Записки Российского минералогического общества, 2020, T. 149, № 5, стр. 1-28

Эволюция состава акцессорных минералов RЕЕ и Ti в метаморфических сланцах серии Атомфьелла, Западный Ню Фрисланд, Шпицберген и ее петрогенетическое значение

д. чл. С. А. Акбарпуран Хайяти 1, д. чл. Ю. Л. Гульбин 1*, д. чл. А. Н. Сироткин 2, И. М. Гембицкая 1

1 Санкт-Петербургский горный университет
199106 Санкт-Петербург, 21-я линия, 2, Россия

2 Полярная морская геологоразведочная экспедиция
198412 Санкт-Петербург, ул. Победы, 24, Россия

* E-mail: ygulbin@yandex.ru

Поступила в редакцию 06.07.2020
После доработки 21.08.2020
Принята к публикации 21.08.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

В статье рассматривается акцессорная минерализация пород, развитых в северной части антиклинория Западного Ню Фрисланда, архипелаг Шпицберген. В строении антиклинория принимают участие комплексы метаморфических пород нижнего протерозоя (PR1) и нижнего рифея (RF1), перекрытые с угловым несогласием отложениями древнего (RF3–PZ1) платформенного чехла. Для характеристики акцессорной минерализации изучены представительные образцы метапелитов, сложенных Ms–Bt–Grt–Qz–Pl ассоциацией, и известковых сланцев, в состав которых дополнительно входят кальцит и клиноцоизит. Специальное внимание уделено анализу микроструктурных особенностей агрегатов акцессорных минералов и их петрогенетической интерпретации. В результате проведенных исследований выявлено несколько ассоциаций акцессориев, отвечающих разным “временным срезам” метаморфической эволюции. Наиболее ранняя ассоциация включает минералы REE: монацит-(Ce), а также REE-содержащие клиноцоизит и эпидот, замещающие детритовый (?) алланит-(Ce). Эти минералы образовались до начала кристаллизации граната (<530–540 °C, <5.5–7.5 кбар) и на ранних стадиях порфиробластеза. В период, предшествующий порфиробластезу, возникли клиноцоизитовые оторочки вокруг выделений алланита-(Ce). Об этом свидетельствуют зональные кристаллы клиноцоизита с алланитовыми ядрами, наблюдающиеся в виде включений в гранате. На завершающих стадиях порфиробластеза в связи с достижением пиковых условий метаморфизма (670–690 °С, 10–11 кбар) стабилизировался рутил и возникла ассоциация Fe–Ti оксидов, включавшая, кроме рутила, метастабильный в этих условиях ильменит. На регрессивной стадии, при охлаждении пород до 450–470 °C и падении давления до 3–5 кбар, рутил и ильменит в известковых сланцах замещались титанитом, парагенным с поздним хлоритом. Обсуждаются условия и механизмы протекания фазовых реакций, ответственных за образование акцессориев.

Ключевые слова: алланит, клиноцоизит, рутил, ильменит, титанит, монацит, метапелиты, известковые сланцы, Theriak/Domino, изохимические диаграммы, Шпицберген

Акцессорные минералы играют важную роль как индикаторы условий метаморфизма. Наряду с породообразующими минералами они принимают активное участие в метаморфических превращениях, выступая источниками редких элементов (REE + Y, U, Th и др.), участвующих в фазовых реакциях. Изучая состав, внутреннее строение и реакционные взаимоотношения акцессориев, исследователи ищут ответы на вопросы, связанные с последовательностью и возрастом метаморфических событий.

В статье рассматривается акцессорная минерализация пород, слагающих кристаллическое основание одного из террейнов, принимающих участие в геологическом строении архипелага Шпицберген. Специальное внимание уделяется анализу микроструктурных особенностей агрегатов акцессорных минералов и их генетической интерпретации. Для реконструкции условий метаморфической кристаллизации применяются методы физико-химического моделирования.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Полуостров Ню Фрисланд расположен на севере острова Западный Шпицберген. Эта область считается тектонотипом шпицбергенского фундамента (Красильщиков, 1973). По современным представлениям (Сироткин, Евдокимов, 2011), в строении Ню Фрисланда принимают участие комплексы метаморфических пород нижнего протерозоя (PR1) и нижнего рифея (RF1), перекрытые с угловым несогласием отложениями древнего (верхний рифей RF3 – нижний палеозой PZ1) платформенного чехла. Более ранние комплексы формируют антиклинорий Западного Ню Фрисланда протяженностью около 150 км, вытянутый в субмеридиональном направлении и ограниченный: на востоке – тектоническим контактом с Хинлопенским синклинорием, на западе – глубинным разломом Вейдефьорд, который отделяет антиклинорий от Девонского грабена.

В разрезе фундамента Западного Ню Фрисланда выделяют отложения двух серий: Атомфьелла (PR1) и Моссель (RF1). Серия Атомфьелла образована хорошо стратифицированной осадочно-вулканогенной толщей, в строении которой участвуют гнейсы (часто послойно мигматизированные), кристаллические сланцы, кварциты, амфиболиты и мраморы. Мощность толщи превышает 8000 м, она расчленяется на семь свит. Породы смяты в изоклинальные складки, нередко осложненные продольными и поперечными разломами. Толща прорывается анатектическими гранитами, интрузиями пород основного-ультраосновного состава и с угловым несогласием перекрывается серией Моссель. В состав последней входят три свиты, сложенные кристаллическими сланцами и гнейсами с прослоями кварцитов и мраморов. На востоке серия Моссель имеет тектонический контакт с верхнерифейской серией Лумфьорд, резко отличаясь от нее как по характеру разреза, так и по степени метаморфизма.

Серия Атомфьелла – единственный докембрийский комплекс на архипелаге, региональный метаморфизм которого уверенно датируется раннепротерозойским возрастом (~1750 млн лет). Подобный возраст, согласно данным U-Pb датирования циркона, имеют как анатектические гранитоиды, так и гнейсы серии Атомфьелла (Gee et al., 1992; Johansson et al., 1995; Ларионов, 1999). Наиболее древние датировки по метаосадочным породам (2.5–2.8 млрд лет) отвечают позднеархейскому времени и указывают на возраст протолита, за счет которого формировались породы серии Атомфьелла (Тебеньков и др., 2004). Анализ геологических данных по серии Моссель и датировки, полученные U-Pb методом по детритовому циркону из гнейсов (Гавриленко и др., 2004; Larionov et al., 1998), приводят к выводу о том, что серия Моссель была сформирована не позднее 1200 млн лет назад (является нижнерифейской), и метаморфизована в период 1150–950 млн лет, в конце среднего рифея, что отвечает гренвильской эпохе тектогенеза (Тебеньков и др., 1996, 2004).

Более позднее тектоно-термальное событие в пределах изучаемой территории было связано с каледонской орогенией. О влиянии этого события на породы серий Моссель и Атомфьелла свидетельствуют изотопные возраста, полученные K-Ar, Rb-Sr и Ar-Ar методами, максимум которых приходится на интервал 470–380 млн лет. Изохронный U-Pb метод дает эти цифры по нижним пересечениям конкордии.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Для характеристики акцессорной минерализации метаморфических сланцев серии Атомфьелла были детально изучены представительные образцы пород, развитых в северной, наиболее хорошо обнаженной части антиклинория. Образцами для исследования послужили кристаллические сланцы свиты Риттерватнет (рис. 1). Их минеральный состав изучался в петрографических шлифах. Валовый химический состав определялся рентгеноспектральным флуоресцентным анализом (ВСЕГЕИ, аналитик Б.А. Цимошенко). Состав породообразующих минералов анализировался с помощью сканирующего электронного микроскопа JSM-6510LA с энергодисперсионным спектрометром JED-2200 (JEOL) (ИГГД РАН, аналитик О.Л. Галанкина), состав акцессорных минералов – с помощью электронного микроскопа JSM-6460LV с системой энергодисперсионного микроанализа Oxford INCA Energy (Горный университет, аналитик И.М. Гембицкая).

