CC BY
3
ЗАПИСКИ ГОРНОГО ИНСТИТУТА
Journal of Mining Institute Сайт журнала: pmi.spmi.ru
Научная статья
Минеральный состав и термобарометрия метаморфических пород Западного Ню-Фрисланда, Шпицберген
Ю.Л.ГУЛББИН1, С.А.АКБАРПУРАН ХАЙЯТИН, А.Н. СИРОТКИН2
1 Санкт-Петербургский горный университет императрицы Екатерины II, Санкт-Петербург, Россия
2 ВНИИОкеангеология им. И.С.Грамберга, Санкт-Петербург, Россия
Как цитировать эту статью: Гульбин Ю.Л., Акбарпуран Хайяти С.А., Сироткин А.Н. Минеральный состав и термобарометрия метаморфических пород Западного Ню-Фрисланда, Шпицберген // Записки Горного института. 2023. Т. 263. С. 657-673. EDN XGNKDQ
Аннотация. Представлены результаты изучения минерального состава и микроструктурных особенностей представительных образцов метапелитовых и известковых сланцев, а также амфибол-биотитовых гнейсов, залегающих в северной части антиклинория Западного Ню-Фрисланда. Состав минералов был проанализирован методом SEM-EDS (JSM-6510LA с энергодисперсионным спектрометром JED-2200). На основе комплекса минеральных геотермометров (гранат-биотитового, «Ti-в-биотите», «Ti-в-мусковите», «Ti-в-амфиболе», гранат-амфиболового, амфибол-плагиоклазового, хлоритового) и геотермобарометров (GASP, GBPQ, GRIPS, GBPQ, фенгитового и др.) оценены условия метаморфизма и показано, что в породах палеопротерозойской серии Атомфьелла, слагающих западное крыло антиклинория, пиковая температура и давление соответствовали высокобарической части верхней амфиболитовой фации (690-720 °С, 9-12 кбар), в породах серии Моссель, развитых в восточном крыле и перекрывающих отложения серии Атомфьелла, - высокобарической части нижней амфиболитовой фации (580-600 °С, 9-11 кбар). Наряду с высокотемпературными парагенезисами Ms-Bt-Grt-Pl (±Ky, St), Bt-Grt-Pl-Kfs-Cal (±Scp), Bt-Hbl-Ep-Grt-Pl в породах обеих серий развита низкотемпературная ассоциация Ms-Chl-Ep-Ab-Prh-Ttn, образовавшаяся в условиях перехода от зеленосланцевой к пренит-пумпеллии-товой фации (260-370 °С).
Ключевые слова: метапелитовые и известковые сланцы; амфибол-биотитовый гнейс; минеральная термобарометрия; условия метаморфизма; Ню-Фрисланд; Шпицберген
Поступила: 30.03.2023 Принята: 20.09.2023 Онлайн: 27.10.20231 Опубликована: 27.10.2023
Введение. Особенности геологического строения Шпицбергена [1-3] и сопредельных территорий [4-6] продолжают оставаться в центре внимания геологов [7-9]. Это связано с тектонической позицией архипелага, расположенного в северо-западной части Баренцево-Карской континентальной окраины [10] на сочленении Свальбардской плиты и Северной Атлантики. Будучи составной частью некогда единого складчатого пояса, завершившего свое формирование в среднем девоне, кристаллические комплексы Шпицбергена, наряду с каледонидами Северных Аппалачей, Восточной Гренландии, Британских островов и Скандинавии, представляют собой его фрагменты, ныне выступающие по обе стороны океана. Изучение структуры и вещественного состава этих комплексов позволяет решать задачи, связанные с реконструкцией последовательности тектоно-термаль-ных событий, определявших геологическую историю региона [11-13].
Геологическая характеристика. В основании Западного Ню-Фрисланда залегают комплексы метаморфических пород (рис.1), формирующие крупную геологическую структуру -субмеридиональный антиклинорий протяженностью около 150 км. Ось антиклинория пространственно совпадает с долгоживущим разломом глубокого заложения. Ядро антиклинория обнажается в северной части п-ова Моссель. Его западное крыло сложено вулканогенно-оса-дочными породами палеопротерозойской (~1750 млн лет) серии Атомфьелла. Породы серии (гнейсы, часто послойно мигматизированные, кристаллические сланцы, кварциты, мраморы)
Ню-Фрисланд \
1
2
3
4
5
6
7
8
и 9
10
арх. Шпицберген
Рис.1. Схематическая геологическая карта п-ова Ню-Фрисланд (по [14] с упр.)
1 - платформенные отложения (PZl); 2 - терригенный комплекс (О); 3 - серия Ослобреен (€-0); 4 - серия Поларисбреен (V); 5 - серия Лумфьорд (RFз); 6 - серия Моссель (RF1); 7, 8 - серия Атомфьелла (PR1): 7 - верхняя подсерия, 8 - нижняя подсерия; 9 - тектонические нарушения; 10 - ледниковый покров. Голубой рамкой оконтурена область исследования
смяты в изоклинальные складки, осложненные пологими надвигами. Толща прорывается небольшими телами анатектических гранитов и интрузиями метаультрабазитов и метагаббро-идов. В пределах восточного крыла она со структурным несогласием перекрывается нижне-и среднерифейскими осадочными отложениями серии Моссель. Породы серии (кристаллические сланцы и гнейсы с прослоями кварцитов и мраморов) формируют крутую моноклиналь, падающую на восток и осложненную небольшими открытыми складками. Восточная граница антиклинория маркируется тектоническим контактом серии Моссель с верхнерифейской серией Лумфьорд, породы которой слабо метаморфизованы и слагают западное крыло Хинло-пенского синклинория.
Задачи исследования. Геология района изучалась сотрудниками Полярной морской геологоразведочной экспедиции. По результатам геологосъемочных работ была составлена геологическая карта северной части полуострова масштаба 1:100000 и охарактеризованы основные черты вещественного состава кристаллических комплексов Западного Ню-Фрисланда. Цель нового этапа работ - уточнение возраста, реконструкция термобарической эволюции и геодинамических обста-новок метаморфизма. Первоочередные задачи исследования - детальная петрография, изучение химизма минералов и определение Р-Г-параметров метаморфических изменений.
Методы исследования. Была изучена коллекция представительных образцов пород серий Атомфьелла и Моссель, отобранных в северной части антиклинория. В ходе петрографических исследований специальное внимание уделялось структурно-текстурным особенностям пород и взаимоотношениям минералов. Их состав анализировался с помощью сканирующего электронного микроскопа JSM-6510LA с энергодисперсионным спектрометром JED-2200 (JEOL). Для оценки условий метаморфизма применялись методы минеральной термобарометрии. Представительные составы минералов, использованные для термобарометрических расчетов, приведены в табл.1.
Особенности состава пород и минералов. Изученные образцы разделяются на три группы: метапелитовые сланцы, сложенные Ms-Bt-Grt-Pl (±Ky, St) ассоциацией (обозначения минералов приводятся по [15]); известковые сланцы, в состав которых дополнительно входят кальцит, скаполит, минералы группы эпидота, титанит и калиевый полевой шпат; амфибол-биотитовые пла-гиогнейсы.
Серия Атомфьелла. Свита Риттерватнет. Метапелитовый сланец 3912-3а
• Петрография. Количественный минеральный состав, %: Qz 35-40, Ms 40-35, Grt 12-14, Bt 4-5, Pl 4-3, Ilm 2-1, Chl 2-1, Tur 1, Ky, Kfs, углеродистое вещество < 1. Акцессории представлены апатитом, цирконом, рутилом, монацитом-(Се), алланитом-(Се) и гидроксилбастнезитом-(Се). В состав матрикса породы входят изометричные зерна кварца и плагиоклаза, пластинчатые кристаллы мусковита (размером до 1 мм) и подчиненного биотита, редкие выделения кианита (рис.2, а). В интерстициях кристаллов слюды расположено углеродистое вещество (рис.2, б). Гранат образует порфиробласты с ¿'-образными цепочками включений кварца и других минералов матрикса, что служит признаком синтектонического порфиробластеза. За счет обилия включений кварца порфиробласты граната нередко приобретают «ажурное» строение (рис.2, в). Распределение включений рудных минералов в порфиробластах зональное: при переходе от центральных к краевым зонам ильменит сменяется рутилом [16].
