ГЕОХИМИЯ, 2015, № 4, с. 328-343
ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ НАЧАЛЬНЫХ ЭТАПОВ ГРАНИТООБРАЗОВАНИЯ В МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСАХ РАЗНЫХ ДАВЛЕНИЙ (ПРИБАЙКАЛЬСКИЙ МЕТАМОРФИЧЕСКИЙ ПОЯС)
© 2015 г. В. А. Макрыгина*, Л. Ф. Суворова*, Е. В. Толмачева**
*Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН 664033 Иркутск, Фаворского, 1а e-mail: vmakr@igc.irk.ru **Институт геологии и геохронологии докембрия РАН 199034 Санкт-Петербург, наб. Макарова, 2 e-mail: helena.tolmacheva@yandex.ru Поступила в редакцию 02.04.2013 г.
Принята к печати 03.09.2013 г.
Показано, что синколлизионное гранитообразование в зональных метаморфических поясах при 500—700°С, но разном литостатическом давлении и составе флюида различается соотношением процессов метаморфогенного, метасоматического и магматического формирования гранитного вещества. В монометаморфических комплексах низких давлений без поступления инородных растворов наиболее интенсивно проявляется метаморфическая дифференциация — растворение-переотложение кварца и плагиоклаза в зоны пониженного давления с образованием плагиомигматитов. Она начинается при пластической деформации сланцев при 500—550°С. Главными факторами являются неравномерное распределение давления и метаморфогенные растворы, без изменения общего состава породы. Следующий этап — метасоматическая гранитизация - происходит в тех случаях, когда при сдвиговых движениях и декомпрессии в породы проникают глубинные кремнещелоч-ные растворы с образованием мигматитов, вплоть до гранитогнейсов. Гранитизация на этом этапе обусловлена повышением проницаемости пород, привносом вполне подвижных Si, Na, K, выносом Mg, Ca, Fe, что приводит к общему изменению состава пород с приближением к граниту. Метасо-матическая гранитизация проявляется в полиметаморфических комплексах низких давлений. При высоком литостатическом и водно-углекислотном флюидном давлениях (кианит-силлиманитовая фациальная серия метаморфизма) начало магматического процесса сдвигается в более высокотемпературную область, а на ранних этапах преобладает метаморфическая дифференциация и метасоматическая натриевая мигматизация. Подготовленность субстрата (разделение светлых и темных минералов) при 650—700°С определяет развитие анатексиса (частичное выплавление гранитной эвтектики), при более высоких температурах — диатексиса с образованием способных к перемещению гранитных расплавов. Эти процессы проявляются во всех метаморфических комплексах высокого и низкого давления, но в разной степени.
Ключевые слова: метаморфические фациальные серии, состав и давление флюида, метаморфическая дифференциация, метасоматоз, анатексис, граниты.
Б01: 10.7868/80016752515040056
ВВЕДЕНИЕ
Проблема происхождения синколлизионных гранитоидов в метаморфических поясах имеет долгую, более чем вековую историю. В первой половине прошлого века вышли работы Дж. Седер-хольма (1913) и Н. Боуэна (1913) по проблеме ана-тектических гранитов, затем Г. Рида (1943, 1944), Н.Г. Судовикова (1950), Д.С. Коржинского (1952) и других по метасоматической гранитизации. Но до сих пор главенствуют две ортодоксальные гипотезы образования этих гранитов — анатектиче-
ская (Добрецов, 1980; Chappel, 1999; Barbarin, 1999 и др.) и метасоматическая (Гаврикова, 1982; Жариков, 1987; Петрова, 1990; Летников и др., 2000). Причем приверженцы метасоматического начала гранитизации не отвергают перехода к частичному плавлению и магматическому завершению процесса. В поддержку той и другой концепции неоднократно проводились эксперименты по частичному плавлению метаморфических пород (Лапин и др., 1990; Альмухамедов, Медведев, 1995; Ходоревская, Жариков, 1998 и др.), кото-
G
127.58 126.79 126.63
-1 -80
Рис. 2. Распределение относительных структурных разуплотнений при деформации сланцев шарыжалгайской серии Присаянского выступа фундамента Сибирской платформы. Разрез вдоль Кругобайкальской железной дороги (Мельников, 2011, рис. 218). ^ = (1 — М2/М1) х 100%, где М^ — мощность слоя в замке складки, М2 — в крыле складки).
