Glaucophanites of the Chara Zone, NE Kazakhstan: protolith nature, P-T parameters, and metamorphic age.pdf Введение Неотъемлемой частью офиолитовых разрезов являются подушечные базальты, однако довольно часто они наблюдаются и в составе субдукционно-аккреционных комплексов, несмотря на полное или частичное их замещение метаморфическими ассоциациями глаукофансланцевой или эклогитовой фаций [Kullerud et al., 1990; Gao et al., 2000; van der Straaten et al., 2008; Волкова и др., 2008, 2016; Ravna et al., 2010]. Среди многочисленных включений высокобарических пород (эклогиты, гранат-барруазитовые, барруазитовые и катофоритовые амфиболиты, эклогиты и метачерты) в серпентини-товом меланже Чарской зоны СВ Казахстана [Доб-рецов, 1974; Ермолов и др., 1981; Волкова и др., 2016] нами был обнаружен экзотический блок подушечных базальтов, метаморфизованных в условиях глаукофансланцевой фации. В данной работе приведены результаты петролого-минералогичес-кого и изотопно-геохимического изучения этого уникального геологического объекта. Описание обнажения Блок метаморфизованных пиллоу-лав (рис. 1, а, б) представляет собой отдельно стоящее скальное образование, которое отчетливо выделяется своим видом и темной окраской на фоне травянистой степи и имеет размеры 30*20*8 м. Этот блок сложен вытянутыми, часто ассиметричными пиллоу размером от 50 см до 2,5 м в длину и отношением продольной оси к поперечнику от 3,0 до 4,5. «Подушки» плотно упакованы между собой, практически «припаяны» друг к другу, с минимальным количеством межподушечного материала. У подножья скалы разбросаны отдельные пиллоу, отломанные от скалы, а также находятся несколько глыб пород, отличающихся от подушечных базальтов зеленоватым цветом и, как будет показано ниже, химическим и минералогическим составом. Петрография и состав минералов «Подушки» блока сложены глаукофанитами -плотными массивными породами (рис. 1, в, г), состоящими на 75-80% из глаукофана: NaB = 1,651,80; Mg# = 0,65-0,83; AlVI > Fe3+ (табл. 1). Никаких признаков сланцеватости не наблюдается. Структура пород нематогранобластовая. Между идиоморфны-ми лейстами натрового амфибола располагаются эпидот с XFe = Fe3+/(Fe3++Al) = 0,11-0,14; фенгит с содержанием Si = 3,38-3,41 ф.е., альбит, хлорит. В небольших количествах присутствуют кварц и сфен. Внутри отдельных пиллоу наблюдается петельчатая система эпидотовых (эпидот + магнезио-рибекит + хлорит) прожилков. Резко отличаются по минеральному составу породы, найденные у подножия блока. Гранат-эгирин-авгитовая порода (рис. 1, д; табл. 2, обр. 18/1) - зеленоватая плотная массивная порода, слагающая отдельную глыбу диаметром около 1 м у подножия обнажения метаморфизованных пиллоу-лав. Зеленоватый цвет обусловлен фибробластовым клинопи-роксеном, слагающим основную массу породы, на фоне которого выделяются мелкие (20-50 мкм) идио-морфные зерна граната и крупные фиолетовые эв-гедральные кристаллы натрового амфибола. Клинопироксен представлен эгирин-авгитом с содержанием жадеитового и эгиринового компонентов (12-24 и 27-40% соответственно). Гранат характеризуется высокими содержаниями спессартиново-го компонента (24-48%), альмандина (31-43%) и гроссуляра (18-25%); содержание пиропового компонента составляет 2,7-4,3%. © Волкова Н.И., Хлестов В.