P-T тренды остывания и метаморфизм в условиях низов амфиболитовой фации в ксенолитах гранулитов Сибирского кратона
- Авторы: Григорьева В.М.1, Перчук А.Л.1,2, Шацкий В.С.3, Зиновьева Н.Г.1
-
Учреждения:
- Московский государственный университет имени М. В. Ломоносова
- Институт экспериментальной минералогии им. академика Д. С. Коржинского РАН
- Институт геологии и минералогии СО РАН
- Выпуск: Том 514, № 1 (2024)
- Страницы: 105-113
- Раздел: ПЕТРОЛОГИЯ
- Статья получена: 27.06.2024
- Статья одобрена: 27.06.2024
- Статья опубликована: 15.04.2024
- URL: https://journal-vniispk.ru/2686-7397/article/view/257899
- DOI: https://doi.org/10.31857/S2686739724010123
- ID: 257899
Цитировать
Полный текст
Аннотация
Приводятся результаты детальных петрологических исследований мафических гранулитов из кимберлитовых трубок Юбилейная (Алакит-Мархинское поле) и Новинка (Верхне-Мунское поле), в которых с помощью минеральной геотермобарометрии впервые восстановлены регрессивные тренды метаморфизма, отражающие субизобарический переход пород из низов гранулитовой фации в низы амфиболитовой фации в среднекоровых условиях. Установлено, что составы граната, клино- и ортопироксена зависят от контактирующего минерала, что отражает разные температуры закрытия обменных минеральных реакций. Наиболее высокие температуры устанавливаются с помощью двупироксенового термометра, более низкие – по гранат-клинопироксеновому и гранат-ортопироксеновому термометрам. Моделирование фазовых равновесий показало термодинамические условия низов амфиболитовой фации: 540 °C, 0.76 ГПа, lgfO2 = QFM + 1.7 (трубка Юбилейная); 530 °C, 0.72 ГПа, lgfO2 = QFM + 2.2 (трубка Новинка). Стабильность гранулитового парагенезиса гранат+клинопиросен+ортпироксен+плагиоклаз при таких P-T условиях – малоизвестное явление, отражающее дефицит водного флюида при кристаллизации габброидов и их последующем остывании в глубинных участках кратонов.
Полный текст
ВВЕДЕНИЕ
Гранулиты являются своеобразной визитной карточкой докембрийской континентальной коры. Различают два основных типа этих пород – гранулиты комплексов регионального метаморфизма, находящихся между кратонами, и гранулиты из ксенолитов в кимберлитах, выносимые на поверхность из нижней и средней континентальной коры [1]. В мировой литературе доминируют публикации, посвященные первому типу гранулитов – более доступным и отличающимся разнообразием литологических типов, P-T условий образования и эволюции [2]. Геологическое положение таких гранулитов подразумевает, что эти породы не участвовали в формировании континентальной коры, только в ее преобразовании. Это означает, что для решения проблемы образования коры более важны гранулиты второго типа [3].
Надо отметить, что количество детальных петрологических исследований коровых ксенолитов невелико. В этих работах для восстановления P-T условий образования пород обычно используется метод классической геотермобарометрии [4–6]. При этом передовой для современной метаморфической петрологии метод моделирования фазовых равновесий к коровым гранулитам применяется исключительно редко [7].
По литературным данным (например, [6]), для коровых ксенолитов характерно сохранение записи лишь о конкретных P-T условиях, что заметно отличает их от гранулитов метаморфических комплексов, часто демонстрирующих P-T тренды эволюции метаморфизма. В данной работе на примере мафических гранулитов из трубок Юбилейная и Новинка, расположенных в Алакит-Мархинском и Верхне-Мунском кимберлитовых полях Сибирского кратона соответственно, впервые приводятся петрологические свидетельства регрессивной P-T эволюции данных пород вплоть до исключительно низких для них температур.
ПЕТРОГРАФИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Мафические гранулиты из трубок Юбилейная (образец ЮБ-19-05) и Новинка (образец Н-19- 44) имеют массивную текстуру со слабо выраженной гнейсовидностью. Структура пород гетеробластовая, среднемелкозернистая, гранобластовая (обр. ЮБ-19-05) и лепидогранобластовая (обр. Н-19-44). Гранулиты состоят из плагиоклаза (Pl), клинопироксена (Cpx), граната (Grt) и ортопироксена (Opx) в различных пропорциях (рис. 1 а, г): в ЮБ-19-05 – Pl 55%, Grt 20%, Cpx 15%, Opx 10%; в Н-19-44 – Pl 65%, Cpx 15%, Opx 10%, Grt 10%. В акцессорных количествах в обеих породах присутствуют ильменит (Ilm), рутил (Rt) и апатит, в образце ЮБ-19-05 – амфибол (Amp), а в Н-19-44 – кварц (Q). В гранулите Н-19–44 среди акцессорных минералов также отмечены магнетит, титаномагнетит, циркон и шриланкит, регрессивными минералами являются амфибол и биотит (Bt). По жилам и краям зерен в породах развиваются вторичные хлорит и калиевый полевой шпат, связанные, вероятно, с воздействием кимберлитового расплава (рис. 1 б).
Рис. 1. Петрографические и микроструктурные особенности ксенолитов гранулитов: (а–в) – трубка Юбилейная (обр. ЮБ‑19-05); (г–е) – Новинка (обр. Н‑19-44). а) скан поверхности шлифа; б) оптическое изображение участка шлифа; в) ламели распада в клинопироксене на изображении в обратно-рассеянных (BSE) электронах; г) скан поверхности шлифа; д) каймы граната на границе клинопироксена и плагиоклаза на изображении в обратно-рассеянных электронах; е) ламели распада в клинопироксене, оптическое изображение.
Химический состав минералов определялся при помощи электронно-зондового микроанализатора Superprobe “JEOL” JXA-8230 в режиме сфокусированного электронного пучка при ускоряющем напряжении 20 кВ и силе тока 30 нА. При анализе главных элементов время накопления импульсов на пике составляло – 20 сек, на фоне – 10 сек. В качестве стандартов использовались природные и синтетические минералы.
Клинопироксены являются авгитами и имеют состав En6–9, Fs1–3, Di53–65, Hd14–20, Jd1–6, Aeg6–13, CaTs5–9 (обр. ЮБ-19–05) и En2–7, Fs1–3, Di67–76, Hd13–18, Jd1–5, Aeg1–6, CaTs1–6, Ess3–9 (обр. Н-19- 44). В ядрах зерен наблюдаются ламели ортопироксена и ильменита (рис. 1 в, е), что может указывать на магматическое происхождение ядер [7]. От центра к краю в клинопироксенах повышается магнезиальность и снижается содержание алюминия. В образце ЮБ-19-05 в краевых частях зерен состав изменяется в зависимости от контактирующего минерала (рис. 2 а, табл. 1): [XMg = 0.75–0.78; Al = 0.17–0.22 ф. е.] на границе с ортопироксеном и [XMg = 0.81–0.85, Al = 0.13– 0.17 ф. е.] на границе с гранатом. В образце Н-19–44 состав практически не зависит от минерала на контакте (рис. 2 б, табл. 1).
Рис. 2. а) составы клино- (Cpx) и ортопироксенов (Opx) в образце из трубки Юбилейная (ЮБ‑19-05) на фрагменте трапеции Di-Hd- En- Fs; б) составы Cpx и Opx в образце Н‑19-44 на фрагменте трапеции Di-Hd- En- Fs; в) составы гранатов (Grt) образцов ЮБ‑19-05 и Н‑19-44 на фрагменте тройной диаграммы Grs-Prp- Alm. Более магнезиальные составы Cpx соответствуют зонам контакта с Grt, более железистые – с Opx; аналогичные различия составов краевых частей зерен в зависимости от контактирующего минерала фиксируются для Opx и Grt.
Таблица 1. Представительные микрозондовые анализы (масс. %), усредненные составы и кристаллохимические формулы минералов из ксенолитов гранулитов в трубках Юбилейная (ЮБ-19-05) и Новинка (Н-19-44).
