П QQH 29,4 5,96
EU Gd Th 0,089 0,150 0 028 0,210 0,240 0 025 0,360 0,340 0,140 0,190 0 024 0,140 0,180 0 024 0,280 0,470 0 083 0,2 70 1,79 0 390 1,13 2,91 0 420 0,890 2,63 0 360 3,37 8,66
1 и Dy TTr» 0,230 W,WZ J 0,180 0,056 W,W JO 0,270 п п^ 0,200 0,130 П П1 Q 0,490 П 1 1П 2,91 П Я1П 2,57 n ^nn 2,70 П 6АГ) 0,650 JVJ 3,21 П 71П
HO Er Yh 0,048 0,120 п пп 0,036 0,088 П ЮП 0,066 0,150 П 1 1П 0,031 0,120 п псп 0,019 0,048 П П/1/1 0,110 0,290 0,810 2,49 0,600 1,90 1 0,640 1,97 1 Я 0,710 1,82
Y D Lu 0,130 0,017 0,120 0,019 0,110 0,012 0,092 0,012 0,044 0,005 0,350 0,057 2,3 7 0,400 1,60 0,290 1,85 0,290 1,36 0,210
Примечание. Обр. 2202 является протолитом для гранатитов 2204 и 2208.
Содержание Y в двух гранатитах по перидотитам (обр. 2208 и 2204) низкое - 0,50 и 1,54 ppm и отвечает его количеству в протолите. В гранатите (обр. 2226) Y резко возрастает до 21,5 ppm по сравнению с протолитом (3,03 ppm). В гранатите по порфириту (обр. 2234) Y не меняется при переходе от исходной породы и составляет 17,7 ppm.
Поведение Zr коррелируется с поведением Y. Содержание Zr в обр. 2208 и 2204 невысокое -2,34 и 7,39 ppm и соответствует его количеству в протолите. В гранатите (обр. 2226) Zr резко возрастает по сравнению с протолитом (260 и 7,09 ppm соответственно). В гранатите по порфириту (обр. 2234) Zr увеличивается до 64,9 ppm (от 42,3 ppm в протолите).
Ниобий ведет себя аналогично цирконию, достигая максимального содержания 7,22 ppm в гранатите по порфириту (обр. 2234). Схожие тенденции демонстрируют другие высокозарядные элементы: гафний (максимальное содержание в обр. 2226 - 6,73 ppm); тантал (только в гранатитах обр. 2226 и 2234 содержание выше порога обнаружения и составляет около 0,4 ppm); торий (в гранатитах обр. 2226 и 2234 содержание максимальное и составляет около 0,4 ppm) и уран (распределение аналогично танталу).
Редкоземельные элементы. Общей тенденцией для гранатитов является рост суммарного содержания REE по сравнению с протолитами. Для обр. 2208 и 2204 содержание REE составляет 12,0 и 18,1 ppm по сравнению с 3,34 ppm в протолите - перидотите. Для обр. 2223 (гранатсодер-жащий перидотит) и 2226 (гранатит) содержание REE растет от 9,47 до 26,0 ppm. Наиболее существенное увеличение количества REE зафиксировано для гранатита по порфириту (обр. 2234) -с 56,4 ppm у порфирита до 143 ppm у гранатита. При этом для обр. 2204 и 2208 рост содержания
Порода/Хондрит
100
10
2202
2203
2204
0 1
® Порода/Хондрит
100
10
2202 2206 2208
La Се Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Yb Lu
0,1
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er
Yb Lu
100
10
0,1
2223 2226
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er
Yb Lu
1000
100
10
2232
2233
2234
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ko Er
Yb Lu
Рис.4. Спектры распределения REE в исследуемых породах: 2202, 2223 - ультрабазиты; 2232 - порфирит; 2203, 2206, 2233 - эклогиты; 2204, 2208, 2226, 2234 - гранатиты
REE происходит преимущественно за счет увеличения количества легких REE. В гранатите по порфириту, помимо легких REE, возрастает содержание средних и ряда тяжелых REE.
Перечисленные выше особенности распределения REE наглядно проявлены на спектрах для гранатитов в сопоставлении с их протолитами (рис.4). Протолиты - перидотит (обр. 2202) и развивающийся по нему эклогит (обр. 2203) - достаточно схожи в отношении характера распределения и уровня содержания REE (рис.4, а), за исключением Eu и отчасти Gd, которые возрастают в экло-гите. Однако гранатит (обр. 2204) отличается повышенным содержанием всех легких (наиболее существенно) и средних REE, содержание тяжелых REE тоже повышается (за исключением Yb и Lu), но не так существенно. Показатель фракционирования REE (LaN/LuN отношение) для гранатита возрастает до 58,7 (со значений 2,87 и 2,73 у перидотита и эклогита). Для всех трех образцов в этой серии фиксируется положительная Eu-аномалия, величина которой у эклогита и гранатита сопоставима (Eu/Eu* = 3,62 и 3,28 соответственно); для перидотита Eu/Eu* = 1,75.
Некоторые отличия серии пород перидотит (обр. 2202) - эклогит (обр. 2206) - гранатит (обр. 2208) состоят в том, что в гранатите накапливаются только легкие REE (рис.4, б). За счет выноса HREE гранатит характеризуется максимальной степенью фракционирования REE (LaN/LuN = 157) по сравнению с перидотитом и эклогитом (2,87 и 5,28 соответственно). Eu-анома-лия для пород этой серии положительная (Eu/Eu* = 1,75-2,05).