чению газово-жидких включений (Макрыгина, 1981) недостающие 40% восполняются, главным образом, азотом. Низкое давление воды отражено в сужении полей устойчивости водосодержащих минералов и постоянной недостаче гидроксил-иона в них при расчете кристаллохимических формул. Нехватка дополняется ионами оксония ОН+, которые определены в ИК-спектрах минералов (Макрыгина, 1981).
Уже в эпидот-амфиболитовой фации выше 500—550°С за изоградами андалузита и ставролита породы испытывают не хрупкие, а пластичные деформации. В результате неравномерного рас-
Рис. 3. Плагиомигматиты в гранат-биотитовых гнейсах Тутайской бухты (Приольхонье) — продукт метаморфической дифференциации (а). В нижней части — внедренная позднее гранитная жилка (б). Высота глыбы 80 см.
пределения давления в породе (рис. 2), (Мельников, 2011; Тен, 1993) кварц, а затем и олигоклаз растворяются на участках повышенного давления и отлагаются на участках пониженного давления. "Кварцевые" (по морфологии) мигматиты особенно хорошо прослеживаются в пропластках ак-тинолит-плагиоклаз-кварцевых сланцев. В метапе-литах образуются тонко полосчатые мигматиты с кварц-альбит-олигоклазовой лейкосомой (рис. 3а). При 550—580°С это не могут быть выплавки. Это процесс метаморфической дифференциации — растворения-переотложения при градиенте давления ("subsolidus segregation by the pressure solution" по E. Сойеру и П-Дж. Робину (1986). В данном процессе состав блока породы в целом не меняется в отношении содержания щелочей (табл. 1), в отличие от состава светлых и темных прослоев (табл. 2).
С повышением температуры в зонах амфибо-литовой фации при невысоком флюидном давлении начинается анатексис с развитием секущих и согласных кварц-полевошпатовых прожилков. Именно в таких комплексах можно наблюдать взаимоотношения мигматитов, созданных в процессе метаморфической дифференциации, и ана-тектических мигматитов. Последние, как правило, секут сланцеватость и слоистость пород и ранние плагиомигматиты (рис. 3б). Кроме того, они заметно различаются по геохимическим особенностям. Как показали Е. Сойер и С-Дж. Барнс (Sawyer and Barnes, 1988), кварц-олигоклазовые лейкосомы (subsolidus segregation), помимо Si, Na и Ca, обогащены только Sr, Eu и U. Остальные элементы концентрируются в темноцветных минералах, которые в условиях метаморфической дифференциации нерастворимы и остаются в ме-ланократовых оторочках, обрамляющих лейкосомы. В анатектических лейкосомах из редких элементов накапливаются Rb, LREE, Zr, Hf и Th. Наиболее информативными оказались отношения Th/Y — Hf/Yb и Th/Y — Eu/Eu*. Анатектиче-
Таблица 1. Средний состав (мас. %) метапелитов корниловской свиты в зонах метаморфизма, хамардабанский комплекс
Зоны SiO2 TiO2 AI2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O
Хлорит-биотитовая 61.64 0.90 19.55 2.23 5.07 3.37 1.03 2.99 3.40
Гранат-биотитовая 61.43 0.92 20.56 1.94 5.65 2.50 0.85 2.38 3.58
Андалузит-ставр. 61.53 0.98 21.94 2.04 5.48 2.19 0.61 1.01 3.51
Силлиманит-гр. 61.23 1.11 20.03 2.71 6.13 2.51 0.65 1.62 3.46
Плагиомигматиты 67.09 1.17 15.93 1.74 5.55 2.00 1.08 2.16 2.92
Калишпат. мигм. 68.66 1.03 15.24 1.41 4.93 1.69 1.36 2.53 2.65
ские лейкосомы образуют поля с высокими значениями отношений Th/Y, но низкими Eu/Eu*, а кварц-плагиоклазовые метаморфогенные — с низкими Th/Y, но >1 Eu/Eu*.