Кристаллы граната облекаются биотит-мусковитовым агрегатом (рис.2, в), что свидетельствует о синтектоническом характере порфиробластеза. Поздняя минерализация представлена линзовидными агрегатами хлорита и серицитизированного плагиоклаза в матриксе, микропрожилками хлорит-альбит-калишпатового состава с пластинчатыми выделениями углеродистого вещества, которые рассекают гранат (рис.2, г-е), каемками гидроксилбастнезита-(Се) вокруг кристаллов алланита (рис.2, ж).
• Состав минералов. Плагиоклаз из матрикса является олигоклазом и характеризуется зональностью: от центра к краям его зерен содержание мольной доли An минала возрастает от 0,14 до 0,21 (рис.2, з, и); местами он подвержен поздней альбитизации. Состав плагиоклаза из включений в гранате варьируется от олигоклаза (An20) до андезина (An32-34). Состав мусковита описывается в рамках четверной системы мусковит-парагонит-Mg-селадонит-Fe-селадонит [17]. Содержание Si в светлой слюде изменяется от 2,98-3,11 коэффициента в формуле (к.ф.) (контакт с гранатом) до 3,04-3,17 к.ф. (матрикс), Mg - 0,16 к.ф., Fe - 0,09 к.ф. Светлая слюда обогащена титаном (TiO2 0,31,1 мас.%). Биотит также обогащен титаном (TiO2 2,0-3,2 мас.%), отличается умеренной магнези-альностью Mg# = Mg/(Mg + Fe) (0,46-0,50) и повышенной глиноземистостью (Al2O3 19-20 мас.%, Al 1,7-1,8 к.ф.). Хлорит отличается повышенной железистостью Fе# = Fе/(Mg + Fе) (0,68-89) и пониженным содержанием Si 2,5-2,7 к.ф. На диаграмме М.Хея (Hey M.H. A new review of chlorite // Mineralogical Magazine. 1954. Vol. 30. P. 277-292) он попадает в поле рипидолита. Содержание Al в нем повышено (2,7-2,9 к.ф.) при близких соотношениях AlIV и AlVI. Степень заполнения окта-эдрических позиций (RVI) составляет 5,8-6,0 к.ф.
Статья опубликована в открытом доступе по лицензии ^ BY 4.0
с! Ю Я н и Я К И У I
о ¡л О
МБ 1 г £ ■я- о л о" 35,87 - 8 о' 0,74 0,00 1,69 8,95
Мз 1 * 45,4! 0,37 36,86 1,18 ОО'О Оч 1Л о" ОО'О 1,78 8,83 о
Е Г- 3 г 63,01 ОО'О Оч с4 сч ОО'О 0,00 ОО'О о оо сч" 9,94 0,11 г-- 90
Е ^ о и 63,82 ОО'О »л Оч СЧ сч о ГО с> 0,00 8 о' 3,09 9,20 0,07 85
ГЧ га го 1Г| о 2 35,86 1,58 18,66 18,65 ОО'О 10,73 ОО'О 0,00 9,42 з;
8 т 1 я о чо ГО 1,21 19,80 18,79 8 о" 1 о 0,00 >л <4 Оч чо 1л" ОЧ
ш § Ж 34,97 ггЧ о-- 21,05 о о ао ОО Оч" ОО'О гг> э 8,57 чо кР Оч
Он «л X 36,52 0,00 : 21,31 35,90 0,07 2,86 2,59 8 о 8 о" 99^4
1 г о о и 36,24 0,00 21,02 36,01 0,10 2,46 ГО го" 8 о ОО'О $ оо" оч
<зп 8 ¿й 37,32 0,00 21,47 34,16 § о' 2,16 4,83 8 о" ОО'О 1—4 35
й 1 Е «О 00 ОЧ <ч о 34,96 1,26 ОО'О 1,03 0,00 1,56 8,73 94,69
Е о »л О г 64,50 8 о 22,20 8 о 8 о" 8 о" 3,06 чО 00 Оч" о сГ 99,72
Е ч- и V, <ч 3 8 о" 22,50 8 о 8 о ОО'О г-оо сч" 1Л (-- Оч" ОО'О
3885-1 г-8 г 1С1 оо" 1,44 19,08 17,69 8 о" <ч >—1 ОО'О 0,30 8,54 Ж
Е гЛ § 2 35,73 1,47 20,00 18,18 ОО'О 10,88 ОО'О 0,00 7,76 о 5
0й <0 3 ¡г 37,35 ОО'О 5 сч 35,14 0,00 3,49 2,54 8 о" 8 о 99,77
&т 8 К 36,64 ОО'О 21,66 «гГ го 0,00 3,63 1,66 ОО'О ОО'О 99,45
в. чО О Е со 1/4 к о" 26,23 8 о 8 о ОО'О 8,42 7,18 0,19 99,91
Й О 3 35,52 СЧ N 15,83 19,92 0,29 11,47 0,00 8 о" 3 оо" 95,02
о Ц г и л ■в" з ны § 40,61 0,68 13,88 ! о <л со" 0,23 7,88 ач о" го 00 о" 95,46
4143-1 5 о 5 гЧ 1,15 т' 17,10 ГЧ ГО о" го ОО оо" 11,69 о го со о" 95,71
3 ны § г 41,50 0,82 о чо" 0,18 9,50 Оч 2- 1,07 г- 1Л о 95,10
ш о ■х 37,38 0,00 20,75 30,50 0,62 т" 6,16 8 о 1 ОО'О 99,52
а § и 36,91 0,00 о, сч г-§ гл 00 о" 1Л ■л со ж чо" 8 о" 8 о" 99,36
Серия Образец Минерам 1 Позиция 6 Й б н < * £ МпО м^ю СаО я 2 2 Сумма
СЧ "л 1/-1 сч о о
о о"
о сч г- о о" о' о" г-
т М СП
о о го о
8 5
сч" о"
8Я?
©" о" о"
о" — 1
О О —< 00 о о о" о" ©" о"
1
0" _Г 0" о о" о" о" о" ч'
2,726 1,673 1,186 2 Я 5 сч 8 => - d < и,иш 0,914 7,804
2,728 0,069 1,754 1,181 аиои 1,152 0.000 1 ( ООО'О 0,887 7,770
2,675 0,070 1,735 1,347 0,001 1,126 0.000 0,034 0,836 7,823
V) « = ОЧ 1 5 23 ' О О "Ч* 1 п Щ 1С, В го 1 < [ ' о чо о„ о
"Ч Я й 8?8
гТ гГ о"
8 Й 8 ГО сч о
о" о о"
а
сч
о
3
сч
<4
о о"
г- о о сч
г- Ф о
о г- о
о сч о о о
§5 5 сч го" о о"
X
я ц
г-.
с.
о -&
я
к я
Г1
о
о
3
сч
^ ^ щ о о ^ о" о" о" о" о о" тг"
Г- С-4 1Л —
сч оо © сч
г-- о г- —
N О -< - б «
г-8
Ч ГО ГО о
о оо ос <л
Г- О С- 1-1
Ы о —' —
чо
§
Н о"
п. а Г1 г Ф сч сч © о о о о
« 8 04 О
гч" о"
СЧ
сч
1 о" о" о" о"
о
8 =
го О —" о"
§ § ^ 3 3 8
о" о" о" о" о" -
р
го г—
г^ ™
оо
го Г-сч
го чо о чо
О 00 оо
о" о" г-'
тз- оо СЧ о ЧО ©"
Г) сч"
о
3
£
г-
Оч ГЧ г-ЧО ЧО го
<ч —„
о о —
00 3
1Л —
сч" гч"
С? сЗ 3 Г0 « п
—« о о
3 8
чо о
Ш 00
а Р; —-
'Г
сч — ГС О -л-ГО СЧ « 1— гч —I 00. го. —;
Оч
сч"
■ч- <л оч 00 3 3 Оч 00 т сч ■л
'—1 <ч о о о
§ о 3 Оч 3 д §
сч о о о
сл Н <?