Перидотит (обр. 2223) и гранатит (обр. 2226) отличаются от других характером распределения REE (рис.4, в). Если спектр для перидотита комплементарен спектру другого перидотита (обр. 2202), то спектр для гранатита отличается слабодифференцированным характером. Примечательно, что содержание Eu практически не изменяется при переходе от перидотита к гранатиту, происходит инверсия знака Eu-аномалии с положительного на отрицательный с сохранением ее
1
1
в
г
1
1
амплитуды. Распределение REE в гранатите приобретает черты спектра «крыльев птицы», характерного для пород, испытавших сильную флюидную переработку [42].
Спектры распределения REE в порфирите (обр. 2232) и эклогите (обр. 2233) достаточно схожи (рис.4, г). Гранатит отличается от них повышенным содержанием легких и средних REE, а также Gd. Степень фракционирования REE (LaN/LuN = 12,8) не так значительна, как для обр. 2204 и 2208, и возрастает по сравнению с порфиритом и эклогитом (3,02 и 2,59 соответственно). Eu-аномалия для трех образцов умеренная, положительная (Eu/Eu* = 1,19 для порфирита и эклогита и 1,43 для гранатита).
Состав минералов по главным элементам. Гранатиты, развивающиеся по перидотитам. В обр. 2204 гранаты представлены в виде сплошных образований с редкими зернами амфиболов (паргасит) размером до 300 мкм в поперечнике (рис.5, a). По составу гранаты неоднородны - содержание, мол.%: Prp минала - 48-59, Alm - 21-27, Grs - 14-26, Sps - не более 1,2 (табл.3). При этом наблюдается следующая закономерность - на контакте с зоной развития амфиболов понижается содержание Grs минала (14-17 мол.%) и повышается содержание Prp минала (55-59 мол.%) относительно удаленной от контакта части образца, где Grs - 24-27 мол.%, а Prp - 43-49 мол.% (табл.3). Содержание Alm минала в разных зонах практически не меняется. Магнезиальность гранатов на контакте с зоной развития амфиболов составляет 0,65-0,70, а на удалении от этой зоны -0,61-0,66; магнезиальность амфиболов не меняется - 0,87-0,88 (табл.4). Анализ #Mg гранатов и амфиболов указывает на отсутствие равновесия между этими двумя минералами и относительно быстрое развитие зоны гранатита.
В обр. 2208 гранаты представлены в виде идиоморфных зерен размером от 250 до 500 мкм в матриксе (рис.5, б), сложенным преимущественно амфиболами (паргасит) и минералами группы эпидота (цоизит). Гранаты характеризуются отсутствием включений, а также практически полным отсутствием зональности по главным элементам. При этом содержания, мол.%: Prp минала -48-52; Alm минала - ниже 17-23; а Grs - выше 26-31 (см. табл.3), чем в обр. 2204.
Таблица 3
Представительные анализы состава гранатов по главным элементам, мас.%
2204 2208 2226
Минерал
7 8 10 15 17 21 3 4 23 4 12 13
SiO2 40,98 41,59 41,65 39,90 40,69 41,09 41,23 40,92 41,12 40,89 40,83 40,38
A12O3 22,72 22,66 22,72 22,40 22,62 22,93 23,42 22,88 22,98 22,46 22,29 22,60
Fe2O3t 13,98 14,17 12,60 15,14 13,36 12,22 10,14 10,08 10,22 16,25 16,75 16,47
MnO 0,45 0,37 0,48 0,61 0,42 0,49 0,19 0,18 0,19 0,81 0,47 0,74
MgO 15,36 15,26 16,43 11,72 13,34 13,58 13,61 14,03 13,67 13,02 13,23 13,89
CaO 6,50 5,94 6,12 10,23 9,57 9,70 11,41 11,91 11,82 6,58 6,43 5,92
Сумма 99,99 99,99 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0
Prp 55,87 55,11 58,83 43,78 48,88 49,28 49,30 51,11 49,57 47,63 48,30 51,28
Alm 26,20 28,70 24,46 27,45 25,06 24,43 20,61 17,33 19,25 33,37 33,86 31,46
Grs 17,00 15,43 15,74 27,48 25,19 25,29 29,69 31,19 30,78 17,31 16,88 15,72
Sps 0,94 0,76 0,96 1,28 0,87 1,00 0,40 0,37 0,40 1,69 0,96 1,54
2234 2224 2225
минерал
21 22 23 24 2c 3r 18c 19r 40c 38r 44c 55r
SiO2 38,18 38,10 38,13 38,05 39,87 40,30 39,85 39,83 39,45 39,23 39,35 39,02
A12O3 20,81 21,10 20,99 21,27 22,54 22,43 22,46 22,09 21,83 21,16 21,78 22,11
Fe2O3t 26,86 27,00 26,59 26,84 16,64 17,07 16,98 17,59 20,54 21,55 19,82 21,42
MnO 0,59 0,62 0,65 0,43 0,44 0,19 0,15 0,48 0,29 0,11 0,43 0,37
MgO 3,73 3,67 3,48 3,87 10,67 11,24 9,81 11,08 8,49 9,12 7,83 9,48
CaO 9,83 9,52 10,15 9,54 9,84 8,77 10,00 8,35 10,13 7,53 10,80 7,61
Сумма 100,0 100,0 99,99 100,0 100,0 100,0 99,25 99,42 100,7 98,70 100,0 100,0
Prp 14,56 14,36 13,61 15,17 39,89 41,58 36,86 41,46 32,08 34,65 29,67 36,22
Alm 56,55 57,50 56,44 57,01 32,73 34,72 35,79 35,05 39,78 44,55 39,99 42,07
Grs 27,59 26,78 28,52 26,85 26,44 23,30 27,01 22,45 27,51 20,57 29,40 20,90
Sps 1,30 1,37 1,43 0,97 0,94 0,40 0,33 1,04 0,64 0,23 0,94 0,81
Примечание. Указаны номера образцов и номера точек анализа; с - центральная часть зерна, г - краевая.
