Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 510, № 1, стр. 52-60

ВВЕДЕНИЕ

Вятский пояс, расположенный между архейскими блоками на северо-востоке Волго-Уральского сегмента Восточно-Европейского кратона (рис. 1), представляет собой комплекс раннедокембрийских супракрустальных пород, полностью перекрытых мощным осадочным чехлом, и информация о его строении и составе базируется на результатах изучения нескольких глубоких скважин. Согласно имеющимся данным [1, 2], Вятский пояс сложен метаморфизованными вулканогенно-осадочными отложениями унийской свиты с возрастом около 2.1 млрд лет, которые прорваны гранитоидами S-типа талицкого комплекса с возрастом около 2.05 млрд лет. На основании изотопно-геохимического и геохронологического изучения керна скважин, Вятский пояс рассматривается как часть палеопротерозойского орогена [2]. Представленные в данной статье результаты исследований метаморфических пород унийской свиты дают дополнительную независимую оценку палеотектонических условий формирования Вятского пояса.

Рис. 1.

a – Три сегмента Восточно-Европейского кратона по [3]. б – Главные структурные элементы Волго-Уральского сегмента ВЕК по [3] с дополнениями. ОММВП – Осницко-Микашевичи-Московский вулканический пояс.

МЕТОДИКА

В данной работе приведены результаты исследования двух образцов метапелитов из скважин Уни-3 и Уни-50. Определение составов минералов проводилось в прозрачно-полированных шлифах на электронном сканирующем микроскопе “Tescan” VEGA-II XMU с энергодисперсионным спектрометром INCA Energy 450 (Черноголовка, ИЭМ РАН).

Содержания петрогенных элементов в породах определялись на спектрометре последовательного действия PW-2400 в ИГЕМ РАН. Точность анализа составляла 1–5 отн. % для элементов с концентрациями выше 0.5 мас. % и до 12 отн. % для элементов с концентрацией ниже 0.5 мас. %.

Параметры давления и температуры метаморфизма пород были количественно охарактеризованы с использованием классических методов геотермобарометрии, основанных на обменных и смещенных равновесиях и на зависимости предельной растворимости элемента в фазе от температуры, и методов мультиравновесной термобарометрии (winTWQ 2.44, GeoPS 3.2.2.128). Детальное описание методики исследования, использованных геотермобарометров и программных пакетов для моделирования приведено в Приложении 1 . Составы породообразующих минералов приведены в Приложении 2 . Содержания петрогенных элементов изученных пород и диаграммы псевдосчений для них, построенные в программе GeoPS, приведены в Приложении 3 .

РЕЗУЛЬТАТЫ

Супракрустальные породы унийской свиты в пределах Вятского пояса различаются по структурным характеристикам и минеральному составу [2, 4]. В восточной части пояса две близкорасположенные скважины Уни-50 и Уни-3 вскрыли силлиманит-гранат-биотитовые гнейсы и андалузит-двуслюдяные сланцы, соответственно, которые образовались при метаморфизме осадочных пород [4].

Силлиманит-гранат-биотитовые гнейсы, вскрытые скважиной Уни-50, одинаковы по текстурно-структурным особенностям и минеральному составу на всем интервале разреза скважины. Текстура пород полосчатая за счет чередования тонких (3–5 мм) лейкократовых кварц-полевошпатовых полос и меланократовых чуть более широких (5–7 мм) полос, обогащенных биотитом. На границе меланократовых и лейкократовых полос увеличивается содержание биотита. Порфиробластовая структура пород связана с присутствием зерен граната на фоне более мелкозернистой матрицы породы (рис. 2 а).

Рис. 2.

Микрофотографии пород унийской свиты, изображения в отраженных электронах (BSE): а–в – силлиманит-гранат-биотитовые гнейсы, скв. Уни-50: а – порфиробласты Grt в меланократовой полосе, б – реликты Als-1 в окружении Kfs, в – реликты Sil (Als-2), секущие мусковитизированный биотит, кварц и полевые шпаты; г – андалузит-двуслюдяные сланцы из скв. Уни-3: порфиробласт And, окруженный Ms-2, в Bt-1-Qz-Ms-1 матрице.

Гранат образует изометричные зерна 0.5–0.7 мм в диаметре в биотит-кварц-полевошпатовой матрице породы, и чаще всего находится в срастаниях с биотитом. Гранат характеризуется плавно изменяющимся составом от центра (Grt-1¹¹: Grs_5–7 Alm_75–77 Sps_6–7 Prp_14–16) к краю (Grt-2: Grs_3–4 Alm_77–79 Sps_7–10 Prp_8–13) зерна (рис. 3 д).