Компоненты | Клинопироксен | Ортопироксен | ||||||||||||||
ЮБ-19-05 | Н-19-44 | ЮБ-19-05 | Н-19-44 | |||||||||||||
ц. | к. с Opx | к. с Grt | ср. | ц. | к. с Opx | к. с Grt | ср. | ц. | к. с Cpx | к. с Grt | ср. | ц. | к. с Cpx | к. с Grt | ср. | |
SiO2 | 51.60 | 51.81 | 52.30 | 51.94 | 49.07 | 51.53 | 51.80 | 51.83 | 51.41 | 51.25 | 52.61 | 51.92 | 51.86 | 51.68 | 51.71 | 51.43 |
TiO2 | 0.47 | 0.36 | 0.31 | 0.35 | 0.19 | 0.21 | 0.19 | 0.21 | 0.06 | 0.05 | 0.04 | 0.05 | 0.05 | 0.04 | 0.05 | 0.04 |
Al2O3 | 4.47 | 4.18 | 3.15 | 3.74 | 3.51 | 2.91 | 2.72 | 3.06 | 2.30 | 2.10 | 1.12 | 1.55 | 1.88 | 1.54 | 1.56 | 1.62 |
Cr2O3 | 0.03 | 0.04 | 0.01 | 0.03 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.02 | 0.01 | 0.00 | 0.01 | 0.02 | 0.01 |
FeO | 9.32 | 8.98 | 8.31 | 8.62 | 9.72 | 8.42 | 8.45 | 9.04 | 24.05 | 24.49 | 21.78 | 22.99 | 23.35 | 23.40 | 22.85 | 23.50 |
MnO | 0.14 | 0.13 | 0.12 | 0.12 | 0.13 | 0.11 | 0.11 | 0.14 | 0.34 | 0.33 | 0.24 | 0.28 | 0.28 | 0.29 | 0.29 | 0.31 |
MgO | 11.92 | 12.23 | 13.26 | 12.71 | 12.91 | 13.66 | 13.87 | 13.16 | 20.99 | 21.23 | 23.57 | 22.31 | 22.08 | 21.83 | 22.17 | 21.72 |
CaO | 20.54 | 20.59 | 20.93 | 20.82 | 21.34 | 22.54 | 22.43 | 22.03 | 0.37 | 0.32 | 0.29 | 0.33 | 0.43 | 0.40 | 0.35 | 0.40 |
Na2O | 1.66 | 1.72 | 1.52 | 1.62 | 0.91 | 0.71 | 0.70 | 0.78 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.02 | 0.01 | 0.01 | 0.02 | 0.02 |
K2O | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.00 | 0.05 | 0.00 | 0.02 | 0.00 | 0.01 | 0.01 | 0.01 |
Сумма | 100.16 | 100.05 | 99.91 | 99.94 | 97.80 | 100.11 | 100.29 | 100.26 | 99.54 | 99.86 | 99.69 | 99.47 | 99.93 | 99.20 | 99.02 | 99.05 |
O | 6 | |||||||||||||||
Si | 1.91 | 1.91 | 1.93 | 1.92 | 1.86 | 1.91 | 1.91 | 1.92 | 1.93 | 1.95 | 1.94 | 1.95 | 1.93 | 1.95 | 1.94 | 1.95 |
Ti | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 |
Al | 0.19 | 0.18 | 0.14 | 0.16 | 0.16 | 0.13 | 0.12 | 0.13 | 0.08 | 0.06 | 0.08 | 0.06 | 0.08 | 0.06 | 0.08 | 0.06 |
Cr | 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 |
Fe2+ | 0.21 | 0.18 | 0.16 | 0.17 | 0.13 | 0.16 | 0.16 | 0.21 | 0.71 | 0.64 | 0.68 | 0.66 | 0.71 | 0.64 | 0.68 | 0.66 |
Fe3+ | 0.08 | 0.09 | 0.10 | 0.10 | 0.17 | 0.10 | 0.10 | 0.07 | 0.06 | 0.05 | 0.04 | 0.04 | 0.06 | 0.05 | 0.04 | 0.04 |
Mn | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 |
Mg | 0.66 | 0.67 | 0.73 | 0.70 | 0.73 | 0.75 | 0.76 | 0.73 | 1.20 | 1.28 | 1.23 | 1.27 | 1.20 | 1.28 | 1.23 | 1.27 |
Ca | 0.81 | 0.82 | 0.83 | 0.82 | 0.87 | 0.89 | 0.89 | 0.87 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 |
Na | 0.12 | 0.12 | 0.11 | 0.12 | 0.07 | 0.05 | 0.05 | 0.06 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 |
K | 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 |
∑ катионов | 4.00 | 4.00 | 4.00 | 4.00 | 4.00 | 4.00 | 4.00 | 4.00 | 4.00 | 4.00 | 4.00 | 4.00 | 4.00 | 4.00 | 4.00 | 4.00 |
Окончание таблицы 1
Компоненты | Гранат | Плагиоклаз | Амфибол | Биотит | |||||||||||
ЮБ-19-05 | Н-19-44 | ЮБ-19-05 | Н-19-44 | ЮБ-19-05 | Н-19-44 | Н-19-44 | |||||||||