В., Сухоруков В.П., Травин А.В., Юдин Д.С., Хлестов М.В., 2017 DOI: 10.17223/25421379/2/2 Наблюдаются широкие вариации составов граната как между зернами, так и в пределах одного зерна. Зональность граната проявляется в резком уменьшении содержаний спессартина и увеличении содержаний альмандина и пиропа от центра к краю кристаллов. Содержание гроссуляра при этом или немного уменьшается к краю зерна, или остается практически на одном уровне. Узкие внешние зоны натрового амфибола представлены рибекитом (Mg# = 0,4-0,5; NaB = 1,72-1,82), а центральные участки - магнезио-рибекитом (Mg# = 0,5-0,7; NaB = 1,55-1,75). В породе также встречаются в небольшом количестве (12 об. %) зерна эпидота, пластинки фенгита. Из акцессорных минералов присутствует сфен. Рис. 1. Блок метаморфизованных подушечных базальтов и фотографии шлифов а - общий вид; б - фрагмент; в, г - массивный глаукофанит; д - гранат-эгирин-авгитовая порода; е - гранатовый глаукофанит Fig. 1. Block of metamorphosed pillow basalts and photos of thin sections a - general view; b - fragment; c, d - massive glaucophanite; d - garnet-aegirine-augite rock; e - garnet glaucophanite Т а б л и ц а 1 Представительные анализы минералов из метаморфизованных пиллоу-базальтов (глаукофанитов) Чарской зоны T a b l e 1 Representative analyses of minerals from metamorphosed pillow-basalts (glaucophanites) of the Chara zone № обр. 6-1 6-3 5-1 Минерал Gln Mg-Rb Cpx Phe Ep Gln Gln Phe Ab Gln Gln Phe Ep Ab SiO2 56,69 55,59 53,51 51,28 37,57 56,05 56,60 51,67 69,11 56,90 56,96 51,95 38,69 71,78 TiO2 0,09 0,05 0,05 0,35 0,30 0,07 0,07 0,31 0,03 0,08 0,07 0,20 0,05 0,00 AI2O3 6,69 6,33 3,70 25,97 21,70 7,59 6,87 25,57 20,23 7,93 7,17 26,32 21,21 19,62 &2O3 0,05 0,08 0,56 0,08 0,06 0,03 0,03 0,06 0,04 0,06 0,05 0,10 0,07 0,02 FeO* 15,11 15,34 14,70 5,54 13,07 14,61 14,77 5,23 0,10 13,22 14,34 4,34 13,97 0,08 MnO 0,22 0,27 0,33 0,03 0,56 0,21 0,26 0,02 0,01 0,19 0,24 0,03 0,50 0,02 MgO 10,36 10,50 6,78 3,42 0,07 10,21 10,90 3,60 0,02 1 0,21 10,46 3,58 0,03 0,00 CaO 1,54 1,30 11,60 0,05 22,72 1,40 1,72 0,02 0,06 1,97 1,99 0,02 22,19 0,05 Na2O 6,31 6,63 7,06 0,28 0,07 6,67 6,32 0,20 10,04 6,31 6,38 0,30 0,02 9,44 K2O 0,06 0,04 0,02 9,89 0,01 0,03 0,04 10,12 0,05 0,02 0,02 0,18 0,00 0,03 Сумма 97,11 96,13 98,31 96,90 96,13 96,86 97,58 96,79 99,69 96,89 97,69 95,89 96,71 101,04 Si 7,932 7,870 1,998 3,409 3,218 7,864 7,864 3,435 3,005 7,975 7,940 3,442 3,318 3,062 Ti 0,009 0,005 0,01 0,018 0,019 0,008 0,008 0,015 0,001 0,008 0,007 0,010 0,003 0,000 Al 1,103 1,056 0,163 2,034 2,190 1,255 1,125 2,003 1,037 1,310 1,178 2,055 2,143 0,986 Cr 0,005 0,009 0,016 0,004 0,004 0,003 0,003 0,003 0,001 0,007 0,006 0,005 0,004 0,001 Fe3+ 0,828 0,964 0,334 0,000 0,343 0,758 0,908 0,000 0,002 0,409 0,600 0,000 0,213 0,001 Fe2+ 0,937 0,849 0,125 0,307 0,077 0,953 0,806 0,290 0,000 1,138 1,069 0,240 0,237 Mn 0,027 0,033 0,011 0,002 0,040 0,025 0,030 0,001 0,000 0,022 0,028 0,002 0,036 0,001 Mg 2,159 2,214 0,377 0,339 0,009 2,134 2,256 0,356 0,001 2,131 2,172 0,353 0,004 0,000 Ca 0,231 0,197 0,464 0,003 2,084 0,210 0,256 0,001 0,003 0,296 0,297 0,001 2,038 0,002 Na 1,711 1,819 0,511 0,036 0,012 1,813 1,701 0,025 0,846 1,714 1,723 0,039 0,003 0,780 K 0,010 0,008 0,001 0,838 0,001 