Рис. 3.

Порфиробласты граната и сосуществующего биотита в гнейсах. а–г – фотографии в BSE. Красными стрелками на фото показано направление профиля, точками – места анализа и их номер (Приложение 2 ). д – профили анализов состава через гранаты и е – сосуществующие с ними биотиты.

Биотит образует вытянутые вдоль направления полосчатости пластинки длиной в среднем 0.5–1 мм, присутствует как виде отдельных зерен, так и в виде скоплений, имеет “рваные” края с торцов пластинок, плотно прилегает к гранатовым зернам. Состав биотита незначительно колеблется в пределах каждого отдельного зерна. В крупных зернах состав неравномерно изменяется: Mg#²² колеблется в диапазоне 46–49, содержание TiO₂ повышается ближе к центру зерна до 2.7–3.2 мас. % (Bt-1). В приконтактовой с гранатом зоне биотит имеет Mg# 49–51 и TiO₂ 1.7–2.7 мас. % (Bt-2) (рис. 3 е). Иногда в краевых частях биотита развит хлорит, формирующий тонкие агрегаты замещения. В отдельных чешуйках биотита развиты мусковитовые прослои (Ms₆₂ Pg₅ Cel₁₅ Fcel₁₈) (рис. 2 в). Реже в зонах с реликтами силлиманита встречаются чешуйки мусковита, почти полностью заместившие биотит (Ms_81–83Pg_2–11Cel_4–6Fcel_4–7). Мелкие чешуйки биотита в матрице породы по составу аналогичны Bt-1 (Mg# = 49, TiO₂ = 2.7–3.2 мас. %).

Плагиоклаз формирует зерна диаметром 1–2 мм с неровными краями, с многочисленными включениями кварца, реликтов калиевого полевого шпата (КПШ), реликтов силлиманита. Он ксеноморфен по отношению к биотиту, который обрастает его по краям в меланократовых зонах. Имеет незначительную зональность от центра к краю зерен. Более основный состав (An_26–28) приходится на центральные части (Pl-1). Для краев зерен, в том числе и ближе к границам с гранатом, характерен более кислый состав – An_23–25 (Pl-2).

КПШ представлен в виде мелких пятен с неровными границами в зернах плагиоклаза.

Алюмосиликат представлен двумя полиморфами – андалузитом (условно) и силлиманитом. Андалузит (Als-1) присутствует в виде зерна неправильной формы, которое окружено каймой КПШ (рис. 2 б). Силлиманит (Als-2) встречен в лейкократовых полосах в виде игольчатых зерен длиной 0.1–0.2 мм, которые преимущественно пересекают кварцевые либо плагиоклазовые (An_25–28) зерна, либо листочки мусковитизированного биотита (состава Bt-1) (рис. 2 в). Оба полиморфа имеют низкие суммы составов от 79 до 85 мас. %, а количества в них атомных единиц Al и Si примерно равны, что не соответствует формуле Al₂SiO₅ и, возможно, могут представлять собой проявление псевдоморфоз каолинита.

Таким образом, можно выделить 2 парагенезиса: ранний Grt-1 + Bt-1 + Pl-1 + Als-2 + Kfs + Qz, который, вероятнее всего, формировался в пиковых условиях, и поздний (ретроградный) – Grt-2 + + Bt-2 + Pl-2 + Qz + Ms + Chl. Вероятно, Als-1 является реликтом проградной стадии метаморфизма, поэтому в ассоциации пикового и ретроградного этапов он не включен.

Мелко-тонкозернистые андалузит-двуслюдяные сланцы, вскрытые скважиной Уни-3, сложены ориентированными мелкими чешуйками биотита (Bt-1: Mg# 45–47, TiO₂ = 1.6–2.4 мас. %), мусковита (Ms-1: Ms_75–81 Pg_13–19 Cel_3–4 Fcel_3–10), и зернами кварца. В незначительном количестве присутствуют мелкие зерна плагиоклаза (An_15–17). КПШ присутствует в плагиоклазе в виде пятен с нечеткими границами. В нижней части разреза скважины присутствуют реликты порфиробластов андалузита, “закрученных” в мусковитовую прослойку с чуть более пониженной по сравнению с матрицей X_Cel (Ms-2: Ms_75–81Pg_15–20Cel_1–3Fcel_1–3), обрамленную крупными чешуйками биотита-2 (Mg# 42–47, TiO₂ = 1.9–3.0 мас. %), и находящуюся в мелкозернистой сланцеватой матрице (рис. 2 г). Обширные области мусковита-2 в прослойке вокруг андалузита повсеместно замещаются хлоритом.

