Записки Российского минералогического общества, 2021, T. 150, № 4, стр. 38-76

ВВЕДЕНИЕ

Благодаря интенсивным исследованиям гранулитов, проводившимся в последние десятилетия, метаморфизм сверхвысоких (>900 °C) температур из экзотического явления превратился в закономерный этап эволюции коллизионных орогенов (Clark et al., 2011; Kelsey, Hand, 2015). По этой причине интерес к изучению проявлений UHT (ultrahigh-temperature) метаморфизма не ослабевает. На геологической карте мира их выявлено уже более 50 (Kelsey, Hand, 2015).

Основная проблема, с которой сталкиваются геологи при изучении гранулитов – трудность выявления минеральных парагенезисов, образовавшихся при сверхвысоких температурах. За исключением относительно редко встречающихся высокомагнезиальных и высокоглиноземистых пород, UHT гранулиты сложены минеральными ассоциациями, устойчивыми в широком интервале температур и давлений. На помощь приходят исследования микроструктур агрегатов и составов индикаторных минералов, несущих информацию об экстремальных P–T условиях минеральных равновесий.

Восточная Антарктида является регионом, где, в сравнении с другими областями, известно наибольшее число проявлений UHT метаморфизма. Они расположены в пределах Земли Эндерби и примыкающих районах Земли Королевы Мод и залива Прюдс (комплекс Нейпир, серия Рауэр и др.). Еще одним участком локализации UHT гранулитов может стать оазис Бангера (Земля Уилкса). Геологическое строение этой территории изучалось советскими и австралийскими геологами. По результатам проведенных исследований была составлена геологическая карта, исследованы главные особенности вещественного состава развитого здесь мезопротерозойского метаморфического комплекса (Равич и др., 1965; Stüve, Wilson, 1990; Sheraton et al., 1995) и получены первые свидетельства высоких и сверхвысоких температур метаморфизма (Stüve, Powell, 1989; Tucker, Hand, 2016). Эти свидетельства создали предпосылки для отнесения упомянутого комплекса к проявлениям UHT метаморфизма. Новые данные по минералогии метапелитовых гранулитов оазиса Бангера, приводимые в статье, позволяют развить и более надежно обосновать это предположение.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Оазис Бангера является наиболее крупной по площади (~200 км²) частью материкового побережья свободного ото льда в районе Земли Уилкса. В геологическом отношении он входит в состав Восточно-Антарктического щита. По данным М.Г. Равича и др. (1965), К. Стюве и К. Уилсона (Stüve, Wilson, 1990), Дж. Шератона и др. (Sheraton et al., 1995), оазис сложен крупными телами тоналит-гранитовых ортогнейсов, занимающих южную часть территории, и расположенной севернее толщей интенсивно мигматизированных гранат-силлиманит-кордиеритовых парагнейсов (метапелитовых гранулитов), переслаивающихся с амфибол-биотит-пироксеновыми сланцами и гнейсами (основными гранулитами) (рис. 1). Среди мигматитов залегают мощные прослои гранатовых кварцитов и будинированных силикатных мраморов, а также многочисленные жилы гранитового состава. Метаморфическая толща смята в крупную складку северо-западного простирания, крылья которой осложнены многочисленными крутыми, часто изоклинальными складками более высоких порядков. Три системы разломов, к которым приурочены зоны милонитов и диафторических сланцев, разбивают этот участок фундамента на отдельные блоки, незначительно передвинутые друг относительно друга.

Рис. 1.

Схематическая геологическая карта оазиса Бангера. По Равичу и др. (1965) с упрощениями. 1–3 – метаморфический комплекс: тоналит-гранитовые ортогнейсы (1), гранат-силлиманит-кордиеритовые и гранат-биотитовые парагнейсы, гранатовые кварциты и мигматиты (2), амфибол-биотит-пироксеновые гнейсы, кристаллические сланцы и мигматиты (3); 4–7 – позднемезопротерозойские интрузивные образования: кварцевые монцодиориты, кварцевые монцониты и граниты (4), кварцевые габбро и монцогаббро, сиениты и сиенито-диориты (5), габбро и кварцевые габбро (6), дайки долеритов (7); 8 – тектонические разрывы; 9 – ледниковый покров; 10 – места отбора образцов. Fig. 1. Scheme geologic map of the Bunger Hills. After Ravich et al. (1965) with simplifications.