0,006 0,007 0,858 0,003 0,004 0,004 0,780 0,000 0,001 Mg# 0,697 0,723 0,751 0,691 0,737 0,652 0,670 Примечания. *Z FeO + Fe2O3. Условные обозначения минералов в таблице и тексте - по [Kretz, 1983]. Расчёт Fe3+ производился на основе 6 кислородов и 4 катионов для пироксена, 23 кислородов и 13 катионов (за исключением K, Na и Ca) - для амфиболов, 11 кислородов и 7 катионов - для фенгита, 12,5 О и 8 катионов - для эпидотов, 8 кислородов - для плагиоклазов. Составы минералов определены на рентгеновском микроанализаторе Jeol JXA-8100 в Институте геологии и минералогии (ИГМ) СО РАН (аналитик Е.Н. Нигматулина). Т а б л и ц а 2 Представительные анализы минералов из гранатового глаукофанита (8) и гранат-эгирин-авгитовой породы (18/1) T a b l e 2 Representative analyses of minerals from garnet glaucophanite (8) and garnet-aegirine-augite rock (18/1) № обр. 8 18/1 Минерал Grt-c Grt-r Grt-c Grt-r Gln Ab Kfs Grt-c Grt-r Grt-c Grt-r Cpx Cpx Phe SiO2 37,51 37,70 37,51 37,84 53,75 69,44 65,78 37,54 37,47 37,61 37,78 54,45 54,44 51,38 TiO2 0,15 0,07 0,15 0,08 0,08 0,01 0,01 0,15 0,08 0,15 0,08 0,04 0,03 0,30 Al2O3 19,05 19,98 18,75 19,80 6,55 19,76 18,90 20,03 19,72 19,51 19,78 3,74 4,61 25,42 Cr2O3 0,04 0,03 0,24 0,05 0,05 0,02 0,03 0,04 0,02 0,17 0,00 0,03 0,03 0,03 FeO* 10,90 27,40 11,06 26,38 18,75 0,19 0,23 15,61 22,16 15,34 19,88 13,46 15,12 5,76 MnO 21,62 5,70 21,57 6,79 0,29 0,02 0,03 17,11 10,46 17,05 12,12 0,95 0,74 0,05 MgO 0,51 0,98 0,51 1,03 8,47 0,00 0,00 0,93 1,06 0,87 0,87 7,40 6,12 3,43 CaO 8,18 7,52 8,41 7,67 2,34 0,02 0,02 8,34 8,75 8,34 9,03 14,02 11,10 0,02 Na2O 0,05 0,05 0,03 0,05 6,25 10,76 0,10 0,06 0,04 0,04 0,05 6,05 7,76 0,15 K2O 0,00 0,00 0,01 0,01 0,10 0,06 13,68 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 9,67 Сумма 98,00 99,44 98,22 99,68 96,63 100,26 98,77 99,83 99,75 99,08 99,60 100,14 99,95 96,20 Si 3,090 3,058 3,087 3,061 7,756 3,012 3,025 3,026 3,023 3,058 3,050 2,003 1,994 3,437 Ti 0,009 0,004 0,009 0,005 0,009 0,000 0,000 0,009 0,005 0,009 0,005 0,001 0,001 0,015 Al 1,849 1,910 1,818 1,888 1,114 1,010 1,024 1,902 1,875 1,869 1,882 0,162 0,199 2,003 Cr 0,003 0,002 0,015 0,003 0,006 0,001 0,001 0,002 0,001 0,011 0,000 0,001 0,001 0,001 Fe3+ 0,000 0,000 0,000 0,000 0,861 0,003 0,004 0,037 0,076 0,000 0,015 0,058 0,260 Fe2+ 0,750 1,855 0,760 1,782 1,398 0,000 0,000 1,014 1,417 1,041 1,325 0,153 0,101 0,322 Mn 1,508 0,391 1,503 0,465 0,036 0,001 0,001 1,168 0,714 1,174 0,829 0,029 0,023 0,003 Mg 0,063 0,118 0,062 0,124 1,821 0,000 0,000 0,111 0,127 0,106 0,105 0,406 0,334 0,342 Ca 0,722 0,653 0,741 0,665 0,362 0,001 0,001 0,720 0,756 0,726 0,781 0,552 0,435 0,001 Na 0,007 0,008 0,004 0,007 1,748 0,904 0,009 0,010 0,006 0,007 0,007 0,431 0,551 0,020 K 0,000 0,000 0,001 0,001 0,019 0,003 0,802 0,001 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,825 Mg# 0,077 0,060 0,075 0,065 0,538 0,099 0,082 0,092 0,073 0,725 0,768 Примечания. Те же, что и в табл. 1. Гранатовый глаукофанит (рис. 1, е; табл. 2, обр. 8) сложен хаотически ориентированными лей-стами голубого амфибола (глаукофана-магнезиори-бекита: Nae = 1,55-1,74; Mg# = 0,54-0,61; Fe/(Fe+Al) = 0,38-0,53) и обильными скоплениями очень мелких (10-30 мкм) зерен граната. Зональность этих мельчайших гранатов