ц. | к. с Opx | к. с Cpx | ср. | ц. | к. с Opx | к. с Cpx | ср. | Pl, к. | ср. | Pl, к. | ср. | к. | к. | к. | |
SiO2 | 38.96 | 38.24 | 38.71 | 38.75 | 39.34 | 38.21 | 38.75 | 38.59 | 61.14 | 60.39 | 58.18 | 58.24 | 41.97 | 41.61 | 36.61 |
TiO2 | 0.12 | 0.05 | 0.05 | 0.08 | 0.01 | 0.08 | 0.05 | 0.04 | 0.01 | 0.01 | 0.00 | 0.00 | 2.09 | 1.52 | 4.52 |
Al2O3 | 21.64 | 21.43 | 21.42 | 21.51 | 22.21 | 21.98 | 21.94 | 21.95 | 24.79 | 24.88 | 25.94 | 25.88 | 12.79 | 12.64 | 14.81 |
Cr2O3 | 0.04 | 0.04 | 0.02 | 0.04 | 0.03 | 0.02 | 0.02 | 0.01 | 0.02 | 0.00 | 0.01 | 0.00 | 0.03 | 0.02 | 0.04 |
FeO | 25.32 | 27.28 | 25.50 | 25.79 | 24.76 | 25.39 | 25.18 | 25.14 | 0.06 | 0.06 | 0.13 | 0.18 | 12.45 | 14.79 | 14.41 |
MnO | 1.01 | 1.11 | 1.00 | 1.04 | 1.01 | 1.20 | 1.02 | 1.04 | 0.01 | 0.01 | 0.00 | 0.00 | 0.07 | 0.08 | 0.03 |
MgO | 7.31 | 6.05 | 7.07 | 6.91 | 6.67 | 6.38 | 6.80 | 6.80 | 0.01 | 0.02 | 0.00 | 0.01 | 12.01 | 11.57 | 14.47 |
CaO | 6.16 | 5.92 | 6.16 | 6.08 | 6.55 | 6.60 | 6.46 | 6.48 | 6.05 | 6.10 | 7.59 | 7.44 | 11.32 | 11.91 | 0.03 |
Na2O | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.01 | 0.04 | 0.01 | 0.03 | 0.03 | 8.13 | 7.96 | 7.23 | 7.21 | 1.86 | 1.26 | 0.25 |
K2O | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.01 | 0.01 | 0.00 | 0.00 | 0.46 | 0.61 | 0.41 | 0.53 | 2.50 | 1.62 | 9.72 |
Сумма | 100.57 | 100.12 | 99.93 | 100.21 | 100.63 | 99.87 | 100.24 | 100.09 | 100.69 | 100.02 | 99.50 | 99.49 | 97.09 | 97.01 | 94.88 |
O | 12 | 8 | 23 | 11 | |||||||||||
Si | 2.99 | 2.98 | 3.00 | 3.00 | 3.01 | 2.97 | 2.99 | 2.98 | 2.70 | 2.69 | 2.62 | 2.62 | 6.13 | 6.09 | 2.79 |
Ti | 0.01 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.23 | 0.17 | 0.25 |
Al | 1.96 | 1.97 | 1.95 | 1.96 | 2.02 | 2.01 | 1.99 | 2.00 | 1.29 | 1.31 | 1.38 | 1.37 | 2.20 | 2.17 | 1.33 |
Cr | 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 |
Fe2+ | 1.59 | 1.71 | 1.61 | 1.63 | 1.59 | 1.60 | 1.60 | 1.59 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.01 | 0.38 | 0.44 | 0.66 |
Fe3+ | 0.04 | 0.07 | 0.05 | 0.04 | 0.00 | 0.05 | 0.03 | 0.04 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 1.14 | 1.37 | 0.25 |
Mn | 0.07 | 0.07 | 0.07 | 0.07 | 0.07 | 0.08 | 0.07 | 0.07 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.01 | 0.01 | 0.00 |
Mg | 0.84 | 0.70 | 0.82 | 0.80 | 0.76 | 0.74 | 0.78 | 0.78 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 2.61 | 2.52 | 1.67 |
Ca | 0.51 | 0.49 | 0.51 | 0.50 | 0.54 | 0.55 | 0.53 | 0.54 | 0.29 | 0.29 | 0.37 | 0.36 | 1.77 | 1.87 | 0.00 |
Na | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.01 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.70 | 0.69 | 0.63 | 0.63 | 0.53 | 0.35 | 0.04 |
K | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.00 | 0.03 | 0.03 | 0.02 | 0.03 | 0.47 | 0.30 | 0.91 |
∑ катионов | 8.00 | 8.00 | 8.00 | 8.00 | 8.00 | 8.00 | 8.00 | 8.00 | 5.01 | 5.02 | 5.02 | 5.02 | 15.47 | 15.29 | 7.90 |
ц. – центр; к. – контакт с другим минералом; ср. – усредненный состав, использованный для расчета эффективного состава породы.