В пределах метаморфической толщи залегает несколько интрузивных массивов размером от 5 до 20 км в поперечнике, сложенных породами чарнокитовой серии (гранитами, кварцевыми монцодиоритами, кварцевыми монцонитами, кварцевыми габбро и монцогаббро, в которых фемические минералы представлены ортопироксеном, клинопироксеном и биотитом). Породы плутонов и вмещающие гнейсы секутся разновозрастными дайками долеритов.

По данным U-Pb датирования циркона (Tucker et al., 2017), возраст магматического протолита тоналит-гранитовых ортогнейсов, залегающих в юго-восточной части оазиса, определен как неоархейский (~2800–2700 Ma). Более поздний, палеопротерозойский, возраст имеют протолиты толщи переслаивания парагнейсов (1900–1800 Ma, Tucker et al., 2017) и ортогнейсов (1750–1650 Ma, Sheraton et al., 1992; Tucker et al., 2017). Возраст гранулитового метаморфизма перечисленных образований по данным in situ U-Pb датирования монацита из парагнейсов составляет 1240–1150 Ma (Tucker, Hand, 2016) и близок к времени внедрения интрузий чарнокитоидов (1170–1150 Ma, Sheraton et al., 1992). Наиболее молодыми образованиями в регионе являются кембрийские дайки щелочно-основного состава (Sheraton et al., 1992).

Детальное петрографическое описание гранат-силлиманит-кордиеритовых гнейсов оазиса Бангера приведено в нескольких работах (Stüve, Powell, 1989; Sheraton et al., 1995; Tucker, Hand, 2016; Tucker et al., 2017). В качестве типичных парагенезисов, входящих в состав этих пород, исследователи выделяют Grt–Crd–Sp–Ilm, Grt–Sill–Sp–Ilm–Rt и Grt–Opx–Crd¹¹ с содержанием Al₂O₃ в Opx 2.1–4.9 мас. %. Отмечается отсутствие Sil–Opx и Spr–Qz парагенезисов, хотя найдены образцы не содержащих кварца Opx–Crd ± Grt гранулитов с сапфирином в морене из центральной части оазиса (She-raton et al., 1995) и в метапелитовой линзе, заключенной в тоналитовом ортогнейсе (Tucker et al., 2017). При характеристике взаимоотношений шпинели (герцинита) с кварцем, упоминаются наблюдения, свидетельствующие об их взаимных срастаниях или тонких каемках кордиерита, силлиманита и граната, разделяющих два минерала. Оценки пиковых параметров метаморфизма, полученные в упомянутых работах, составляют 750–800 °С, 5–6 кбар для оазиса Бангера (методы минеральной термобарометрии; Sheraton et al., 1995) и 850–950 °С, 6–9 кбар для архипелага Хайджамп, примыкающего к оазису Бангера с севера (метод изохимических диаграмм; Tucker, Hand, 2016).

КАМЕННЫЙ МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Для характеристики рудной минерализации были детально изучены представительные образцы метапелитовых гранулитов, отобранные одним из авторов (И.А.) в ходе 64-й Российской Антарктической Экспедиции (2018/19 гг.). Несколько образцов (2а, 11а, 55, 63, 67) взяты из обнажений, расположенных в прибрежной зоне оз. Фигурного, вблизи базы РАЭ-64 (центральная часть оазиса; рис. 2, в–г). Обр. 35 был отобран из обнажения, расположенного в 3.6 км к северо-западу от базы (рис. 2, д–е). Обр. 78 – из обнажения, расположенного вблизи бухты Островная, в 7.3 км к северо-востоку от базы (рис. 2, ж–з).

Рис. 2.

Фрагменты обнажений, из которых были отобраны изучаемые образцы. а – т.н. 1 (GPS координаты: 66.16595° S, 100.45364° E), контакт дайки долеритов (аз. пад. 355°, угол 50°) и мигматизированных гнейсов (1 – дайка долеритов, 2 – прослой гранат-силлиманит-биотитовых и гранат-силлиманит-кордиерит-биотитовых гнейсов мощностью 4.2 м, 3 – прослой гранатовых кварцитов мощностью 0.9 м); б – место взятия обр. 2а; в – т.н. 1, слой графитсодержащего гранат-силлиманит-кордиеритового гнейса мощностью 4 м; г – место взятия обр. 11а; д – т.н. 6 (66.15455° S, 100.40072° E), слой интенсивно мигматизированных гнейсов (аз. пад. 200°, угол 85°) видимой мощностью 30 м; е – место взятия обр. 35; ж – т.н. 20 (66.13596° S, 100.52150° E), слой интенсивно мигматизированных гнейсов (аз. пад. 230°, угол 25°–35°) видимой мощностью 35 м с согласными жилами розовых гранитов; з – место взятия обр. 78; и – т.н. 16 (66.16230° S, 100.43294° E), слой гранат-кордиерит-биотитовых гнейсов со шпинелью (аз. пад. 113°, угол 86°) мощностью 3 м; место взятия обр. 63. Fig. 2. Examples of outcrops from which rock samples were collected.

