Блог

Федькин В. В.
Геохимические особенности- эклогит-глаукофансланцевых пород Максютовского (Южный Урал) и Атбашинского (Южный Тянь-Шань) комплексов.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ­ ЭКЛОГИТ-ГЛАУКОФАНСЛАНЦЕВЫХ ПОРОД МАКСЮТОВСКОГО (ЮЖНЫЙ УРАЛ) И 

АТБАШИНСКОГО (ЮЖНЫЙ ТЯНЬ-ШАНЬ) КОМПЛЕКСОВ

 В. В. Федькин, Г. В. Новиков, Л. В. Сипавина, А. В. Федькин; fedkin@iem.ac.ru

Институт экспериментальной минералогии РАН, Черноголовка, Россия

 

             Известно, что эклогит-глаукофансланцевые комплексы относятся к важнейшим структурно-тектоническим элементам земной коры и, как правило, трассируют важнейшие зоны сочленения крупных геоструктурных и тектонических ее фрагментов. Максютовский комплекс на Южном Урале и Атбашинский – на Южном Тянь-Шане – принадлежат к Урало-Монгольскому складчатому поясу и, по концепции Миаширо о парных метаморфических поясах, могут быть отнесены, соответственно, к его внешней и внутренней зонам [5]. В связи с этим возникла идея провести сравнительное петрологическое, петрохимическое и геохимическое изучение коровых эклогитов и сопряженных с ними глаукофансланцевых пород по всему спектру породообразующих, редких и редкоземельных элементов с целью определения состава протолита и принадлежности комплексов к определенным геодинамическим фрагментам земной коры. Предприняты также попытки выявить признаки магматического или метаморфического происхождения будинированных тел, прослоев и линз эклогитов в толщах глаукофансланцевых пород и геохимические черты сходства или различия отдельных групп пород между собой.

Максютовский комплекс расположен в зоне Главного Уральского Разлома на границе рифейских толщ Суванякского комплекса на западе и Кемпирсайского гипербазитового пояса – на востоке. Окончательно комплекс сформировался в позднем палеозое, и изотопные датировки различных пород и минералов, полученные разными методами, дают интервал эклогитового этапа метаморфизма 390–330 млн лет [4, 10]. Возраст протолита рифейский, самые древние датировки 1.1–1.4 мрд лет. Минеральные ассоциации и данные минералогической геотермобарометрии показывают параметры метаморфизма Р = 8–24 кбар и Т = 400–700 оС [11, 12, 14, 16, 17], а известные находки псевдоморфоз кварца по коэситу [3, 9]и графита по алмазу [15] свидетельствуют о давлениях до 27–32 кбар на ранней стадии формирования комплекса.

Атбашинский эклогит-глаукофансланцевый комплекс входит в систему внутриконтинентального Урало-Тянь-Шаньского герцинского складчатого пояса и приурочен к важнейшей тектонической границе между срединным и южным Тянь-Шанем. Возрастной интервал формирования пород комплекса более широкий (292–427 млн лет). Имеются и более древние датировки: около 570 млн лет и даже 1100 млн лет [2]. Параметры метаморфизма (Т = 350–650 оС и Р = 4–12 кбар) для разных минеральных ассоциаций свидетельствуют о нескольких стадиях минералообразования: прогрессивный этап для гранат-клинопироксеновых пород и эклогитов, инверсионный – для гранат-глаукофановых сланцев и ретроградный этап диафтореза – для гранат-хлоритовых и слюдистых сланцев и кварцитов [8].

Прогрессивные высокобарные тренды для Grt-Cpx-ассоциаций имеют на Р-Т диаграмме комплекса достаточно крутой наклон и совпадают с линией геотермического градиента ~10 град./км. Вся последующая эволюция комплекса отражает постепенное снижение параметров метаморфизма на его ретроградной стадии и фиксирует условия образования гранат-глаукофановых и зеленосланцевых пород на последних этапах его развития. В результате, для Атбашинского эклогит-глаукофансланцевого комплекса намечается типичный для областей внутриконтинентальных шовных структур тренд изменения Р-Т условий метаморфизма типа “clockwise” с низким (~10 град./км) геотермальным градиентом на начальном этапе развития и максимальными параметрами до Т = 650–700 оС при Р = 14–15 кбар для Grt-Cpx пород и эклогитов. Минимальные параметры минералообразования в породах Атбашинского комплекса зафиксированы в хлорит-карбонатных породах, мусковитовых кварцитосланцах, хлоритовых сланцах и кварцитах в виде регрессивного тренда с параметрами от Т = 550–570 оС и Р = 3.5–5.0 кбар до Т = 350–400 оС при Р = 0.5–1.8 кбар. Гранат-глаукофановые ассоциации образуются в диапазоне температур от 250–300 оС до 500–550 оС и давления от 2–4 до 8–10 кбар [8].