Гранаты в обоих образцах имеют близкий состав – Alm52–58, Prp24–30, Grs16–18 (ЮБ-19-05) и Alm53–58, Prp24–29, Grs17–19. (Н-19-44) и более высокую магнезиальность на границе с клинопироксеном, чем отропироксеном (рис. 2 в, табл. 1).
Ортопироксены в образце ЮБ-19-05 являются энстатитами, на контакте с гранатом и клинопироксеном их составы различаются (табл. 1).
Плагиоклаз азонален, в образце ЮБ-19-05 соответствует олигоклазу Ab65–69, An27–30, Kfs2–6, в образце Н-19–44 – андезину Ab59–64, An34–39, Kfs2–4.
Амфибол в гранулитах по составу соответствует паргаситу. В образце ЮБ-19-05 он равновесен с другими минералами, в гранулите Н-19-44 является наложенным.
ВОССТАНОВЛЕНИЕ P-T УСЛОВИЙ МЕТАМОРФИЗМА
Для восстановления P-T условий метаморфизма гранулитов применялся метод моделирования фазовых равновесий с помощью программы Perple_X (версия 6.9.1). Использовалась база термодинамических данных hp633ver.dat [8] и следующие модели твердых растворов: гранат – Gt(HGP), клино- и ортопироксен – Cpx(HGP) и Opx(HGP), оливин – O(HGP), шпинель – Sp(HGP), расплав – melt(HGP) [9], плагиоклаз – feldspar [10], амфибол – cAmph(G) [11].
Так как образцы подвержены вторичным изменениям, для построения фазовых диаграмм использовались их эффективные составы, рассчитанные на основе модальных содержаний минералов на представительных участках BSE-панорам шлифов, средних значений составов минералов и их плотности. При расчете эффективного состава исключались ядра клинопироксенов, которые полагаются магматическими [7]. Скорректированные модальные содержания минералов в образце ЮБ-19-05: Pl = 62.1%; Grt = 19.9%; Cpx 9.4%; Opx 6.5%; Ilm 1.1%, в образце Н-19-44: Pl 64.9%, Cpx 15.1%, Opx 10.2%, Grt 7.3%, Ilm 2.5%.
При моделировании учитывалось количество O2 в системе в связи со значительным содержанием Fe3+ в клинопироксенах. Содержание O2 производилось по методике, изложенной в работе [7]. Для этого рассчитывались T-fO2 диаграммы при постоянном давлении в диапазоне от 6 до 10 кбар. На них выносились изоплеты с параметрами составов породообразующих минералов, по пересечению которых устанавливалось давление и фугитивность кислорода. Для восстановления Р-Т-fO2 условий определялось содержание O2 в системе, c использованием которого рассчитывалась итоговая фазовая P-T диаграмма.
T-fO2 диаграмма для равновесного состава породы ЮБ-19–05 при 0.8 ГПа представлена на рис. 3 а. Только при этом давлении удалось получить пересечение изоплет в поле парагенезиса гранулита, соответствующие параметры составили Т = 550° и fO2 = –19.4 при 0.05 мас.% O2 в системе. На PT диаграмме при данном количестве O2 (рис. 3 б) пересечение изоплет определяет условия формирования породы – 540 °C и 0.76 ГПа, что соответствует низам амфиболитовой фации метаморфизма (рис. 3 а).