выражена в резком снижении концентрации спессартинового компонента (табл. 2) и увеличении содержаний альмандина, а также в существенном увеличении содержаний пиропа и некотором снижении содержаний гроссуляра от центра к краю кристаллов. Так, например, для одного зерна были зафиксированы следующие вариации состава: центр - Alm 17%, Grs 25%, Sps 54%, Py 1,5%; край - Alm 60%, Grs 22%, Sps 11%, Py 4,0%. Кроме того, в породе присутствуют альбит, единичные зерна калиевого полевого шпата и стильпномелан с высоким содержанием MnO (3,9-4,3 мас. %). Химический состав пород По химическому составу глаукофаниты, слагающие пиллоу (табл. 3), отвечают низкомагнезиальным (Mg# = = 29-37) умеренно титанистым (TiO2 = 1,5-1,7 мас. %) толеитовым базальтам с содержанием SiO2 = 49,251,1 мас. %, AI2O3 = 12,2-14,7; IFe2O3 = 11,7-14,7; MgO = 5,8-7,5; Na2O = 2,4-3,1. По сравнению с базальтами N-MORB они содержат больше K2O (2,13,9 мас. %) и меньше CaO (4,1-6,5 мас. %). Т а б л и ц а 3 Химический состав метаморфизованных подушечных базальтов Чарской зоны Chemical compositions of the metamorphosed pillow basalts of the Chara zone T a b l e 3 № п/п 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 № обр. 5-1 5-4 6-1 6-4 6-5 7c 7r 7g 8 18/1 SiO2, мас. % 49,37 50,21 49,83 50,11 50,71 51,98 49,50 49,88 47,52 50,66 TiO2 1,62 1,52 1,55 1,71 1,70 1,71 1,08 1,23 2,54 1,08 Al2O3 13,85 13,32 12,18 14,69 14,02 11,69 12,98 12,39 9,55 6,45 Fe2O3 13,48 13,58 14,68 11,69 11,90 14,51 14,56 14,54 19,36 21,04 MnO 0,17 0,17 0,19 0,18 0,18 0,18 0,18 0,18 2,46 0,94 MgO 7,41 7,53 6,12 5,77 6,33 8,18 7,46 8,21 5,15 4,49 CaO 4,78 4,13 6,46 5,78 5,25 3,32 6,07 5,55 7,49 8,89 Na2O 2,55 2,75 3,10 2,72 2,59 3,40 2,61 2,67 2,99 6,10 K2O 3,28 3,15 2,53 3,91 3,87 2,11 2,30 2,31 0,34 0,06 P2O5 0,27 0,11 0,13 0,14 0,13 0,07 0,38 0,75 0,85 0,26 П.п.п. 3,23 3,56 3,28 3,34 3,45 2,88 2,89 2,34 1,70 0,02 Сумма 100,03 100,04 100,06 100,03 100,12 100,03 100,00 100,05 99,96 100,00 Rb, ppm 68 76 63 99 85 42 43 46 7 5 Cs 0,45 0,65 0,51 0,75 0,57 0,31 0,31 0,37 0,8 0,33 Sr 75 75 325 143 113 41 141 76 131 44 Ba 297 258 449 649 676 227 261 204 96 18 Th 0,43 0,43 0,35 0,40 0,34 0,25 0,32 0,21 3,57 1,24 U 0,34 0,18 0,57 0,40 0,34 0,11 0,18 0,21 3,35 1,00 Nb 3,8 3,8 5,0 4,9 4,1 3,4 2,2 2,9 6,1 3,4 Ta 0,23 0,20 0,28 0,23 0,23 0,20 0,14 0,14 0,34 0,30 Zr 92 98 96 112 96 106 49 67 122 43 Hf 2,6 2,3 2,4 2,6 2,8 2,8 1,5 1,8 2,8 1,1 La 5,9 4,5 4,1 3,2 4,3 1,4 3,7 2,9 52,9 16,3 Ce 14,6 12,6 10,5 9,7 12,6 4,8 11,8 8,3 88,3 27,1 Pr 2,29 2,34 1,84 1,80 2,12 1,02 2,34 1,53 17,06 5,19 Nd 11,9 11,2 9,2 9,4 11,4 5,7 12,2 7,6 73,9 21,2 Sm 4,0 3,6 2,9 3,0 4,0 1,9 4,3 2,5 20,0 4,8 Eu 1,47 1,32 1,23 1,23 1,52 0,52 1,48 0,79 6,31 1,18 Gd 5,6 4,7 3,9 4,0 5,3 2,5 5,8 3,5 17,8 5,8 Tb 1,00 0,93 0,77 0,85 0,97 0,45 1,00 0,65 3,00 0,96 Dy 6,4 5,7 4,9 5,6 6,5 2,6 7,0 3,9 16,1 6,4 Ho 1,42 1,18 1,05 1,22 1,42 0,54 1,45 0,85 3,14 1,76 Er 4,0 3,4 3,1 3,8 4,2 1,6 4,2 2,5 9,19 5,61 Tm 0,59 0,52 0,48 0,60 0,62 0,28 0,66 0,41 1,50 0,78 Yb 3,9 3,2 3,1 3,8 4,0 1,9 4,1 2,6 9,1 4,7 Lu 0,57 0,48 0,48 0,57 0,59 0,29 0,60 0,40 1,35 0,77 Y 38 44 39 46 40 17 41 28 118 47 Примечания. Анализы 1-8 - метаморфизованные подушечные базальты (глаукофаниты): 1-2 - пиллоу-1 (1 - край, 2 - центр пиллоу); 3-5 - пиллоу-11 (3 - край, 4, 5 - центр пиллоу); 6-8 - пиллоу-Ш (6 - центр, 7-8 - край пиллоу). Анализ 9 - гранатовый глаукофанит; 10 - гранат-эгирин-авгитовая порода. Анализы образцов на петрогенные элементы выполнены методом РФА в ИГМ СО РАН (аналитик Л.