CC BY
10УДК 551.71+551.72+552.5+550.4
Ш. К. БАЛТЫБАЕВ, С. Б. ЛОБАЧ-ЖУЧЕНКО (ИГГД РАН), В. В. БАЛАГАНСКИЙ (ГИ КНЦ), А. В. ЮРЧЕНКО, Ю. С. ЕГОРОВА, Е. С. БОГОМОЛОВ (ИГГД РАН)
ВОЗРАСТ И МЕТАМОРФИЗМ КРИСТАЛЛОСЛАНЦЕВ ПОБУЖСКОГО ГРАНУЛИТОВОГО КОМПЛЕКСА УКРАИНСКОГО ЩИТА -ДРЕВНЕЙШИХ ВУЛКАНИТОВ ФУНДАМЕНТА ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
Изучены метаморфизованные мафиты и ультрамафиты (кристаллосланцы) днестровско-бугской серии западной части Украинского щита в пределах Днестровско-Бугской провинции. Основная часть кристаллосланцев содержит гранат-клинопироксен-ортопироксеновые и двупироксеновые минеральные парагенезисы, относящиеся к гранулитовой фации метаморфизма. Протолитом кристаллосланцев служат вулканиты с возрастом древнее 3,2 млрд лет, что позволяет отнести их к древнейшей зеленока-менной ассоциации фундамента Восточно-Европейской платформы. Кристаллосланцы испытали неоднократные деформации и полиметаморфизм, главные метаморфические минеральные парагенезисы в них образовались или полностью переуравновесились в отношении главных и примесных элементов в палеопротерозойский этап, как это следует из U-Pb данных по циркону и Sm-Nd определению возраста граната. Пиковые условия палеопротерозойского этапа метаморфизма кристаллосланцев соответствуют давлению 7-9 кбар и температуре 780-900 °С, регрессивный тренд характеризуется сопряженным снижением давления и температуры до 4-6 кбар и 600-650 °С.
Ключевые слова: Украинский щит, кристаллосланцы, минеральные парагенезисы, гранулитовая фация метаморфизма, циркон, Sm-Nd возраст граната.
Metamorphosed mafic and ultramafic rocks of the Dniestr-Bug sequence located at the the Dniestr-Bug province were studied in the western Ukrainian shield. The most part of the basic metamorphic rocks consists of garnet-clinopyroxene-orthopyroxene and two-pyroxene assemblages of granulite facies. An age of 3 Ga or older of the volcanic rocks suggested as a protholite of the studied rocks imply the oldest greenstone association of the East-European platform. The mafic metamorphic rocks have been suffered several deformations and polymetamorphism, the main metamorphic mineral assemblages were occurred or their main and isotope elements were totally re-equilibrated during Early Proterozoic time as it follows from U-Pb data of zircon and Sm-Nd age of garnet. The peak conditions of the Proterozoic stage of metamorphism recorded in the rocks were estimated as P = 7-9 kb and T = 780-900 °C, while the regressive path is characterized by a coherent decreasing of P and T down to 4-6 kb and 600-650 °C.
Keywords: Ukrainian shield, mafic metamorphic rocks, mineral assamblages, granulate facies, zircon, Sm-Nd age of garnet.
Введение. Побужский гранулитовый комплекс расположен в западной части Украинского щита на юге Днестровско-Бугской провинции (ДБП) (рис. 1, врезка). Этот комплекс состоит из пород с широко варьирующим содержанием кремнезема, в которых доля мафитов и ультрамафитов составляет около 10% [5]. Среди мафитов преобладают пироксенсодержащие кристаллосланцы, которые слагают толщи, небольшие линзы и дайки в гней-соэндербитах [3]. Поскольку кристаллосланцы ДБП всеми исследователями региона относятся к палео-архейским образованиям [5 и ссылки к ней], то их изотопный возраст и метаморфические преобразования представляют особый интерес. Выяснение этих вопросов позволяет реставрировать ранние этапы эволюции процессов, раскрывающие особенности тектонических обстановок, и, в частности, роль и значение участия базитового вещества в образовании древней архейской коры. Многостадийная тектоно-метаморфическая история кристаллосланцев определила главную задачу исследований: установление времени и параметров метаморфизма. Рассмотрим новые материалы преимущественно по изотопной геохронологии и петрологии кристал-
лосланцев. Данные по петро- и геохимии кристаллосланцев, включая изотопную Nd-геохимию, будут представлены в статье «Происхождение кристаллосланцев побужского гранулитового комплекса Украинского щита» (С. Б. Лобач-Жученко, Н. А. Арестова, А. Б. Вревский, Ю. С. Егорова, Ш. К. Балтыбаев, В. В. Балаганский, Е. С. Богомолов, Л. М. Степанюк, А. В. Юрченко).
Аналитические методы и подходы. Анализ Sm-Nd систем пород и минералов производился с применением метода изотопного разбавления для определения концентраций самария и неодима (ИГГД РАН, ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург). В предварительно растертые навески проб добавлялись взвешенные количества растворов смешанного индикатора 149Sm—150Nd. Затем пробы разлагались в смеси азотной и плавиковой кислот. Выделение самария и неодима для изотопного анализа производилось в две ступени. Первая — катионооб-менная хроматография на смоле AG50W-X8 для отделения редкоземельных элементов от общей массы вещества пород и минералов. Вторая — экстракционная хроматография с использованием
Региональная геология и металлогения, № 58, 2014 © Ш. К. Балтыбаев, С. Б. Лобач-Жученко, В. В. Балаганский,
А. В. Юрченко, Ю. С. Егорова, Е. С. Богомолов, 2014
жидкого катионообменного экстрагента HDEHP на тефлоновом носителе.
Изотопный анализ Sm и Nd выполнялся на мультиколлекторном масс-спектрометре TRITON в статическом режиме. Коррекция на изотопное фракционирование неодима производилась при помощи нормализации измеренных значений по отношению 146Nd/144Nd 0,7219. Нормализованные отношения приводились к значению 143Nd/144Nd 0,511860 в международном изотопном стандарте La Jolla. Погрешность определения содержаний
Sm и Nd 0,5%. Уровень холостого опыта для Sm 10 и для Nd 20 пкг.