Рис. 1.

Сланцы свиты Риттерватнет, серии Атомфьелла, смятые в мелкие изоклинальные складки (слева) и фрагмент обнажения (т.н. 3912), из которого были взяты изучаемые образцы (справа). Fig. 1. Isoclinal fold in schists of the Rittervatnet Group, Atomfjella Series (left) and the outcrop 3912 from which study samples were selected (right).

ОПИСАНИЕ ОБРАЗЦОВ

Широким распространением среди пород свиты Риттерватнет пользуются метапелитовые сланцы, сложенные Ms–Bt–Grt–Qz–Pl ассоциацией11, и известковые сланцы22, в состав которых дополнительно входят кальцит и клиноцоизит.

Типичным примером метапелитового сланца выступает обр. 3912-3а. Он характеризуется сланцеватой текстурой и порфиробластовой структурой за счет относительно крупных (до 4–5 мм) кристаллов граната, облекаемых мелкозернистым кварц-плагиоклаз-слюдяным агрегатом с примесью углеродистого вещества и ильменита. Гранат содержит S-образные цепочки включений кварца и других минералов матрикса. По данным микрозондового анализа он обогащен гроссуляровым миналом (XCa 0.12–0.16) и характеризуется ростовой зональностью по Fe, Mn и Mg (центр кристаллов: XFe 0.80–0.81, XMn 0.05–0.06, XMg 0.04–0.05; край кристаллов: XFe 0.74–0.75, XMn < 0.01, XMg 0.14–0.16). С гранатом сосуществуют олигоклаз (An14–23) и умеренно магнезиальный биотит (Mg# 0.42–0.50) с повышенным содержанием титана (TiO2 2.0–3.3 мас. %).

Примером известкового сланца служит обр. 3912-3б. Его отличительной чертой является тонкополосчатое строение, обусловленное чередованием линзовидных прослоев мелкозернистого кварца и серицита, замещающего плагиоклаз, с прослоями более крупнозернистых калиевого полевого шпата, кальцита и скаполита. В породе наблюдаются порфиробласты граната размером до 1 см, облекаемые струйчатыми агрегатами биотита и часто заключенные в линзовидную “рубашку” из калиевого полевого шпата. Порфиробласты содержат многочисленные включения минералов матрикса и пересечены поздними хлорит-кальцит-эпидотовыми прожилками. Гранат обогащен гроссуляровым миналом (XCa 0.26–0.28) и демонстрирует прямую зональность по Fe, Mn и Mg (центр кристаллов: XFe 0.63–0.64, XMn 0.06–0.07, XMg 0.04; край: XFe 0.60–0.61, XMn 0.04, XMg 0.09–0.10). С гранатом сосуществует умеренно магнезиальный (Mg# 0.39–0.54) и высокотитанистый (TiO2 2.9–3.4 мас. %) биотит. Состав плагиоклаза меняется от андезин-лабрадора An42–52 (включения в гранате) до битовнита An82 (матрикс).

АКЦЕССОРНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ

Монацит-(Ce) является одним из наиболее характерных редкоземельных акцессориев изученных метапелитовых сланцев. Он наблюдается в виде хорошо ограненных призматических кристаллов размером до 50 мкм по удлинению, расположенных в интерстициях биотит-мусковитового агрегата. Часто эти кристаллы образуют скопления и находятся в тесном срастании с пластинками углеродистого вещества (рис. 2, а). Реже встречаются сростки монацита с ильменитом и рутилом.

Рис. 2.

Монацит в метапелитовом сланце серии Атомфьелла. Обр. 3912-3а. Изображения в обратно-отраженных электронах. а – скопления кристаллов монацита в мусковит-биотитовом агрегате, б, в – особенности внутреннего строения кристаллов. С – углеродистое вещество. Числа на рисунке соответствуют номерам анализов табл. 1. Fig. 2. Monazite in the metapelitic schist of Atomfjella Series. Sample 3912-3a. BSE images.

При детальном изучении кристаллы монацита обнаруживают зонально-секториальное строение (рис. 2, б, с). Среди редкоземельных элементов в их составе (табл. 1) преобладает церий (Сe2О3 33.7–34.9 мас. %; Ce 0.48–0.53 к.ф.) при подчиненной роли лантана (La2О3 15.4–18.5 мас. %; La 0.22–0.27 к.ф.) и неодима (Nd2О3 11.5–15.9 мас. %; Nd 0.16–0.22 к.ф.). Примесями выступают SiO2 (до 1.1 мас. %) и ThO2 (до 6.2 мас. %). Обратная корреляция между суммами содержаний (REE + P) и (Th + Si) (рис. 3) указывает на возможность вхождения тория в структуру минерала благодаря двум схемам изоморфных замещений: (1) монацит-хаттонитовой Th4+ + Si4+ = REE3+ + P5+ и (2) монацит-чералитовой Th4+ + Са2+ = 2REE3+ (Uher et al., 2014; Al-Ani et al., 2019 и ссылки в этих работах).

Таблица 1.  

Состав монацита (мас. %) из метапелитовых сланцев серии Атомфьелла Table 1.  Chemical composition of monazite (wt %) from metapelitic schists of Atomfjella Series

Компонент ан. 2 ан. 3 ан. 4 ан. 5 ан. 11 ан. 16 ан. 22 ан. 26
P2O5 30.20 29.54 31.50 29.88 30.19 30.37 30.45 32.83
SiO2 1.11 0.87 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
CaO 0.88 0.43 0.00 0.98 0.45 0.00 0.00 0.00
La2O3 16.15 17.36 18.21 15.37 18.52 17.27 17.40 15.89
Ce2O3 33.98 34.66 37.55 33.71 34.95 36.44 34.03 34.79
Nd2O3 11.50 13.19 12.74 14.14 13.09 15.92 14.02 12.85
ThO2 6.17 3.94 0.00 5.92 2.80 0.00 4.09 3.63
Сумма 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00
Коэффициенты в формулах (O=4)
P 0.987 0.979 1.024 0.997 1.002 1.005 1.010 1.050
Si 0.043 0.034 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000
B 1.030 1.013 1.024 0.997 1.002 1.005 1.010 1.050
Ca 0.036 0.018 0.000 0.041 0.019 0.000 0.000 0.000
La 0.230 0.251 0.258 0.223 0.268 0.249 0.251 0.221
Ce 0.479 0.496 0.527 0.485 0.501 0.520 0.487 0.480
Nd 0.159 0.184 0.175 0.199 0.183 0.222 0.196 0.173
Th 0.054 0.035 0.000 0.053 0.025 0.000 0.036 0.031
A 0.958 0.984 0.960 1.002 0.995 0.992 0.971 0.906
Сумма 1.988 1.997 1.984 1.998 1.997 1.997 1.981 1.956

Примечание. 0.00 – содержание компонента ниже предела обнаружения.

Рис. 3.

(Th + Si) – (REE + P) диаграмма для монацита-(Ce) из метапелитового сланца серии Атомфьелла. Обр. 3912-3а. 12 – линии изоморфных замещений (1 – монацит-хаттонитового, 2 – монацит-чералитового). Fig. 3. (Th + Si) vs. (REE + P) diagram of monazite-(Ce) from the metapelitic schist of Atomfjella Series. Sample 3912-3a.