Д. Холодова). Редкие элементы определялись методом TCP-MS на масс-спектрометре высокого разрешения с магнитным сектором ELEMENT фирмы Finnigan MAT (Германия) в ИГМ СО РАН (аналитик И.В. Николаева). Глаукофаниты демонстрируют LREE-депле-тированные кривые распределения редких земель (рис. 2, а) с LaN = 7,6-15,8 (редко 4,5-5,2); Ybn = 11,8-21,2; (La/Yb)n = 0,58-0,96 (иногда 0,210,26). (La/Sm)w варьирует от 0,59 (0,23-0,27) до 0,89, а (Gd/Yb)^ - от 0,85 до 1,22. Иногда наблюдаются слабые отрицательные (0,79) или положительные (1,12) европиевые аномалии. На N-MORB-нормированной мультиэлементной диаграмме (рис. 2, б) глаукофаниты демонстрируют в целом плоские спектры, за исключением Ba, Rb, Cs, U, K и Sr, которые считаются подвижными при субдук-ционном метаморфизме и/или подводном изменении базальтов [Bebout, 2007]. В целом, геохимические характеристики этих пород наиболее близки к таковым для базальтов типа N-MORB. Проведенные исследования показали практическое отсутствие геохимической зональности в отдельных пиллоу. Исключение составляют только их самые краевые участки, которые характеризуются повышенными (примерно в 1,5 раза) содержаниями La и Ce. Гранат-эгирин-авгитовая порода и гранатовый гла-укофанит (см. табл. 3) резко отличаются по химическому составу от метаморфизованных подушечных базальтов (глаукофанитов). Они характеризуются очень высокими содержаниями железа (21 и 19 мас. % Fe2O3) и марганца (0,94 и 2,46 мас. % MnO соответственно). При этом в гранатовом глаукофаните отмечаются также высокие содержания титана (2,54 мас. % TiO2) и фосфора (0,85 мас. % P2O5), а гранат-эгирин-авгитовая порода содержит мало глинозема (6,45 мас. %) и калия (0,06 мас. % K2O) и много натрия (6,1 мас. % Na2O). Наблюдаемые особенности химического состава этих пород, по-видимому, являются следствием циркуляции горячих гидротермальных растворов, богатых железом и марганцем. В отличие от метаморфизованных подушечных базальтов, гранат-эгирин-авгитовая порода и гранатовый глаукофанит характеризуются более высокими содержаниями редких земель (табл. 3; рис. 2, а), а кривые распределения РЗЭ имеют отрицательный наклон (LaN = 52,4 и 170,7; YbN = 22,4 и 43,4; (La/Yb)N = 2,3 и 3,2 соответственно). Спектр РЗЭ для гранат-эгирин-авгитовой породы демонстрирует заметный Eu минимум (Eu/Eu* = 0,68), на кривой распределения РЗЭ гранатового глаукофанита Eu минимума нет. В целом, спектры этих пород напоминают некоторые типы Е-MORB базальтов. Спайдерграммы гранат-эгирин-авгитовой породы и гранатового глаукофанита (рис. 2, б) демонстрируют слабо отрицательные наклоны кривых распределения. Для них наблюдаются минимумы по Rb, K, Sr, Ba, Sr, Zr, Hf, Ti и максимумы по LREE и U. Кроме того, гранатовые глаукофаниты характеризуются значительно более высокими содержаниями средних и тяжелых РЗЭ, Y и P по сравнению с глау-кофанитами метаморфизованных подушечных базальтов и типичными N-MORB (в 3-7 раз). Рис. 2. Спектры РЗЭ (а) и спайдерграммы (б) глаукофанитов, гранатового глаукофанита и