Геохимическое изучение состава пород Атбашинского и Максютовского эклогит-глаукофансланцевых комплексов проведено по всему спектру породообразующих, редких и редкоземельных элементов. Дискриминационные диаграммы пород Максютовского и Атбашинского комплексов по главным породообразующим компонентам не дают однозначного ответа о принадлежности протолита эклогитовых пород к тому или иному типу океанических базальтов. Химические составы наиболее свежих эклогитов из будин указывают на близость протолита Максютовских эклогитов скорее к MORB-базальтам, чем к базальтам островодужных серий. Состав же эклогитов Атбашинского комплекса больше тяготеют к толеитовым или известково-щелочным базальтам островных дуг (рис. 1). По мере ретроградных изменений гранат-клинопироксеновых пород и эклогитов, состав их дает все более широкий спектр и распространяется в соседние поля внутриплитных базальтов, толеитов океанического дна и островодужных серий. Различия пород Максютовского и Атбашинского комплексов при этом нивелируются и становятся мало значимыми. Тем не менее, наши данные и результаты Н. И. Волковой с соавторами [1] по Максютовскому комплексу показывают, что протолитом этих пород, скорее всего, могли оказаться базальты срединноокеанических хребтов или океанического ложа – типа E-MORB.

Данные по редким и рассеянным элементам, нормированные к хондриту С1, также показывают очень близкие спектры для пород обоих комплексов. Но наиболее близкое соответствие содержаний этих элементов (при соотношении эталон/образец, близком к единице) наблюдается по отношению к E-MORB базальтам для Максютовских эклогитов и к базальтам нижней коры (LowerCrust) для Атбашинских пород (рис. 2). На диаграмме Максютовского комплекса отчетливо выражена положительная аномалия церия – до 5.5 ед., что обычно не является характерным признаком MORB-базальтов, а, скорее всего, характеризует структуру океанского желоба. Эта особенность Максютовского комплекса сохраняется во всех группах пород вне зависимости от степени их ретроградного изменения. В свежих эклогитах Атбашинского комплекса содержание редких элементов заметно ниже, чем в Максютовских, но при переходе к глаукофановым и слюдистым сланцам эта разница постепенно исчезает, и спектры практически повторяют друг друга как по интенсивности, та и по характеру распределения этих элементов.

В спектрах РЗЭ представительных образцов эклогитов Атбашинского комплекса четко вырисовывается отрицательный Eu минимум (рис. 3), что указывает на кристаллизацию породы в поле плагиоклаза и не подтверждает гипотезу о первично-магматической природе граната. В процессе ретроградных преобразований состава исходного протолита выявлен разный характер поведения РЗЭ. В Атбашинском комплексе в процессе регрессивного этапа метаморфизма происходит накопление легких РЗЭ, а в Максютовском комплексе соотношение легких и тяжелых РЗЭ практически не меняется.

Содержание РЗЭ в неизмененных эклогитах Максютовского комплекса на порядок выше, чем в Атбашинских эклогитах, что свидетельствует в пользу их более глубинного, возможно, магматического происхождения. В Атбашинском комплексе в процессе ретроградных изменений породы обогащаются легкими РЗЭ, и на графиках их распределения появляется Eu минимум.

Предварительные данные по составу РЗЭ в гранатах и омфацитах из эклогитов двух комплексов показывают их более высокое (в 2–3 раза) содержание в минералах Максютовского комплекса и тенденцию к накоплению тяжелых РЗЭ в гранате, особенно в краевых частях его зерен. Распределение РЗЭ в породообразующих минералах традиционно: гранат обогащен тяжелыми РЗЭ, в то время как в клинопироксене распределение тяжелых и легких РЗЭ симметрично и остается на одном уровне. В краевых частях растущих зерен граната происходит накопление тяжелых РЗЭ.