Результаты анализа параметров международного стандартного образца BCR-1: содержание Sm 6,45, Ш 28,4 мкг/г, 147Эш/144Ш 0,1383 ± 3, 143Ш/144Ш 0,512654 ± 8 (средние значения из десяти определений). Построение изохронных зависимостей и вычисление возраста пород, а также параметра еш осуществлялись по программе ISOPLOT [13] с использованием значений констант: 6,54 • 10-12 год-1, (143Ш/144Шснт) 0,512636, (147Эт/144Ш^ 0,1967
Рис. 1. Изученные кристаллосланцы на схеме геологического строения района с. Хащеватое и детальных разрезах карьера «Одесский» (Днестровско-Бугская провинция Украинского щита). Сост. В. В. Балаганский, Ш. К. Балтыбаев, С. Б. Лобач-Жученко, Л. М. Степанюк, А. В. Юрченко
Участок с. Хащеватое. 1 — гнейсоэндербиты, гнейсочарно-киты; 2 — кристаллосланцы Орх-Срх, Grt-Opx-Cpx; 3 — гранатовые гнейсы, «гранулиты»; 4 — кварциты обнажающиеся (а) и задернованные (б); 5 — граниты двуполевошпато-вые; 6 — элементы залегания (сланцеватость, линейность); 7 — вспомогательные структурные линии; 8 — обнажение и его номер.
Карьер «Одесский». А. 1—3 — днестровско-бугская серия:
1 — коренные выходы (стенки карьера), 2 — дно карьера, 3 — гнейсоэндербиты; Б. 1—4 — метабазальты (1 — железистые,
2 — глиноземистые, 3 —толеитовые, 4 — высокомагнезиальные); 5 — метакоматииты; 6—8 — кварциты (7 — гранатовые, гранат-магнетитовые и гранат-пироксеновые, 8 — магнети-товые); 9 — гнейсоэндербиты.
На врезке. Положение изученных детальных участков в структурах региона и схема тектонического строения Украинского щита: 1 — кварциты и карбонатные породы бугской серии; 2 — высокоглиноземистая толща (гнейсы силлиманитовые, кордиеритовые, гранатовые, биотитовые, амфиболовые, графитовые и графитсодержащие); 3 — основные породы (мафитовые гнейсы, кристаллосланцы, амфиболиты и габбро-амфиболиты); 4 — граниты нерасчлененные; 5 — эндербиты, мигматиты, чарнокиты; 6 — разломы.
ДБП — Днестровско-Бугская, СПП — Среднеприднепров-ская, КП — Кировоградская, ПП — Приазовская, РТП — Россинско-Тикическая, ВП — Волынская провинции. ГЗ — Голованевская, КЗ — Криворожская, ОПЗ — Орехово-Павлоградская шовные зоны
[10]. При расчетах вводились следующие значения относительных погрешностей определения Sm-Nd: 0,5% для отношения 147Sm/144Nd, 0,005% для отношения 143Nd/144Nd. Параметр eNd определялся с точностью до ±0,5. Это соответствует уровню воспроизводимости результатов Sm-Nd анализа в ИГГД РАН.
С целью избирательного растворения возможных включений, имеющих низкое отношение Sm/Nd, для исследуемых образцов гранатов применялся метод сернокислотного выщелачивания, включающий в себя обработку истертых в агатовой ступке кристаллов граната в течение 24 ч концентрированной H2SO4 при температуре 180 °С [6]. Такая обработка позволила значительно увеличить диапазон вариации отношения 147Sm/144Nd и соответственно точность датирования исследуемых объектов.
Изотопные исследования U-Pb системы циркона выполнены в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург (SHRIMP II), где также были получены анализы содержания петро-генных и редкоземельных элементов в изученных породах. Валовой состав пород установлен методом рентгеноспектрального флуоресцентного анализа, а анализ на редкие и редкоземельные элементы проводился на масс-спектрометре с индуктивно-связанной плазмой ELAN-DRC-6100.
Анализ химического состава минералов проводился в ИГГД РАН (Санкт-Петербург) на растровом электронном микроскопе JSM-6510LA с энергодисперсионным спектрометром JED-2200 (JEOL, Япония).
Для термобарометрических оценок и расчета полей устойчивости метаморфических минеральных парагенезисов использованы компьютерные методы расчета на основе программ THERIAK-DOMINO
([8] с обновлениями К. де Капитани (1995—2012 гг.), компиляция программы от 16.10.2012), WINTWQ ^2.34 ([7] с обновлением 2007 г. из интернет-ресурса http://geogratis.gc.ca/api/en/nrcan-rncan/ess-sst), THERMOCALC ([11] с обновлениями 2003—2011 гг. из интернет-ресурса http://www.metamorph.geo. uni-mainz.de/thermocalc). Использованы две широко распространенные современные термодинамические базы данных минералов и моделей твердых растворов * (Р. Берман, Л. Аранович, 1996—2005; Т. Холланд, Р. Пауэлл, 1998—2010, с обновлениями 2012 г. из интернет-ресурса http://titan.minpet. unibas.ch/).
В расчетах WINTWQ использовалась база данных В&А96 (с обновлениями и исправлениями авторов) и соответствующие этой базе модели твердых растворов для гранулитовых парагене-зисов (DEC06.SLN) (http://geogratis.gc.ca/api/en/ nrcan-rncan/ess-sst).
Краткая геологическая характеристика и структурное положение кристаллосланцев, изотопные данные о возрасте протолита и времени метаморфизма кристаллосланцев. Кристаллосланцы изучены на двух участках ДБП: по левому берегу р. Южный Буг в районе с. Хащеватое (рис. 1) (48°17' с.ш., 29°56' в.д.) и в карьере «Одесский» (48°13' с.ш., 29°59' в.д.), в северной части которого кристаллосланцы слагают небольшую тектоническую линзу (рис. 1, врезка).
При детальном изучении разрезов карьера «Одесский» вместе с кристаллосланцами были обнаружены прослои метаморфизованных осадочных пород, представленных мономинеральными кварцитами, гранатовыми, гранат-пироксеновыми и магнетит-пироксеновыми кварцитами и гнейсами. В районе с. Хащеватое кристаллосланцы изучены в двух обнажениях, в одном из них они контактируют с пачкой метаморфизованных железистых осадков (обн. UR86, рис. 1). Участие в строении единого разреза вместе с кристаллосланцами также и метаморфизованных осадков указывает на то, что протолитом кристаллосланцев были скорее всего вулканические породы.
Кристаллосланцы испытали несколько этапов деформаций и метаморфизма. В карьере «Одесский» преобладает субширотное направление сланцеватости и полосчатости вулканогенно-осадочных пород, но внутреннее строение толщи супракру-стальных пород характеризуется тектонически осложненным линзовидным строением. Ни осадочные породы, ни различные по составу кри-сталлосланцы не прослеживаются по простиранию в субширотном направлении, что отражает сложную тектоническую и метаморфическую историю всей вулканогенно-осадочной толщи.