Таблица 4
Представительные анализы состава породообразующих минералов по главным элементам, мас.%
Минерал Амфиболы Клинопироксены Минералы группы эпидота
2204 2208 2226 2226 2225 2208 2225 2234
SiO2 45,32 45,30 46,94 54,24 54,35 40,04 38,50 36,05
TiO2 0,40 0,19 0,45 0,07 0,08 - 0,19 -
AI2O3 15,74 17,29 12,54 0,80 9,35 33,66 29,23 25,82
Fe2O3t 4,39 2,76 5,35 2,76 4,71 0,57 5,32 8,53
MnO 0,03 0,00 0,11 0,17 - 0,02 - -
MgO 17,48 17,09 17,66 16,26 9,68 0,11 0,32 0,00
CaO 13,75 13,06 13,71 25,79 17,25 26,42 25,01 22,89
Na2O 2,67 2,90 2,35 0,27 5,03 - - -
K2O 0,40 0,09 0,14 - - - - -
Cl 0,10 - - - - - - -
Сумма 100,28 98,68 99,25 100,36 100,45 100,82 98,57 93,65
Элемент Кристаллохимические коэффициенты
Si 6,276 6,278 6,569 1,977 1,952 2,969 2,995 3,012
Ti 0,042 0,020 0,047 0,002 0,002 - 0,011 -
Al 2,569 2,824 2,068 0,034 0,396 2,942 2,680 2,543
Fe 0,508 0,320 0,626 0,084 0,141 0,035 0,346 0,596
Mn 0,004 - 0,013 0,005 - 0,001 - -
Mg 3,608 3,531 3,685 0,884 0,518 0,012 0,037 -
Ca 2,040 1,939 2,056 1,007 0,664 2,099 2,085 2,049
Na 0,717 0,779 0,638 0,019 0,350 - - -
K 0,071 0,016 0,025 - - - - -
Cl 0,023 - - - - - - -
Для обр. 2226 характерны линзо-видные выделения ксеноморфных гранатов в матриксе, сложенном гипидио-морфными зернами клинопироксенов (диопсид) размером до 300 мкм в поперечнике (рис.5, в). Кроме того, встречаются единичные зерна амфиболов (паргасит), ильменита и Cl-апатита. Состав гранатов по главным элементам варьируется слабо, при этом по содержанию Prp минала (47-51 мол.%) он близок составу гранатов из обр. 2204 и 2208. Однако гранаты из обр. 2206 отличаются пониженным содержанием Grs минала 15-19 мол.% и повышенным - Alm 30-33 мол.%.
В обр. 2224 и 2225 гранаты представлены крупными хорошо ограненными порфиробластами размером до 500 мкм, с редкими включениями кварца (рис.5, г, д). Основная масса сложена преимущественно кварцем, встречаются редкие ксеноморфные зерна омфацита (содержание Na2O достигает 5 мас.%), а также эпидота. Акцессорная минерализация представлена рутилом и Cl-апатитом. По составу гранаты из обр. 2224 более
Рис.5. BSE-изображения гранатитов, связанных с перидотитами: обр. 2204 (а); обр. 2208 (б); обр. 2226 (в); обр. 2225 (г); обр. 2224 (д); с порфиритами обр. 2232 (е)
магнезиальные (#Mg = 0,50-0,57), чем гранаты из обр. 2225 (#Mg = 0,38-0,46). Содержание Grs и Sps миналов для гранатов в этих образцах близко: Grs - 20-29 мол.%, Sps - 0,2-1,1 мол.%. В гранатах установлена слабовыраженная зональность с увеличением Prp и Alm миналов (на 3-5 мол.%) и уменьшением Grs минала (на 3-9 мол.%) от центра к краю зерен (см. табл.3).
Гранатиты, развивающиеся по порфиритам основного состава. В гранатите (обр. 2234) гранаты представлены линзовидными обособлениями «слипшихся» порфиробластов размером от 50 до 400 мкм (рис.5, е). Пространство между агрегатами гранатов выполнено преимущественно зернами плагиоклаза (An9-10), кварца, эпидота и мусковита. Из акцессорных минералов встречаются зерна рутила и магнетита. Для всех гранатов из этого образца, включая мелкие зерна с неразличимыми границами, характерны следующие содержания миналов, мол.%: Alm - 55-61; Prp - 9-16; Grs - 24-29; Sps - 0,8-1,4 (см. табл.3).
Таким образом, состав гранатов из гранатитов в значительной мере определяется составом протолита, по которому они развиваются (рис.6).
Состав минералов по редким элементам. Гранаты из обр. 2208 отличаются минимальным по сравнению с другими гранатитами содержанием высокозарядных элементов, ррт: Y - 0,7; Ti -в среднем 58,3; Hf - не более 0,1 и невысокое содержание V - в среднем 72,0 (табл.5).