Минералы надгруппы эпидота представлены алланитом-(Ce) (группа алланита), который тесно ассоциирует с минералами группы эпидота (клиноцоизитом, более редким эпидотом и их REE-содержащими разновидностями) с общей формулой (A1A2)Σ2(M1M2M3)Σ2[T2O7][TO4]O(OH) (Варламов и др., 2019). В метапелитовых сланцах алланит-(Ce) образует тонкие пластинчатые кристаллы, тесно срастающиеся с более крупными выделениями редкоземельного эпидота; агрегаты двух минералов размером до 150–200 мкм обладают неправильными извилистыми границами и образуют включения в гранате (рис. 4, аг). Часто в подобных агрегатах наблюдаются зерна фазы, обогащенной торием (рис. 4, г). Малые размеры зерен (первые микроны) затрудняют идентификацию этого минерала.

Рис. 4.

Включения кварца, алланита-(Ce), ильменита и рутила в порфиробласте граната из метапелитового сланца серии Атомфьелла. Обр. 3912-3а. Изображения в обратно-отраженных электронах. а, б – зональное распределение включений в порфиробласте; в, г – агрегат алланита и редкоземельного клиноцоизита (Th – ториевые фазы), г – включения ильменита и рутила. Числа на рисунке соответствуют номерам анализов табл. 2. 3. Fig. 4. Inclusions of quartz, allanite-(Ce), ilmenite, and rutile in the garnet porphyroblast from the metapelitic schist of Atomfjella Series. Sample 3912-3a. BSE images.

Данные химического состава алланита-(Ce) и эпидота из метапелитов содержатся в табл. 2. Там же приведены коэффициенты в кристаллохимических формулах минералов. Существует несколько способов их расчета (Ercit, 2002; Armbruster et al., 2006). По двум причинам в рамках настоящей работы предпочтение было отдано методу нормировки атомных количеств элементов на 6 катионов (M + T). Во-первых, этот метод применим в случаях присутствия вакансий в позиции А. Во-вторых, формулы, рассчитанные с его помощью, оказались наиболее стехиометричными. Только в случаях, когда использование данного метода было сопряжено с трудностями (отсутствием баланса зарядов), нормировка велась на 8 катионов (A + M + T).

Таблица 2.  

Состав минералов надгруппы эпидота (мас. %) из метапелитовых сланцев серии Атомфьелла Table 2.  Chemical composition of epidote-supergroup minerals (wt %) from metapelitic schists of Atomfjella Series

Анализ ан. 1 ан. 2 ан. 4 ан. 5 ан. 6 ан. 7 ан. 8
минерал REE эпидот REE эпидот алланит-(Ce) алланит-(Ce) алланит-(Ce) алланит-(Ce) алланит-(Ce)
SiO2 35.77 35.70 34.11 33.12 34.51 34.58 34.20
Al2O3 22.68 22.93 22.02 21.08 20.55 21.98 21.20
FeO* 11.27 11.07 10.01 11.33 11.34 10.53 11.42
CaO 14.61 14.96 12.77 12.31 12.64 12.64 11.57
La2O3 3.50 3.97 5.13 5.90 4.75 4.98 5.42
Ce2O3 7.83 9.63 10.83 11.29 10.17 9.41 10.75
Nd2O3 2.6 0.00 3.43 3.31 4.32 4.14 3.72
Сумма 98.26 98.27 98.29 98.35 98.30 98.27 98.28
Коэффициенты в формулах
Si 3.000 3.000 2.991 2.946 3.035 2.994 2.985
Al 0.000 0.000 0.009 0.054 0.000 0.006 0.015
T 3.000 3.000 3.000 3.000 3.035 3.000 3.000
Al 2.242 2.271 2.266 2.157 2.131 2.237 2.166
Fe3+ 0.791 0.681 0.482 0.551 0.566 0.669 0.783
Fe2+ 0.000 0.097 0.251 0.291 0.268 0.093 0.050
М 3.032 3.049 3.000 3.000 2.965 3.000 3.000
Са 1.313 1.347 1.200 1.174 1.191 1.172 1.082
La 0.108 0.123 0.166 0.194 0.154 0.159 0.175
Ce 0.240 0.296 0.347 0.367 0.327 0.298 0.343
Nd 0.078 0.000 0.107 0.105 0.136 0.128 0.116
ΣREE 0.426 0.419 0.620 0.666 0.617 0.585 0.634
A 1.765 1.739 1.820 1.840 1.808 1.757 1.716
Сумма 7.771 7.810 7.820 7.840 7.808 7.757 7.716

Примечание. FeO* – суммарное железо. Коэффициенты в формулах алланита нормированы на 6 катионов (M + T) (Ercit, 2002). Коэффициенты в формулах эпидота нормированы на 8 катионов (A + M + T) c последующей перенормировкой на Si = 3 (Armbruster et al., 2006). Соотношения Fe2+ и Fe3+ рассчитаны исходя из условия баланса зарядов (O = 12.5).

Как следует из табл. 2, в составе алланита-(Ce) из метапелитов содержание ΣREE составляет 0.58–0.67 к.ф., при этом доминирующим элементом среди лантаноидов является Ce (0.30–0.37 к.ф.), подчиненную роль играют La (0.15–0.19 к.ф.) и Nd (0.11–0.14 к.ф.). Особенностью рассчитанных формул выступает преобладание Fe3+ (0.48–0.78 к.ф.) над Fe2+ (0.05–0.29 к.ф.) и дефицит атомов в позиции А (1.72–1.84 к.ф.), что, при близких к стехиометрии количествах атомов в позициях М и Т, свидетельствует об образовании в позиции A вакансий по схеме 3Са2+ = 2REE3+ + □ (Peterson, MacFarlane, 1993; Catlos et al., 2000; Gieré, Sorensen, 2004). В составе редкоземельного эпидота содержание ΣREE немного снижается (до 0.40–0.42 к.ф.) при сходных с алланитом-(Ce) соотношениях Ce, La и Nd. Одновременно растет количество Fe3+, необходимого для достижения баланса зарядов (до 0.68–0.79 к.ф.). Степень заполнения позиции A здесь составляет 1.74–1.77 при небольшом избытке атомов в позиции M (3.03–3.05), что также указывает на преобладание REE-вакансионной схемы изоморфизма над схемой Ca + Fe3+ = REE + Fe2+ (рис. 5).

Рис. 5.

(Ca + Al + Fe3+) – (REE + Fe2+) диаграмма для минералов надгруппы эпидота из метапелитового сланца серии Атомфьелла. Обр. 3912-3а. Линия на графике соответствует изменению состава минерала при изоморфном замещении Ca + Fe3+ = REE + Fe2+. Fig. 5. (Ca + Al + Fe3+) vs. (REE + Fe2+) diagram of epidote-supergroup minerals from the metapelitic schist of Atomfjella Series. Sample 3912-3a.

В известковых сланцах алланит-(Ce), клиноцоизит и эпидот характеризуются двумя формами выделения. В матриксе пород наблюдаются многочисленные эпидот-клиноцоизит-алланитовые агрегаты удлиненно-овальной формы размером до 700–800 мкм, вытянутые вдоль сланцеватости (рис. 6). В центральной части каждого такого агрегата находится сросток алланита-(Ce) и редкоземельного клиноцоизита, обладающий сложным внутренним строением с резкими извилистыми границами между двумя фазами (рис. 6, б). С двух сторон, в направлении сланцеватости, этот сросток окаймляется рассеянными скоплениями мелких (10–30 мкм) зерен эпидота, клиноцоизита и REE-содержащего клиноцоизита с хорошо выраженными идиоморфными очертаниями и микрозональностью.

Рис. 6.

Алланит-клиноцоизитовые агрегаты в матриксе известкового сланца серии Атомфьелла. Обр. 3912-3б. Изображения в обратно-отраженных электронах. a, г – зонально-построенные агрегаты алланита и клиноцоизита; б, в – увеличенные фрагменты изображения a; д, е – увеличенные фрагменты изображения г. Числа на рисунке соответствуют номерам анализов в табл. 3 и 5. Fig. 6. Allanite-clinozoisite aggregates in the matrix of the carbonate-bearing schist of Atomfjella Series. Sample 3912-3б. BSE images.