ОБСУЖДЕНИЕ

Разнообразие пород унийской свиты может быть связано как с разным протолитом, так и быть результатом разных PT-параметров метаморфизма близких по составу исходных пород. Наиболее ярко различия степени метаморфизма выражены в двух пространственно-сближенных скважинах, в разрезах которых фиксируются однородные последовательности пород (гнейсы в скв. Уни-50, сланцы в скв. Уни-3) с незначительными вариациями минерального и химического состава (Приложение 3 , табл. 3.1 ).

Гнейсы скважины Уни-50 являются наиболее информативными для расшифровки параметров кульминационной и ретроградной стадий метаморфизма. В гранатах плавное понижение содержаний Grs и Prp при увеличении содержания Sps и Alm от центра (Grt-1) к краю зерен (Grt-2) (рис. 3 д) указывает на монотонный рост оболочек в ретроградную стадию в условиях равномерно снижающегося давления и температуры при одноактном метаморфизме, возможно, спровоцированный поступлением флюидной фазы при снижении давления [6].

Парагенезис Grt + Bt + Pl + Qz + Als-2 позволил оценить параметры разных этапов. Для оценки пикового этапа были использованы анализы ядерных частей граната с высокой X_Prp (Grt-1), центральные части листочков контактирующих с ними крупных биотитов с самым низким Mg# и самым высоким содержанием TiO₂ и Х_Al в позиции М2 (Bt-2), и центральных частей плагиоклазов с более высоким An (Pl-1). Параметры пика метаморфизма, оцененные классическими термобарометрами (Grt-Bt и Grt-Als-Pl-Qz (GASP)), имеют следующие значения: Т = 624–644°C, P = = 4.1–4.7 кбар. Составы контактирующих зерен граната, биотита и плагиоклаза (Grt-2, Bt-2, Pl-2) фиксируют теми же методами следующие значения на ретроградном тренде эволюции метаморфизма: Т = 539–590°C, P = 2.1–2.8 кбар. При моделировании с использованием winTWQ были получены оценки для пикового этапа: Т = 621°С, P = 5.4 кбар, для ретроградного этапа: Т = 553°C, P = 2.9 кбар (рис. 4), которые согласуются с полученными данными классической термобарометрии. С использованием этих же составов биотита по термометру Ti-in-Bt была оценена температура для давлений разных этапов: 623–659°C при 4–5 кбар³³ и 557–618°C при 2.2–4.4 кбар, которая совпадает с оценками обменного Grt-Bt термометра (табл. 1).

Рис. 4.

Диаграммы (winTWQ-2.34) с пересекающимися линиями реакций для системы KCFMASH и парагенезиса Pl + Bt + Grt + Qz + Sil в гнейсах скв. Уни-50, определяющих РТ-условия для (а): пикового – 662°C, 5.59 кбар, и (б): ретроградного – 553°C, 2.9 кбар этапов метаморфизма. Использовалась согласованная термодинамическая база данных (ТДБ) BA06 (Приложение 1 ). T_av и P_av – вычисленные средние значения; dT и dP – параметры сходимости пучка, среднеквадратические отклонения всех учтенных парных пересечений линий реакций от вычисленного среднего значения по двум осям. IR – количество независимых реакций, в списке реакций они обозначены жирным шрифтом, на графике – жирными линиями.

Тонкая полосчатость гнейсов с чередованием полосок с разным соотношением лейкократовых и меланократовых минералов предполагает их образование в процессе метаморфической сегрегации и, возможно, начало частичного плавления. Множество экспериментальных исследований ([11] и ссылки в ней) объясняет инициацию плавления в гнейсах за счет разложения водосодержащих минералов в отсутствие свободного флюида (дегидратационное, более высокотемпературное) либо с уже присутствующим водным флюидом (более низкотемпературное). По взаимоотношению минералов в гнейсах скв. Уни-50 можно предположить различные механизмы. Например, реликты силиката алюминия (Als-1), окруженные каймой КПШ (рис. 2 б), позволяют предположить его участие в реакции плавления [12]: Bt + Pl + Als + Qz = Grt + Kfs + melt (1). Этой же реакцией можно интерпретировать пойкилобласты КПШ в зернах плагиоклаза и появление граната в лейкосоме. Но температуры, которые соответствуют реакции (1) по экспериментальным данным [12], несколько выше (700–750°С), чем максимальные значения, полученные в данном гнейсе (644°С) (рис. 5), а гранат гораздо чаще встречается в меланосоме. Реликты же силлиманита (Als-2) обильно представлены в лейкосомах вместе с кварцем, плагиоклазом-1, КПШ и в срастании с мусковитизированным биотитом (состава Bt-1) (рис. 2 в). Возможность образования перитектического биотита, силлиманита и КПШ по экспериментальным данным [13] допускается при распаде первичного мусковита: Ms + + Pl + Qz = Kfs + Sil + Bt + melt (2), признаки которого в породе лишь косвенные. При этом обратная реакция (2) также может объяснять появление обильной мусковитизации биотита в зонах с алюмосиликатом при ретроградной гидратации [14]. Но температуры дегидратации мусковита (700–750°С для 4–7 кбар) по данным [13] также выше, чем полученные максимальные значения P и Т.

