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

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).

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 (X_Ca 0.12–0.16) и характеризуется ростовой зональностью по Fe, Mn и Mg (центр кристаллов: X_Fe 0.80–0.81, X_Mn 0.05–0.06, X_Mg 0.04–0.05; край кристаллов: X_Fe 0.74–0.75, X_Mn < 0.01, X_Mg 0.14–0.16). С гранатом сосуществуют олигоклаз (An_14–23) 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 (X_Ca 0.26–0.28) и демонстрирует прямую зональность по Fe, Mn и Mg (центр кристаллов: X_Fe 0.63–0.64, X_Mn 0.06–0.07, X_Mg 0.04; край: X_Fe 0.60–0.61, X_Mn 0.04, X_Mg 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 An_42–52 (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.

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).

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, а–г). Часто в подобных агрегатах наблюдаются зерна фазы, обогащенной торием (рис. 4, г). Малые размеры зерен (первые микроны) затрудняют идентификацию этого минерала.

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).

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).

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.

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.).

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).

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).

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).

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⁺ + O^2– (Higgins, Ribbe, 1976).

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).

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:

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).

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

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

(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.