Рис. 6.

Окончание

В составе алланита-(Ce) содержание ΣREE варьирует в пределах 0.56–0.75 к.ф., содержание Ce – в пределах 0.29–0.41 к.ф. (табл. 3). Минерал обладает пониженным содержанием Al (2.26–2.31 к.ф.) и повышенным – Fe (0.69–0.73 к.ф.). Формулы алланита-(Ce), рассчитанные исходя из условия баланса зарядов, отличаются преобладанием Fe2+ (0.38–0.71 к.ф.) над Fe3+ (0.02–0.33 к.ф.) и небольшим дефицитом атомов в позиции А (≥1.86 к.ф.). В составе редкоземельного клиноцоизита, срастающегося с алланитом, содержание ΣREE заметно падает (до 0.19–0.28 к.ф.). Одновременно увеличивается содержание Al (до 2.52–2.56 к.ф.), уменьшается количество Fe (до 0.44–0.48 к.ф.), а в формулах минерала окисное железо (Fe3+ 0.29–0.40 к.ф.) начинает доминировать над закисным (Fe2+ 0.09–0.15 к.ф.).

Таблица 3.  

Состав минералов надгруппы эпидота (мас. %) из матрикса известковых сланцев серии Атомфьелла Table 3.  Chemical composition of epidote-supergroup minerals (wt %) in matrix of carbonate-bearing schists of Atomfjella Series

Анализ ан. 2 ан. 2a ан. 3 ан. 4 ан. 6 ан. 7 ан. 7а ан. 8
минерал REE клино-цоизит алланит-(Ce) алланит-(Ce)* алланит-(Ce) REE клино-цоизит эпидот* эпидот* REE клино-цоизит
SiO2 36.41 33.35 32.44 34.41 37.28 39.17 39.26 37.14
Al2O3 26.90 22.12 21.25 22.42 26.64 26.37 25.87 26.28
FeO* 6.43 9.52 9.51 9.40 7.21 8.11 8.56 6.67
CaO 19.15 12.49 12.86 14.47 20.43 24.41 24.38 19.03
La2O3 2.73 5.76 7.02 5.23 1.60 0.00 0.00 1.90
Ce2O3 4.97 11.35 12.26 9.05 4.97 0.00 0.00 4.14
Nd2O3 1.59 3.73 3.03 3.32 0.00 0.00 0.00 3.01
Сумма 98.17 98.32 98.37 98.28 98.14 98.07 98.07 98.18
Коэффициенты в формулах
Si 2.972 2.970 2.971 3.006 2.994 3.037 3.048 3.024
Al 0.028 0.030 0.029 0.000 0.011 0.000 0.000 0.000
T 3.000 3.000 3.000 3.006 3.000 3.037 3.048 3.024
Al 2.561 2.291 2.264 2.308 2.516 2.410 2.368 2.522
Fe3+ 0.287 0.326 0.019 0.290 0.395 0.517 0.536 0.306
Fe2+ 0.152 0.383 0.709 0.397 0.089 0.009 0.000 0.148
М 3.000 3.000 2.992 2.994 3.000 2.936 2.924 2.976
Са 1.675 1.191 1.261 1.354 1.758 2.028 2.028 1.660
La 0.082 0.189 0.237 0.168 0.047 0.000 0.000 0.057
Ce 0.148 0.369 0.410 0.289 0.146 0.000 0.000 0.123
Nd 0.046 0.119 0.099 0.104 0.000 0.000 0.000 0.088
ΣREE 0.277 0.677 0.746 0.561 0.193 0.000 0.000 0.268
A 1.952 1.868 2.008 1.915 1.951 2.028 2.028 1.928
Сумма 7.952 7.868 8.000 7.915 7.951 8.000 8.000 7.928
Анализ ан. 11& ан. 13& ан. 1# ан. 2# ан. 3# ан. 4# ан. 12# ан. 13#
Минерал клино-цоизит* эпидот клино- цоизит* клино- цоизит клино- цоизит REE клино-цоизит клино- цоизит клино- цоизит*
SiO2 39.75 38.22 39.20 39.03 39.48 36.52 39.71 39.37
Al2O3 29.57 26.98 30.34 30.05 30.20 25.12 29.86 29.25
FeO* 5.45 8.45 4.58 4.01 3.78 8.14 3.88 4.71
CaO 23.28 24.42 23.92 23.83 24.57 17.59 24.59 22.92
La2O3 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 2.69 0.00 0.00
Ce2O3 0.00 0.00 0.00 1.14 0.00 6.03 0.00 1.82
Nd2O3 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 2.12 0.00 0.00
Сумма 98.05 98.07 98.04 98.06 98.04 98.21 98.04 98.07
Коэффициенты в формулах
Si 3.055 2.975 3.003 3.010 3.028 3.004 3.048 3.057
Al 0.000 0.025 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000
T 3.055 3.000 3.003 3.010 3.028 3.004 3.048 3.057
Al 2.679 2.450 2.739 2.732 2.730 2.436 2.702 2.678
Fe3+ 0.212 0.503 0.254 0.215 0.177 0.480 0.156 0.156
Fe2+ 0.138 0.048 0.039 0.043 0.066 0.080 0.094 0.150
М 3.029 3.000 3.033 2.990 2.972 2.996 2.952 2.984
Са 1.917 2.037 1.964 1.969 2.019 1.550 2.023 1.907
La 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.082 0.000 0.000
Ce 0.000 0.000 0.000 0.032 0.000 0.181 0.000 0.052
Nd 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.062 0.000 0.000
ΣREE 0.000 0.000 0.000 0.032 0.000 0.325 0.000 0.052
A 1.917 2.037 1.964 2.001 2.019 1.875 2.023 1.959
Сумма 8.000 8.037 8.000 8.001 8.019 7.875 8.000 8.000

Примечание. Коэффициенты в формулах минералов нормированы на 6 катионов (Ercit, 2002), кроме случаев, отмеченных символом *, где нормировка выполнена на 8 катионов (Armbruster et al., 2006). Соотношения Fe2+ и Fe3+ рассчитаны исходя из условия баланса зарядов (O = 12.5).

В клиноцоизите из рассеянных скоплений содержание редкоземельных элементов не превышает 0.05 к.ф. (табл. 3, ан. 2#, 13#), в большинстве случаев оказываясь ниже порога чувствительности анализа. Содержание Fe варьирует от 0.24 до 0.56 к.ф., Fe3+ преобладает над Fe2+. В отдельных анализах (табл. 3, ан. 7, 7а, 13&) рассчитанное количество Fe3+ становится больше 0.5 к.ф., что позволяет идентифицировать изучаемый минерал как эпидот. Выше отмечалось, что эпидот и клиноцоизит слагают поликристаллические оторочки вокруг алланит – REE-содержащих клиноцоизитовых сростков; в свою очередь на кристаллы клиноцоизита нарастают более мелкие кристаллы редкоземельного клиноцоизита (рис. 6, в, е), либо у кристаллов клиноцоизита появляются узкие краевые зоны, обогащенные лантаноидами (рис. 6, е).

Второй формой выделения минералов надгруппы эпидота в известковых сланцах выступают кристаллы клиноцоизита с алланитовыми ядрами, образующие включения в порфиробластах граната (рис. 7). Имея размер 200–250 мкм, они характеризуются призматически-дипирамидальным габитусом. Алланитовые ядра располагаются в центре подобных кристаллов, либо смещены к какому-либо их краю и обладают извилистыми очертаниями (рис. 7, а, в, д). Внутреннее строение алланитовых ядер сходно с внутренним строением алланит – REE-содержащих клиноцоизитовых сростков из матрикса: алланит и здесь находится в тесном срастании с редкоземельным клиноцоизитом (рис. 7, б, г). Вдобавок, вокруг алланитовых ядер развиваются неправильные по форме оторочки редкоземельного клиноцоизита (7, а).