М в 2 О
Л о
и
н *
и о
к
&
о
и
и Ха„
0,20 ■
17 15
14
16
0,15 ■
11
0,0 0,2 0,4 0,6 мм
Рис.2. Взаимоотношения и зональность минералов в метапелитовом сланце. Обр. 3912-3а. Изображения в проходящем свете, без анализатора (а-в) и в отраженных электронах (г-з): а - кристалл кианита в кварц-плагиоклаз-слюдистом матриксе; б - выделения углеродистого вещества в интерстициях пластинок мусковита; в, г - порфиробласты граната с >?-образными цепочками включений, облекаемые кварц-плагиоклаз-слюдистым агрегатом; д, е - увеличенные фрагменты микропрожилков хлоритового и альбит-калишпатового состава в гранате, содержащих пластинчатые выделения углеродистого вещества (г); ж - каемка гидроксилбастнезита-(Се) (Bstn) вокруг включения алланита-(Се) в гранате; з, и - кристалл плагиоклаза и концентрационный профиль анортитового минала с точками анализа
Гранат в целом обогащен гроссуляровым миналом (XCa 0,12-0,14) и обладает ростовой зональностью: от центра к краям его кристаллов уменьшаются мольные доли спессартинового и альман-динового миналов от 0,05-0,06 до 0,01 и от 0,80-0,81 до 0,74-0,75 соответственно, возрастает мольная доля пиропового минала от 0,04-0,05 до 0,14-0,16.
Состав акцессорных минералов редкоземельных элементов (REE) и Ti (монацита, алланита, ильменита) рассмотрен в статье [16]. Гидроксилбастнезит, обрастающий алланит, наследует особенности его состава: при содержаниях EREE 0,60-0,68, Ca 0,16-0,32, F 0,12-0,21 к.ф. (O = 1,5) он характеризуется преобладанием Се 0,26-0,29, Nd 0,18-0,19 и La 0,13-0,15 к.ф. над Pr и Sm 0,01-0,04 к.ф.; содержание ThO2 в нем достигает 3,3 мас.%.
Известковый сланец 3912-3б
• Петрография. Количественный минеральный состав, %: Qz 15-20, Kfs 20-15, Ms + Ser 20-15, Bt 15-10, Cal 11-8, Grt 7-10, Scp 5-10, Pl 4-7, Chl 2-4, Ttn 1, Czo, Ep, Ilm, Rt < 1. Акцессории представлены апатитом, цирконом, алланитом-^е). Порода характеризуется тонкополосчатым строением за счет чередования линзовидных прослоев, обогащенных серицитизированным плагиоклазом и биотитом; кварцем и калиевым полевым шпатом; кальцитом и скаполитом (рис.3, а-д). Последний образует неправильные по форме монокристальные выделения размером до 1 -2 мм, замещающие биотит (рис.3, е).
Рис.3. Взаимоотношения минералов в известковом сланце. Обр. 3912-36. Изображения в проходящем свете без анализатора (а, в, г) и с анализатором (б, д-ж): а, б - линзовидные агрегаты биотита и серицитизированного плагиоклаза, калиевого полевого шпата и кварца; в - порфиробласт граната, облекаемый струйчатыми агрегатами биотита и заключенный в «рубашку», сложенную калиевым полевым шпатом; г - чередование линзовидных агрегатов кальцита, кварца, серицитизированного плагиоклаза и биотита; д-ж - скаполит, замещающий биотит, корродированный агрегатом мелкочешуйчатого мусковита и пересеченный нитевидными слюдяными прожилками
Гранат наблюдается в виде изометричных порфиробластов размером до 1 см, которые облекаются слоями матрикса, струйчатыми агрегатами биотита и заключены в линзовидную «рубашку», состоящую из калиевого полевого шпата (рис.3, в). Порфиробласты содержат включения кварца, калиевого полевого шпата, плагиоклаза, биотита, ильменита и пересечены нитевидными прожилками хлорита, клиноцоизита, эпидота, позднего калиевого полевого шпата и кальцита.
Ильменит часто находится в срастании с рутилом и окружен каемками титанита, который также развивается по трещинам спайности в хлорите. Акцессорный алланит встречается в тесном срастании с редкоземельным клиноцоизитом и образует ядра кристаллов, внешние зоны которых сложены клиноцоизитом [16].
Характерной особенностью породы является широкое развитие поздней хлорит-мусковито-вой ассоциации. Агрегаты мелкочешуйчатой слюды замещают плагиоклаз, биотит и скаполит и в свою очередь пересекаются микропрожилками хлорита (рис.3, е, ж).
• Состав минералов. Плагиоклаз из включений в гранате представлен андезином-лабрадором (Ап42-52), тогда как в матриксе наблюдается метаморфогенный битовнит (Ап82). Скаполит по составу отвечает натровому мейониту (миццониту) CaзNaAl5Si7O24COз [18]. Об этом свидетельствует усредненная химическая формула минерала (П = 5): (Ca2,94-3,06Nao,82-0,9l)з,80-4,0l(Al5,11-4,99Si6,90-7,0l)l2O24(COз)o,84-1,05. Калиевый полевой шпат содержит примеси Ш2О 0,4-0,8 мас.%, Х№ 0,05-0,07 и ВаО до 1,7 мас.%. Кальцит - примеси FeO до 2,6, MgO до 1,7, МпО до 1,9 мас.%. Мусковит характеризуется повышенными содержаниями Si 3,06-3,16, Mg до 0,11, Fe до 0,07 к.ф. и низкими содержаниями титана (ТЮ2 < 0,1 мас.%). Иногда в светлой слюде отмечается примесь ВаО до 1,9 мас.%. Биотит обладает пониженной глиноземистостью (А12О3 16-17 мас.%, А1 1,45-1,50 к.ф.), умеренной магнезиально-стью (Mg# 0,39-0,54) и повышенным содержанием ТЮ2 2,9-3,4 мас.%. Хлорит по составу сходен с хлоритом из обр. 3912-3а. Гранат обогащен гроссуляровым миналом (ХСа 0,26-0,28) и демонстрирует прямую зональность по Fe, Mg и Мп (центр кристаллов: Х^ 0,63-0,64, ХМ 0,06-0,07, ХМй 0,04; край: Х^ 0,60-0,61, ХМп 0,04, ХМй 0,09-0,10). Особенности химического состава акцессорных минералов описаны в предыдущей работе авторов [16].
Рис.4. Взаимоотношения минералов в известковом сланце. Обр. 4072-2. Изображения в проходящем свете без анализатора (а, д, з, к) и с анализатором (б-г, е, ж, и): а, б - линзы гранобластового кварца и кальцита в матриксе, сложенном биотитом, серицитизированным плагиоклазом
и калиевым полевым шпатом; в - хлорит, частично замещающий биотит; г - кристалл эпидота в срастании с биотитом; д-и - ксеноморфные выделения калиевого полевого шпата. Красные стрелки (з) - «заливы» и пленки калиевого полевого шпата между зернами кварца, служащие признаками частичного плавления породы [19]; к - порфиробласты граната
Известковый сланец 4072-2
• Петрография. Количественный минеральный состав, %: Qz 25-30, Ms + Ser 25-20, Kfs 10-15, Bt 9-10, Grt 8-9, Cal 10-5, Pl 7-5, Chl 4-2, Ttn 1-2, Ilm 1-2, Ep, Prh < 1. Акцессории представлены апатитом, магнетитом, цирконом. Порода характеризуется плойчатой текстурой и сложена линзо-видными агрегатами биотита, серицитизированного плагиоклаза и пренита, которые чередуются с линзами гранобластового кварца и кальцита (рис.4, а, б). Биотит часто находится в тонком срастании с мусковитом и частично замещен хлоритом (рис.4, в). С биотитом пространственно ассоциированы мелкие (0,1 мм) кристаллы эпидота призматического облика, ориентированные вдоль сланцеватости (рис.4, г), и ксеноморфные выделения калиевого полевого шпата - мезопертита (рис.4, д-и). В матриксе рассеяны идиоморфные кристаллы титанита размером до 0,6 мм и разноразмерные (0,1-0,5 мм) пластинчатые зерна ильменита; нередко эти минералы образуют взаимные срастания.
Гранат формирует крупные (до 5-7 мм) изометричные кристаллы, облекаемые пластинками биотита и обладающие концентрически-зональным строением, обусловленным развитием в краевых зонах порфиробластов дугообразных фрагментов, отделенных от их центральных частей
кварцевыми прослоями (рис.4, к). Часто в порфиробластах наблюдаются концентрические цепочки включений биотита, эпидота, ильменита.