Рис. 2.

Минеральный состав пород изучался в петрографических шлифах. Их валовый химический состав определялся полным силикатным анализом (ВНИИОкеангеология, аналитики Н.Л. Лунёва, Л.В. Тесанова, Н.Е. Трофимова). Состав минералов анализировался с помощью сканирующего электронного микроскопа JSM-6460LV с системой энергодисперсионного микроанализа Oxford INCA Energy (Горный университет, аналитик И.М. Гембицкая), а также с помощью электронного микроскопа JSM-6510LA с энергодисперсионным спектрометром JED-2200 (JEOL) (ИГГД РАН, аналитик О.Л. Галанкина). Для идентификации минералов дополнительно использовался рамановский спектрометр/микроскоп Renishaw InVia с фокусным расстоянием 250 мм, оснащенный полупроводниковым лазером 785 нм (Горный университет, аналитик Е.А. Васильев).

ОПИСАНИЕ ОБРАЗЦОВ

Все изученные породы сложены Grt–Sil–Crd парагенезисом и содержат дополнительно биотит, калиевый полевой шпат, плагиоклаз, ортопироксен и кварц. В обр. 35 к перечисленным минералам добавляется графит. Гранулиты характеризуются средне-мелкозернистой гранобластовой структурой и полосчатой текстурой за счет чередования кварц-полевошпатовых прослоев с прослоями, обогащенными силлиманитом, кордиеритом, гранатом, биотитом и оксидными фазами. Кали-натровый полевой шпат представлен зернами с однородным внутренним строением и составом, отвечающим формуле Ort_0.85–0.93Ab_0.15–0.07. В ряде образцов (2а, 11, 55, 63, 67) наблюдаются мезопертиты с содержанием альбитового минала в составе реинтегрированного полевого шпата до 33–37%. Плагиоклаз по составу отвечает олигоклаз-андезину An_26–38 (обр. 55, 67, 78) или андезин-лабрадору An_48–54 (обр. 11а); в последнем случае зерна плагиоклаза содержат антипертиты. Гранат (альмандин) характеризуется повышенным содержанием пиропового минала (X_Mg 0.32–0.39, кроме обр. 35, где X_Mg составляет 0.17–0.19), пониженными – гроссулярового и спессартинового миналов (X_Ca≤ 0.03, X_Mn ≤ 0.05). В краевых зонах кристаллов граната, особенно на контактах с биотитом, X_Mg закономерно понижается (до 0.24–0.28), что свидетельствует о диффузионном обмене фемическими компонентами между двумя минералами на ретроградной стадии. Ортопироксен (встречен только в обр. 63) представлен реликтовыми зернами в матриксе, находится в реакционных взаимоотношениях с более поздним биотитом. Ассоциирует с силлиманитом, образующим включения в гранате. По составу отвечает энстатиту (X_Mg 0.58–0.61) с высоким содержанием Al₂O₃ (7.3–9.2 мас. %). Кордиерит – высокомагнезиальный (X_Mg 0.78–0.84), всегда в той или иной степени подвержен вторичным изменениям. Биотит [флогопит с магнезиальностью Mg# = Mg/(Mg + Fe) 0.65–0.84] представлен несколькими генерациями. Ранний биотит наблюдается в виде включений в гранате, образует пластинчатые кристаллы в матриксе, иногда находящиеся в симплектитовых срастаниях с кварцем и замещающие гранат, слагает короны вокруг выделений рудных минералов. Отличается повышенной титанистостью (TiO₂ 3.2–4.8 мас. %). Поздний биотит – в виде мелкочешуйчатых агрегатов и микропрожилков замещает минералы высокотемпературного парагенезиса (гранат, силлиманит, кордиерит, кали-натровый полевой шпат); содержание титана в нем понижено (TiO₂ 0.8–3.0 мас. %).

ОКСИДНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ

В ассоциации с силикатами в гранулитах наблюдаются Fe–Mg–Al–Ti–Zn оксиды: алюмошпинели (герцинит, шпинель, ганит), магнетит, ильменит и рутил, реже встречающиеся титансодержащий магнетит и ульвошпинель.

Алюмошпинели по данным петрографических наблюдений представлены двумя разновидностями. Наиболее часто встречается зеленая шпинель в виде идиоморфных кристаллов и округлых, вытянутых или неправильных по форме зерен размером 0.1–0.5 мм. Мелкие идиоморфные кристаллы зеленой шпинели образуют включения в гранате, силлиманите и кордиерите (рис. 3, а, б), рассеяны в кварц-полевошпатовых прослоях (рис. 3, в). Более крупные – наблюдаются в кордиеритовых прослоях и приурочены к интерстициям в агрегатах зерен кордиерита (рис. 3, е). Иногда ксеноморфные выделения зеленой шпинели обрастают идиоморфные кристаллы граната и силлиманита (рис. 3, г, д), находятся в срастании с ильменитом и содержат микропрожилки позднего магнетита. Менее распространена коричневая шпинель. Она обнаружена только в обр. 11а в виде вкрапленности мелких (до 0.2–0.3 мм) зерен неправильной формы, часто находящихся в срастании с кордиеритом и силлиманитом. Зафиксированы срастания коричневой шпинели с кварцем (рис. 3, ж).

Рис. 3.

Шпинель в гранат-силлиманит-кордиеритовых гнейсах. а – включение зеленой шпинели в гранате, обр. 2а; б – включение зеленой шпинели в силлиманите, обр. 2а; в – включения зеленой шпинели в гранате и зерна шинели, рассеянные в плагиоклаз-калишпатовом агрегате, обр. 55; г – срастания зеленой шпинели с гранатом, обр. 55; д – ксеноморфные выделения зеленой шпинели в агрегате зерен силлиманита, обр. 55; е – идиоморфные выделения зеленой шпинели, приуроченные к интерстициям в агрегате зерен кордиерита, обр. 67; ж – зерна коричневой шпинели в срастании с кварцем, обр. 11a; з – выделения зеленой шпинели и продуктов ее окисления (Crn + Mag) с оторочками магнетита и биотита в кордиерит-плагиоклаз-кварцевом агрегате, обр. 78. Красными стрелками показаны случаи обрастания шпинелью граната и силлиманита. Изображения в проходящем свете. Fig. 3. Spinel in garnet-sillimanite-cordierite gneiss. Transmitted light.

По данным микрозондового анализа (табл. 1) зеленая шпинель в четырех изученных образцах (2а, 55, 63, 67) является герцинитом (X_Mg 0.17–0.47) или шпинелью (X_Mg 0.50–0.52) с примесями Zn и Cr. При этом наименьшими содержаниями этих элементов характеризуется зеленая шпинель из образцов 55, 63 и 67: ZnO 1.3–3.1 мас. % (92% анализов; в обр. 63 встречено одно зерно шпинели, окруженное реакционной каемкой магнетита, с содержанием ZnO 5.3 мас. %), Cr₂O₃ 0.2–1.7 мас. %, минальный состав (содержания герцинитового FeAl₂O₄, шпинелевого MgAl₂O₄ и ганитового ZnAl₂O₄ миналов в %; в скобках число анализов) Hc_44–66Spl_52–30Ghn₄ (n = 12), наибольшими – зеленая шпинель из обр. 2а: ZnO 7.2–8.2 мас. %, Cr₂O₃ 2.9–3.4 мас. %, минальный состав Hc_53–56Spl_30–29Ghn_17–15 (n = 5). В качестве второстепенной примеси в зеленой шпинели из обр. 2а отмечен ванадий (VO₂ до 0.3–0.5 мас. %).

Коричневая шпинель по составу также отвечает герциниту, но отличается более высоким содержанием цинка (ZnO 11.5–13.9 мас. %). Минальный состав Hc_50‒53Spl_25–17Ghn_25–30 (n = 4), второстепенными примесями выступают хром (Cr₂O₃ 2.1–2.4 мас. %) и ванадий (VO₂ до 1.4 мас. %).