Рис. 3. Фазовые P-T и Т-fO2 диаграммы для гранулитов из трубок Юбилейная (ЮБ‑19-05) и Новинка (Н‑19-44), рассчитанные с помощью Perple_X. а) Т-fO2 диаграммы при 0.8 ГПа для образца ЮБ‑19-05; б) P-T диаграмма для образца ЮБ‑19-05; в) Т-fO2 диаграммы при 0.75 ГПа для образца Н‑19-44; г) P-T диаграмма для образца Н‑19-44. Голубым цветом показано поле парагенезиса породы. Желтой звездой отмечено пересечение изоплет, отвечающих составам минералов породы (указаны в правом нижнем углу PT-диаграмм). Эффективные составы указаны над диаграммами. Изоплеты: XMg Grt = Mg/(Mg+Fetot); XCa Grt = Ca/(Ca+Mg+Fetot); XMg Cpx = Mg/(Mg+Fetot); Fe3+Cpx = Fe3+ (ф. е.); XMg Opx = Mg/(Mg+Fetot); AlOpx = Al (ф. е.); XCa Pl = Ca/(Ca+Na).
На T-fO2 диаграмме для ксенолита Н-19-44 при 0.75 ГПа (рис. 3 в) равновесные изоплеты пересекаются в поле парагенезиса гранулита при 540 °C и fO2 = –19.3, что соответствует 0.08 мас.% O2 в системе. На P-T диаграмме с данным количеством O2 (рис. 3 г) пересечение изоплет определяет P-T условия формирования породы – 530 °C и 0.72 ГПа, практически совпадающие с результатом для ксенолита из трубки Юбилейная.
Заметим, что при включении в эффективный состав ядер клинопироксена равновесные составы минералов на фазовых диаграммах не воспроизводятся, что является дополнительным свидетельством их магматического происхождения [7].
Для восстановления условий образования пород также использовались встроенные в программу PTQuick Д. В. Доливо-Добровольского Grt–Cpx- [12], Grt–Opx- [13, 14] и Cpx–Opx- [15, 16] геотермометры, а также Grt–Opx- [17] и Grt–Cpx–Pl–Q- [18] геобарометры, которые наиболее широко применяются в петрологических исследованиях. При расчетах использовались средние значения составов контактирующих минералов. В клинопироксенах учитывалось вхождение Fe3+.
Результаты термобарометрии (рис. 4) показывают схожесть термальных условий формирования пород: для каждого гранулита наблюдается высокотемпературное поле, ограниченное линиями Cpx–Opx-термометра, и низкотемпературное поле, ограниченное линиями Grt-содержащих термометров. По давлению поля ограничены линиями Grt–Opx- и Grt–Cpx–Pl–Q-барометров. Для гранулита ЮБ-19-05 температурные этапы находятся в диапазонах 790– 890 °C, 0.63–1.14 ГПа и 520–610 °C, 0.68– 0.90 ГПа соответственно (рис. 4 а); для гранулита Н-19-44 поля соответствуют диапазонам 800–880 °C, 0.61–0.97 ГПа и 530–650 °C, 0.68– 0.81 ГПа (рис. 4 б). Результаты, полученные моделированием фазовых равновесий, попадают в низкотемпературные интервалы, установленные геотермобарометрией.
Рис. 4. P-T условия образования гранулитов из трубок Юбилейная (ЮБ‑19–05) (a) и Новинка (Н‑19-44) (б) методами геотермобарометрии и моделирования фазовых равновесий. Использованные минеральные равновесия: Grt– Cpx- (красная линия), Grt–Opx- (зеленые линии), Cpx–Opx- (синие линии) геотермометры и Grt–Opx- (светло-зеленая линия), Grt–Cpx–Pl–Q- (черные линии) барометры для средних составов краевых частей минералов. Зеленым и желтым выделены поля установленных P-T условий. Стрелки – предполагаемые P-T тренды метаморфизма. К88 – Krogh (1988); E91 – Eckert, et al. (1991); W77 – Wells (1977); BM85 – Bertrand, Mercier (1985); H84 – Harley (1984); Н84а – Harley (1984); LP90 – Лаврентьева, Перчук (1990).
Наличие двух температурных полей для каждой породы указывает на регрессивный тренд метаморфизма, а зафиксированные РТ интервалы – на образование изученных пород в условиях низов гранулитовой фации с последующим охлаждением до условий низов амфиболитовой фации.