Кристаллизация протолитового расплава эклогитов по расчетным данным. Предполагая, что состав протолита в процессе метаморфических преобразований в целом меняется незначительно и, в общих чертах, соответствует химическому составу пород комплексов, нами проведено сравнительное изучение процесса кристаллизации исходного субстрата того и другого комплекса, находящегося условно в состоянии расплава. Для этого из разных групп пород обоих комплексов были выбраны представительные образцы эклогитов, Grt-Cpx-Gl пород и Grt-Gl-слюдистых сланцев, отражающие наиболее значимые изменения пород в процессе метаморфизма.

Расчеты выполнены по программе MELTS [15]при Р = 1, 10 и 20 кбар в сухой закрытой системе, а также с добавлением естественного содержания воды. Предварительные данные, полученные на основе химических анализов отобранных образцов, показали ряд отличительных особенностей комплексов, касающихся кристаллизации предполагаемого протолитового расплава: состава ликвидусных фаз, порядка кристаллизации, присутствия водных фаз, насыщенности расплава кремнеземом и др. (рис. 4). Основные различия их сводятся к следующему:

  • протолит Атбашинских эклогитов в качестве первой ликвидусной фазы имеет клинопироксен, а в Максютовском комплексе на ликвидусе первым появляется оливин или ортопироксен (см. рис. 4 а, б);
  • при кристаллизации Максютовского протолита при высоком давлении образуется калиевый плевой шпат (см. рис. 4 в), а в Атбашинском образце – плагиоклаз (см. рис. 4 г);
  • в Атбашинском протолите образуется Cpx, обогащенный кальцием, а для Максютовских образцов более типичным является клиноэнстатит, мономинеральные находки которого, кстати, очень типичны для этого района;
  • водные минералы (Bt, Mu) появляются при кристаллизации водосодержащих систем с содержанием воды 1.5 мас. % при Р = 10 кбар (см. рис. 4 е).
  • присутствие воды расширяет поле кристаллизации кварца, в то время как в сухой системе при тех же параметрах в основном образуются фазы, недосыщенные кремнеземом: оливин, шпинель, лейцит (см. рис. 4 д).

Особенности структуры и локальные поля в омфацитах Максютовского и Атбашинского эклогит-глаукофансланцевых комплексов.

Одним из важнейших и принципиальных вопросов изучения эволюции метаморфизма эклогит-глаукофансланцевых комплексов является проблема оценки физико-химических условий минералообразования на разных стадиях метаморфического процесса. Минералогическая геотермобарометрия эклогитов и эклогит-глаукофановых пород основана в основном на гранат-клинопироксеновом равновесии, термодинамика которого, равно как и термодинамические свойства твердых растворов омфацита и граната, вызывают в литературе оживленные споры. В этой связи в рамках данного проекта методами ядерного гамма-резонанса (ЯГР) и рентгеновской порошковой дифрактометрии (РПД) были проведены исследования тонкой структурной организации омфацита как одного из главных индикаторов параметров метаморфизма. 

Для выяснения физической природы структурных превращений, сопровождаемых изменением состава, методом рентгеновской порошковой дифрактометрии исследовались границы топологической устойчивости пяти пироксеновых структур Si-Ge твердых растворов (рис. 5) с различным характером анизотропии упругих свойств [6, 7]. Модель Si-Ge твердого раствора пироксена с замещением в тетраэдрах ионов Si ионами Ge принципиально расширяет диапазон изменения объема элементарной ячейки и “выводит из тени” не сохраняемые закалкой высокобарные структуры клинопироксенов. Это позволяет изучить их особенности на примере структурных Si-Ge аналогов, устойчивых при нормальных условиях. Структурные превращения и сопутствующие им изменения локальных полей в ключевой позиции М1 исследовались методом ЯГР. В этой позиции определено несколько дискретных электронных состояний ионов Fe2+. X-тренды QS-IS ионов Fe2+, имеющих в соседних позициях М2 ионы Ca, Fe или Na, попадают в ниши трех различных моноклинных структур германатов с пр. гр. С2/с [6]. Кроме основного дублета М1(Hd), в ЯГР спектрах таких пироксенов были определены еще два: дублет М1а (в структурах P21/c, P2/n и C2/c-II) и дублет M1b (в структурах C2/c-I, P2/n, и Jad), причем только в омфацитах с пр. гр. P2/n присутствуют именно такие три конфигурации: X(М2)=Ca, Fe и Na. Это появление в позиции М1 пироксеновых структур ионов Fe2+ с различной электронной структурой существенно дополняет представления о локальной структуре смешанных кристаллов.