• Состав минералов. Плагиоклаз по составу варьирует от андезина до битовнита (An49-8í). Калиевый полевой шпат содержит примесь Na2O 0,7-0,9 мас.%. В кальците отмечаются примеси FeO до 3,1, MgO до 1,3, MnO до 0,5 мас.%. В эпидоте содержание Fe3+ варьируется 0,57-0,78 к.ф. Часто кристаллы эпидота обладают зональностью за счет появления на их краях каемок, обедненных железом. Пренит представлен железосодержащей разновидностью: Caí ,92-í,93(Al0,89-0,90Fe0,í8-0,í9)í,07-í,09(Alí,02-0,98Si2,98-3,02)Oí0(OH)2 (n - 2). Мусковит заметно обогащен Si 3,íí-3,23, Mg до 0,íí, Fe до 0,í3 к.ф., содержит до 0,8 мас.% TiO2. Биотит отличается пониженной глиноземистостью (Al2O3 í5-í6 мас.%, í,4-í,5 к.ф.), пониженной магнезиальностью (Mg# 0,3í-0,33) и повышенным содержанием TiO2 (4,í-4,7 мас.%). Гранат обогащен гроссуляровым ми-налом, содержание которого растет от центра (XCa 0,22) к краю кристаллов (XCa 0,3í) и характеризуется ростовой зональность по Mg и Mn (центр кристаллов: XMg 0,04, XMn 0,04; край кристаллов: XMg 0,06, XMn 0,004). Ильменит содержит примесь MnO до 0,8 мас.%. Магнетит - примеси TiO2 í,2, V2O5 í,2, СГ2О3 0,4 мас.%.
Амфибол-биотитовый плагиогнейс 4143-1
• Петрография. Количественный минеральный состав, %: Qz 35-40, Pl 25-20, Bt í5-20, Hbl í0-8, Grt 9-6, Ilm 4-3, Ep 2-3, Ser, Chl < í. Акцессории - апатит, алланит-(Се), рутил, магнетит. Порода характеризуется плойчатой текстурой и порфиробластовой структурой за счет присутствия в мелкозернистом матриксе крупных (3-4 и более мм) порфиробластов граната и относительно мелких (до í-2 мм) порфиробластов плагиоклаза. Плойчатая текстура создается струйчатыми агрегатами темноцветных минералов, которые облекают порфиробласты и линзовидные скопления зерен гра-нобластового кварца (рис.5, а-в).
Биотит в составе этих агрегатов образует пластинчатые кристаллы размером 0,3-0,4 мм, находящиеся в тесном срастании с более крупными (í-2 мм) пойкилобластовыми выделениями амфибола (рис.5, г, д). В состав матрикса входят плагиоклаз (мелкие гранобластовые зерна с полисинтетическими двойниками, слабо серицитизированные), эпидот (призматические кристаллы размером до 0,3-0,4 мм) и ильменит (неправильные зерна размером до 0,í-0,2 мм).
Гранат образует пойкилобласты, содержащие цепочки зерен кварца, ильменита и рутила; часто два последних минерала образуют срастания (рис.5, е). По краям кристаллов и вдоль микротрещин он корродируется поздним агрегатом плагиоклаза, мелкочешуйчатого биотита, хлорита, серицита и рудного минерала (рис.5, ж).
• Состав минералов. Плагиоклаз представлен андезин-лабрадором (An38-53). В некоторых кристаллах наблюдается пятнистая зональность, выраженная в появлении участков зерен, сложенных олигоклазом (An24-26). Амфибол по составу отвечает магнезиочермакиту [20] с магнезиальностью Mg/(Mg + Fe2+) 0,50-0,58. Содержание ТЮ2 в нем составляет 0,7-í,2 мас.%. Для биотита характерны умеренная магнезиальность (Mg# 0,49-0,5í), пониженная глиноземистость (Al2O3 í5-í6 мас.%, Al í,35-í,45 к.ф.) и повышенное содержание титана (TiO2 3-3,5 мас.%). В составе эпидота содержание Fe3+ составляет 0,50-0,56 к.ф. (O - í2,5). В составе алланита-^e) содержание EREE варьируется 0,7-í,í к.ф., Ce - 0,34-0,46 к.ф. Гранат обогащен гроссуляровым миналом (XCa 0,í8-0,2í) и обеднен спессартиновым (XMn 0,02-0,03). От центра к краям его кристаллов увеличивается содержание магния (XMg 0,í0-0,í6).
Серия Моссель. Свита Флоен. Метапелитовый сланец 3885-1
• Петрография. Количественный минеральный состав, %: Qz 25-30, Ms 40-35, Bt í5-20, Grt 9-7, Pl 8-5, St í-2, Ilm 2-í, Rt, Chl, углеродистое вещество < í. Акцессории представлены цирконом, апатитом, монацитом-(Ce). Порода имеет плойчатую текстуру и сложена волнообразно-изогнутыми агрегатами пластинок мусковита и биотита, чередующимися с линзовидными прослоями кварц-плагиоклазового состава (рис.6, а). В межзеренных интерстициях слюдистых агрегатов располагаются пластинчатые выделения ильменита и рутила размером до í00- í50 мкм по удлинению. Характерным минералом матрикса выступает ставролит. Он образует мелкие (< 0,í мм) идио-морфные кристаллы призматического облика, одиночные или собранные в скопления, ориентированные согласно или под углом к сланцеватости (рис.6, б).
Рис.5. Взаимоотношения минералов в амфибол-биотитовом гнейсе. Обр. 4143-1. Изображения в проходящем свете без анализатора (а, ж), с анализатором (б-г) и в отраженных электронах (д, е): а, б - порфиробласты граната и амфибола в кварц-плагиоклаз-биотитовом агрегате; в - порфиробласт плагиоклаза в кварц-плагиоклаз-эпидот-биотитовом агрегате; г - кристаллы эпидота в срастании с амфиболом и биотитом; д - порфиробласт граната с цепочками зерен кварца и рудных минералов. К нижнему краю кристалла граната приурочены выделения магнетита; е - увеличенный фрагмент сростков рутила и ильменита в гранате (д); ж - биотит-серицит-ильменитовый прожилок,
секущий гранат
Ог
г/'М V
Рис.6. Взаимоотношения минералов в метапелитовых сланцах. Обр. 3885-1, 4032-1. Изображения в проходящем свете без анализатора (а, б, г) и в отраженных электронах (в): а - биотит-мусковитовый агрегат с плойчатой текстурой; б - кристалл ставролита в кварц-плагиоклаз-слюдистом матриксе; в - пластинчатые выделения ильменита и рутила в интерстициях слюдистого агрегата; г - хлорит, замещающий биотит и в виде нитевидных прожилков пересекающий гранат
Слюдистые агрегаты облекают крупные (до 1 см) порфиробласты граната, заключенные в «рубашку» из гранобластового кварца. Изометричная форма порфиробластов при этом нередко осложняется за счет ответвлений, возникающих путем избирательного замещения гранатом прослоев мусковита. Гранат рассечен микропрожилками хлорита.
• Состав минералов. Состав плагиоклаза отвечает олигоклазу (Ап14-15). На участках, где развита поздняя альбитизация, номер плагиоклаза уменьшается до 2-4. Мусковит характеризуется повышенным
содержанием натрия (Na2O 1,4-1,6 мас.%, Na 0,17-0,20 к.ф.), титана (TiO2 0,27-0,30 мас.%) и кремния Si 3,11-3,14 к.ф. Биотит обладает умеренной магнезиальностью (Mg# 0,52-0,53), повышенной глиноземистостью (Al2O3 19,4-20,4 мас.%) и пониженным содержанием титана (TiO2 1,5 мас.%). Ставролит отличается повышенной железистостью (Fe# 0,84) и содержит примесь цинка (ZnO 1,8 мас.%, Zn 0,38 к.ф.). Монацит (Ce 0,41-0,44 к.ф.) - примеси тория и урана (ThO2 1,7-5,3 мас.%, UO2 0,5-0,8 мас.%).
Гранат обладает хорошо выраженной зональностью. От центра к краям его крупных порфи-робластов уменьшается мольная доля спессартинового минала от 0,05 до 0,00 и возрастает - пи-ропового минала от 0,04 до 0,15. Ядра кристаллов обогащены кальцием (XCa 0,19-0,20), края резко обеднены этим элементом (0,05-0,06).
Серия Моссель. Свита Моссельдален. Метапелитовый сланец 4032-1
• Петрография. Количественный минеральный состав, %: Qz 35-40, Ms 30-25, Bt 22-20, Grt 10-11, Ilm 2-3, Chl 1, Rt < 1. Акцессории представлены цирконом, апатитом, монацитом-(Се) и сульфидами. Порода характеризуется плойчатой текстурой и сложена линзовидными прослоями кварц-плагиоклазового состава, чередующимися со струйчатыми агрегатами пластинок мусковита и биотита, которые облекают крупные (до 1 см) порфиробласты граната. К интерстициям пластинок слюды приурочены многочисленные удлиненные выделения ильменита и рутила размером до 50-100 мкм (рис.6, в). Местами по биотиту развивается хлорит.