Еще более высоким содержанием цинка обладает зеленая шпинель из обр. 78 (ZnO 14.6–20.1 мас. %). Зерна цинксодержащей шпинели наблюдаются здесь в матриксе и окружены реакционными каемками магнетита, в той или иной степени замещающего исходный минерал (рис. 3, з; рис. 4, в–е). Минальный состав Hc_40–38Ghn_30–42Spl_30–20 (n = 6) указывает на принадлежность этой шпинели к промежуточным членам ряда герцинит–ганит. По составу с ней контрастирует зеленая шпинель, образующая включения в гранате и отличающаяся низким содержанием цинка (ZnO 2.0–3.1 мас. %).

Рис. 4.

Взаимоотношения Fe–Mg–Zn алюмошпинелей с породообразующими и рудными минералами. а – срастание герцинита с гранатом, обр. 2а. В нижней части изображения зерно герцинита корродируется поздним биотитом; б – сросток герцинита и ильменита в кварц-плагиоклаз-калишпат-кордиеритовом агрегате, обр. 11а; в, г – зерна герцинита в срастании с гранатом, пересеченные микропрожилками магнетита, обр. 55; д – зерно ганита, срастающееся с корундом и окруженное каемкой магнетита, в кордиеритовом агрегате, обр. 78; е – увеличенный фрагмент изображения д; ж – включения шпинели, силлиманита и кварца в гранате, обр. 63; з – увеличенный фрагмент изображения ж. Изображения в обратно-отраженных электронах. Числа на рисунке соответствуют номерам анализов табл. 1–3. Fig. 4. Relations between Fe–Mg–Zn aluminous spinel and rock-forming and ore minerals. BSE images.

Кроме обособленных зерен, цинксодержащие алюмошпинели образуют пластинчатые микровключения в ильмените и рутиле (рис. 5). По данным химического анализа (табл. 2), в обр. 11 подобные включения отвечают по составу герциниту и шпинели с содержанием ZnO 16.8–17.0 мас. % и минальным составом Hc_29–40Spl_36–24Ghn_35–36 (n = 3), в обр. 2а – ганиту с содержанием ZnO 18.3–19.1 мас. % и минальным составом Ghn_38–42Hc_32–29Spl_30–29 (n = 2), в обр. 35 – ганиту с содержанием ZnO 29.5–30.1 мас. % и минальным составом Ghn_65–67Hc_24–25Spl_11–12 (n = 3).

Рис. 5.

Включения ганита в ильмените и рутиле. а – кристалл рутила с пластинчатым включением ганита, обр. 2а; б – зерно ильменита с включением ганита и пластинчатыми включениями рутила, обр. 11а; в – кристалл ильменита с пластинчатым включением ганита и оторочкой рутила, обр. 11а; г – увеличенный фрагмент изображения в; д – зерно ильменита с пластинчатыми включениями ганита, рассеченное микропрожилками позднего рутила, обр. 35; е – увеличенный фрагмент изображения д. Изображения в обратно-отраженных электронах. Числа на рисунке соответствуют номерам анализов табл. 2, 5, 6. Fig. 5. Inclusions of gahnite in ilmenite and rutile. BSE images.

Магнетит присутствует в обр. 55, 63, 67 и 78 в срастаниях с ильменитом и шпинелью. Представлен несколькими генерациями. Ранний магнетит образует субпараллельные сростки с ильменитом в виде чередующихся пластинчатых выделений двух минералов, ориентированных в одном кристаллографическом направлении (рис. 6). Часто подобные сростки имеют более сложное строение за счет присутствия в ильмените ламелей корунда (рис. 6, 7). Встречаются также обособленные зерна корунда с микровключениями магнетита (рис. 7, в). Поздний магнетит в виде нитевидных прожилков рассекает зерна шпинели (рис. 4, в), обрастает и частично замещает их (рис. 4, д–е), образует изометричные зерна, срастающиеся с ильменитом и пространственно ассоциированные с секущими магнетит-лейкоксеновыми прожилками (рис. 8). В обоих случаях минерал отличается низким содержанием примесей (Si, Ti, V, Al, Cr) и составом, близким к теоретическому (табл. 3).

Рис. 6.