В результате низкого давления летучих и отсутствия притока флюидов извне в хамардабан-ском комплексе преобладают процессы метаморфической дифференциации с проявлением затем анатексиса, и только в верхах амфиболитовой фации появляются параавтохтонные и инъекционные граниты (Солзанский массив). Солзанский массив является в этом плане модельным. Его восточная часть расположена в силлиманит-орто-клазовой зоне сильно мигматизированных мета-пелитов корниловской и амфибол-диопсидовых сланцев шубутуйской свит. Здесь граниты имеют параавтохтонное залегание с перемещенными послойными апофизами. Граниты наследуют темноцветные минералы непосредственно вмещающих их пород: биотиты, гранаты, амфиболы. В западном направлении граниты уже внедряются вдоль нарушения во вмещающие породы низкотемпературных зон с образованием роговиков.
Изучение цирконов массива (SHRIMP-II) показало, что плавление исходных пород не было полным. В ядрах цирконов сохранились в разной степени переработанные ксеногенные обломки ранних цирконов, отражающие возраст вмещающих пород 780 ± 20 млн лет (рис. 4а). Вновь образованные ядра с расплавными включениями (рис. 4б) имеют возраст 513—516 млн лет при возрасте оболочки 490 млн лет (Макрыгина и др., 2013). Некоторые цирконы разъедены остаточными расплавами (рис. 4в). Все это свидетельствует о медленном поэтапном формировании расплава из этой же толщи от анатексиса до диатексиса. По источнику материала эти граниты относятся к S-типу Чаппела и Уайта (Chappel and White, 1977), но по геодинамической обстановке формирования принадлежат к синколлизионным гранитам, в поля которых они попадают на всех дискриминационных диаграммах. Лейкократовые послойные апофизы преимущественно содержат гранат, что подтверждает низкую концентрацию и, соот-ветствено, низкие парциальные давления воды в
системе, затрудняющие образование слюд, ибо само проникновение апофиз в трещины связано с некоторым снижением литостатического давления.
Таблица 2. Состав плагиомигматита (1), кварц-плаги-клазовой (2) кварц-двуполевошпатовой (3) лейкосомы и рестита (4) (Sawyer, Robin, 1986)
Компонент 1(66) 2(101) 3(105) 4(105)
SiO2, мас. % 60.07 90.48 85.99 49.06
TiO2 0.65 0.05 0.03 0.93
Al2O3 16.65 5.81 7.87 19.87
Fe2O3 8.52 0.48 0.41 10.45
MnO 0.09 0.02 0.02 0.14
MgO 2.98 0.40 0.22 4.57
CaO 2.96 1.38 0.26 2.92
Na2O 3.24 1.78 0.91 4.26
K2O 3.02 0.40 5.21 5.01
ппп 1.62 0.59 ппп 1.94
Rb, ppm 109 12 94 284
Ba 934 141 1305 858
Sr 264 260 290 534
La 31.40 1.75 4.8 50.8
Ce 62 3.5 9.4 95.9
Nd 26 1 2.4 38.8
Sm 5.33 0.69 1.28 6.69
Eu 1.32 0.79 0.83 1.94
Tb 0.51 0.09 0.1 0.60
Yb 1.52 0.53 0.41 1.88
Lu 0.26 0.07 0.07 0.31
Y 17.34 4.38 4.42 18.47
Zr 141.7 7.4 12.1 185.4
Th 7 0.2 2 12
U 2 0.2 2 3
Примечание. В скобках номера проб авторов.
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.