Детальное исследование омфацитов Атбашинского и Максютовского комплексов позволило сопоставить особенности локальных полей в них и близких пироксеновых структурах и связать их с особенностями их структуры. В омфаците At-47 из эклогита Атбашинского комплекса, наряду с дублетом М1, известного для геденбергита, более заметны конфигурации, характерные для диопсида (дублет М1а), а для образца Mks-110 из Максютовского эклогита характерен жадеитовый дублет М1b (рис. 6). Присутствие в спектре последнего омфацита значительной доли полиэдров М1 (дублет М1b) с параметрами, характерными для высокобарной несохраняемой структуры клиноферросилита и жадеита, может служить признаком высокобарного происхождения исследованных омфацитов. Полученные данные подтверждают наличие эффекта взаимного упорядочения в позициях М1 и М2 катионов с контрастным размером и различным зарядом, что ожидаемо для омфацита. Анализ полученных результатов впервые выявляет важную роль границ топологической устойчивости пироксеновых структур в их превращениях при высоких давлениях и температурах. Прямое доказательство предпочтения локальных конфигураций М3+(М1) – М1+(М2) проясняет физические мотивы упорядочения катионов при превращениях пироксенов, сопряженных с изменением их локальной электронной структуры.

Итак, на основе проведенных исследований можно предположить, что более глубинный Максютовский эклогит-глаукофансланцевый комплекс формировался в рифтогенной зоне на границе Восточно-Европейского палеоконтинента и палеоокеана восточного склона Урала. Состав протолита комплекса соответствуют промежуточному типу толеитовых базальтов между E-MORB базальтами и базальтами островных дуг. Ряд геохимических и петрологических особенностей пород комплекса свидетельствует о его магматическом происхождении. Атбашинский периконтинентальный комплекс по составу слагающих его пород соответствует толеитовым или известково-щелочным базальтам островных дуг и имеет, скорее всего, метаморфогенное происхождение на относительно небольшой глубине (30–35 км).

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (гранты №№ 05-05-64561, 05-07-90318).

 