В гранатах из других гранатитов (обр. 2224-2226, 2204 и 2234) содержание Y существенно выше - 14,5-147 ppm при среднем значении 44,4 ppm. Содержание Ti варьируется 109-381 ppm (в среднем 240 ppm), Hf - 0,43-7,56 ppm (в среднем 2,29 ppm). Повышенное содержание Cr (в среднем 637 ppm) установлено в гранатах из обр. 2204, V - в гранате из обр. 2224 (в среднем 201 ppm).
Гранаты из гранатита по порфириту (обр. 2234) выделяются среди этих образцов повышенным содержанием Ti (в среднем 356 ppm), пониженным - V и Cr (в среднем 49,6 и 57,7 ppm соответственно). Гранаты из этого образца демонстрируют зональное распределение по ряду редких элементов. Центральная часть зерна обогащена относительно края высокозарядными элементами - Ti, Zr и Hf и обеднена V и Cr (табл.5).
Редкоземельные элементы. Гранаты из обр. 2208 отличаются минимальным содержанием REE (UREE ~0,49 ppm). Спектры распределения REE для гранатов из обр. 2208 (рис.7, а) повторяют в области легких REE дифференцированный характер спектров для других гранатов, но в области средних и тяжелых REE спектры резко выполаживаются (LuN/GdN ~1,40). Гранаты из обр. 2208 обнаруживают положительную Eu-аномалию, амплитуда которой несколько уменьшается от центра к краю зерна (Eu/Eu* = 4,22 и 2,48 соответственно). Такой характер спектров является нетипичным для метаморфических гранатов и может быть объяснен эффектом наследования от минерала-предшественника (предположительно плагиоклаза) [42].
Спектры распределения REE в гранатах из других гранатитов демонстрируют дифференцированный характер распределения с увеличением нормированного содержания от легких к тяжелым REE. Для гранатов из обр. 2224-2226 и 2234 общей чертой является выполаживание части спектра в области тяжелых REE (LuN/GdN ~2,75). Для граната из обр. 2204 тяжелые REE дифференцированы в той же степени, что и легкие REE (LuN/GdN ~13,30). Для гранатов из обр. 22242226 зафиксирована умеренная отрицатель-
0 25 50 75 100 ная Eu-аномалия (Eu/Eu* 0,54-0,96). Для гра-
Alm Ргр натов из гранатита по порфириту (обр. 2234)
Рис.6. Диаграмма Prp-Grs-Alm минального состава гранатов установлена положительная Eu-аномалия из гранатитов (Eu/Eu* ~2,13).
Таблица 5
Представительные анализы состава минералов по редким элементам, ppm
Гранаты
Минерал 2226 2204 2208 2234 2224
3r 4m 5c 9 10 11r 12c 13r 20r 21c 22r 25r 26c
La Ce 0,012 0,083 0,039 0,084 0,087 0,128 0,011 0,016 hdl 0,011 0,011 bdl 0,014 bdl 0,007 0,007 bdl bdl 0,017 bdl 0,018 0,050 0,009 0,043 0,009 0,029 0,005 0,027 bdl 0,017
Nd 0,749 0,832 0,722 0,070 0,043 bdl bdl bdl 0,143 0,248 0,011 0,059 0,036 0,056
Eu Gd 0,550 0,492 0,667 0,075 0,082 0,067 0,080 0,039 0,030 1,00 1,19 0,247 0,418 0,028 0,115
Tb 1,03 0,947 1,11 0,114 0,123 0,012 0,027 0,086 0,017 0,737 0,769 0,564 0,232 0,487
Er Vb 4,12 3 43 2,40 1 71 2,99 2 12 2,52 4 54 2,80 4 01 0,058 0 028 0,081 0 065 0,076 0,074 2,72 2 16 2,19 1 243 3,77 2,09 1 30 3,33 3 62 4,25 4 98
Lu 0,463 0,344 0,411 0,739 0,604 0,012 0,017 0,080 0,013 0,326 0,308 0,207 355 0,448 0,661
V Cr 123 123 128 100 110 70,4 67,9 77,8 309 43,5 32,7 72,5 192 210
V 43,9 29,1 36,3 14,5 17,5 0,682 0,717 0,651 31,8 27,2 25,1 26,5 34,8
Ba Hf 0,226 2,29 0,146 2,10 0,464 2,32 0,191 0,430 0,187 0,571 0,237 0,099 0,231 0,083 2,03 0,195 0,102 0,666 1,76 0,372 2,22 5,84 0,332 1,40 0,575 1,01 0,403 1,22
Минерал Гранаты Амфиболы Клинопироксены Эпидот Цоизит Мусковит
2225 2226 2204 2208 2226 2225 2225 2234 2208 2234
30r 31c 32r 6 7 14 1 28 29 18 15 19
La Ce 0,051 0,088 0,015 0,060 0,052 0,080 8,70 24,7 2,05 5,44 0,867 0,861 1,63 4,62 0,032 0,180 1219 2422 305 1795 3750 38,2 43,0 4,62 0,10
Nd 0,211 0,009 0,093 0,152 23,8 4,52 0,392 3,53 0,148 1374 238 2311 4,06 16,3 0,097
Eu Gd 0,317 0,251 0,172 0,285 1,49 0,327 0,023 0,196 0,038 26,9 138 208 2,42 2,24 bdl bdl
Tb 1,46 1,44 2,36 0,755 0,081 0,016 0,075 0,093 7,97 8,19 0,862 0,078 0,008
Er Vb Vb 4,99 12,5 11,0 14,7 0,673 0,288 0,066 0,113 0,123 62,7 13,0 13,8 0,436 0,086 0,233
Lu 0,854 9,36 1,23 246 1,45 0,153 0,035 bdl 0,022 0,009 7,45 2,57 2,59 0,121 0,008 0,030
V Cr 122 126 288 109 329 163 97,8 56,4 549 522 687 167 84,8 15,7 256 573
V 53,4 89,3 147 8,47 2,34 0,347 1,22 1,70 165 66,5 2,21 0,882
Ba Hf 1,62 2,38 2,60 1,26 4,56 1,41 7,56 120 2,18 96,1 0,618 76,3 0,119 0,107 0,281 0,862 0,759 18,1 13,6 44,9 6,89 1,16 17,3 0,121 6276 1,34
Примечания: с - центральная часть зерна; т - промежуточная; г - краевая; bdl - ниже порога обнаружения.