* В расчетах использовались модели смешения растворов: двухкомпонентная (шпинель-герцинит) идеальная для шпинели на основе базы данных JUN92 ([7] с модификацией К. де Капитани) (см. выше); четырехкомпонентная (пироп-гроссуляр-альман-дин-спессартин) для граната ^и№2), трехкомпонентная (аль-бит-анортит-калишпат) для полевого шпата; трехкомпонентная (флогопит-аннит-Ми-биотит) для биотита ^и№2); четырехкомпонентная (мусковит-парагонит-Fe-селадонит-Mg-селадонит) для белой слюды, модификация Л. Келлера на основе JUN92, двухкомпонентная (Fe-Mg) идеальная для кордиерита и четырехкомпонентная (амезит-пеннин-Fe-амезит-Fe-пеннин) (JUN92), шестикомпонентная для ортопироксена на основе модификации JUN92 Ж. Ханзикером, трехкомпонентная (диопсид-геденбергит-жадеит) для клинопироксена на основе JUN92.
Наблюдаемые в кристаллосланцах района карьера «Одесский» субширотные плоскостные структуры соответствуют нескольким этапам деформаций архейского и палеопротерозойского времени. Ранние деформации сопровождались образованием линейности, близкой к вертикальной, поздние — горизонтальной линейностью. К одному из ранних этапов деформаций относится формирование местами тонкой полосчатости, определяемой в основном развитием амфибола и биотита за счет более ранних пироксенов. По-видимому, этот этап деформации архейский (~2,9 млрд лет), судя по геологическим соотношениям с некоторыми датированными породами региона, а также в соответствии с полученным U-Pb возрастом циркона (см. ниже). Полосчатость сминается вблизи тектонического контакта с гнейсоэндербитами в широкие складки с пологими шарнирами, которые в свою очередь секутся крутой субширотной сланцеватостью. Последний этап деформаций проявлен широко и сопровождается кристаллизацией граната, который, как будет показано ниже, имеет палеопротерозойский возраст. Наблюдаются и более поздние тонкие зоны милонитизации, сложенные тонкозернистым амфиболом. Ассоциации минералов, образованные на палеопротерозойском этапе, преобладают, их РТ параметры рассмотрены ниже.
Время формирования изученной части супра-крустального комплекса определяется следующими данными. Линза кварцита, расположенная среди кристаллосланцев (пр. UR82/6, карьер «Одесский»), содержит разновозрастные детритовые цирконы, анализ которых позволяет оценить нижнюю границу образования вулканитов не древнее чем 3,5—3,4 млрд лет [1]. TDMNd для пяти образцов кварцитов от 3,37 до 3,5 млрд лет (наши неопубликованные данные). Верхним возрастным ограничением времени формирования кристал-лосланцев служит присутствие включения в виде ксенолита деформированного кристаллосланца в гнейсоэндербитах с возрастом 3,1 млрд лет (Zrn, SHRIMP II) [2]. Возраст от 3,5-3,4 до 3,1 млрд лет, полученный U-Pb датированием циркона [1, 2], совпадает с оценкой модельного возраста вулканитов по изотопному составу неодима [1] и позволяет ограничить нижнюю возрастную границу формирования вулканогенно-осадочных пород.
Анализ изотопного состава Nd (табл. 1) показывает, что у трех образцов кристаллосланцев eNd (3,4 Ga) находится в пределах 1,1-1,6, а наименее измененный кристаллосланец UR17/16 имеет eNd (3,4 Ga) = 1,1. Эти значения близки к значению 1,2, которое на линии эволюции DM [9] соответствует возрасту 3,4 млрд лет.
Таким образом, U-Pb возраст детритовых цирконов из кварцитов и TDMNd осадков позволяют ограничить время формирования изученной вул-каногенно-осадочной толщи 3,4-3,2 млрд лет, а Sm-Nd данные кристаллосланцев соответствуют модельному возрасту 3,4 млрд лет.
Время протерозойского этапа метаморфизма, наложенного на протолит кристаллосланцев, определялось U-Pb и Sm-Nd методами (рис. 2, б, табл. 1, 2). U-Pb SHRIMP возраст циркона измерен для кристаллосланца UR82/4 (карьер «Одесский»). Был проанализирован U-Pb изотопный состав восьми зерен циркона в десяти точках. Все зерна округлой или овальной формы, существенно дис-
кордантны (6—11, одно 17%). Зерна различаются по свечению в КЛ и по этому признаку разбиты на две группы.
В первой цирконы характеризуются сильным свечением, есть единичные зерна с секториальной зональностью, а также имеющие строение «елочки». В одном из зерен отмечена также слабая осцил-латорная (реликтовая?) зональность. Зерно с сек-ториальной зональностью имеет максимальный 207РЬ/206РЬ возраст 3084 млн лет, дискордантность 6%. Все светлые в КЛ зерна характеризуются низкими (менее 100 ррт) содержаниями и и ТЬ Эти цирконы по форме, внутреннему строению и низким содержаниям и и ^ могут рассматриваться как гранулитовые.
Вторая группа цирконов — темная, не прозрачная в КЛ. Они отличаются более высокими содержаниями и 145—875 и ^ 33—137 ррт и характеризуются несколько меньшим 207РЬ/206РЬ возрастом (~2,6 млрд лет), а также большой дискордантно-стью. Некоторые темные зерна имеют светлые каймы. 207РЬ/206РЬ возраст этих кайм определяется как раннепротерозойский, хотя и с большой погрешностью.