ОБСУЖДЕНИЕ И ВЫВОДЫ
По коровым ксенолитам из кимберлитовых трубок Юбилейная и Новинка имеются лишь единичные публикации. В одной из них приведен общий диапазон P-T условий для гранулитов из трубок Юбилейная и Комсомольская: 650– 850 °C при 0.75–0.95 ГПа [19]. Впоследствии для гранат-пироксеновых гнейсов и гранулитов из трубки Новинка были восстановлены температуры 740– 860 °C и нижне-среднекоровые давления 0.79–1.01 ГПа (рис. 4) [6], там же сообщается о первой находке скаполита в гранат-пироксеновом гнейсе, свидетельствующей о присутствии рассолов и дефиците водного флюида при формировании нижней коры в неоархее (2.7 млрд лет).
В исследованных нами ксенолитах найдены другие свидетельства весьма ограниченного количества воды во флюиде. Так, моделирование фазовых равновесий показало стабильность гранулитового парагенезиса при P-T условиях низов амфиболитовой фации метаморфизма. Сохранение равновесных граната, двух пироксенов и плагиоклаза в таких условиях возможно лишь при дефиците водного флюида, иначе в породе образовался бы амфиболитовый парагенезис (возможно, с гранатом). О сухом флюиде с рассолами и галогенами при формировании коровых гранулитов в условиях амфиболитовой фации метаморфизма сообщалось в статье по ксенолитам из трубки Удачная [7]. Заметим, что изученные в данной работе ксенолиты из трубок Юбилейная и Новинка показывают самые низкие P-T условия метаморфизма, когда-либо фиксируемые в гранат-двупироксеновых гранулитах в природе.
Еще одна особенность изученных пород связана с сохранением в них регрессивного P-T тренда метаморфизма – с одной стороны ожидаемого, а с другой – никогда ранее не фиксированного. P-T тренды метаморфизма, как сохранение в породе “замороженных” минеральных равновесий, не характерны для нижне-среднекоровых гранулитов, т. к. эти породы, как полагают многие, претерпели крайне длительное и медленное охлаждение, сопоставимое по времени с остыванием глубинных областей кратонов.
Каким же образом гранулиты сохранили запись об остывании? Мы полагаем, что ответ кроется в разных температурах “закрытия” двупироксенового обменного равновесия [15, 16], где участвует крупный, медленно диффундирующий катион кальция, и равновесий с участием граната и пироксенов [12–14], где в основном происходит более быстрый Fe–Mg-обмен катионами между минералами. Эти различия нам удалось установить в результате внимательного изучения закономерностей в изменении составов минералов на контакте друг с другом (рис. 2 а–в). Примечательно, что метод моделирования фазовых равновесий, в котором используется эффективный состав породы, не позволил восстановить ранний этап метаморфической эволюции – только ее позднюю стадию.
Установленное в ходе проведенного исследования субизобарическое охлаждение пород из условий гранулитовой фации в низы амфиболитовой фации с сохранением равновесных минеральных парагенезисов гранулитов хорошо согласуется с гипотезой образования нижне-среднекоровых гранулитов в результате магматической и метаморфической эволюции глубинных габброидных интрузивов, выплавленных из поднимающейся астеносферной мантии [3, 20].
ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ
Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РНФ № 18-17-00206-П. Аналитические данные были получены в Лаборатории локальных методов исследования вещества (кафедра петрологии и вулканологии, Геологический факультет МГУ, Центр коллективного пользования “Электронно-зондовый микроанализ минерального вещества”) при помощи электронно-зондового микроанализатора Superprobe “JEOL” JXA-8230, приобретенного за счет средств Программы развития Московского университета.
Об авторах
В. М. Григорьева
Московский государственный университет имени М. В. Ломоносова
Автор, ответственный за переписку.
Email: dannaukiozemle@yandex.ru
Кафедра петрологии и вулканологии, Геологический факультет
Россия, МоскваА. Л. Перчук
Московский государственный университет имени М. В. Ломоносова; Институт экспериментальной минералогии им. академика Д. С. Коржинского РАН
Email: dannaukiozemle@yandex.ru
Кафедра петрологии и вулканологии, Геологический факультет
Россия, Москва; Черноголовка, Московская областьВ. С. Шацкий
Институт геологии и минералогии СО РАН
Email: dannaukiozemle@yandex.ru
академик
Россия, НовосибирскН. Г. Зиновьева
Московский государственный университет имени М. В. Ломоносова
Email: dannaukiozemle@yandex.ru
Кафедра петрологии и вулканологии, Геологический факультет
Россия, МоскваСписок литературы
- Bohlen S. R., Mezger K. Origin of granulite terranes and the formation of the lowermost continental crust // Science. 1989. V. 244. № 4902. P. 326–329.