Рис. 7.

Алланит-клиноцоизитовые включения в гранате из известкового сланца серии Атомфьелла. Обр. 3912-3б. Изображения в обратно-отраженных электронах. a, в, д – кристаллы клиноцоизита с алланитовыми ядрами; б, г, е – увеличенные фрагменты изображений a, в, д соответственно. Числа на рисунке отвечают номерам анализов в табл. 4. Fig. 7. Allanite-clinozoisite inclusions in garnet of the carbonate-bearing schist of Atomfjella Series. Sample 3912-3б. BSE images.

По составу алланит-(Ce) из включений в гранате сходен с алланитом-(Ce) из матрикса (табл. 4). Отличие, как можно видеть на диаграмме REE–Al (рис. 8), состоит в несколько пониженном содержании Al; в то же время по этой особенности алланит-(Ce) из включений в гранате близок к алланиту-(Ce) из метапелитов. Состав REE-содержащего клиноцоизита варьирует в широких пределах, образуя практически непрерывный изоморфный ряд, крайними членами которого выступают алланит и клиноцоизит, не содержащий лантаноидов. Примечательно, что, в отличие от матрикса, в составе включений в гранате отсутствует эпидот, т.е. минерал эпидот–клиноцоизитового ряда с низким содержанием лантаноидов, в котором содержание Al меньше 2.5 к.ф. (рис. 8).

Таблица 4.  

Состав минералов надгруппы эпидота (мас. %) из включений в гранате известковых сланцев серии Атомфьелла Table 4. Chemical composition of epidote-supergroup minerals (wt %) from inclusions in garnet of carbonate-bearing schists of Atomfjella Series

Анализ ан. 2 ан. 3 ан. 4 ан. 6 ан. 7 ан. 8 ан. 9 ан. 4#
минерал алланит-(Ce) клино-цоизит REE клино-цоизит REE эпидот клино-цоизит алланит-(Ce) алланит-(Ce) алланит-(Ce)
SiO2 33.80 38.67 37.60 35.77 36.13 33.07 33.58 33.70
Al2O3 21.10 29.31 27.90 25.37 25.06 21.21 21.15 20.89
FeO* 10.33 5.13 5.99 8.26 7.98 10.44 9.84 10.35
CaO 13.97 24.95 21.86 16.95 18.31 13.92 13.83 14.33
La2O3 4.49 0.00 1.26 3.07 2.81 4.84 4.37 6.44
Ce2O3 9.36 0.00 2.33 5.69 5.53 11.09 10.45 10.56
Nd2O3 5.27 0.00 1.18 3.07 2.37 3.76 5.11 2.06
Сумма 98.32 98.06 98.11 98.19 98.19 98.33 98.33 98.33
Коэффициенты в формулах
Si 3.013 2.993 2.988 2.957 2.997 2.970 3.019 3.019
Al 0.028 0.030 0.012 0.043 0.003 0.030 0.000 0.000
T 3.013 3.000 3.000 3.000 3.000 3.000 3.019 3.019
Al 2.217 2.668 2.602 2.429 2.446 2.216 2.241 2.205
Fe3+ 0.227 0.200 0.274 0.542 0.332 0.200 0.101 0.133
Fe2+ 0.543 0.132 0.124 0.029 0.222 0.585 0.639 0.642
М 2.987 3.000 3.000 3.000 3.000 3.000 2.981 2.981
Са 1.334 2.069 1.861 1.501 1.627 1.340 1.332 1.375
La 0.148 0.000 0.037 0.094 0.086 0.160 0.145 0.213
Ce 0.305 0.000 0.068 0.172 0.168 0.364 0.343 0.346
Nd 0.168 0.000 0.033 0.091 0.046 0.120 0.164 0.066
ΣREE 0.620 0.000 0.138 0.357 0.070 0.645 0.652 0.624
A 1.955 2.069 1.999 1.858 1.951 1.985 1.984 2.000
Сумма 7.955 8.069 7.999 7.858 7.951 7.985 7.984 8.000
Анализ ан. 5# ан. 6# ан. 5& ан. 6& ан. 7& ан. 9& ан. 1@ ан. 2@
минерал REE клино-цоизит клино-цоизит REE клино-цоизит REE клино-цоизит алланит-(Ce) клино-цоизит алланит-(Ce) клино- цоизит*
SiO2 38.13 38.32 36.50 36.59 33.51 37.93 34.61 38.83
Al2O3 27.38 28.61 24.63 25.05 21.03 28.24 21.56 28.34
FeO* 7.16 6.25 8.10 7.05 10.38 6.82 9.97 6.61
CaO 22.23 24.90 19.21 19.44 13.21 23.34 13.61 22.09
La2O3 0.00 0.00 2.91 3.29 5.95 0.00 7.34 0.00
Ce2O3 3.20 0.00 4.55 4.44 11.23 1.76 8.79 2.22
Nd2O3 0.00 0.00 2.29 2.34 3.02 0.00 2.42 0.00
Сумма 98.09 98.07 98.19 98.20 98.33 98.08 98.29 98.08
Коэффициенты в формулах
Si 2.995 2.976 3.029 3.049 3.002 2.959 3.037 3.038
Al 0.005 0.024 0.000 0.000 0.000 0.041 0.000 0.000
T 3.000 3.000 3.029 3.049 3.002 3.000 3.037 3.038
Al 2.530 2.594 2.409 2.460 2.221 2.555 2.231 2.614
Fe3+ 0.459 0.286 0.233 0.054 0.259 0.436 0.348 0.247
Fe2+ 0.012 0.120 0.329 0.438 0.519 0.008 0.384 0.186
М 3.000 3.000 2.971 2.951 2.998 3.000 2.963 3.046
Са 1.871 2.072 1.708 1.736 1.267 1.950 1.280 1.852
La 0.000 0.000 0.089 0.101 0.197 0.000 0.238 0.000
Ce 0.092 0.000 0.138 0.135 0.368 0.050 0.282 0.063
Nd 0.000 0.000 0.068 0.070 0.097 0.000 0.076 0.000
ΣREE 0.092 0.000 0.295 0.306 0.661 0.050 0.595 0.063
A 1.963 2.072 2.003 2.042 1.928 2.000 1.876 1.916
Сумма 7.963 8.072 8.003 8.042 7.928 8.000 7.876 8.000
Анализ ан. 5@ ан. 6@ ан. 4§ ан. 5§ ан. 6§ ан. 9§
минерал клино- цоизит* клино- цоизит* REE клино-цоизит REE клино-цоизит алланит-(Ce) клино- цоизит*
SiO2 38.81 38.83 36.57 35.56 35.05 39.37
Al2O3 29.15 28.34 23.11 22.18 21.74 29.36
FeO* 6.32 6.61 9.72 10.22 9.86 5.34
CaO 23.77 22.09 17.26 16.03 15.21 23.98
La2O3 0.00 0.00 3.59 4.00 4.73 0.00
Ce2O3 0.00 2.22 7.94 6.64 8.36 0.00
Nd2O3 0.00 0.00 0.00 3.63 3.33 0.00
Сумма 98.05 98.08 98.20 98.24 98.28 98.05
Коэффициенты в формулах
Si 2.987 3.038 3.050 3.037 3.051 3.024
Al 0.013 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000
T 3.000 3.038 3.050 3.037 3.051 3.024
Al 2.632 2.614 2.272 2.233 2.231 2.658
Fe3+ 0.380 0.247 0.484 0.427 0.265 0.293
Fe2+ 0.027 0.186 0.194 0.303 0.453 0.050
М 3.040 3.046 2.950 2.963 2.949 3.002
Са 1.960 1.852 1.543 1.467 1.418 1.974
La 0.000 0.000 0.111 0.126 0.152 0.000
Ce 0.000 0.063 0.242 0.207 0.266 0.000
Nd 0.000 0.000 0.000 0.111 0.104 0.000
ΣREE 0.000 0.063 0.353 0.444 0.522 0.000
A 1.960 1.916 1.896 1.911 1.940 1.974
Сумма 8.000 8.000 7.896 7.911 7.940 8.000

Примечание. Коэффициенты в формулах минералов нормированы на 6 катионов (Ercit, 2002), кроме случаев, отмеченных символом *, где нормировка выполнена на 8 катионов (Armbruster et al., 2006). Соотношения Fe2+ и Fe3+ рассчитаны исходя из условия баланса зарядов (O = 12.5).