Для цирконов обеих групп возраст по 207РЬ/206РЬ отношению находится в диапазоне 3084—2225 млн лет. Надо отметить, что и-РЬ система цирконов сильно нарушена, поэтому фигуративные точки проанализированных цирконов в основном находятся вне кривой конкордии. Построенная по всем точкам дискордия пересекает конкордию у верхнего значения 2958 ± 85 млн лет; MSWD = 2,3 (рис. 2, а). Исходя из этого, можно с некоторой долей условности предполагать проявление мезоархейского этапа метаморфизма. В то же время очевидно, что наблюдаемый разброс фигуративных точек проанализированных зерен циркона (рис. 2, а) свидетельствует о значительном и, возможно, неоднократном нарушении и-РЬ системы цирконов. Судя по значению нижнего пересечения дискордии с конкордией, наиболее сильно проявившийся процесс, вызвавший дискордантность возраста, был палеопротеро-зойским. В пользу этого говорит и время (1741 ± ± 150 млн лет), определенное по нижнему пересечению дискордии с конкордией, которое, несмотря на большую погрешность, совпадает с Sm-Nd возрастом граната 1747 ± 11 млн лет (рис. 2, б, табл. 2). Вероятно, полученный нами возраст указывает на завершающие стадии палеопротерозойской эндогенной активности, когда температура достигла значения, соответствующего закрытию Sm-Nd системы в гранате (по разным оценкам минимальная около 600 °С), потому что известные для пород региона изотопные данные указывают на пик протерозойской переработки 1,9—2,0 млрд лет. Выявлен, в частности, возраст циркона 1992 млн лет из линзовид-ного тела эндербита, апофиза которого сечет дайку кристаллосланца с возрастом циркона 1,95 млрд лет (карьер «Казачий Яр», находящийся в непосредственной близости к карьеру «Одесский»). Помимо этого, практически во всех породах, в обоих карьерах, наряду с мезо- и палеоархейскими значениями возраста, содержится циркон с возрастом 1,96—1,93 млрд лет. Цирконы палеопротерозойского возраста 1,98—1,91 млрд лет в различном жильном материале пегматитов и гранитов выявлены и в соседнем с «Одесским» «Графитовом» карьере [3]. Известны монациты с возрастом 2034—2040 млн лет в чарноките карьера г. Гайворон и гранат-биотито-
U-Pb изотопный анализ циркона кристаллосланца UR82/4
Таблица 1
Номер анализа 206РЬс, % и, ррт Т^ ррт 238и 206рь* ррт 238и/ 206РЬ ±% 207РЬ/ 206РЬ ±% 238и/ 206рь* ±% 207РЬ*/ 206рь* ±% 207РЬ*/ 235и ±% 206рь*/ 238Ц" ±% согг
1.1 0,24 49 11 0,23 17,2 2,474 1,7 0,1533 1,5 2,48 1,7 0,1512 1,7 8,4 2,4 0,403 1,7 0,71
2.1 0,17 53 13 0,26 20,4 2,229 1,8 0,1747 4,5 2,233 1,8 0,1733 4,6 10,69 4,9 0,4476 1,8 0,36
3.1 0,01 872 137 0,16 383 1,958 1,4 0,2003 1 1,958 1,4 0,2002 1 14,1 1,7 0,5108 1,4 0,81
3.2 - 93 36 0,40 27,5 2,911 1,6 0,1377 1,2 2,904 1,6 0,1398 1,5 6,64 2,2 0,3445 1,6 0,73
4.1 0,00 145 33 0,24 59,3 2,105 1,5 0,194 2,6 2,105 1,5 0,194 2,6 12,71 3 0,4751 1,5 0,51
4.2 0,22 338 146 0,45 133 2,18 2,1 0,18345 0,5 2,184 2,1 0,1815 0,59 11,45 2,2 0,4575 2,1 0,96
5.1 - 286 77 0,28 118 2,077 1,4 0,1923 0,71 2,076 1,4 0,1928 0,72 12,81 1,6 0,4819 1,4 0,89
8.1 0,00 2265 251 0,11 893 2,179 1,4 0,1774 0,94 2,179 1,4 0,1774 0,94 11,22 1,7 0,4589 1,4 0,84
6.1 0,06 26 4 0,17 15 1,503 2 0,2352 1,4 1,504 2 0,2346 1,4 21,51 2,4 0,665 2 0,82
7.1 0,00 569 106 0,19 216 2,265 1,5 0,1752 3,6 2,265 1,5 0,1752 3,6 10,66 3,9 0,4414 1,5 0,38
Примечание. РЬс, РЬ" — содержание обыкновенного и радиогенного свинца. Ошибки приведены с погрешностью до 1о.
Таблица 2
Sm-Nd изотопный анализ граната кристаллосланца
Номер анализа Образец Бт, ррт ррт 147Бт/144Ш 143№/144№ млн лет 1800 млн лет
1 ТО82/4-1А фр. 0.1 4,391 17,31 0,1533 0,512148+8 2520 2260
2 ТО82/4 фр. 0.1 2,884 2,545 0,6863 0,518534+17 -
3 ТО82/4 гранат Н 2,530 1,180 1,3004 0,525327+8 -
Примечание. фр. — фракция, мм. Н — после выщелачивания в соляной кислоте.
Рис. 2. Графики изотопного анализа U-Pb, Sm-Nd систем в цирконе и гранате
а — диаграмма с конкордией для популяции цирконов, преобразованных в палеопротерозойский этап метаморфизма. Цифры при эллипсах соответствуют номерам проанализированных точек, приведенных в табл. 2; б — двухточечная диаграмма Sm-Nd изотопного состава граната: вал ^г) — гранат после сернокислотной обработки (табл. 2). Образец UR82/4
вом гнейсе с. Хащеватое. В регионе также выявлены монациты с возрастом 1858 ± 1 млн лет, как, например, из кварцита кошаро-александровской свиты бугской серии [3].
Таким образом, изотопный возраст циркона пр. иЯ82/4 предположительно определяет мезо-архейский возраст одного из ранних этапов мета-
морфизма, что должно свидетельствовать о более древнем, чем 2,9—3,0 млрд лет, возрасте протоли-та (кристаллосланцев). Палеопротерозойский этап метаморфизма кристаллосланца определяется по нижнему пересечению дискордии с конкордией и совпадающей с такой оценкой Бт^ё возрастом метаморфического граната.
Минеральный состав и условия метаморфического преобразования кристаллосланцев. Изученные кристаллосланцы карьера «Одесский» характеризуются минеральным составом, который определяется как исходным валовым составом пород, так и наложенными РТ условиями метаморфического преобразования. Минеральный состав изученных метабазальтов и метакоматиитов, по данным петрографического определения, приведен в табл. 3.
