Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 492, № 1, стр. 66-70

Богатые CO₂ флюиды играли определяющую роль в процессах формирования докембрийских гранулитовых комплексов, расположенных по периферии древних континентальных блоков (кратонов) [1]. Внутренним источником CO₂ в гранулитах могли служить карбонаты и графит, присутствовавшие в породах до метаморфизма. Однако продуцирование CO₂ в результате разложения карбонатов или окисления графита наиболее эффективно на прогрессивной стадии метаморфизма, тогда как активное воздействие углекислых флюидов на регрессивной стадии эволюции гранулитовых комплексов было связано преимущественно с разнообразными внешними источниками. В качестве такого главного источника рассматриваются CO₂-содержащие основные магмы, аккумулировавшиеся в основании континентальной коры в ходе плавления в верхней мантии и служившие также источником тепла для метаморфизма [2]. В ходе регрессивной стадии метаморфизма, связанной с подъемом к поверхности, гранулитовые комплексы активно взаимодействовали с древними континентальными блоками. Породы этих блоков также могли служить источником флюидов, в том числе богатых CO₂, воздействующих на гранулиты.

Активное взаимодействие горячих гранулитов с кратоном хорошо охарактеризовано для Южной Краевой Зоны (ЮКЗ) неоархейского-палеопротерозойского (2.72–2.01 млрд. лет) гранулитового комплекса Лимпопо, ЮАР [3]. Эта зона является классическим примером надвига высокометаморфизованных пород на древний кратон Каапвааль [3]. Прогрессивный метаморфизм пород кратона при надвиге гранулитов ЮКЗ в период времени 2.69–2.66 млрд. лет сопровождался выделением из них водно-углекислых флюидов, которые взаимодействовали с гранулитами вдоль тектонических зон или через гранитоидные интрузии. Значения δ¹³С углерода магнезита (–5.5…–6.0‰), возникавшего в ультраосновных гранулитах в ходе этого взаимодействия [4], углерода графита (‒6.5…–8.6‰) и флюидных включений (–4.1 ± ± 1.2‰) в лейкократовых гранатсодержащих гранитоидах [5], переносивших флюиды, значительно отличаются от изотопного состава углерода графита из метапелитов ЮКЗ (–12.5…–15.2‰) [6]. Этот факт подтверждает наличие некоего источника углерода, который находился за пределами ЮКЗ и представлял собой, вероятно, гетерогенный карбонатсодержащий субстрат. Им могли служить карбонатсодержащие вулканогенно-осадочные толщи зеленокаменных поясов кратона Каапвааль, испытавшие проградный метаморфизм при взаимодействии с гранулитами ЮКЗ. Этот вывод был сделан в [5] на основе сравнения приведенных выше изотопных данных с обобщенными данными об изотопном составе карбонатов пород зеленокаменных поясов различных кратонов, в том числе поясов кратона Каапвааль, удаленных от комплекса Лимпопо (например, пояс Барбертон [7]). Данные же для пород зеленокаменных поясов, непосредственно контактирующих с комплексом Лимпопо, отсутствовали.

В данном сообщении приведены результаты определений изотопного состава углерода и кислорода карбонатов пород зеленокаменного пояса Гияни, сопряженного с региональной зоной сдвиговых деформаций Хоут-Ривер, по которой гранулиты ЮКЗ надвинуты на кратон Каапвааль. Пояс Гияни сложен, главным образом, слабометаморфизованными сланцами ультраосновного, основного и изредка кислого состава, а также железистыми кварцитами, метапелитами и доломитами [8]. В северной части пояса присутствуют блоки пород, испытавших метаморфизм при давлениях до 6.5 кбар и температурах 550–600°С под воздействием гранулитов [9]. Эти блоки заключены в породы более низкой степени метаморфизма, среди которых широко представлены карбонатсодержащие разности. Проградный метаморфизм таких пород вполне мог приводить к выделению водно-углекислых флюидов, проникавших в гранулиты через зону Хоут-Ривер.