Амфиболы из обр. 2226, 2204, 2208 существенно различаются по характеру распределения REE (рис.7, б). Для обр. 2208 суммарное содержание REE составляет в среднем 1,37 ppm, обр. 2226 - 83,4 ppm, обр. 2204 - 15,5 ppm. Аналогично изменяется содержание Ti - 697, 2769 и 2258 ppm соответственно. Аномально низкое содержание REE в амфиболе указывает на возможный метасоматический генезис этого минерала [43]. Спектры распределения REE в амфиболах из обр. 2226 и 2204 между собой конформны, отличаясь только общим уровнем содержания REE. Для них характерен выпуклый характер спектра в области легких и средних REE. Два спектра для амфибола из обр. 2208 отличаются крайне низким уровнем содержания легких REE, примерно совпадая в области средних и тяжелых REE (рис.7, б).
Минерал/Хондрит 100
10
0,1
0,01
Минерал/Хондрит
100
10
La Ce Pr Nd
Sm Eu Gd Tb Dy
Yb Lu
0,1
0,01
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Er Yb Lu
б
а
1
1
Рис.7. Спектры распределения REE в породообразующих минералах гранатитов: гранаты (а); амфиболы (б);
пироксены (в); минералы группы эпидота (г)
Спектры распределения REE в пироксенах из обр. 2226 повторяют конфигурацию спектра амфиболов из этого же образца (рис.7, в). Спектр REE для пироксенов из обр. 2225 отличается пониженным содержанием легких REE и более дифференцированным характером их распределения в области LREE. В области тяжелых REE спектры для всех трех проанализированных пироксе-нов подобны друг другу.
Суммарное содержание REE в эпидоте из обр. 2225 и 2234 составляет 5819 и 9318 ppm соответственно. Спектры распределения в них сильно дифференцированы (рис.7, г). Эпидот из обр. 2224 имеет более умеренное содержание REE (154 ppm) и отличается горизонтальным характером спектра в области легких и средних REE. Цоизит из обр. 2208 характеризуется низким уровнем содержания REE (108 и 25,6 ppm), спектры распределения REE для него подобны эпидоту из обр. 2225 и 2234. Отличие заключается в четко проявленной для обр. 2208 положительной Eu-ано-малии (Eu/Eu* ~4,65). Содержание Sr и Ba из эпидота и цоизита из разных образцов сопоставимы (Sr ~3930 ppm в эпидоте и 4911 ppm в цоизите; Ba ~24,5 ppm в эпидоте и 18,2 ppm в цоизите).
Мусковит был проанализирован только в обр. 2234. Содержание REE в нем низкое, на уровне состава хондрита, за исключением La (более 10 хондритовых отношений, рис.7, г).
Выводы. Из петрографических особенностей изученных пород следует, что первичная магматическая ассоциация была подвержена двум этапам метаморфизма. Первый - автометаморфизм с образованием серпентина, хлорита и граната в ультрабазитах. Второй сопряжен с образованием гранатитов и эклогитов, к нему относится появление цоизита и мусковита.
На основании полевых и петрографических наблюдений было установлено, что условия преобразований пород по температуре, вероятно, не превышают 550-600 °С (наличие эпидота в гранитах и хлорита в ультрабазитах и базитах). При данной температуре кислые (вмещающие) породы
мигматизируются, часть выплавки может мигрировать [22, 44]. При этом основные и ультраосновные породы остаются практически жесткими, деформации в них носят преимущественно хрупкий характер, что подтверждается полевыми наблюдениями над жильными гранатитами в ультрабази-тах. Вмещающие породы характеризуются незначительной степенью мигматизации и переработки. Особенности проявления процессов гранатизации в породах с возникновением сливных, вплоть до мономинеральных, агрегатов, без образования хорошо ограненных кристаллов, свидетельствуют о том, что он протекал субсинхронно с появлением эклогитов, был достаточно скоротечным и носил нуклеарный характер. Формирование гранатитовых агрегатов в межзерновом пространстве указывает на активное участие флюида в их образовании.
Сложно представить ситуацию, чтобы на столь ограниченной площади, как Слюдяная Горка, были тектонически совмещены различные по генезису породы с близкими минеральными ассоциациями (эклогиты и гранатиты). Наличие на локальной территории блоков ультрабазитов, базитов и субвулканических пород с развитием гранатитов и эклогитов по ним позволяет предположить одновременное образование гранатитов по протолитам всех типов.
Вероятная модель образования ассоциации эклогит - гранатит может быть представлена следующей последовательностью.