Литература

  1. Волкова Н. И., Френкель А. Э., Буданов В. И., Холодова Л. Д., Лепезин Г. Г.Эклогиты Максютовского комплекса (Южный Урал): геохимические особенности и природа протолита // Геохимия, 2001. № 10. С. 1027–1038.
  2. Добрецов Н. Л.Глаукофансланцевые и эклогит-глаукофансланцевые комплексы СССР // Новосибирск: Наука, 1974. 430 с.
  3. Добрецов Н. Л., Добрецова Л. В.Новые данные по минералогии эклогит-глаукофансланцевого Максютовского комплекса // Докл. АН СССР, 1988. T. 294. № 2. C. 75–380.
  4. Лепезин Г. Г., Травин А. В., Юдин Д. С., Волкова Н. И., Корсаков А. В.Возраст и термическая история Максютовского метаморфического комплекса (по 40Ar/39Ar данным) // Петрология, 2006. V. 14. № 1. C. 109–125.
  5. Маракушев А. А., Бобров А. В., Ленных В. И.Признаки полифациальности и природа эклогитов Максютовского комплекса на Южном Урале // Магматические и метаморфические образования Урала и их металлогения. Екатеринбург, 2000. С. 214–233.
  6. Новиков Г. В., Сипавина Л. В., Ованесян Н. С., Кулаков В. И.Пироксеновые структуры: фазовые превращения и химическая связь металл-кислород // Экспериментальная минералогия: некоторые итоги на рубеже столетий. М. Наука, 2004. Т. 2. С. 95–110.
  7. Новиков Г. В., Сипавина Л. В., Федькин В. В. Локальная структура и фазовые превращения в пироксеновых системах // Спектроскопия, рентгенография и кристаллохимия минералов. Матер. международ. конф. Казань: Плутон, 2005. С. 187.
  8. Федькин В. В.Минералогическая геотермобарометрия в развивающихся метаморфических системах // Экспериментальная минералогия: некоторые итоги на рубеже столетий. М.: Наука, 2004. Т. 2. С. 172–187.
  9. Чесноков Б. В., Попов В. А.Увеличение объема зерен кварца в эклогитах Южного Урала // Докл. АН СССР, 1965. Т. 162. № 4. С. 909–-910.
  10. Beane R. J. and Connelly J. N.40Ar/39Ar, U-Pb, and Sm-Nd constraints on the timing of metamorphic events in the Maksyutov Complex, southern Ural Mountains // J. Geol. Soc., 2000. V. 157. P. 811–822.
  11. Beane R. J., and Liou J. G.Metasomatism in Serpentinite Mélange Rocks from the High-Pressure Maksyutov Complex, Southern Ural Mountains, Russia // International Geology Review, 2005. V. 47. P. 24–40.
  12. Dobretsov N. L., Shatsky V. S., Coleman R. G., Lennykh V. I., Valizer P. M., Liou J. G., Zhang R. and Beane R. J.Tectonic Setting of Ultrahigh-pressure Metamorphic Rocks in the Maksyutov Complex, Ural Mountains, Russia // Intern. Geol. Rev., 1996.  V. 38. P. 136–160.
  13. Ghiorso M. S. and Sack R. O.Chemical mass transfer in magmatic processes IV. A revised and internally consistent thermodynamic model for the interpolation and extrapolation of liquid-solid equilibria in magmatic systems at elevated temperatures and pressures // Contrib. Mineral. Petrol.,1995. V. 119. P. 197–212.
  14. Hetzel R., Echtler H. P., Seifert W.,et al. Subduction and Exhumation-Related Fabrics in the Paleozoic High-Pressure–Low-Temperature Maksyutov Complex, Antingan Area, Southern Urals, Russia // Bull. Geol. Soc. Am., 1998. V. 110. P. 916–930.
  15. Leech M. L. and Ernst W. G.Graphite Pseudomorphs after Diamond? A Carbon Isotope and Spectroscopic Study of Graphite Cuboids from the Maksyutov Complex, South Ural Mountains, Russia // Geochim. Cosmochim. Acta, 1998. V. 62. P. 2143–2154.
  16. Lennykh V. I., Valizer P. M., Beane R. J., Leech M. L. and Ernst W. G.Petrotectonic Evolution of the Maksyutov Complex, Southern Urals, Russia: Implications for Ultrahigh-Pressure Metamorphism // Intern. Geol. Rev., 1995. V. 37. P. 584–600.
  17. Schulte B. A. and Blümel P.Metamorphic Evolution of Eclogite and Associated Garnet–Mica Schist in the High-Pressure Metamorphic Maksyutov Complex, Ural, Russia // Geol. Rundsch., 1999. V. 87. P. 561–576. 

 

Подписи к рис. ст. Федькин

 

Рис. 1. Дискриминационные петрохимические диаграммы пород Максютовского (кружки) и Атбашинского (треугольники) комплексов. Залитые значки – наиболее свежие эклогиты, полузалитые значки – Grt-Cpx-Gl породы, открытые значки – измененные Grt-Chl-Mu сланцы и кварциты.

 

Рис. 2. Спайдер-диаграммы пород Атбашинского (а) и Максютовского (б) комплексов. Степень заполнения значков отражает степень изменения пород от наиболее свежих эклогитов до Grt-Chl-Mu сланцев и кварцитов (см. рис.1).

 

Рис. 3. Диаграмма распределения РЗЭ в эклогитах Максютовского (кружки) и Атбашинского (треугольники) комплексов, нормированные к хондриту С1.

 

Рис. 4. Результаты расчета диаграмм кристаллизации составов наиболее свежих эклогитов (At-30, Mks-34), Grt-Cpx-Gl пород (At-25, Mks-33) и Grt-Gl-слюдистых сланцев (At-32, Mks-29) Максютовского и Атбашинского комплексов.

 

Рис. 5. Топологические β-V(A3) ниши пяти структур C2/c-I, C2/c-II, C2/c-III, C2/c-IV, PGe-Si пироксеновых твердых растворов и три участка генерального тренда β – V для природных пироксенов со структурой жадеита, P-омфацита (Omph. Р2/n – большие ромбы) и диопсида [16, 17].

 

Рис. 6. Мессбауэровские N-спектры [14] двух омфацитов из эклогитов Атбашинского (At-47) и Максютовского (Mks-110) комплексов, их разностные спектры и спектры жадеита и диопсида.