Исследованы пять образцов карбонатсодержащих пород из северной части пояса Гияни [8, 9]. Метаультрабазит (образец 17-6) состоит из зональных кристаллов амфибола и акцессорных ильменита и магнетита, погруженных в хлорит-карбонатную матрицу. Карбонат, слагающий около 8 об. % породы, представлен доломит-анкеритом с магнезиальностью X_Mg = Mg/(Mg + Fe) = = 0.40–0.45 (составы минералов определялись на электронном сканирующем микроскопе “Tescan” Vega IIXMU с энергодисперсионным спектрометром “INCA” Energy 450 в ИЭМ РАН). Два образца метабазитов, 17-8 и 17-5, содержат зональные кристаллы амфибола с варьирующей концентрацией CaO, биотит с X_Mg = 0.42–0.46 и 1.6–2.3 мас. % TiO₂, кварц, плагиоклаз (X_An = = 0.25), акцессорные ильменит, апатит и сульфиды железа. Содержание карбонатных минералов в образцах составляет ∼10 об. %. В образце 17-8, помимо преобладающего кальцита, присутствуют два карбоната доломит-анкеритового состава с магнезиальностями 0.6 и 0.4 соответственно. В метабазите 17-5 карбонат представлен только кальцитом. Бóльшее содержание биотита выражено в более высоком валовом содержании K₂O (2.28 мас. % в отличие от 0.36 мас. % в образце 17-8). Образцы карбонатсодержащих метапелитов, MAS-13 и MAS-18, различаются количественными соотношениями кварца, плагиоклаза (X_An = = 0.23), биотита (X_Mg = 0.48, TiO₂ = 2.5–3 мас. %), акцессорных ильменита, апатита и фосфатов РЗЭ. В породах присутствуют как кальцит (∼9 об. %), так и доломит-анкеритовый карбонат (<1%).

Анализ изотопного состава углерода и кислорода карбонатов из указанных образцов проводился в ЦКП МИИ СО РАН на базе ИГМ СО РАН (Новосибирск). Карбонатный материал отбирался из образцов с помощью абразивного сверла. Карбонатную пудру далее разлагали в ортофосфорной кислоте при температуре 60°С в устройстве GasBenchII. Для Fe-содержащих карбонатов время реакции было увеличено до 160 ч. Изотопный состав углерода в выделившемся чистом СО₂ анализировался на масс-спектрометре “Finnigan” MAT-253 в режиме постоянного тока гелия. Точность измерений δ¹³C карбонатного материала контролировалась международным стандартом NBS-19 (δ¹³C = +1.9‰, δ¹⁸О = –2.2‰) и составляла 0.1‰ для δ¹³C и 0.3‰ для δ¹⁸О.

Измеренные значения δ¹³C и δ¹⁸О приведены в табл. 1. Значения δ¹³C находятся в пределах интервала δ¹³C_PDB = –0.5 до –9‰, характерных для карбонатов в породах архейских зеленокаменных поясов (см. обзорную таблицу в [7]). Значения δ¹³C для карбонатов из образцов метаультрабазита и метабазитов совпадают со значениями, типичными для глубинных источников углерода, ‒6 ± 2‰ PDB [10] (рис. 1), что оправдано для продуктов метаморфизма ультраосновных и основных вулканических пород. Однако значения δ¹⁸О этих карбонатов заметно выше тех, что характеризуют глубинные источники [10] (рис. 1). Полученные значения δ¹³C и δ¹⁸О для карбонатов из метаультрабазита и метабазитов (табл. 1) близки к интервалам –4…–6‰ и 8–14‰ соответственно, выделенным Д. Гроувсом и соавт. [11] для карбонатов в зонах региональной флюидной проработки ультраосновных и основных пород в архейских зеленокаменных поясах Западной Австралии (рис. 1). Более “тяжелые” значения δ¹³C для карбонатов метапелитов MAS-13 и MAS-18 (табл. 1) попадают в интервал от –1 до –2.5‰, выделенный теми же авторами [11] для карбонатов – продуктов воздействия морской воды на породы морского дна (рис. 1). Однако значения δ¹⁸О для таких карбонатов (8–12‰; [11]) заметно ниже тех, которые получены для карбонатов из метапелитов MAS-13 и MAS-18 (17.1 и 17.5‰; табл. 1, рис. 1). Значения δ¹⁸О для карбонатов из метапелитов MAS-13 и MAS-18 смещены в сторону значений, характерных для карбонатов, равновесных с морской водой при низких температурах (>20‰; например, в [12]) и близки к значениям, характерным для докембрийских морских карбонатов [13] (рис. 1). Пересчет валовых составов этих пород по методу А.А. Предовского с учетом ∼6 об. % CaCO₃ в их составе показал, что геохимические характеристики метапелитов MAS-13 и MAS-18 соответствуют грауваккам. Таким образом, они, скорее всего, представляют собой продукты метаморфизма кластического материала с примесью карбонатов как гидротермального, так и хемогенного осадочного происхождения.