Проникновение флюида, обогащенного Na, Al, вероятно водой, по трещинам в протолите приводит к образованию диффузионным путем метасоматической колонки, включающей зоны, обогащенные гранатом и Na-пироксеном (вплоть до омфацита). Данная последовательность согласуется с авторскими масс-балансовыми оценками, указавшими на подвижность Na и Ti. Ранее было показано, что Ti и Zr могут мигрировать в метасоматическом флюиде совместно с U, Th, Y и REE [45]. Увеличение La и Се в гранатитах относительно протолита до трех раз не представляется возможным объяснить с позиций изохимического метаморфизма. Однако эти элементы изоморфно входят в минералы группы эпидота, которыми часто насыщены вмещающие гранитоиды. Соответственно, даже при незначительной мигматизации эти элементы будут переходить во флюид. Характер образующегося в породах флюида существенно щелочной, что способствует успешной миграции перечисленных элементов.
Приведенные особенности не позволяют говорить о полноценной применимости модели мантийного генезиса эклогитов и гранатитов района Марун-Кеу, как утверждалось рядом авторов [46]. Например, наличие эклогитизированных блоков анортозитов, которые распространены либо в разрезах океанической коры, либо в условиях нижней части континентальной коры [47], или эклоги-тизированные и гранатизированные основные порфириты, по своим текстурным и структурным особенностям однозначно свидетельствующие о незначительных глубинах образования. Поэтому одна из вероятных моделей образования эклогитов и гранатитов района Марун-Кеу - это эклоги-тизация океанической коры с дальнейшим ее выведением на верхние уровни. Такая возможность была показана ранее [17]. Классический разрез океанической коры (ультрабазиты с хромитом, кумулятивные породы и субвулканические тела) и наблюдаемые особенности пород района Слюдяной Горки этому не противоречат. Вариант образования данных пород в условиях нижней континентальной коры менее вероятен, поскольку гранулитовых ассоциаций не было установлено.
Наблюдаемые на исследованном участке Слюдяная Горка гранатиты образовались из основных и ультраосновных пород океанической коры, вероятно, в процессе их выведения на более верхние уровни разреза при воздействии корового флюида, проникающего по зонам трещино-ватости.
Авторы благодарят С.Г.Симакина, Е.В.Потапова (ЯФ ФТИАН им. К.А.Валиева РАН), О.Л.Галанкину (Институт геологии и геохронологии докембрия РАН) за помощь в аналитических исследованиях.
ЛИТЕРАТУРА
1. Готтман И.А., Пушкарев Е.В., Хитер В.В. Урансодержащий шриланкит из высокобарических гранатитов на Южном Урале - первые данные // Доклады Академии наук. 2018. Т. 479. № 6. С. 677-681. DOI: 10.7868/S0869565218120150
2. Селятицкий А.Ю., Ревердатто В.В. Термобарические условия эксгумации Ti-клиногумитовых гранатитов Кокчетав-ской субдукционно-коллизионной зоны (Северный Казахстан) // Геология и геофизика. 2022. Т. 63. № 8. С. 1051-1074. DOI: 10.15372/GiG2021147
3. Yung-Hsin Liu, Huai-Jen Yang, Yen-Hong Shau et al. Compositions of high Fe-Ti eclogites from the Sulu UHP metamorphic terrane, China: HFSE decoupling and protolith characteristics // Chemical Geology. 2007. Vol. 239. Iss. 1-2. P. 64-82. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2006.12.005
4. Irifune T., Sekine T., Ringwood A.E., Hibberson W.O. The eclogite-garnetite transformation at high pressure and some geophysical implications // Earth and Planetary Science Letters. 1986. Vol. 77. Iss. 2. P. 245-256. DOI: 10.1016/0012-821X(86)90165-2
5. Nishi M., Kubo T., Kato T. Metastable transformations of eclogite to garnetite in subducting oceanic crust // Journal of Mineralogical and Petrological Sciences. 2009. Vol. 104. Iss. 3. P. 192-198. DOI: 10.2465/jmps.080929
6. Sekine T., Irifune T., Ringwood A.E., Hibberson W.O. High-pressure transformation of eclogite to garnetite in subducted oceanic crust // Nature. 1986. Vol. 319. Iss. 6054. P. 584-586. DOI: 10.1038/319584a0
7. BakkerR.J., Pushkarev E., Biryuzova A.P. High Temperature Reduced Granulite-Facies Nature of Garnetites in the Khabarny Mafic-Ultramafic Massif, Southern Urals: Evidence from Fluid and Mineral Analyses // Journal of Petrology. 2020. Vol. 61. Iss. 6. P. 1-25. DOI: 10.1093/petrology/egaa066
8. Shujuan Jiao, Jinghui Guo, Harley S.L., Windley B.F. New Constraints from Garnetite on the P-T Path of the Khondalite Belt: Implications for the Tectonic Evolution of the North China Craton // Journal of Petrology. 2013. Vol. 54. Iss. 9. P. 1725-1758. DOI: 10.1093/petrology/egt029
9. Schwandt C.S., Papike J.J., Shearer C.K., Brearley A.J. A Sim investigation of REE chemistry of garnet in garnetite associated with the Broken Hill Pb-Zn-Ag orebodies, Australia // The Canadian Mineralogist. 1993. Vol. 31. № 2. P. 371-379. DOI: 10.3749/1499-1276-31.2.371
10. Spry P.G., Heimann A., Messerly J.D., HoukR.S. Discrimination of Metamorphic and Metasomatic Processes at the Broken Hill Pb-Zn-Ag Deposit, Australia: Rare Earth Element Signatures of Garnet-Rich Rocks // Economic Geology. 2007. Vol. 102. Iss. 3. P. 471-494. DOI: 10.2113/gsecongeo.102.3.471
11. Ранний докембрий Балтийского щита / Под ред. В.А.Глебовицкого. СПб: Наука, 2005. 711 с.