гранат-эгирин-авгитовой породы Чарской зоны Fig. 2. REE spectra (a) and spidergrams (b) of glaucophanites, garnet glaucophanite, and garnet-aegirine-augite rock of the Chara zone Оценки Р-Т условий метаморфизма глаукофа-нитов, рассчитанные с использованием программы THERMOCALC [Holland, Powell, 1998], составляют 458-482°С и 9,1-10,8 кбар при достаточно больших ошибках определения: ± 53-81°С и ± 1,21,6 кбар. В гранат-эгирин-авгитовой породе оценки температур были получены с использованием гранат-клинопироксенового термометра [Ravna, 2000], который учитывает влияние Fe3+. Поскольку гранаты в этой породе резко зональные, определения проводились только по краевым участкам минералов. Тем не менее мы получили широкий диапазон температур 455-511°С при давлении P = 10 кбар. Р-Т условия метаморфизма Возраст высокобарического метаморфизма подушечных базальтов Чарской зоны определялся 40Ar/39Ar изотопным методом по валовой пробе гла-укофанита. График ступенчатого нагрева глаукофа-нита (рис. 3) показывает хорошее плато с возрастом 448,1±4,0 млн лет и демонстрирует возможность использования подобных пород для изотопных определений. Полученная дата указывает на поздне-ордовикский возраст глаукофансланцевого метаморфизма подушечных базальтов и хорошо согласуется с 40Ar/39Ar возрастами (450-444 млн лет), полученными ранее по фенгиту и барруазиту из гранат-барруазитовых амфиболитов [Волкова и др., 2008] и эклогитов [Волкова и др., 2016]. Возраст метаморфизма Выделенный 39 Аг, % Ar датирования глаук (по валовой пробе породы) Fig. 3. Results of 40Ar^9Ar dating of glaucophanite of the Chara zone (on whole rock) Рис. 3. Результаты 40Ar/39Ar датирования глаукофанита Чарской зоны Обсуждение результатов Чарская сдвиговая зона протягивается на сотни километров с северо-запада на юго-восток через весь Восточный Казахстан и является главной структурой, разделяющей образования Сибирского и Казахстанского континентов [Добрецов, 1974; Ермолов и др., 1981; Буслов и др., 2003]. В осевой части Чар-ской зоны располагается Чарский офиолитовый пояс, который представляет собой мегамеланж, включающий расчлененные офиолиты, блоки вулканических, метаморфических и осадочных пород в сер-пентинитовом матриксе. Высокобарические метаморфические породы Чарской зоны отражают наиболее ранний субдукционный этап развития этого региона. Следует отметить, что наибольшим распространением среди них пользуются гранат-барруазитовые, барруазитовые, реже катофоритовые амфиболиты [Волкова и др., 2008]. Довольно редко здесь встречаются и эклогиты [Добрецов, 1974; Ермолов и др., 1981; Волкова и др., 2016], которые при подъеме, по-видимому, замещались ретроградными ассоциациями апоэклогитовых амфиболитов вследствие интенсивного взаимодействия с флюидами, циркулирующими в зоне субдукции. Поэтому единственный в Чарской зоне блок пиллоу-базальтов, сохранивших подушечную структуру и метаморфи-зованных в условиях глаукофансланцевой фации (т. е. при более низких температурах по сравнению с барруазитовыми амфиболитами и эклогитами), представляет несомненный интерес для петрологического изучения. Проведенное нами петрогеохимическое изучение метаморфизованных пиллоу-базальтов Чарской зоны позволяет утверждать, что их протолитами были базальты типа N-MORB, от