Рис. 8.

REE–Al диаграмма (Petrík et al., 1995) для минералов надгруппы эпидота из метапелитовых и известковых сланцев серии Атомфьелла. Обр. 3912-3а, 3912-3б. Для построения графика использованы результаты пересчета микрозондовых анализов на кристаллохимические формулы, удовлетворяющие условию 2.9 < < Si к.ф. < 3.05 (Armbruster et al., 2006). Fig. 8. REE–Al diagram (Petrík et al., 1995) of epidote-supergroup minerals from metapelitic and carbonate-bearing schists of Atomfjella Series. Sample 3912-3a, 3912-3б.

Вокруг алланитовых ядер развиваются каемки, сложенные неидентифицированными минералами Th. Толщина каемок составляет 5–10 мкм, они имеют прерывистый характер. По данным микрозондового анализа, в составе минеральных выделений, обогащенных торием, установлены такие элементы, как Si, Al, Fe, Ca, REE, Y, U, Zr, P, F.

Акцессорные минералы Ti в изученных породах представлены несколькими минеральными видами. В метапелитовых сланцах к ним относятся ильменит и рутил. Оба минерала образуют рассеянную вкрапленность мелких (100–200 мкм) зерен в матриксе этих пород и включения в порфиробластах граната. В распределении включений отмечается зональность, обусловленная приуроченностью ильменита к центральным, а рутила – к краевым зонам порфиробластов (рис. 4, а, б). В переходной зоне два минерала могут находится в срастании (рис. 4, д). Ильменит-рутиловые сростки наблюдаются и в матриксе. В состав ильменита входит примесь марганца (MnO до 2.2 мас. %; MnTiO3 до 0.05 к.ф.), в состав рутила – примесь железа (FeO до 1.36 мас. %; Fe до 0.015 к.ф.).

В известковых сланцах рутил и ильменит образуют взаимные срастания, приуроченные к краевым зонам порфиробластов граната (рис. 9, д). С этими минералами тесно ассоциирует титанит. Он встречается в виде вкрапленности мелких (0.1–0.2 мм) зональных зерен (рис. 9, а, б), образует срастания с алланитом (рис. 6, г, д), в виде каемок окружает выделения ильменита (рис. 9, в). На относительно позднее время кристаллизации этого минерала указывает и его тесная ассоциация с хлоритом, по трещинам спайности в котором развиваются многочисленные пластинчатые кристаллы титанита (рис. 9, г).

Рис. 9.

Рутил, ильменит и титанит в известковом сланце серии Атомфьелла. Обр. 3912-3б. Изображения в обратно-отраженных электронах. a – выделения ильменита и титанита в матриксе, б – зональные кристаллы титанита (увеличенный фрагмент изображения a), в – выделения ильменита, окруженные каемкой титанита, г – пластинчатые выделения титанита, приуроченные к трещинам спайности в хлорите, д – рутил, ильменит и титанит в срастании с гранатом. Числа на рисунке отвечают номерам анализов в табл. 5. Fig. 9. Rutile, ilmenite, and titanite in the carbonate-bearing schist of Atomfjella Series. Sample 3912-3б. BSE images.

Ильменит из известковых сланцев отличается повышенным содержанием марганца (MnO 5.5–6.8 мас. %; MnTiO3 0.12–0.14 к.ф.). В рутиле содержание примесей ниже предела чувствительности анализа. В состав титанита входит Al2O3, содержание которого варьирует в пределах 1.9–6.1 мас. % (табл. 5), уменьшаясь от центра к краям зональных кристаллов (рис. 9, б). Отрицательная корреляция между содержаниями Al2O3 и TiO2 (рис. 10) свидетельствует о возможности вхождения алюминия в структуру титанита по схеме Al3+ + OH = Ti4+ + O2– (Higgins, Ribbe, 1976).

Таблица 5.  

Состав титанита (мас. %) из известковых сланцев серии Атомфьелла Table 5.  Chemical composition of titanite (wt %) from carbonate-bearing schists of Atomfjella Series

Анализ ан. 1 ан. 2 ан. 16t ан. 19t ан. 20t ан. 1# ан. 3# ан. 4# ан. 10#
SiO2 30.75 31.35 31.11 31.56 31.52 31.49 31.89 30.83 32.18
TiO2 38.91 36.29 38.13 36.55 37.16 33.46 33.59 36.64 37.08
Al2O3 1.96 3.04 2.61 3.04 3.28 6.08 5.67 3.16 2.11
CaO 28.38 29.32 28.15 28.86 28.04 28.97 28.85 29.37 28.63
Сумма 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00
Коэффициенты в формулах (Si + A + B = 3)
Si 0.995 1.004 1.003 1.002 1.013 0.996 1.010 0.988 1.035
Ti 0.947 0.874 0.925 0.881 0.898 0.796 0.800 0.883 0.897
Al 0.075 0.115 0.099 0.115 0.124 0.227 0.212 0.119 0.080
B 1.021 0.989 1.024 0.996 1.022 1.022 1.011 1.003 0.977
Са 0.984 1.006 0.973 0.992 0.965 0.982 0.979 1.009 0.987
A 0.984 1.006 0.973 0.992 0.965 0.982 0.979 1.009 0.987
Сумма 3.000 3.000 3.000 3.000 3.000 3.000 3.000 3.000 3.000
OH 0.042 0.128 0.045 0.098 0.055 0.190 0.169 0.137 0.137

Примечание. Коэффициент гидроксильной группы в формуле титанита AB[SiO4](O,OH) рассчитан с помощью уравнения OH = 10 – (сумма зарядов катионов).

Рис. 10.

Al2O3–TiO2 диаграмма для титанита из известкового сланца серии Атомфьелла. Обр. 3912-3б. Fig. 10. Al2O3–TiO2 diagram for titanite in the carbonate-bearing schist of Atomfjella Series. Sample 3912-3б.

УСЛОВИЯ МЕТАМОРФИЗМА И ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ

Для реконструкции Р–Т условий метаморфизма использовался метод изохимических диаграмм. Расчеты выполнялись с помощью программы Theriak/Domino (de Capitani, Petrakakis, 2010) на основе базы внутренне согласованных термодинамических данных tcdb55c2d (Holland, Powell, 1998, с обновлениями) и моделей активностей компонентов тройного раствора полевых шпатов (Baldwin et al., 2005), четверных растворов граната (White et al., 2007) и светлой слюды (Coggon, Holland, 2002), твердых растворов биотита (White et al., 2007), ильменита (идеальный раствор), ставролита, хлорита (Holland, Powell, 1998). Клиноцоизит, рутил, титанит, кальцит рассматривались в качестве чистых фаз (конечных членов изоморфных серий).