- Brown M., Johnson T. Time’s arrow, time’s cycle: Granulite metamorphism and geodynamics // Mineralogical Magazine. 2019. V. 83. № 3. P. 323–338.
- Rudnick R. L. Making continental crust // Nature. 1995. V. 378. № 6557. P. 571–578.
- Koreshkova M. Y., et al. Petrology and geochemistry of granulite xenoliths from Udachnaya and Komsomolskaya kimberlite pipes, Siberia // Journal of Petrology. 2011. V. 52, № 10, P. 1857–1885.
- Jin T., et al. Water content and deformation of the lower crust beneath the Siberian Craton: evidence from granulite xenoliths // The Journal of Geology. 2021. V. 129. № 5. P. 475–498.
- Shatsky V. S., et al. Features of the Structures and Evolution of the Lower Part of the Continental Crust of the Yakutian Diamondiferous Province within the Upper Muna Kimberlite Field // Doklady Earth Sciences. 2022. V. 507. Suppl 3. P. S365–S374.
- Perchuk A. L., et al. Reduced amphibolite facies conditions in the Precambrian continental crust of the Siberian craton recorded by mafic granulite xenoliths from the Udachnaya kimberlite pipe, Yakutia // Precambr. Res. 2021. V. 357. P. 106122.
- Holland T. J.B., Powell R. An improved and extended internally consistent thermodynamic dataset for phases of petrological interest, involving a new equation of state for solids // Journal of metamorphic Geology. 2011. V. 29. № 3. P. 333–383.
- Holland T. J.B., et al. Melting of peridotites through to granites: a simple thermodynamic model in the system KNCFMASHTOCr // Journal of Petrology. 2018. V. 59. № 5. P. 881–900.
- Fuhrman M. L., Lindsley D. H. Ternary-feldspar modeling and thermometry // American mineralogist. 1988. V. 73. № 3–4. P. 201–215.
- Green E. C.R., et al. Activity–composition relations for the calculation of partial melting equilibria in metabasic rocks // Journal of Metamorphic Geology. 2016. V. 34. № 9. P. 845–869.
- Krogh E. J. The garnet-clinopyroxene Fe-Mg geothermometer – a reinterpretation of existing experimental data // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1988. V. 99. P. 44–48.
- Harley S. L. An experimental study of the partitioning of Fe and Mg between garnet and orthopyroxene // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1984. V. 86. № 4. P. 359–373.
- Лаврентьева И. В., Перчук Л. Л. Ортопироксен-гранатовый термометр: эксперимент и теоретическая обработка банка данных //Доклады АН СССР. 1990. Т. 310. № 1. С. 179.
- Wells P. R.A. Pyroxene Thermometry in Sample and Complex System // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1977. V. 62. P. 129–139.
- Bertrand P., Mercier J. C.C. The mutual solubility of coexisting ortho-and clinopyroxene: toward an absolute geothermometer for the natural system? // Earth and Planetary Science Letters. 1985. V. 76. № 1–2. P. 109–122.
- Harley S. L. The solubility of alumina in orthopyroxene coexisting with garnet in FeO-MgO – Al2O3—SiO2 and CaO – FeO – MgO – Al2O3—SiO2 // Journal of Petrology. 1984. V. 25. № 3. P. 665–696.
- Eckert J. O., et al. The ΔH of reaction and recalibration of garnet-pyroxene-plagioclase-quartz geobarometers in the CMAS system by solution calorimetry // American Mineralogist. 1991. V. 76. P. 148–160.
- Shatsky V. S., et al. Tectonothermal evolution of the continental crust beneath the Yakutian diamondiferous province (Siberian craton): U–Pb and Hf isotopic evidence on zircons from crustal xenoliths of kimberlite pipes // Precambrian Research. 2016. V. 282. P. 1–20.
- Perchuk A. L., et al. Precambrian ultra-hot orogenic factory: Making and reworking of continental crust // Tectonophysics. 2018. V. 746. P. 572–586.
Дополнительные файлы