Порфиробласты граната имеют идиоморфные или более сложные ¿-образные очертания с цепочками включений ильменита и рутила, наследующими рисунок сланцеватости. Местами порфи-робласты заключены в кварцевую «рубашку»; на этих участках вместо прямолинейных границ у порфиробластов появляются краевые зоны сетчатого строения. На участках развития позднего хлорита гранат рассечен нитевидными хлоритовыми прожилками, которые ориентированы под углом к сланцеватости (рис.6, г).
• Состав минералов. Плагиоклаз представлен олигоклазом (Ani4-i7) и на отдельных участках подвержен поздней альбитизации. Мусковит отличается повышенным содержанием натрия (Na2O 1,6-2,1 мас.%, Na 0,18-0,25 к.ф.) и титана (TiO2 0,21-0,41 мас.%) при близком к стехиометри-ческому или повышенном содержании Si 3,01-3,12 к.ф. Содержания селадонитового и Fe-селадонитового миналов в светлой слюде не превышают 0,11 и 0,07 к.ф. соответственно. Биотит характеризуется умеренной магнезиальностью (Mg# 0,43-0,51), повышенной глиноземистостью (Al2O3 18,9-19,3 мас.%) и пониженным содержанием титана (TiO2 1,2-1,6 мас.%). Хлорит (ри-пидолит) - переменной железистостью Fe# 0,47-0,70, пониженным содержанием Si 2,6-2,8 к.ф. и повышенным Al 2,5-2,7 к.ф.
Гранат обогащен гроссуляровым миналом: в центральных зонах порфиробластов мольная доля гроссулярового минала составляет 0,20-0,23, в краевых зонах она уменьшается до 0,06-0,09. Одновременно кристаллы граната обладают прямой зональностью по Mg и Mn (центр кристаллов: XMg 0,03-0,04, XM 0,03; край кристаллов: XMg 0,10, XMn < 0,01).
Ильменит имеет состав, близкий к теоретическому. Содержание примеси MnO в нем не превышает 0,4 мас.%. Монацит характеризуется преобладанием Ce 0,40 к.ф. над прочими редкоземельными элементами (Nd 0,29, La 0,20, Pr 0,04, Sm 0,03 к.ф.) и содержит примесь ThO2 5,1 мас.%.
Результаты минеральной термобарометрии.
• Гранат-биотитовый геотермометр, гранат-биотит-плагиоклаз-кварцевый, гранат-кианит/силли-манит-кварц-плагиоклазовый и гранат-рутил-ильменит-плагиоклаз-кварцевый термобарометры. Для оценки температуры и давления, при которых были уравновешены минералы в ме-тапелитах и близких к ним породах, широко используются геотермометр, основанный на обменной реакции,
Py + Ann = Alm + Phl (GB),
описывающей перераспределение фемических компонентов между гранатом и биотитом на фоне роста температуры, и термобарометры - на реакциях смещенного равновесия,
6An + 3Ann = Alm + Grs + 3Sid + Qz (GBPQ);
3An = Grs + 2 Als + Qtz (GASP);
3An + 6Ilm + 3Qz = 2Alm + Grs + 6Rt (GRIPS),
которые характеризуют перераспределение кальция между гранатом и плагиоклазом при повышении давления. Современные версии этих термобарометров [21-23] хорошо термодинамически обоснованы, построены на базе экспериментальных и природных данных, учитывают неидеальность твердых растворов граната, биотита и плагиоклаза [24-26]. Область применения геобарометра GASP ограничена парагенезисами, содержащими какой-либо ортосиликат алюминия, геобарометра GRIPS - парагенезисами с ильменитом и рутилом.
Согласно показаниям гранат-биотитового геотермометра, пиковая температура метаморфизма метапелитовых и известковых сланцев серии Атомфьелла достигала 670-690 °С. При этой температуре были уравновешены биотит из матрикса и краевые зоны порфиробластов граната, отличающиеся наиболее высоким содержанием Mg (табл.2). Давление, рассчитанное для этой температуры с помощью разных термобарометров, варьируется. Более высокие оценки давления (9,5-13,5 кбар) получены для метапелитового сланца, более низкие (7,2-8,2 кбар методом GBPQ; 10,5-12 кбар методом GRIPS) - для известковых сланцев.
Таблица 2
Представительные оценки температуры и давления, рассчитанные с помощью гранат-биотитового геотермометра,
GBPQ, GASP и GRIPS геобарометров
Образец Анализы Мольные доли T, °C P, кбар
Grt Bt Pl у Grt Л Ca у Grt Л Mn У Grt Л Mg -^Bt Л Ti Л Al yBt Л Mg Л Pl Л Ca -r^Ilm Л Fe GBkm04 GBg10 GBPQ GASP GRIPS
3912-3а 001 013 068 005 070 008 0,128 0,091 0,000 0,000 М 0,160 0,154 Серия етапе 0,039 0,051 Атом1 литовы 0,165 0,128 фьелла й слане 0,38 0,38 ц 0,21 0,21 0,99 0,99 677 667 690 673 11,6 9,5 13,5 11,5 10,9 10,2
Известковые сланцы
3912-3б 034 069 070 0,270 0,045 0,096 0,057 0,083 0,47 0,82 0,88 609 601 8,2 -
4072-2 025 038 061 0,276 0,004 0,063 0,099 0,041 0,26 0,81 0,99 693 690 7,2 -
028 006 079 0,312 0,004 0,057 0,083 0,058 0,28 0,49 0,99 676 676 8,2 -
Амфибол-биотитовый гнейс
4143-1 001 011 016 0,194 0,013 0,137 0,057 0,075 0,40 0,38 0,96 715 705 8,5 -
084 046 047 0,170 0,013 0,158 0,058 0,056 0,45 0,32 0,96 708 692 9,4 -
084 046 048 0,170 0,013 0,158 0,058 0,056 0,45 0,40 0,96 708 692 8,6 -
10,5
12,0 11,2
11,2 10,9 10,7
Серия Моссель
Метапелитовые сланцы
3885-1 001 063 050 0,048 0,000 0,146 0,028 0,165 0,42 0,15 0,98 580 590 7,6 8,8 11,3
033 067 024 0,073 0,000 0,139 0,028 0,149 0,44 0,14 0,98 580 585 9,6 10,6 11,2
4032-1 001 034 037 0,140 0,001 0,087 0,024 0,167 0,40 0,14 0,99 555 560 10,6 - 9,4
010 053 042 0,090 0,002 0,099 0,031 0,138 0,42 0,14 0,99 540 545 8,9 - 9,9
025 032 014 0,075 0,002 0,115 0,024 0,139 0,38 0,16 0,99 600 605 9,5 - 9,9
Примечания. Калибровочные уравнения: гранат-биотитовый геотермометр [23] (GBkm04), [24] (GBG10); геобарометры: гранат-биотит-плагиоклаз-кварцевый [25] (GBPQ), гранат-А^-плагиоклаз-кварцевый [22] (GASP), гранат-рутил-ильменит-плагиоклаз-кварцевый [26] (GRIPS).
Пиковая температура метаморфизма метапелитовых сланцев серии Моссель не превышала 580-600 °C. Большинство оценок давления, полученных для этой и более низкой температуры, отражающей условия переуравновешивания минералов на ретроградной стадии (540-560 °C), попадают в интервал 9-11 кбар.
• «Ti-в-биотите» и «Ti-в-мусковите» геотермометры и фенгитовый термобарометр. Температурные зависимости содержания примеси титана в слюдах, наблюдаемые в природных образцах метапелитов, положены в основу двух эмпирических геотермометров [27, 28]. Оценки пиковой температуры метаморфизма изученных пород, рассчитанные с их помощью, близки к аналогичным
оценкам, полученным на базе гранат-биотитового геотермометра. Для серии Атомфьелла они заключены в интервале 660-730 °С, для серии Моссель - 550-580 °С (табл.3). При такой температуре кристаллизовались слюды из матрикса с высоким содержанием Т1 Общий разброс температурных оценок значительно шире (рис.7, а, б). В случае биотита понижение рассчитанной температуры кристаллизации (на многие десятки градусов) характерно для пластинок слюды, контактирующих с гранатом, и может быть связано с частичной потерей Т^ предположительно инициированной обменом фемическими компонентами между двумя минералами на ретроградной стадии. В случае мусковита речь скорее идет о низкотемпературной (< 500 °С) генерации светлой слюды, которая кристаллизовалась в условиях фации зеленых сланцев. Следует заметить, что наименьшая из температурных оценок (360 °С), рассчитанных с помощью «Тьв-мусковите» геотермометра, програ-дуированного в интервале 450-800 °С, соответствует содержанию ТЮ2 0,13 мас.%, что близко к порогу чувствительности электронно-зондового метода (~0,1 мас.%). Примерно четверть анализов светлых слюд характеризуется более низким содержанием титана, поэтому для них температурные оценки отсутствуют. Это означает, что в сравнении с гистограммой (рис.7, б) доля низкотемпературных слюд выше.