Входными данными для расчетов служили валовые химические анализы горных пород. В метапелитовом сланце (обр. 3912-3а) содержания петрогенных компонентов составляют (мас. %): SiO2 61.8, TiO2 1.01, Al2O3 17.9, FeO* 7.43, MnO 0.3, MgO 1.97, CaO 1.78, Na2O 2.69, K2O 3.1, P2O5 0.07, п.п.п. 1.38, сумма анализа 99.4. На AFM диаграмме Дж.Б. Томпсона фигуративная точка образца располагается выше конноды альмандин–умеренноглиноземистый хлорит вблизи точки “среднего” пелита (Symmes, Ferry, 1991).

На рис. 11 показана изохимическая P–T диаграмма, построенная для изученного образца в системе MnNCKFMASHT (MnО–Na2O–CaO–K2O–FeO–MgO–Al2O3–SiO2–H2O–TiO2). С целью оценки температуры и давления, при которых кристаллизовался гранат, на график нанесены изоплеты содержаний пиропового и гроссулярового миналов, отвечающих составу центральных и краевых зон порфиробластов. Как следует из рисунка, первые зародыши граната появились в породе при температуре 520–530 °С и давлении 4.5–5.5 кбар в поле устойчивости Grt–Bt–Wm–Chl–Pl–Ilm парагенезиса. Пиковые условия метаморфизма соответствовали 670–690 °С и 10–11 кбар. На фоне роста давления ильменит в составе парагенезисов терял устойчивость и сменялся рутилом. Вероятно, именно это обстоятельство стало причиной зонального распределения включений ильменита и рутила в порфиробластах граната (рис. 4).

Рис. 11.

Изохимическая P–T фазовая диаграмма для метапелитового сланца серии Атомфьелла. Обр. 3912-3а. Диаграмма построена в предположении, что ${{a}_{{{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}} = 1$. Все минеральные ассоциации содержат кварц. Wm – светлая слюда, Liq – расплав. Серым залито поле устойчивости рутил-содержащих парагенезисов. Красными и голубыми линиями показаны изоплеты ${{X}_{{{\text{Py}}}}}$ и ${{X}_{{{\text{Grs}}}}}$, отвечающие составу центральных и краевых зон порфиробластов граната. Пунктиром оконтурена область пиковых значений T и P, рассчитанных с помощью гранат-биотитового геотермометра (Kaneko, Miyano, 2004; Гульбин, 2010), GBPQ (Wu et al., 2004) и GRISP (Wu, Zhao, 2006) геобарометров. Fig. 11. Isochemical P–T phase diagram (pseudosection) calculated for metapelitic schist of Atomfjella Series. Sample 3912-3a.

По сравнению с метапелитами, состав известкового сланца (обр. 3912-3б) отличается повышенными содержаниями фемических компонентов и кальция (мас. %): SiO2 58.4, TiO2 1.40, Al2O3 16.7, FeO* 8.75, MnO 0.14, MgO 3.70, CaO 2.32, Na2O 0.72, K2O 4.76, P2O5 0.14, п.п.п. 2.18, сумма анализа 99.2. Поскольку среди минералов, слагающих породу, присутствует карбонат, моделирование минеральных парагенезисов в этом образце выполнялось в системе MnNCKFMASHTС (+ CO2). Состав водно-углекислотного флюида, участвующего в фазовых реакциях, задавался с учетом реакций, контролирующих вхождение в состав парагенезисов Cal, Ttn, Rt и Czo:

${\text{CaTiSi}}{{{\text{O}}}_{5}} + {\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}} = {\text{Ti}}{{{\text{O}}}_{2}} + {\text{CaC}}{{{\text{O}}}_{3}} + {\text{Si}}{{{\text{O}}}_{2}},$
${\text{Czo}} + {\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}} = {\text{Pl}} + {\text{CaC}}{{{\text{O}}}_{3}}.$

На построенной изохимической P–T диаграмме (рис. 12) область пересечения изоплет содержаний миналов, характеризующих состав центральных зон порфиробластов граната, имеет координаты 530–540 °C, 5.5–7.5 кбар и находится в поле устойчивости Grt–Bt–Chl–Wm–Czo–Rt ± Ilm–Cal парагенезиса. Это означает, что в момент начала порфиробластеза в породе устойчиво сосуществовали клиноцоизит и рутил. При нагреве свыше 580 °С клиноцоизит замещался плагиоклазом. Пиковым условиям метаморфизма (660–680 °С, 8.5–10.5 кбар) соответствовал Grt–Bt–Wm–Pl–Rt–Cal парагенезис. При снижении температуры и давления рутил терял устойчивость: вместо него в состав парагенезиса входил ильменит (550–600 °С, 6–6.5 кбар), который в более низкотемпературных условиях замещался титанитом (450–470 °C, 3–5 кбар).

Рис. 12.

Изохимическая P–T фазовая диаграмма для известкового сланца серии Атомфьелла. Обр. 3912-3б. Диаграмма построена при условии ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}{{ = {\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{ = {\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}} {\left( {{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}} + {{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}} \right)}}} \right. \kern-0em} {\left( {{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}} + {{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}} \right)}}$ = 0.01. Вода в избытке. Все минеральные ассоциации содержат кварц. Wm – светлая слюда, Liq – расплав. Серым залито поле устойчивости рутил-содержащих парагенезисов. Голубым и желтым выделены поля парагенезисов, устойчивых на ранних и поздних стадиях метаморфической кристаллизации. Красными, голубыми и зелеными линиями показаны изоплеты XPy, XGrs и XSps, отвечающие составу центральных и краевых зон порфиробластов граната. Пунктиром оконтурена область пиковых значений T и P, рассчитанных с помощью гранат-биотитового геотермометра (Kaneko, Miyano, 2004; Гульбин, 2010), GBPQ (Wu et al., 2004) и GRISP (Wu, Zhao, 2006) геобарометров. Fig. 12. Isochemical P–T phase diagram (pseudosection) calculated for carbonate-bearing schist of Atomfjella Series. Sample 3912-3б.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Зональные кристаллы эпидота или клиноцоизита с алланитовыми ядрами в метапелитовых сланцах и гнейсах многократно описаны в литературе (Sakai et al., 1984; Sorensen, 1991; Janot et al., 2006, 2008; Krenn, Finger, 2007; Gasser et al., 2012; Goswami-Banerjee, Robyr, 2015; Airaghi et al., 2019). По данным геологических наблюдений и результатам экспериментальных исследований, алланит присутствует в метаосадочных породах и как детритовый (Krenn et al., 2008; Goswami-Banerjee, Robyr, 2015), и как новообразованный минерал, замещающий в условиях фации зеленых сланцев (430–450 °С) детритовый монацит. В условиях нижней амфиболитовой фации (525–610 °С) алланит замещается метаморфическим монацитом и минералами группы эпидота (Smith, Barreiro, 1990; Wing et al., 2003; Yang, Pattison, 2006; Janots et al., 2007, 2008, и др.). Эти закономерности хорошо согласуются с оценками Р–Т условий кристаллизации минералов надгруппы эпидота в сланцах серии Атомфьелла. Согласно термодинамическим расчетам, первые зародыши граната появились в изученных породах при температурах и давлениях, не превышавших 530–540 °C и 5.5–7.5 кбар соответственно. В этих условиях алланит (детритовый или новообразованный) терял устойчивость и частично замещался REE-содержащим клиноцоизитом с образованием гранных или габитусных (губчатых) псевдоморфоз по классификации А.Э. Гликина (2004). Одним из продуктов реакций замещения выступала минеральная фаза, обогащенная торием. Отметим, что образование микровыделений ториевых минералов (силикатов и фосфатов Th), идущее параллельно с разложением алланита, является характерной чертой подобных реакций (Wing et al., 2003; Skrzypek et al., 2017).