Рис. 1.

Соотношения δ¹³C_PDB от δ¹⁸О_SMOW для карбонатов из изученных метапелитов MAS-13 и MAS-18 (серые треугольники), метабазитов 17-5 и 17-8 (серые круги) и метаультрамафита 17-6 (серый квадрат) в сравнении с опубликованными данными: (1) – (3) карбонаты из пород различных архейских зеленокаменных поясов [7], (4) поле, выделенное Д. Гроувсом и соавт. [11] для карбонатов в зонах региональной флюидной проработки ультраосновных и основных пород в архейских зеленокаменных поясах Западной Австралии, (5) поле, выделенное теми же авторами [11] для карбонатов – продуктов воздействия морской воды на породы морского дна. Нанесены поля для глубинного источника углерода [10], для метаморфизованных осадочных карбонатных пород [7] и для докембрийских морских карбонатов [13].

На рис. 2 полученные значения δ¹³C для карбонатов пород зеленокаменного пояса Гияни сопоставлены с данными по изотопному составу углерода в различных породах ЮКЗ гранулитового комплекса Лимпопо, контактирующей с этим зеленокаменным поясом. Значения δ¹³C для доломит-анкерита из метаультрабазита 17-6 (табл. 1) близко к значениям δ¹³C = –5.5…–6.0‰ для магнезита из ультраосновных гранулитов ЮКЗ [4] (рис. 2). Однако вряд ли такое совпадение означает наследование карбонатов в гранулитах из ультраосновных пород зеленокаменных поясов. Магнезит в гранулитах не является минералом пика метаморфизма, а возникал лишь на регрессивной стадии при температурах порядка 670°С и давлениях 6 кбар вследствие воздействия водно-углекислых флюидов [4]. По нашему мнению, совпадение значений δ¹³C указывает на то, что источником этих флюидов могли быть породы зеленокаменных поясов, погруженных под гранулиты ЮКЗ.

Рис. 2.

Изотопный состав углерода карбонатов из изученных пород зеленокаменного пояса Гияни: пелитов MAS-13 и MAS-18 (большие белые круги), метаультрабазит 17-6 (большой светло-серый круг), метабазитов 17-5 и 17-8 (большие темно-серые круги). Для сравнения приведены опубликованные данные по δ¹³C_PDB графита из метапелитов формации Бандерлиеркоп [6] (звездочки), графита из гранатсодержащей трондьемитовой жилы [6] (маленький серый круг), карбонатов из метаультрабазитовых гранулитов формации Бандерлиеркоп [4] (серые квадраты). Темно-серый прямоугольник показывает диапазон δ¹³C_PDB гидротермальных карбонатов из зеленокаменных поясов [7], светло-серый прямоугольник показывает  диапазон  δ¹³C_PDB  флюидных  включений  в кварце и карбонатах гидротермальных жил в зеленокаменных поясах [7], белые многоугольники – δ¹³C_PDB флюидных включений, а маленькие черные круги – δ¹³C_PDB графита из лейкократовых гранатсодержащих гранитодов ЮКЗ комплекса Лимпопо [5].

О.Г. Сафонов и соавт. [5] определили вариации δ¹³C = –5.6…–2.5‰ для углерода флюидных включений в минералах гранатсодержащих лейкократовых гранитоидов, внедренных в метапелиты ЮКЗ на регрессивной стадии метаморфизма (рис. 2). Верхнее значение этого интервала близко к δ¹³C для карбонатов из метапелитов MAS-13 и MAS-18 (табл. 1, рис. 2). Породообразующая ассоциация силикатных минералов в этих метапелитах биотит+плагиоклаз+кварц – это потенциальный субстрат для образования гранатсодержащих гранитоидных магм при анатексисе [14], тогда как карбонаты в этих породах могут служить источником CO₂, впоследствие сопровождавшего эти магмы [5]. Нижнее значение δ¹³C, выше приведенного интервала δ¹³C, схоже с изотопным составом углерода карбонатов из метаультрабазита 17-6 (табл. 1, рис. 2). Это указывает на то, что флюиды, высвобождавшиеся при метаморфизме ультраосновных пород зеленокаменных поясов, также участвовали в образовании гранитоидных магм, вероятно, в подошве гранулитового комплекса в ходе его взаимодействия с кратоном. Таким образом, полученные изотопные данные подтверждают вывод, сделанный прежде нами на основе изучения уникальных магнезитсодержащих включений в гранатах лейкократовых гранитоидов ЮКЗ [15].