Следует отметить, что в основном распространены двупироксеновые кристаллосланцы, которые прямо указывают на условия гранулитовой фации метаморфизма. Гранат присутствует только в наиболее богатых железом метабазальтах,
или точнее, в породах, имеющих повышенное ^е + Al)/Mg отношение. Во всех изученных (ранних) минеральных парагенезисах метабазальтов практически отсутствуют гидроксилсодержащие минералы, а выявленные небольшие количества биотита, амфибола чаще всего развиваются по клино- и ортопироксенам (биотит, иногда и по гранату) как вторичные фазы. В редких случаях встречается биотит, который пространственно отдален от других железомагнезиальных минералов (как правило, это единичные зерна), в таких случаях, возможно, он относится к раннему парагенезису. Полевые шпаты встречаются в менее Fe-Mg разновидностях кристаллосланцев. Содержание рудного минерала достигает 10 об.% и более; судя
Таблица 3
Минеральный состав пород по данным петрографического изучения
Номер образца/ минерал Grt Bt Opx Cpx Amph Ol Pl Kfs Qtz R Ser Sos Ms Chl
Железистый метабазальт
UR82/9 - 3-5 20-25 10-15 3-5 - 30-45 - + 5 - - - -
UR82/5 10-15 - 10 10-15 15-20 - 25 + + 10 - - - -
UR89/8 15-20 - 5-10 20-25 2-3 - 25-35 + + 10 - - - -
UR82/4 15-20 - 5-10 20-25 2-3 - 25-35 + + 10 - - - -
UR93/4 15-20 - 5-10 20-25 2-3 - 25-35 + + 10 - - - -
UR93/8 15-20 - 5-10 20-25 2-3 - 25-35 + + 10 - - - -
Толеитовый метабазальт
UR89/3 15 - 15 10-15 5 - 20-30 + + 5-7 + + Ед.з. -
17-1 7 - 15 10 10-12 - 20-30 + + 5-7 + + Ед.з. -
17-7 10-15 - 15 10 15 - 20-30 + + 5-7 + + Ед.з. -
17-9 15 - 15 10 5 - 20-30 + + 5-7 + + Ед.з. -
Глиноземистый метабазальт
UR86 - Ед.з. 5-10 15-25 10 - 25-35 + 1-5 - - - -
UR 94/ - - Ед.з. 15-20 20 - 30 5-10 + 8-10 - - - -
3-2011
Высокомагнезиальны й метаб азальт
UR89/1 - - ? 15-20 20 20-30 5-10? + 8-10 - - - -
UR93 - - ? 15-20 20 20-30 5-10? + 8-10 - - - -
UR89/9 - - 5-10 15-20 15-20 20-30 5? + 5 + - - -
UR89/16 - - 5-10 15-20 15-20 20-30 5? + 5 + - - -
UR91/1 - 1-2 15-20 15-20 1-3 25-35 - + 5 - - - -
Метакоматиит
UR82/7 - - 15 25 30-35 15 - - - 5 - - - 5
17/16 - - 20 30-40 10-15 - - - - 5 - - - -
UR89/19 - - 15-20 20-25 30-40 - - - - 10 - - - -
UR89/20 - - 15-25 20-25 30-35 - - - - 10-15 - - - -
17/10 - 3-5 10 10-20 65 - 1-3 - - 1-3 - - - -
Примечание. Группы пород выделены по химическому составу, их обсуждение приводится в статье «Происхождение кристаллосланцев побужского гранулитового комплекса Украинского щита». Содержания минералов в об.%. Знак плюс (+) обозначает, что указанный минерал может присутствовать в шлифе, Ед.з. — единичные зерна.
Приняты следующие сокращения названий минералов и миналов: ab — альбит, alm — альмандин, Amph - амфибол, an — анортит, ann — аннит, Bt - биотит, Chl - хлорит, Cpx - клинопироксен, en — энстатит, fs — ферросилит, Fsp - полевой шпат, gkl — гейкилит, gr — гроссуляр, Grt - гранат, hem — гематит, Ilm (ilm) — ильменит, Kfs - калиевый полевой шпат, Ms - мусковит, Ol - оливин, Opx - ортопироксен (гиперстен), or — ортоклаз, phl — флогопит, Pl - плагиоклаз, Qtz - кварц, ppn — пирофанит, prg — паргасит, prp — пироп, R - рудный, Ser - серицит, Sos - соссюрит, sps — спессартин, wo — волластонит, Zrn - циркон.
по данным электронного микрозондового анализа, это чаще всего ильменит или магнетит. В качестве акцессориев встречаются сульфиды железа, циркон, апатит, рутил, в одном случае бастнезит, карбонат.
В некоторых ключевых метабазальтах изучен химический состав минералов (табл. 4). Отмечается близость составов одноименных минералов по содержанию основных компонентов, хотя есть и некоторые особенности, о которых сказано ниже.
Клинопироксены относятся к диопсидам: средний состав близок к еп(~0,36^(0,13-0,17)шо(~0,47). Они часто встречаются в срастаниях с ортопироксе-ном и гранатом. Несмотря на некоторую изменчивость состава (например, #mg = 0,60-0,74, табл. 4), какая-либо правильная зональность в диопсидах не выявлена.
Ортопироксены ферросилит-энстатитового ряда (#mg ~ 0,52-0,58, табл. 4), с содержанием глинозема от 0,7 до 1,5 вес.%. Отмечается незначительное, но устойчиво повышенное содержание Мп (0,20,4 вес.%) в ортопироксенах из парагенезиса, где не встречается гранат (в последнем случае содержание Мп обычно не превышает 0,2 вес.%).
Гранаты пироп-гроссуляр-альмандинового состава: ~ргр(15-19); вг(19-20); а1т(59-65); sps(1); внутренняя композиционная зональность в них не проявлена (табл. 4).
Плагиоклазы с содержанием анортитовой молекулы 40-47%, в одном зерне (обр. иЯ82-4) обнаружен плагиоклаз с ап 68% (табл. 4).
Биотиты аннит-флогопитового ряда (#mg = 0,53-0,55) с содержанием ТЮ2 от 5,5 до 6,5 вес.% (табл. 4).
Амфиболы, имеющие по сравнению с другими минералами наибольший диапазон составов, классифицируются [12] как магнезиальные и железистые паргаситовые роговые обманки (табл. 4); встречены отдельные зерна жедрита и антофиллита.
Имеющийся набор метаморфогенных минералов позволяет провести термо- и барометрические оценки с применением разных подходов.
На основе программы ТНЕШАК^ОМШО с термодинамической базой данных [11] рассчитаны поля устойчивости минеральных парагене-зисов для реальных валовых химических составов пород. Наибольший интерес представляло сравнение гранатсодержащих и безгранатовых ассоциаций с целью установления РТ ограничений для появления критических Grt-Opx-Cpx и Opx-Cpx парагенезисов. Были выбраны химические составы метабазитов, отвечающие таким минеральным парагенезисам (обр. иЯ82-4, иЯ82-9). Из расчетов с использованием состава наиболее железистого (гранатсодержащего) метабазальта (рис. 3) вытекает, что парагенезис граната с двумя пироксенами возможен при достаточно высоких давлениях от 7 кбар и выше для температурного диапазона гранулитовой ступени метаморфизма. Для наблюдаемого раннего парагенезиса минералов в железистых метабазальтах +
+ Cpx + Opx + Pl + Щ + Qtz ± Bt) параметры метаморфизма определяются как Т 780-900 °С и Р 8-10 кбар. В зависимости от величины активности воды температурная устойчивость биотита значительно варьирует: он может сохраняться примерно до 900 °С, если активность
воды (аН2О) равна 1 или разлагается, начиная с ~700 °С с образованием калиевого полевого шпата (и ортопироксена) при аН2О ~ 0,3 (рис. 3). Низкая активность Н2О обычно предполагается для гранулитовой ступени метаморфизма, точный расчет величины активности воды для рассматриваемых пород затруднителен из-за отсутствия равновесных составов, включающих водосодержа-щие минералы. Отметим, что расчеты указывают на появление калиевого полевого шпата только при распаде биотита, который служит основным поставщиком калия для образования кб. Строго говоря, нельзя исключить появление в метаморфической системе добавки калия извне при поступлении растворов и/или гранитных расплавов. В таком случае в метабазальтах образование калиевого полевого шпата можно ожидать как результат протекания следующих вероятных реакций:
Bt + 3Qtz = 3Opx + Kfs +H2O,
Bt + 18 Qtz + 3an(P) + 3(K20) = = 3Cpx + 7 Kfs + Н2О,
prg(Amph) + 4 Qtz + 0.5(К20) = Kfs + + an(Pl) + 3Opx + Cpx + H2O + 0.5(Na20).