В известковых сланцах, где, благодаря повышенному содержанию кальция в породах, в состав парагенезисов входил клиноцоизит, вокруг неправильных по форме (детритовых?) выделений алланита формировались клиноцоизитовые оторочки. Будучи армированы гранатом, они сохранялись как реликты ранних парагенезисов в ходе последующих метаморфических изменений. Иная “судьба” была уготована зональным кристаллам Aln–Czo, не захваченным порфиробластами граната: на ранних стадиях порфиробластеза они подвергались частичному псевдоморфному замещению REE-содержащим клиноцоизитом в виде рассеянных скоплений мелких зерен новообразованного минерала, предположительно повторяющих контуры клиноцоизитовых оторочек. Подобные скопления, только состоящие из мелких зерен монацита, часто образуются при замещении алланита этим минералом (Wing et al., 2003; Fraser et al., 2004; Krenn, Finger, 2007; Janots et al., 2008). Их облик считается типичным и рассматривается как свидетельство лимитирующей роли межгранулярной диффузии при метаморфической кристаллизации (Yang, Pattison, 2006). По классификации А.Э. Гликина (2004) они являются примером “локализованных автоморфоз” – агрегатов вторичных кристаллов, пространственно совмещенных с протокристаллом, но не сохраняющих элементов его формы. Согласно последнему автору, лимитирующим фактором при их образовании, напротив, выступают низкие скорости нуклеации и роста новообразований. Кинетическими причинами можно объяснить также хорошую сохранность эпидот-клиноцоизит-алланитовых агрегатов в известковых сланцах на поздних стадиях порфиробластеза.

Наряду с минералами надгруппы эпидота важную информацию об условиях порфиробластеза несут Fe–Ti оксиды. Рутил, ассоциированный с ильменитом в средне- и высокотемпературных метапелитах и метабазитах, многими геологами рассматривается как индикатор повышенного давления. Реакции смещенного равновесия

${\text{Alm}} + 3{\text{Rt}} = {\text{Als}} + 2{\text{Qz}} + 3{\text{Ilm}},$
$2{\text{Alm}} + {\text{Grs}} + 6{\text{Rt}} = 6{\text{Ilm}} + 3{\text{Qz}} + 3{\text{An}}$
изучены экспериментально и положены в основу GRAIL (Bohlen et al., 1984) и GRISP (Bohlen, Liotta, 1986; Wu, Zhao, 2006) геобарометров. Их корректное применение требует учета микроструктурных позиций минералов, участвующих в реакции. В сланцах серии Атомфьелла эти позиции определяются приуроченностью включений ильменита к центральным, а рутила – краевым зонам роста порфиробластов граната, что указывает на последовательное образование двух минералов в ходе проградного метаморфизма. Фактором, определяющим кристаллизацию рутила на поздних стадиях порфиробластеза, выступает рост давления. Величина давления, при которой стабилизируется рутил, зависит от валового состава пород. По данным моделирования, в случае метапелитовых пород она составляет 7.5–8.5 кбар (рис. 11), в случае известковых сланцев – уменьшается до 5–6 кбар (рис. 12). На заключительных стадиях порфиробластеза рутил являлся стабильным, а ильменит – метастабильным минералом.

На регрессивной стадии рутил и ильменит в известковых сланцах замещались титанитом. В интервале давлений 3–5 кбар поле устойчивости этого минерала было ограничено температурами 450–470 °C (рис. 12). По существующим представлениям, подобные температурные условия достаточно типичны для образования титанита в метаморфических породах (см., например, Hunt, Kerrick, 1977 и ссылки в этой работе). Реакции замещения

${\text{CaTiSi}}{{{\text{O}}}_{5}} + {\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}} = {\text{Ti}}{{{\text{O}}}_{2}} + {\text{CaC}}{{{\text{O}}}_{3}} + {\text{Si}}{{{\text{O}}}_{2}},$
${\text{CaTiSi}}{{{\text{O}}}_{5}} + {\text{C}}{{{\text{O}}}_{2}} + \left[ {{\text{FeO}}} \right] = {\text{FeTi}}{{{\text{O}}}_{3}} + {\text{CaC}}{{{\text{O}}}_{3}} + {\text{Si}}{{{\text{O}}}_{2}},$
(где [FeO] – это железо, переходящее в водных раствор и идущее на образование хлорита, с которым тесно ассоциирует титанит) протекали при участии водно-углекислотного флюида с низкой активностью СО2 (рис. 12), что в условиях пониженных температур служило дополнительным условием стабилизации титанита (сравни: Grapes, Watanabe, 1992).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате проведенных исследований в изученных породах выявлено несколько ассоциаций акцессориев, отвечающих разным “временны́м срезам” метаморфической эволюции. Наиболее ранняя ассоциация включает минералы REE: монацит-(Ce), а также REE-содержащие клиноцоизит и эпидот, замещающие детритовый (?) алланит-(Ce). Эти минералы образовались до начала кристаллизации граната и на ранних стадиях порфиробластеза (в условиях фации зеленых сланцев и нижней амфиболитовой фации). В период, предшествующий порфиробластезу, возникли клиноцоизитовые оторочки вокруг выделений алланита-(Ce). Об этом свидетельствуют зональные кристаллы клиноцоизита с алланитовыми ядрами, наблюдающиеся в виде включений в гранате.

На завершающих стадиях порфиробластеза в связи с достижением пиковых условий метаморфизма (670–690 °С, 10–11 кбар) стабилизировался рутил и возникла ассоциация Fe–Ti оксидов, включавшая, кроме рутила, метастабильный в этих условиях ильменит. На регрессивной стадии, при охлаждении пород до 450–470 °C и падении давления до 3–5 кбар, в известковых сланцах рутил и ильменит замещались титанитом, парагенным с поздним хлоритом. Хорошая сохранность акцессорных минералов ранних ассоциаций в сланцах серии Атомфьелла указывает на относительно высокую скорость метаморфических изменений.

Список литературы

  1. Варламов Д.А., Ермолаева В.Н., Чуканов Н.В., Янчев С., Вигасина М.Ф., Плечов П.Ю. Новое в минералогии надгруппы эпидота: необычные химические составы, типохимизм, КР-спектроскопия // ЗРМО. 2019. № 1. С. 79–99.

  2. Гавриленко Б.В., Кудряшов Н.М., Митрофанов Ф.П. U-Pb изохронный возраст метавулканитов кислого состава серии Моссель на Шпицбергене / Комплексные исследования природы Шпицбергена. Вып. 4. Апатиты, 2004. С. 107–115.

  3. Гликин А.Э. Полиминерально-метасоматический кристаллогенез. СПб: Изд-во “Журнала Нева”, 2004. 320 с.

  4. Гульбин Ю.Л. Оптимизация гранат-биотитового геотермометра. II. Калибровочные уравнения и точность оценки // ЗРМО. 2010. № 6. С. 22–38.

  5. Красильщиков А.А. Стратиграфия и палеотектоника докембрия – раннего палеозоя Шпицбергена. Л.: Недра, 1973. 120 с.

  6. Ларионов А.Н. Геохронология складчатого основания восточного террейна архипелага Шпицберген. Автореферат дис. … к. г.-м. н. Апатиты, 1999. 22 с.

  7. Сироткин А.Н., Евдокимов А.Н. Эндогенные режимы и эволюция метаморфизма складчатых комплексов фундамента архипелага Шпицберген (на примере полуострова Ню Фрисланд). СПб: ВНИИОкеангеология, 2011. 270 с.

  8. Тебеньков А.М., Красильщиков А.А., Балашов Ю.А. Главные геохронологические рубежи и этапы формирования фундамента Шпицбергена // ДАН. 1996. Т. 346. № 6. С. 786–789.

  9. Тебеньков А.М., Джи Д.Г., Йоханссен У., Ларионов А.Н. История тектонического развития фундамента Шпицбергена (по геохронологическим данным) / Комплексные исследования природы Шпицбергена. Вып. 4. Апатиты, 2004. С. 90–100.

Дополнительные материалы отсутствуют.