12. Vrijmoed J.C., Austrheim H., John T., Podladchikov Y.Y. Metasomatism of the UHP Svartberget olivine-websterite body in the Western Gneiss Complex, Norway // Geochimica et Cosmochimica Acta Supplement. 2008. Vol. 72. № 12. P. A989.
13. Kropac K., BurianekD., Zimak J. Origin and metamorphic evolution of Fe-Mn-rich garnetites (coticules) in the Desna Unit (Silesicum, NE Bohemian Massif) // Geochemistry. 2012. Vol. 72. Iss. 3. P. 219-236. DOI: 10.1016/j.chemer.2011.11.002
14. Cruz-Uribe A.M., Page F.Z., Lozier E. et al. Trace element and isotopic zoning of garnetite veins in amphibolitized eclogite, Franciscan Complex, California, USA // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2021. Vol. 176. Iss. 5. № 41. DOI: 10.1007/s00410-021-01795-4
15. van Schrojenstein Lantman H.W., Scambelluri M., Gilio M. et al. Extensive fluid-rock interaction and pressure solution in a UHP fluid pathway recorded by garnetite, Lago di Cignana, Western Alps // Journal of Metamorphic Geology. 2021. Vol. 39. Iss. 4. P. 501-518. DOI: 10.1111/jmg.12585
16. МельникА.Е., Березин А.В., Скублов С.Г. Возраст (U-Pb, Sm-Nd) и геохимические особенности гранатитов в салмин-ских эклогитах, Беломорский подвижный пояс // Записки Российского минералогического общества. 2014. № 6. С. 17-33.
17. Лю И., Перчук А.Л., Арискин А.А. Высокобарный метаморфизм в перидотитовом кумулате комплекса Марун-Кеу, Полярный Урал // Петрология. 2019. Т. 27. № 2. С. 138-160. DOI: 10.31857/S0869-5903272138-160
18. Селятицкий А.Ю., Куликова К.В. Первые данные о проявлении UHP-метаморфизма на Полярном Урале // Доклады Академии наук. 2017. Т. 476. № 6. С. 681-684. DOI: 10.7868/S086956521730017X
19. Fancong Meng, Yazhou Fan, Shmelev V.R., Kulikova K.V. Constraints of eclogites from the Marun-Keu metamorphic complex on the tectonic history of the Polar Urals (Russia) // Journal of Asian Earth Sciences. 2020. Vol. 187. № 104087. DOI: 10.1016/j.jseaes.2019.104087
20. Селятицкий А.Ю., Куликова К.В. Состав граната как отражение корового генезиса протолитов UHP-перидотитов комплекса Марун-Кеу (Полярный Урал) // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. 2018. № 2. С. 38-47. DOI: 10.19110/2221-1381-2018-2-38-47
21. Селятицкий А.Ю., Куликова К.В. Эволюция химического состава граната при метаморфизме перидотитов UHP-комплекса Марун-Кеу (Полярный Урал) // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. 2017. № 8. С. 36-43. DOI: 10.19110/2221-1381-2017-8-36-43
22. Удовкина Н.Г. Эклогиты Полярного Урала (на примере южной части хр. Марун-Кеу). М.: Наука, 1971. 191 с.
23. Абдрахманов И.А., Гульбин Ю.Л., Гембицкая И.М. Ассоциация Fe-Mg-Al-Ti-Zn оксидов в гранулитах оазиса Бангера, Восточная Антарктида: свидетельства метаморфизма сверхвысоких температур // Записки Российского минералогического общества. 2021. Т. 150. № 4. С. 38-76. DOI: 10.31857/S086960552104002X
24. Акимова Е.Ю., Скублов С.Г. Распределение редкоземельных элементов в породообразующих минералах корундсо-держащих пород проявления Хитоостров (Северная Карелия) // Вестник Санкт-Петербургского университета. Науки о Земле.
2021. Т. 66. № 4. С. 686-705. DOI: 10.21638/spbu07.2021.403
25. Anczkiewicz R., Szczepanski J., Mazur S. et al. Lu-Hf geochronology and trace element distribution in garnet: Implications for uplift and exhumation of ultra-high pressure granulites in the Sudetes, SW Poland // Lithos. 2007. Vol. 95. Iss. 3-4. P. 363-380. DOI: 10.1016/j.lithos.2006.09.001
26. Melnik A.E., Skublov S.G., Rubatto D. et al. Garnet and zircon geochronology of the Paleoproterozoic Kuru-Vaara eclogites, northern Belomorian Province, Fennoscandian Shield // Precambrian Research. 2021. Vol. 353. № 106014. DOI: 10.1016/j.precamres.2020.106014
27. Левашова Е.В., Попов В.А., Левашов Д.С., Румянцева Н.А. Распределение редких элементов по секторам и зонам роста в цирконе из миаскитового пегматита Вишневогорского массива, Южный Урал // Записки Горного института. 2022. Т. 254. С. 136-148. DOI: 10.31897/PMI.2022.29
28. Румянцева Н.А., Скублов С.Г., Ванштейн Б.Г. и др. Циркон из габброидов хребта Шака (Южная Атлантика): U-Pb возраст, соотношение изотопов кислорода и редкоэлементный состав // Записки Российского минералогического общества.