Таблица 3
Представительные оценки температуры и давления, рассчитанные с помощью «И-в-биотите» и «^-в-мусковите»
геотермометров и фенгитового геобарометра
Образец Анализы Позиция Mg#Bt Коэффициенты в формулах (О = 11) т, °с Р, кбар
В1 Мв ТР* TiMs MgMs FeMs Вн05 MwC15 MмS87 MсT08 Mкl5
Серия Атомфьелла
Метапелитовый сланец
3912-3а 077 076 м 0,48 0,172 0,037 3,17 2,58 0,157 0,090 677 650 7,1 11,1 9,7
078 075 м 0,50 0,156 0,055 3,10 2,68 0,112 0,066 670 730 6,3 10,9 10,4
068 066 к 0,48 0,112 0,025 3,04 2,83 0,078 0,069 605 565 3,0 2,4 6,2
Известковые сланцы
3912-3б 024 077 м 0,39 0,200 0,007 3,10 2,79 0,074 0,015 690 370 2,3 - 1,2
069 075 м 0,54 0,165 0,000 3,10 2,84 0,056 0,024 685 - - - -
022 - к 0,41 0,053 - - - - - 360 - - - -
4072-2 006 071 м 0,32 0,240 0,040 3,23 2,50 0,089 0,128 708 660 8,6 13,9 9,8
038 062 м 0,31 0,280 0,000 3,14 2,78 0,000 0,043 728 - - - -
Амфибол-биотитовый гнейс
4143-1
026 086
м м
0,51 0,50
0,152 0,200
665 705
Серия Моссель
Метапелитовые сланцы
3885-1 067 068 м 0,53 0,082 0,015 3,11 2,74 0,102 0,070 555 485 3,9 2,7
4032-1 053 046 м 0,51 0,090 0,025 3,05 2,81 0,073 0,062 570 555 3,3 2,7
032 034 к 0,46 0,070 0,018 3,01 2,88 0,058 0,065 490 510 2,0 -
4,9 5,8 4,8
Примечания. Калибровочные уравнения: геотермометры «Тьв-биотите» [27] (Вн05) и «Тьв-мусковите» [28] (М-ж:15); фенгитовый геобарометр [29, 30] (Mмs87), [31, уравнение 7] (Мспк), [29, уравнение 4] (Мк15). Позиция кристалла слюды: м - матрикс, к - контакт с гранатом. Mg#Bt - магнезиальность Mg/(Fe + Mg) биотита.
Фенгитовая термобарометрия учитывает вариации содержания Si, Fe и Mg в светлых слюдах, обусловленные чермаковским замещением А11УА1У1 = Si + (Mg, Fe2+). Согласно экспериментам [30], в области пониженных температур и повышенных давлений мусковит обогащен высококремнистым (селадонитовым) миналом. Основанное на этих экспериментах уравнение фенгитового термобарометра откалибровано для парагенезиса Ms-Ph1-Kfs-Qz и в случае вхождения фенгитовой слюды в другие ассоциации позволяет оценить нижний предел давления [30]. Более поздние версии термобарометра учитывают данные физико-химического моделирования минеральных пара-генезисов в метапелитах [31] и результаты эмпирического обобщения термобарических зависимостей состава природного и синтетического фенгита [29].
к 4
■Атомфьелла 3 Моссель
к 2
I I
■ Атомфьелла 1 Моссель
1 .1И
500 550
600 650
700 Т, °С
Атомфьелла Моссель
350 400 450 500 550 600 650 700 Т°С
250 300 350 400 450 Т °С
Рис.7. Гистограммы температурных оценок, полученных с помощью «Тьв-биотите» (а), «Тьв-мусковите» (б) и хлоритового (в) геотермометров
Для пиковых температур, рассчитанных с помощью «Тьв-мусковите» геотермометра, большинство оценок давления при образовании сланцев Атомфьелла (табл.3) заключены в интервалах 6-8,5 кбар (Мш87) или 9,5-11 кбар (МСТ08, МК15). Последний результат хорошо согласуется с показаниями гранат-плагиоклазовых термобарометров (см. табл.2). В случае сланцев Моссель аналогичные оценки (3-6 кбар) оказываются заниженными. Возможно, это связано с влиянием более поздних (относительно заключительных стадий порфиробластеза) процессов, часто способствующих перекристаллизации слюд в низкотемпературных и низкобарических условиях [30].
• Геотермобарометры, учитывающие вариации состава кальциевого амфибола. Эффективным геотермометром, предложенным для амфиболитов и амфибол-биотитовых гнейсов, является ам-фибол-плагиоклазовый. В его основу положена реакция смещенного равновесия, описывающая появление все более глиноземистого амфибола в породах, содержащих кварц и плагиоклаз, при увеличении температуры. В структуре амфибола этой реакции соответствует чермаковское замещение вида АП + Т181 = А№ + Т1А1, где □ - вакансия. Для вывода уравнения геотермометра использованы экспериментальные данные и представления о неидеальности твердых растворов амфибола и плагиоклаза [32]. Полученные с его помощью оценки температуры, при которой были уравновешены роговая обманка и плагиоклаз в изученном образце амфибол-биотитового гнейса (695-745 °С, табл.4), отличаются стабильностью и могут рассматриваться как пиковые.
Таблица 4
Результаты термобарометрии амфибол-биотитового гнейса (обр. 4143-1), полученные с использованием состава
кальциевого амфибола
б
а
4
8
3
6
1
2
0
0
в
3
2
1
0
Анализы Коэффициенты в формуле амфибола (О = 23) Т, °с Р, кбар
НЬ1 Ш Р1 А1Т1 А1М2 Т1 Fe3+ Fe2+ Mg №М4 К * НРВН94 ** °НОР84 HPL21 НР*М15 GHPQ**
041 071 016 1,75 0,67 0,093 0,83 1,25 2,13 0,179 0,135 0,110 695 620 665 8,5 8,3
042 084 047 1,92 0,66 0,105 0,64 1,63 1,94 0,019 0,289 0,138 745 660 690 9,3 8,2
043 071 047 1,75 0,64 0,097 0,65 1,54 2,07 0,015 0,261 0,163 712 640 675 8,9 9,2
101 071 047 1,91 0,67 0,131 0,70 1,46 1,99 0,104 0,219 0,161 725 645 725 8,9 9,6
102 071 016 1,79 0,72 0,078 0,59 1,79 1,80 0,0544 0,215 0,162 720 695 640 9,5 8,7
Примечания. Калибровочные уравнения, геотермометры: амфибол-плагиоклазовый [32] (НРвн94), гранат-амфибо-ловый [33] ^Щр84), «Тьв-амфиболе» [34] (HPL2l); термобарометры: амфибол-плагиоклазовый [35] (НРм15), гранат-амфибол-плагиоклаз-кварцевый [36] ^НН^). Структурная формула амфибола А(М4)2(М13)3(М2)2(Т2)4(Т1)4О22(О,ОН^)2 [20]; *, ** - геотермобарометры, показания которых взаимно согласованы.
Примерно на тех же основаниях, что и амфибол-плагиоклазовый геотермометр, построен ам-фибол-плагиоклазовый термобарометр [35]. Будучи эмпирическим, он учитывает вариации Al/Si отношения в амфиболе и сосуществующем с ним плагиоклазе в зависимости от давления. Его показания, согласованные с показаниями амфибол-плагиоклазового геотермометра, составляют 8,5-9,5 кбар.
К числу главных минералов амфиболитов и амфибол-биотитовых гнейсов относится гранат. Поэтому еще один подход к термобарометрии таких пород состоит в использовании гранат-амфибо-лового геотермометра, основанного на реакции обмена фемическими компонентами между гранатом и роговой обманкой, и гранат-амфибол-плагиоклаз-кварцевого термобарометра, базирующегося на реакции смещенного равновесия, в ходе которой (на фоне повышения давления) плагиоклаз замещается кальциевым гранатом, а высвобождающийся при этом алюминий идет на образование глиноземистого амфибола. Уравнения термобарометров откалиброваны на основе природных образцов метабазитов и учитывают неидеальность твердых растворов минералов [33, 36].