Рис. 5.

PT-оценки метаморфизма пород унийской свиты по классической и мультиравновесной термобарометрии и РТ-тренды метаморфизма для пород: 1 – Вятского пояса, 2 – Воронцовского террейна по [17] и 3 – Тейского комплекса по [18] на диаграмме фаций для метапелитов по [19]. Черными пунктирными линиями, подписанными римскими цифрами, показаны известные реакции для гранитоидов и метапелитов соответственно: (I) – [12], (II) – [13], (III) – [15]. * – Расшифровка названий термобарометров приведена в табл. 1.

Учитывая эти значения, текстурные особенности можно объяснить водонасыщенным плавлением лейкократовой части [15]: Qz + Pl + Kfs + + H₂O = melt (3) (рис. 5). Такое плавление происходит в присутствии свободного водного флюида уже при 650°С (4–5 кбар). В пользу этого механизма говорит также наличие гранитоидных жил на одной глубине с гнейсами в скв. Уни-50.

С помощью термодинамического моделирования с использованием программы GeoPS были рассчитаны температуры пикового этапа метаморфизма гнейса – 670–690°С, что превышает оценки по TWQ и классическим методам на 40–50°С, а диапазон давлений – 4–5.5 кбар – совпадает с рассчитанными значениями (Приложение 3 ).

В отличие от гнейсов скважины Уни-50, сланцы скв. Уни-3 не несут признаков плавления, но содержат порфиробласты андалузита, который указывает на метаморфизм в более низкобарических и низкотемпературных условиях. Меньшие содержания Cel в мусковите сланцев в отличие от мусковита гнейсов также говорят о более низких давлениях при метаморфизме [16]. Температура формирования мелких зерен биотита (Bt-1) в матрице по термометру Ti-in-Bt при давлении 2–3 кбар, выбранном в соответствии с ограничениями андалузитовой фациальной серии, оценена в 540–580°С. Обменный Bt-Ms термометр в минералах матрицы при тех же давлениях показал температуры 520–580°С. В связи с тем, что X_Cel в мусковите матрицы в среднем выше на 2%, чем в мусковите вокруг андалузита, можно предположить, что парагенезис Bt-1 + Ms-1 + Qz более ранний, а прослойка Ms-2 + Chl вокруг андалузита – ретроградная [16]. Можно также предположить, что крупный биотит (Bt-2), обрастающий кайму Ms-2, равновесен андалузиту. Вместе эти фазы составляют парагенезис пикового этапа для породы. Температура этого этапа по термометру Ti-in-Bt при давлении 2–3 кбар в нем оценена в 570–593°С.

Область ассоциации сланцев на диаграмме псевдосечений, построенной в GeoPS (Приложение 3 ), имеет обширный диапазон температур от 520 до 630°С, однако узко ограничивается изоплетами существующей Mg#(Bt) от 600 до 630°С (при 2.6–3.4 кбар), что превышает на 10–30°С полученные классическими методами оценки для пикового этапа, и сопоставимо с погрешностями классических термометров (Приложение 3 ).

Проведенные исследования дают основания для расшифровки эволюции метаморфизма пород унийской свиты. Определение параметров начала проградной стадии затруднено. Вероятно, для сланцев скв. Уни-3 за параметры проградной стадии можно принять PT-значения, определенные для парагенезиса матрицы породы (500°С, 2 кбар). Ретроградный тренд для сланцев и гнейсов вполне определен и имеет наклон примерно 2.3 кбар/100°С (рис. 5).