2022. Т. 151. № 1. С. 49-73. DOI: 10.31857/S0869605522010099
29. Skublov S.G., Rumyantseva N.A., Vanshtein B.G. et al. Zircon xenocrysts from the Shaka Ridge record ancient continental crust: New U-Pb geochronological and oxygen isotopic data // Journal of Earth Science. 2022. Vol. 33. Iss. 1. P. 5-16. DOI: 10.1007/s12583-021-1422-2
30. Xiao-Xiao Ling, Qiu-Li Li, HuyskensM.H. et al. Matrix effects and improved calibration procedures for SIMS titanite U-Pb dating // Chemical Geology. 2022. Vol. 593. № 120755. DOI: 10.1016/j.chemgeo.2022.120755
31. Гаврильчик А.К., Скублов С.Г., Котова Е.Л. Редкоэлементный состав берилла из месторождения Шерловая Гора, Юго-Восточное Забайкалье // Записки Российского минералогического общества. 2021. Т. 150. № 2. С. 69-82. DOI: 10.31857/S0869605521020052
32. Abdel Gawad A.E., Ene A., Skublov S.G. et al. Trace Element Geochemistry and Genesis of Beryl from Wadi Nugrus, South Eastern Desert, Egypt // Minerals. 2022. Vol. 12. Iss. 2. № 206. DOI: 10.3390/min12020206
33. Скублов С.Г., ГаврильчикА.К., Березин А.В. Геохимия разновидностей берилла: сравнительный анализ и визуализация аналитических данных методами главных компонент (PCA) и стохастического вложения соседей с t-распределением (t-SNE) // Записки Горного института. 2022. Т. 255. С. 455-469. DOI: 10.31897/PMI.2022.40
34. Суханова К.Г., Кузнецов А.Б., Скублов С.Г. Геохимические особенности хондр метеорита Орловка (H5) как свидетельство плавления минералов-прекурсоров // Доклады Российской академии наук. Науки о Земле. 2022. Т. 504. № 1. С. 28-33. DOI: 10.31857/S2686739722050164
35. Суханова К.Г., Кузнецов А.Б., Скублов С.Г., Галантна О.Л. Оценка температур термального метаморфизма равновесных обыкновенных хондритов // Геодинамика и тектонофизика. 2022. Т. 13. № 2s. DOI: 10.5800/GT-2022-13-2s-0618
36. Yavuz F., Yildirim D.K. A Windows program for calculation and classification of epidote-supergroup minerals // Periodico di Mineralogia. 2018. Vol. 87. № 3. P. 269-285. DOI: 10.2451/2018PM808
37. LocockA.J. An Excel spreadsheet to classify chemical analyses of amphiboles following the IMA 2012 recommendations // Computers & Geosciences. 2014. Vol. 62. P. 1-11. DOI: 10.1016/j.cageo.2013.09.011
38. Warr L.N. IMA-CNMNC approved mineral symbols // Mineralogical Magazine. 2021. Vol. 85. Iss. 3. P. 291-320. DOI: 10.1180/mgm.2021.43
39. McDonough W.F., Sun S.-S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. Iss. 3-4. P. 223-253. DOI: 10.1016/0009-2541(94)00140-4
40. Barth T.F. W. Oxygen in Rocks: A Basis for Petrographic Calculations // The Journal of Geology. 1948. Vol. 56. Iss. 1. P. 50-60. DOI: 10.1086/625477
41. Langmuir C.H., Vocke Jr.R.D., Hanson G.N., Hart S.R. A general mixing equation with applications to Icelandic basalts // Earth and Planetary Science Letters. 1978. Vol. 37. Iss. 3. P. 380-392. DOI: 10.1016/0012-821X(78)90053-5
42. Скублов С.Г. Геохимия редкоземельных элементов в породообразующих метаморфических минералах. СПб: Наука, 2005. 147 с.
43. Skublov S., Drugova G. Patterns of trace-element distribution in calcic amphiboles as a function of metamorphic grade // The Canadian Mineralogist. 2003. Vol. 41. Iss. 2. P. 383-392. DOI: 10.2113/gscanmin.41.2.383
44. Collins W.J., Murphy J.B., Johnson T.E., Hui-Qing Huang. Critical role of water in the formation of continental crust // Nature Geoscience. 2020. Vol. 13. Iss. 5. P. 331-338. DOI: 10.1038/s41561-020-0573-6
45. Giere R. Hydrothermal mobility of Ti, Zr and REE: examples from the Bergell and Adamello contact aureoles (Italy) // Terra Nova. 1990. Vol. 2. Iss. 1. P. 60-67. DOI: 10.1111/j.1365-3121.1990.tb00037.x
46. Шацкий В.С., Симонов В.А., Ягоутц Э. и др. Новые данные о возрасте эклогитов Полярного Урала // Доклады Академии наук. 2000. Т. 371. № 4. С. 519-523.
47. Kennett J.P. Marine Geology. Englewood Cliffs: Prentice-Hall, 1982. 813 p.
Авторы: Л.И.Салимгараева, канд. геол.-минерал. наук, младший научный сотрудник, fluoritecaf2@mail.ru, https://orcid.org/0000-0002-3285-847X (Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург, Россия; Институт геологии и геохимии им. академика А.Н.Заварицкого УрО РАН, Екатеринбург, Россия), А.В.Березин, канд. геол.-минерал. наук, старший научный сотрудник, доцент, https://orcid.org/0000-0002-5324-5840 (Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург, Россия; Институт наук о Земле СПбГУ, Санкт-Петербург, Россия).
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