Температуры равновесия, рассчитанные с помощью гранат-амфиболового геотермометра для изученной породы, заметно меньше пиковых (620-660 °С в большинстве случаев), что может быть связано с большей подвижностью Fe и Mg в сравнении с Al в структуре амфибола при низких температурах. Косвенно на это обстоятельство указывают и показания недавно предложенного эмпирического «Ti-в-амфиболе» геотермометра [34]. Хотя наибольшие температуры, рассчитанные с его помощью, близки к пиковым (690-725 °С), другая часть температурных оценок, относящаяся к интервалу 640-675 °С, может рассматриваться как свидетельство частичной потери амфиболом относительно подвижного Ti при снижении температуры.
Оценки давления при метаморфизме, полученные с помощью гранат-амфибол-плагиоклаз-кварцевого термобарометра, те же, что и в случае амфибол-плагиоклазового (8,5-9,5 кбар). Следует отметить совпадение оценок пиковой температуры и давления, рассчитанных с помощью термобарометров, учитывающих вариации состава кальциевого амфибола, и аналогичных оценок, полученных с помощью гранат-биотитового и «Ti-в-биотите» геотермометров, GBPQ и GRIPS термобарометров (см. табл.2, 3).
Таблица 5
Представительные составы хлоритов и результаты хлоритовой геотермометрии, мас.%
Серия Атомфьелла Моссель
Образец 3912-3а 3912-3б 3885-1 4032-1
Анализ 021 037 048 053 026 027 045 058
SÍO2 23,12 26,44 26,33 23,56 24,58 25,70 24,41 25,37
TiO2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,24 0,00 0,00
A12O3 19,70 18,96 17,32 20,96 19,92 21,95 21,98 20,72
FeO* 40,66 28,69 30,89 34,48 30,32 23,61 23,58 26,94
MnO 0,16 0,10 0,45 0,75 0,22 0,00 0,00 0,00
MgO 2,73 12,33 10,90 7,37 10,27 15,24 14,80 12,90
Сумма 86,37 86,43 85,89 87,12 85,31 86,74 84,77 85,93
Коэффициенты в формуле (O = 14)
Si 2,714 2,866 2,931 2,647 2,748 2,705 2,639 2,751
A1IV 1,286 1,134 1,069 1,353 1,252 1,295 1,361 1,249
T 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000 4,000
A1VI 1,439 1,297 1,204 1,422 1,372 1,427 1,441 1,398
Fe 3,991 2,611 2,877 3,239 2,835 2,078 2,133 2,443
Mn 0,015 0,010 0,042 0,071 0,021 0,000 0,000 0,000
Mg 0,478 2,001 1,809 1,234 1,712 2,391 2,386 2,085
Сумма 5,924 5,919 5,932 5,966 5,940 5,896 5,960 5,926
T, oC 335 268 249 492 353 319 466 325
Примечание. T - температура, оцененная с помощью хлоритового геотермометра [37].
• Хлоритовый геотермометр. Эмпирической основой этого геотермометра является закономерный рост содержания А™ в хлорите при увеличении температуры [37]. Более строгий подход к решению задачи требует использования калибровочных уравнений, построенных на основе минальных реакций с участием ди- и триоктаэдрических компонентов твердого раствора хлорита. В настоящей работе использовано одно из таких уравнений, описывающее температурную зависимость реакции 2С1п + 3Sud = 4Ате + 7SiO2 + 4Н20 и построенное в предположении, что !Те = Fe2+ [38]. Температуры, рассчитанные с его помощью для изученных пород, варьируются от 250 до 500 °С (табл.5). Распределение температурных оценок отличается дискретностью: большая их часть попадает в интервал 260-370 °С, меньшая - в интервал 460-500 °С (рис.7, в). Полученный результат вместе с данными «Тьв-мусковите» геотермометрии свидетельствует о наличии в сланцах низкотемпературной ассоциации хлорита и мелкочешуйчатого мусковита (серицита). Эта ассоциация входит в состав позднего парагенезиса Ms-CЫ-Ep-Ab-Prh-Tta, характерного для низкотемпературной части фации зеленых сланцев и области перехода от зеленосланцевой к пренит-пумпеллиитовой фации.
Заключение. Проведенные исследования позволили уточнить минеральный состав и условия образования кристаллических пород Западного Ню-Фрисланда. В породах серии Атомфьелла пиковая температура и давление в ходе метаморфизма отвечали высокобарической части верхней амфиболитовой фации (690-720 °С, 9-12 кбар), в породах серии Моссель - высокобарической части нижней амфиболитовой фации (580-600 °С, 9-11 кбар). Помимо высокотемпературных пара-генезисов Ms-Bt-Grt-Pl (±Ку, St), ВШП-Р1-^-Са1 ^ср), В1-НЫ-Бр^гШ в породах обеих серий развита низкотемпературная минеральная ассоциация Ms-Chl-Ep-Ab-Prh-Ttn, образовавшаяся в условиях перехода от зеленосланцевой к пренит-пумпеллиитовой фации (260-370 °С).
По сравнению с данными предшественников [14], полученные результаты базируются на комплексе современных минеральных термобарометров, учитывающих составы возможно большего числа сосуществующих минералов. Одним из главных выводов работы является заключение о более высоком, чем считалось ранее, пиковом давлении, которое достигалось в ходе метаморфизма обеих серий.
Авторы признательны канд. геол.-минерал. наук, старшему научному сотруднику О.Л.Галан-киной (ИГГДРАН) за помощь в аналитических исследованиях.
ЛИТЕРАТУРА
1. Ашихмин Д.С., Скублов С.Г. Неоднородность состава ксенолитов мантийных перидотитов из щелочных базальтов вулкана Сверре, архипелаг Шпицберген // Записки Горного института. 2019. Т. 239. С. 483-491. DOI: 10.31897/PMI.2019.5.483
2. Корешкова М.Ю., Марин Ю.Б., Никитина Л.П. и др. Ксенолиты высокоглиноземистых пироксенитов из четвертичных базальтов о. Шпицберген - свидетельство деламинации континентальной коры // Доклады Академии наук. 2019. Т. 485. № 5. С. 604-608. DOI: 10.31857/s0869-56524855604-608
3. Никитина Л.П., Марин Ю.Б., Корешкова М.Ю. и др. Ксенолиты высокоглиноземистых пироксенитов в базальтах вулкана Сигурд, о. Шпицберген (арх. Свальбард) как индикаторы геодинамики литосферы региона в палеозое // Геология и геофизика. 2022. Т. 63. № 10. С. 1319-1340. DOI: 10.15372/GiG2022106
4. Egorov A.S., Prischepa O.M., Nefedov Y.V. et al. Deep Structure, Tectonics and Petroleum Potential of the Western Sector of the Russian Arctic // Journal of Marine Science and Engineering. 2021. Vol. 9. № 3. P. 1-26. DOI: 10.3390/jmse9030258
5. Kirsanova N., Lenkovets O., HafeezM. Issue of Accumulation and Redistribution of Oil and Gas Rental Income in the Context of Exhaustible Natural Resources in Arctic Zone of Russian Federation // Journal of Marine Science and Engineering. 2020. Vol. 8. Iss. 12. P. 1-19. DOI: 10.3390/jmse8121006
6. Кораго Е.А., Ковалева Г.Н., Щеколдин Р.А. и др. Геологическое строение архипелага Новая Земля (запад Российской Арктики) и особенности тектоники Евразийской Арктики // Геотектоника. 2022. № 2. С. 21-57. DOI: 10.31857/S0016853X22020035
7. 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
8. Prischepa O., Nefedov Y., Nikiforova V. Arctic Shelf Oil and Gas Prospects from Lower-Middle Paleozoic Sediments of the Timan-Pechora Oil and Gas Province Based on the Results of a Regional Study // Resources. 2022. Vol. 11. Iss. 1 № 3. DOI: 10.3390/resources 11010003
9. Vlasenko S.S., Sudarikov S.M. Ecological and hydrogeological state of oil and gas bearing areas of the Barents and Kara seas shelf // Caspian Journal of Environmental Sciences. 2021. Vol. 19. № 3. P. 589-595. DOI: 10.22124/cjes.2021.4954
10. Гусев Е.А., Крылов А.А., Урванцев Д.М. и др. Геологическое строение северной части Карского шельфа у архипелага Северная Земля по результатам последних исследований // Записки Горного института. 2020. Т. 245. С. 505-512. DOI: 10.31897/ PMI.2020.5.1
11. Bazarnik J., Barker A., Majka J. et al. Wstepna charakterystyka geochemiczna amfibolitow i skal ultramaficznych terrane West Ny-Friesland, polnocny Spitsbergen // Przeglqd Geologiczny. 2021. Vol. 69. № 7. P. 406-410. DOI: 10.7306/2021.24
12. Bazarnik J., Majka J., McClelland W.C. et al. U-Pb zircon dating of metaigneous rocks from the Nordbreen Nappe of Svalbard's Ny-Friesland suggests their affinity to Northeast Greenland // Terra Nova. 2019. Vol. 31. № 6. P. 518-526. DOI: 10.1111/ter.12422
13. Kosminska K., Spear F.S., Majka J. et al. Deciphering late Devonian-early Carboniferous P-T-t path of mylonitized garnet-mica schists from Prins Karls Forland, Svalbard // Journal of Metamorphic Geology. 2020. Vol. 38. P. 471-453. DOI: 10.1111/jmg. 12529
14. Сироткин А.Н., Евдокимов А.Н. Эндогенные режимы и эволюция регионального метаморфизма складчатых комплексов фундамента архипелага Шпицберген (на примере полуострова Ню Фрисланд). СПб: ВНИИОкеангеология им И.С.Грамберга, 2011. 270 с.