При этом финальная стадия метаморфизма для гнейсов приблизительно совпадает с максимальными значениями для сланцев, но давления и температуры пика метаморфизма, которые сформировали основные парагенетические и структурно-текстурные различия между породами, в гнейсах выше на 100°С и 2–3 кбар (пиковые условия сланцев и гнейсов: 590°С, 2–3 кбар и 690°С, 5.4 кбар соответственно). В метаморфизме пород можно выделить зональность, по характеру которой метаморфизм изученных гнейсов и сланцев относится к сравнительно малоглубинному типу, к андалузит-силлиманитовой фациальной серии.

Такие превышения РТ-параметров могли быть связаны с прогрессивным метаморфизмом, вызванным локальным разогревом пород при вязких деформациях в обстановке коллизии [20].

В качестве ближайшего аналога по возрасту метаморфизма и составу протолита можно привести Воронцовский террейн, входящий в состав Волго-Донского орогена в западном обрамлении Волго-Уралии [17]. Он характеризуется образованием метаморфических зон в метапелитах в интервале температур 430–750°С и давлений 3–5 кбар. В террейне были закартированы гранатовая, ставролитовая, ставролит-силлиманитовая, мусковит-силлиманитовая зоны (560–600°С) и наиболее высокотемпературная (до 750°С) силлиманит-калишпат-кордиеритовая зона [17]. Наиболее вероятной причиной метаморфизма авторы указывают увеличение теплового потока при вязких деформациях и складчатости в теплой литосфере в ходе коллизионных процессов. В отличие от Воронцовского террейна в Вятском поясе наклон РТ-тренда более крутой, характеризующийся схожими температурами только при более низких давлениях, при этом кордиеритовая и ставролитовая зоны отсутствуют (рис. 5).

Наклон РТ-тренда метаморфических преобразований пород центральной части Вятского пояса более сопоставим с трендом Тейского комплекса Енисейского кряжа (рис. 5), где закартированы четыре зоны регионального метаморфизма, связываемого с утолщением земной коры при коллизионных процессах: биотитовая, гранатовая, ставролит-андалузитовая и силлиманитовая, а также зона более высоких давлений (кианитовая) в районе разлома, связываемая с более поздним локальным динамометаморфизмом [18]. Минеральная ассоциация первой зоны комплекса похожа на парагенезис сланцев скважины Уни-3 (однако отличается отсутствием андалузита), а четвертая похожа на парагенезис Sil-Grt-Bt гнейсов скв. Уни-50 (но отличается наличием ставролита). Региональные зоны Тейского комплекса характеризуются увеличением степени метаморфизма по температурной оси по направлению к ядру антиклинали. Увеличение степени метаморфизма, вероятно, имело место и в Вятском поясе по направлению к зоне сочленения с архейским Токмовским мегаблоком, однако требует дальнейшего изучения пород фундамента по имеющемуся керну немногочисленных скважин.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Для пород унийской свиты Вятского пояса установлен зональный метаморфизм андалузит-силлиманитовой фациальной серии в пределах амфиболитовой фации (HT-LP типа). Пиковый этап формирования парагенезиса Pl + Bt + Qz + + Kfs + Grt + Sil в гнейсах оценен классическими термобарометрами Grt-Bt и GASP: 624–644°C, 4.1–4.7 кбар, с помощью winTWQ: 621°С, 5.4 кбар и с помощью метода пересечения изоплет в GeoPS: 670–690°С, 4–5.5 кбар. Последний метод вместе со структурно-текстурными особенностями гнейса подтвердил частичное плавление в водонасыщенных условиях. Завершающая стадия ретроградного этапа была оценена термобарометрами: 539–590°C, 2.1–2.8 кбар, и с помощью winTWQ: 553°C, 2.9 кбар. Область формирования парагенезиса андалузитовой фациальной серии Pl + Ms + Bt + Qz + Kfs + And ± Chl в And-Ms-Bt сланцах оценена термометрами Ms-Bt и Ti-in-Bt в 520–590°C при 2–3 кбар, а на диаграмме псевдосечений эта область подтверждена с помощью изоплет магнезиальности биотита и содержаний селадонита.

Учитывая анатексис в гнейсах и температурные оценки от 520 до 690°С в близких зонах метаосадочных пород унийской свиты, а также разницу в давлениях от 2 до 5.4 кбар, можно сказать, что в исследуемой внутренней области Вятского пояса имел место высокоградиентный метаморфизм, и для нее наиболее вероятен вариант разогрева в результате вязких деформаций на этапе коллизии в условиях “теплой” литосферы палеопротерозойского орогена, фрагмент которого пояс представляет.