(1) (2) (3)
Возможность третьей реакции определяется неустойчивостью амфибола при появлении двупирок-сен-калишпатового парагенезиса, что подтверждается нашими расчетами в THERIAK-DOMINO с использованием состава другого (более магнезиального и безгранатового) парагенезиса. В целом имеет место аналогичная предыдущему расчету картина, но для появления граната потребовалось более высокое давление от 8,5 до 9—10 кбар в зависимости от принятой температуры образования граната. Этот расчет вполне согласуется с природными наблюдениями гранатсодержащих парагенезисов в породах с разным Fe/Mg отношением. Для иллюстрации влияния Fe/Mg отношения на возникновение гранатсодержащих парагенезисов проведен расчет для системы с широкой вариацией этих элементов (рис. 4). Для некоторого диапазона состава пород Fe/Mg отношение у них меняется от 0,69 до 0,39, а реальный образец имеет Fe/Mg 0,51 и показан стрелкой у основания диаграммы (рис. 4), определены нижние границы давления, при котором может образоваться гранат от ~7,8 кбар у наиболее железистого состава и 9,8 кбар у наиболее магнезиального. Из этих данных следует, что отсутствие граната при умеренно магнезиальных составах породы можно объяснить тем, что давление минералообразования вряд ли было намного выше 9—10 кбар.
Совместный расчет по программе THERIAK-DOMINO полей устойчивости метаморфических минеральных парагенезисов и сопоставление результатов с наблюдаемыми парагенезисами в ме-табазитах позволяют ограничить условия метаморфизма примерным диапазоном Р от 7 до 9 кбар и Т от 780 до 900 °С.
Методами расчета равновесных реакций на базе программ WINTWQ и THERMOCALC установлено, что химические составы минералов в основном не отвечают условиям равновесия в рамках критериев, принятых в вышеназванных методиках. Это проявляется в отсутствии устойчивых пересечений
Выборочные химические
Компоненты UR82/10 UR82/4 Ш82/9
Орх Орх Орх Орх Орх* Орх Орх Орх Орх Орх Орх Орх Срх Срх
022 023 025 026 033 057 072 079 023 002 012 053 011 005
SiO2 51,75 52,21 51,91 51,81 51,93 52,36 52,48 52,28 51,23 51,59 52,23 52,59 51,78 51,81
тю2 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
А2О3 1,51 1,07 1,46 1,55 1,40 1,26 0,83 0,73 1,49 1,36 1,03 0,67 2,05 2,16
Сг2О3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
FeO 28,46 28,23 28,37 27,38 28,47 26,81 27,29 27,91 28,83 28,38 25,72 26,93 10,33 11,46
МпО 0,16 0,13 0,00 0,00 0,00 0,23 0,18 0,19 0,26 0,29 0,40 0,24 0,00 0,22
MgO 17,82 18,15 17,91 18,88 17,65 18,91 18,89 18,49 17,72 17,94 20,14 19,09 12,64 12,05
СаО 0,30 0,21 0,35 0,38 0,55 0,43 0,33 0,40 0,47 0,44 0,48 0,48 22,72 21,90
Na2O 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,48 0,40
К20 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Сумма 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0
Соотношение
Si4+ 1,98 1,99 1,98 1,97 1,98 1,99 1,99 1,99 1,97 1,97 1,98 2,00 1,95 1,96
т.4+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
А13+ 0,07 0,05 0,07 0,07 0,06 0,06 0,04 0,03 0,07 0,06 0,05 0,03 0,09 0,10
Сг3+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe2+ 0,91 0,90 0,91 0,87 0,91 0,85 0,87 0,89 0,93 0,91 0,81 0,86 0,33 0,36
Мп2+ 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01
Mg2+ 1,02 1,03 1,02 1,07 1,01 1,07 1,07 1,05 1,01 1,02 1,14 1,08 0,71 0,68
Са2+ 0,01 0,01 0,01 0,02 0,02 0,02 0,01 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,92 0,89
Na+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,03
К+ 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
XMg 0,53 0,53 0,53 0,55 0,53 0,56 0,55 0,54 0,52 0,53 0,58 0,56 0,69 0,65
Компоненты UR82/9 UR82/10 UR82/9 UR82/4 Ш82/10
Amph 11т 11т 11т 11т Gгt Gгt Gгt Gгt* Gгt Gгt Gгt Gгt
050 008 014 017 008 001 006 031 046 002 004 005 021
SiO2 43,02 0,00 0,00 0,00 0,00 37,82 37,70 38,26 37,63 37,89 37,83 38,02 37,86
тю2 1,85 51,29 52,88 51,62 49,60 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
А2О3 12,42 0,00 0,00 0,00 0,00 21,27 21,24 21,31 21,31 21,68 21,63 21,24 21,07
Сг2О3 0,15 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
FeO 15,77 48,41 45,22 48,06 48,58 28,22 28,96 28,06 28,04 29,37 29,81 29,66 30,44
МпО 0,00 0,00 1,53 0,00 1,32 0,47 0,72 0,56 0,60 0,40 0,44 0,47 0,59
MgO 10,77 0,00 0,00 0,00 0,50 4,71 4,17 4,85 4,78 5,41 4,89 5,18 4,73
СаО 12,59 0,00 0,00 0,00 0,00 7,50 7,22 6,96 7,64 5,25 5,40 5,43 5,31
№2О 1,33 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
К2О 1,87 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Сумма 99,77 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0
Соотношение
Si4+ 6,34 0,00 0,00 0,00 0,00 2,98 2,98 3,00 2,97 2,98 2,98 3,00 3,00
т.4+ 0,21 0,98 1,00 0,98 0,96 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
А13+ 2,16 0,00 0,00 0,00 0,00 1,98 1,98 1,97 1,98 2,01 2,01 1,97 1,97
Сг3+ 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe2+ 1,94 1,03 0,95 1,02 1,04 1,86 1,92 1,84 1,85 1,93 1,97 1,95 2,01
Мп2+ 0,00 0,00 0,03 0,00 0,03 0,03 0,05 0,04 0,04 0,03 0,03 0,03 0,04
Mg2+ 2,37 0,00 0,00 0,00 0,02 0,55 0,49 0,57 0,56 0,63 0,57 0,61 0,56
Са2+ 1,99 0,00 0,00 0,00 0,00 0,63 0,61 0,59 0,65 0,44 0,46 0,46 0,45
№+ 0,38 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
К+ 0,35 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
XMg 0,55
Пт 0,98 0,97 0,99 0,89 0,60 0,63 0,61 0,60 0,64 0,65 0,64 0,66
ррп 0,00 0,03 0,00 0,03 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
вк1 0,00 0,00 0,00 0,02 0,18 0,16 0,19 0,18 0,21 0,19 0,20 0,18
Иет 0,02 0,00 0,01 0,07 0,21 0,20 0,19 0,21 0,15 0,15 0,15 0,15
* Составы минералов, использованные для расчета РТ по программе расчета равновесий WINTWQ (рис. 5).