15. Whitney D.L., Evans B.W. Abbreviations for names of rock-forming minerals // American Mineralogist. 2010. Vol. 95. P. 185-187. DOI: 10.2138/am.2010.3371
16. АкбарпуранХайяти С.А., Гульбин Ю.Л., Сироткин А.Н., Гембицкая И.М. Эволюция состава акцессорных минералов REE и Ti в метаморфических сланцах серии Атомфьелла, Западный Ню Фрисланд, Шпицберген и ее петрогенетическое значение // Записки Российского минералогического общества. 2020. Т. 149. № 5. С. 1-28. DOI: 10.31857/S0869605520050020
17. Keller L.M., De Capitani C., AbartR. A Quaternary Solution Model for White Micas Based on Natural Coexisting Phengite-Paragonite Pairs // Journal of Petrology. 2005. Vol. 46. Iss. 10. P. 2129-2144. DOI: 10.1093/petrology/egi050
18. Золотарев А.А., Петров Т.Г., Мошкин С.В. Особенности химического состава минералов группы скаполита // Записки Российского минералогического общества. 2003. Т. 132. № 6. С. 63-84.
19. Holness M.B., Cesare B., Sawyer E.W. Melted Rocks under the Microscope: Microstructures and Their Interpretation // Elements. 2011. Vol. 7. № 4. P. 247-252. DOI: 10.2113/gselements.7.4.247
20. Leake B.E., Woolley A.R., Arps C.E.S. et al. Nomenclature of Amphiboles: Report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Minerals Names // The Canadian Mineralogist. 1997. Vol. 35. № 1. P. 219-246.
21. Holdaway M.J. Application of new experimental and garnet Margules data to the garnet-biotite geothermometer // American Mineralogist. 2000. Vol. 85. № 7-8. P. 881-892. DOI: 10.2138/am-2000-0701
22. Holdaway M.J. Recalibration of the GASP geobarometer in light of recent garnet and plagioclase activity models and versions of the garnet-biotite geothermometer // American Mineralogist. 2001. Vol. 86. № 10. P. 1117-1129. DOI: 10.2138/am-2001-1001
23. Kaneko Y., Miyano T. Recalibration of mutually consistent garnet-biotite and garnet-cordierite geothermometers // Lithos. 2004. Vol. 73. P. 255-269. DOI: 10.1016/j.lithos.2003.12.009
24. Гульбин Ю.Л. Оптимизация гранат-биотитового геотермометра. II. Калибровочные уравнения и точность оценки // Записки Российского минералогического общества. 2010. Т. 139. № 6. С. 22-38.
25. Wu Chun-Ming, Zhang Jian, Ren Liu-Dong. Empirical Garnet-Biotite-Plagioclase-Quartz (GBPQ) Geobarometry in Medium- to High-Grade Metapelites // Journal of Petrology. 2004. Vol. 45. Iss. 9. P. 1907-1921. DOI: 10.1093/petrology/egh038
26. Wu Meng-Chao, Zhao Guochun. The applicability of the GRIPS geobarometry in metapelitic assemblages // Journal of Metamorphic Geology. 2006. Vol. 24. Iss. 4. P. 297-307. DOI: 10.1111/j.1525-1314.2006.00638.x
27. HenryD.J., Guidotti C. V., Thomson J.A. The Ti-saturation surface for low-to-medium pressure metapelitic biotites: Implications for geothermometry and Ti-substitution mechanisms // American Mineralogist. 2005. Vol. 90. P. 316-328. DOI: 10.2138/am.2005.1498
28. Wu Chun-Ming, Chen Hong-Xu. Calibration of a Ti-in-muscovite geothermometer for ilmenite- and AhSiO5-bearing metapelites // Lithos. 2015. Vol. 212-215. P. 122-127. DOI: 10.1016/j.lithos.2014.11.008
29. Камзолкин В.А., Иванов С.Д., Конилов А.Н. Эмпирический фенгитовый геобарометр: обоснование, калибровка, применение // Записки Российского минералогического общества. 2015. Т. 144. № 5. С. 1-14.
30. Massonne H.-J., Schreyer W. Phengite geobarometry based on the limiting assemblage with K-feldspar, phlogopite, and quartz // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1987. Vol. 96. P. 212-224. DOI: 10.1007/BF00375235
31 . Caddick M.J., Thompson A.B. Quantifying the tectono-metamorphic evolution of pelitic rocks from a wide range of tectonic settings: mineral compositions in equilibrium // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2008. Vol. 156. P. 177-195. DOI: 10.1007/s00410-008-0280-6
32. Holland T., Blundy J. Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1994. Vol. 116. P. 433-447. DOI: 10.1007/BF00310910
33. Graham C.M., Powell R. A garnet-hornblende geothermometer: calibration, testing and application to the Pelona Schist, Southern California // Journal of Metamorphic Geology. 1984. Vol. 2. P. 31-21. DOI: 10.1111/J.1525-1314.1984.TB00282.X
34. Liao Y., Wei C., Rehman H.U. Titanium in calcium amphibole: Behavior and thermometry // American Mineralogist. 2021. Vol. 106. № 2. P. 180-191. DOI: 10.2138/am-2020-7409
35. Molina J.F., Moreno J.A., Castro A. et al. Calcic amphibole thermobarometry in metamorphic and igneous rocks: New calibrations based on plagioclase/amphibole Al-Si partitioning and amphibole/liquid Mg partitioning // Lithos. 2015. Vol. 232. P. 286-305. DOI: 10.1016/j.lithos.2015.06.027
36. Kohn MJ., Spear F.S. Two new geobarometers for garnet amphibolites, with applications to southeastern Vermont // American Mineralogist. 1990. Vol. 75. P. 89-96.
37. De CaritatP., Hutcheon I., Walshe J.L. Chlorite geothermometry: A review // Clays Clay Miner. 1993. Vol. 41. P. 219-239. DOI: 10.1346/CCMN.1993.0410210
38. Lanari P., Wagner T., Vidal O. A thermodynamic model for di-trioctahedral chlorite from experimental and natural data in the system MgO-FeO-AkO3-SiO2-H2O: applications to P-T sections and geothermometry // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2014. Vol. 167. P. 1-19. DOI: 10.1007/s00410-014-0968-8
Авторы: Ю.Л.Гульбин, д-р геол.-минерал. наук, заведующий кафедрой, https://orcid.org/0000-0003-3631-6843 (Санкт-Петербургский горный университет императрицы Екатерины II, Санкт-Петербург, Россия), С.А.Акбарпуран Хайяти, младший научный сотрудник, Akbarpuran_KhS@pers.spmi.ru, https://orcid.org/0000-0002-6089-9658 (Санкт-Петербургский горный университет императрицы Екатерины II, Санкт-Петербург, Россия), А.Н.Сироткин, д-р геол.-минерал. наук, заведующий сектором, https://orcid.org/0000-0003-2433-3953 (ВНИИОкеангеология им. И.С.Грамберга, Санкт-Петербург, Россия).
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