которых глаукофаниты отличаются более высокими содержаниями K2O и пониженными CaO. Обогащение океанических базальтов K (Rb и Cs) может происходить как в результате взаимодействия с морской водой, так и при субдукционном метаморфизме [Bebout, 2007]. Вынос Ca из исходных пород мог осуществляться при взаимодействии флюид - порода за счет разложения основного плагиоклаза и клинопироксена. Такие примеры выноса Ca из стекловатых подушечных базальтов при их взаимодействии с морской водой описаны при изучении пород океанического дна Индийского океана [Greenough et al., 1990]. В отношении редких элементов отличия глауко-фанитов Чарской зоны от N-MORB заключаются в повышенных содержаниях Rb, Cs, Ba, U и варьирующих содержаниях Sr. Считается [Bebout, 2007], что в результате взаимодействия с морской водой базальты обогащаются Ba на порядок меньше по сравнению с Rb, Cs, K. Однако рассматриваемые глау-кофаниты обогащены Ba в той же степени, что и этими щелочными элементами. Поэтому можно предположить, что обогащение Ba происходило и при субдукционном метаморфизме. Тренды увеличения содержания Rb, Cs, Sr и U в океанических базальтах в результате взаимодействия с морской водой и HP/LT метаморфизма практически идентичны [Bebout, 2007], поэтому мы не можем сделать однозначного вывода, с каким из этих процессов связано обогащение глаукофанитов данными элементами. Таким образом, проведенные исследования мета-морфизованных пиллоу-лав Чарской зоны показали лишь небольшие изменения валового состава их протолитов, которые могут быть связаны не с глау-кофансланцевым метаморфизмом, а унаследованы от подводного изменения исходных пород, что привело в целом к сохранению геохимических характеристик базальтов океанического дна. В то же время описываемые в данной работе другие метабазиты (гранат-эгирин-авгитовая порода и гранатовый глаукофанит) существенно отличаются по петрохимическому и редкоэлементному составам от базальтовых протолитов, что может быть связано с воздействием на эти породы горячих гидротермальных растворов, богатых железом и марганцем, по аналогии с образованием железо-марганцевых корок или конкреций при подводном вулканизме. Чрезвычайная пестрота составов и очень высокие градиенты концентраций химических компонентов в мельчайших кристаллах граната из этих пород определенно свидетельствуют об исключительной кратковременности метаморфо-метасоматического этапа эволюции вулканитов. Об этом также говорит и сохранность всей пиллоу-постройки в целом, не искаженной сколько-нибудь существенно наложенными процессами деформации. 40 * /39 > Ar/ Ar изотопное датирование показало, что возраст эксгумации глаукофанитов составляет около 448 млн лет и совпадает в пределах точности анализа со временем эксгумации других высокобарических метабазитов Чарской зоны [Волкова и др., 2008; Волкова и др., 2016], что говорит об их практически одновременном подъеме из зоны субдукции. Работа выполнена в рамках государственного задания (проект № 0330-2016-00), при финансовой поддержке РФФИ (проект № 15-35-20267) и Министерства образования и науки Российской Федерации в рамках программы приоритетного развития Томского государственного университета (проект ВИУ, СИ 4, мероприятие 4.1.2, 8.1).

Скачать электронную версию публикации