Таблица 4
составы минералов
Ш82/4 Ш82/4
Срх Срх Срх Срх Срх* Срх В1 В1 В1* В1 Amph Amph Amph Amph
004 072 082 084 085 089 020 021 064 065 015 077 051 054
51,89 52,48 53,30 52,06 53,18 52,69 36,87 37,44 38,09 38,40 45,39 52,86 42,14 43,45
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 6,49 5,41 5,51 5,72 1,16 0,00 1,99 1,72
2,29 1,84 1,16 1,65 1,28 2,15 15,26 15,42 14,61 14,43 14,96 17,57 13,49 12,43
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,17 0,26 0,17 0,19 0,00 0,00 0,00 0,24
10,21 9,25 8,61 9,73 9,31 11,24 18,74 18,33 18,86 18,18 28,42 9,90 18,20 16,67
0,12 0,14 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,14 0,00 0,94 0,00 0,00 0,00
12,20 12,60 13,60 12,91 13,41 12,20 11,76 12,55 12,76 12,62 4,39 6,04 8,90 10,35
22,86 23,30 23,07 23,28 22,55 21,33 0,00 0,00 0,00 0,00 1,88 10,57 12,09 12,18
0,43 0,40 0,26 0,37 0,27 0,39 0,00 0,00 0,00 0,00 0,48 2,97 1,71 1,45
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 10,52 10,47 9,76 10,36 0,00 0,09 1,36 1,42
100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 99,81 99,88 99,90 99,90 97,62 100,0 99,88 99,91
катионов
1,95 1,97 1,99 1,96 1,98 1,98 2,69 2,72 2,76 2,78 6,84 7,22 6,25 6,39
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,36 0,30 0,30 0,31 0,13 0,00 0,22 0,19
0,10 0,08 0,05 0,07 0,06 0,10 1,31 1,32 1,25 1,23 2,66 2,83 2,36 2,15
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,02 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,03
0,32 0,29 0,27 0,31 0,29 0,35 1,15 1,11 1,14 1,10 3,58 1,13 2,26 2,05
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,12 0,00 0,00 0,00
0,68 0,70 0,76 0,72 0,75 0,68 1,28 1,36 1,38 1,36 0,99 1,23 1,97 2,27
0,92 0,94 0,92 0,94 0,90 0,86 0,00 0,00 0,00 0,00 0,30 1,55 1,92 1,92
0,03 0,03 0,02 0,03 0,02 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,14 0,79 0,49 0,41
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,98 0,97 0,90 0,96 0,00 0,02 0,26 0,27
0,68 0,71 0,74 0,70 0,72 0,66 0,53 0,55 0,55 0,55 0,21 0,52 0,47 0,53
Ш82/4 Ш82/9 Ш82/4 Ш82/9
Fsp Fsp Fsp Fsp Р1 Р1* Р1 Р1 Р1 Р1 Р1 Р1
026 027 061 060 074 008 034 090 016 063 025 038
63,95 63,97 62,73 63,46 49,79 57,04 55,52 56,37 55,97 56,43 56,79 57,08
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
19,25 18,82 20,11 19,69 31,79 27,31 28,28 27,69 28,27 27,73 27,57 27,64
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
0,00 0,00 0,01 0,03 0,52 0,08 0,00 0,00 0,14 0,00 0,04 0,00
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
0,00 0,00 0,00 0,00 14,19 8,64 9,88 9,26 9,44 8,79 8,86 8,43
0,86 0,54 1,54 1,10 3,57 6,73 6,11 6,47 6,07 6,81 6,52 6,68
15,43 15,97 13,69 15,12 0,15 0,20 0,21 0,21 0,11 0,24 0,22 0,17
99,5 99,3 98,1 99,4 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0 100,0
катионов
2,96 2,98 2,93 2,94 2,28 2,56 2,50 2,53 2,51 2,54 2,55 2,56
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
1,05 1,03 1,11 1,08 1,71 1,44 1,50 1,47 1,50 1,47 1,46 1,46
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
0,00 0,00 0,00 0,00 0,70 0,42 0,48 0,45 0,45 0,42 0,43 0,40
0,08 0,05 0,14 0,10 0,32 0,59 0,53 0,56 0,53 0,59 0,57 0,58
0,91 0,95 0,82 0,90 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
ап 0,00 0,00 0,00 0,00 0,68 0,41 0,47 0,44 0,46 0,41 0,42 0,41
аЬ 0,08 0,05 0,15 0,10 0,31 0,58 0,52 0,55 0,53 0,58 0,56 0,58
ог 0,92 0,95 0,85 0,90 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Ви1к(1 >= 51(47.821ЛЦ1 б. 54)РЁ(10.4Э)МС(а.в6)СА(В.37 )НА{4 .ЭВ]К(й.7ОД?)Н(6)
1 т I г [ 1 I 1 1 т
500 600 700 800 900 1000
Температура, *С
Рис. 3. РТ диаграмма с указанием полей устойчивости минеральных парагенезисов метабазитов
Сплошными линиями показаны поля появления (+) или исчезновения (—) минерала в соответствующем минеральном парагенезисе. Для биотита (Ш) показаны две области предельной устойчивости с повышением температуры, но с разной активностью воды в системе (аН2О 0,3 и 1)
трех или более независимых реакций в определенном узком РТ диапазоне. Обращает на себя внимание и то, что не все расчетные составы твердых растворов совпадают с наблюдаемыми, например, магнезиальность Opx несколько ниже 0,42—0,46 (рис. 3) для предполагаемого РТ диапазона формирования пород по сравнению с реальными составами. В отдельных случаях (рис. 5) удается выявить составы минералов, которые показывают РТ условия образования, совпадающие с оценками по расчету ТНЕЫАК^ОМШО. Как нам представляется, практическое отсутствие равновесных «пучков» минальных реакций говорит об изменении состава минералов при неоднократных тектонотермальных событиях, о которых, в частности, свидетельствуют нарушения И-ТИ-РЬ системы цирконов из кристаллосланцев карьера «Одесский». В связи с этим использование валового состава породы для расчета РТ условий метаморфизма может оказаться более надежным
в силу большей уверенности в сохранности валового химического состава породы, несмотря на перераспределение химических компонентов между минералами (в основном это касается перераспределения Бе и Mg между минералами при высоких постпиковых температурах).
Несмотря на широкие вариации средних Р и Т, методы расчета по WINTWQ и THERMOCALC все же подтверждают условия высокотемпературного (от 700 °С и выше) и относительно высокобарного (7 кбар и выше) метаморфического преобразования базитов. Расчет РТ диапазона метаморфизма с привлечением наложенного амфибола указывает на тенденцию последующего снижения давления до 4—6 кбар и температуры до 600-650 °С.
Заключение. Возраст протолита кристаллослан-цев древнее 3,2 млрд лет, что позволяет отнести их
МЛ> WFMlU Ui¥i um; Utf*|l JlpWWl
Рис. 4. Бинарная P—Fe/Mg (а) и РТ (б) диаграммы, демонстрирующие влияние Fe/Mg отношения и термодинамических условий на появление граната в породе при метаморфизме метабазитов
Повышение магнезиальности пород способствует уменьшению поля устойчивости граната (диаграмма а). Поле устойчивого гранат-двупироксенового парагенезиса в метабазитах в условиях гранулитовой фации показано серым цветом (диаграмма б)
Рис. 5. РТ диаграмма для кристаллосланцев с рассчитанными равновесными реакциями по программе WINTWQ
1) а1т = (А1)Орх+3£>; 2) 2а1т + gгs + 3Qtz = 6fs +3ап; 3) 3Qtz+gгs+2(Al)Opx = 3ап; 4) а1т + рЫ = ргр + апп
к древнейшей зеленокаменной ассоциации фундамента Восточно-Европейской платформы.
Кристаллосланцы испытали неоднократные деформации и полиметаморфизм в архее и протерозое, основные наблюдаемые метаморфические минеральные парагенезисы возникли в палеопро-терозойский этап.
Пиковые условия палеопротерозойского метаморфизма кристаллосланцев ограничиваются диапазоном Р 7—9 кбар и Т 780—900 °С. Регрессивный тренд метаморфизма характеризуется снижением давления и температуры до 4—6 кбар и 600-650 °С.
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований, проекты № 09-05-00160 Укр_а, 12-05-01036, 12-05-31162мол_а и ГФФИ Украины, проект № Ф40.6/029.
1. Бибикова Е.В., Клаэссон С., Федотова А.А. и др. Изотопно-геохронологическое (U-Th-Pb, Lu-Hf) изучение цирконов архейских магматических и метаосадочных пород Подольского домена Украинского щита // Геохимия. 2013. № 2. - С. 99-121.
2. Лобач-Жученко С.Б., Балаганский В.В., Бережная Н.Г. и др. Состав и возраст ксенолитов метаортопироксенитов и вмещающих их эндербитогнейсов Побужского гранули-тового комплекса (Украинский щит) // Докл. РАН. 2012. Т. 442. № 5. - С. 659-663.
3. Степанюк Л.М. Кристаллогенезис и возраст цирконов из пород мафит-ультрамафитовой ассоциации Среднего Побужья // Минералогический журнал. Киев. 1996. Т 18. № 4. - С. 10-19.
4. Степанюк Л.М., Скобелев В.М., Довбуш Е.И. и др. Уран-свинцевий iзотопний вш монациту та класто-генного циркону iз кварциту кошаро-олександрiвськоl свии - вiковi межi формування // Збiрник наукових праць УкрДГР1. 2004. № 2. - С. 43-50.
5. Щербаков И.Б. Петрология Украины. - Львов: Изд-во ТзОВ «ЗУКЦ», 2005. - 364 с.
6. Anczkiewicz R., Thirlwall M.F. Improving precision of Sm-Nd garnet dating by H2SO4 leaching: a simple solution to the phosphate inclusion problem // Geochronology: Linking the Isotopic Record with Petrology and Textures / Eds. D. Vance, W. Muller, I.M. Villa - London: Special Publications, 2003. 220. - P. 83-91.
7. Berman R.G. Thermobarometry using multiequilibrium calculations: a new technique with petrologic applications // Can. Mineral. 1991. Vol. 32. - P. 833-855.
8. De Capitani C., Brown T. The computation of chemical equilibrium in complex system containing non ideal solutions // Geochim. Cosmochim. Acta. 1987. Vol. 51. - P. 2639-2652.
9. De Paolo D.J. Nd Isotopes in the Cotorado Front Range and crustal-mantle evolution in the Proterozoic // Nature. 1981. Vol. 291. - P. 193-196.
10. De Paolo, D.J., Wasserburg G.J. Nd Isotopic Variations and Petrogenetic Models // Geophys. Rev. Lett. 1976. Vol. 3. — P. 249-252.
11. Holland T.J.B., Powel R. An internally-consistent thermodynamic dataset for phases of petrological interest // J. Metam. Geology. 1998. Vol. 16. - P. 309-344.
12. 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 Mineral Names // Am. Mineral. 1997. Vol. 82. - P. 1019-1037.
13. LudwigK..R. User's Manual for Isoplot/Ex. Vers. 2.05 // Berkeley Geochronology Center Spec. Publ. 1999. N 1a. — 49 p.
Балтыбаев Шаукет Каимович — доктор геол.-минер. наук, зам. директора по научной работе, ИГГД РАН. <sЬ@ipgg.гu>. Лобач-Жученко Светлана Борисовна — доктор геол.-минер. наук, гл. науч. сотрудник, ИГГД РАН.
<lobach-zhuchenko@mail.ru>. Балаганский Виктор Валентинович — доктор геол.-минер. наук., зав. лабораторией, ГИ КНЦ РАН.
<balagan@geoksc.apatity.ru>. Юрченко Анастасия Владимировна — мл. науч. сотрудник, ИГГД РАН. <yuгchenko-nastya@yandex.гu>. Егорова Юлия Сергеевна — мл. науч. сотрудник, ИГГД РАН. <ах-ох-ух@таП.ги>.
Богомолов Евгений Сергеевич — канд. геол.-минер. наук, ст. науч. сотрудник, ИГГД РАН. <e.bogomolov@mail.ru>