Субпараллельные магнетит-ильменитовые сростки. а – пластинчатые сростки магнетита с ильменитом в калишпат-кварц-кордиеритовом агрегате, обр. 67; б – увеличенный фрагмент изображения а. Один из сростков контактирует с зерном шпинели, рассеченным нитевидными магнетитовыми прожилками; в – увеличенный фрагмент изображения б. Светлые пластинчатые вростки – гематит; г – пластинчатые сростки магнетита с ильменитом и корундом в кордиеритовом агрегате, обр. 67; д – увеличенный фрагмент изображения г. Светлые пластинчатые вростки – гематит. Изображения в обратно-отраженных электронах. Желтыми прямоугольниками показаны участки анализа, выполненного растровым методом. Числа на рисунке соответствуют номерам анализов в табл. 3, 5. Fig. 6. Sandwich intergrowths of magnetite and ilmenite, BSE images.

Рис. 7.

Корунд-магнетит-ильменитовые сростки. а – лекоксенизированный ильменит с ламелями корунда, обр. 55; б – ильменит с ламелями корунда, находящийся в срастании с магнетитом, обр. 55; в – корунд с вростками магнетита, обр. 78; г–е – лекоксенизированный ильменит с ламелями магнетита и корунда, обр. 78. Изображения в обратно-отраженных электронах. Числа на рисунке соответствуют номерам анализов в табл. 3. Fig. 7. Corundum-magnetite-ilmenite intergrowths. BSE images.

Рис. 8.

Взаимоотношения магнетита с Fe–Ti–Al оксидами. Агрегат кордиерита, герцинита и корунд-магнетит-рутил-ульвошпинель-ильменитовых сростков. Магнетит образует выделения в срастании с ильменитом, каемки замещения вокруг зерен шпинели и секущие прожилки совместно с лейкоксеном. Обр. 63. Изображение в обратно-отраженных электронах. Fig. 8. Relations between magnetite and Fe–Ti–Al oxides. BSE image.

Титансодержащий магнетит и ульвошпинель встречены только в обр. 63 в виде продуктов распада высокотемпературного твердого раствора и находятся в закономерном срастании с ильменитом (рис. 9). По существующим классификациям подобных срастаний (Duchesne, 1970; Haggerty, 1991; Tan et al., 2016), основанным на морфологических признаках и включающих “облачный” (cloth), решетчатый (trellis) и субпараллельный (sandwich) типы закономерных Ti-Mag-Ilm агрегатов, они лучше всего соотносятся с последним типом. Его отличительной чертой является чередование относительно широких ламелей титансодержащего магнетита и ильменита, лежащих в одной из четырех различно ориентированных плоскостей {111} магнетита. В изучаемых гранулитах эти ламели имеют “пламеневидный” облик; кроме того, строение Ti-Mag-Ilm сростков осложнено присутствием ламелей корунда и рутила, а также обособленных зерен магнетита, не содержащего титана.

Рис. 9.

Срастания ильменита с титансодержащим магнетитом и ульвошпинелью. а – ильменит с вростками ульвошпинели и ламелями корунда в кварц-калишпат-биотитовом агрегате, обр. 63. С ильменитом срастаются обособленные зерна магнетита; б – увеличенный фрагмент изображения а. По микротрещинкам ильменит замещается лейкоксеном (Lcx); в – ильменит с вростками титансодержащего магнетита и ламелями корунда в кварц-биотитовом агрегате, обр. 63. С ильменитом срастаются обособленные зерна магнетита; г–е – ильменит с вростками ульвошпинели и титансодержащего магнетита, внутри которых располагаются ламели рутила, обр. 63. Изображения в обратно-отраженных электронах. Числа на рисунке соответствуют номерам анализов в табл. 3, 6, 5, 10. Fig. 9. Intergrowths of ilmenite with titaniferous magnetite and ulvöspinel. BSE images.

По данным микрозондового анализа (табл 4.), составы обсуждаемых минералов отвечают промежуточным членам изоморфного ряда Fe_{3 –x}Ti_xO₄, 0 ≤ x ≤1, крайними членами которого выступают магнетит Fe₃O₄ (x = 0) и ульвошпинель Fe₂TiO₄ (x = 1). Содержание ульвошпинелевого минала в них колеблется от 39–45 (титансодержащий магнетит) до 55–78 мол. % (ульвошпинель). Примесями выступают ванадий (VO₂ 0.7–1.4 мас. %), магний (MgO 0.0–0.5 мас. %) и марганец (MnO 0.0–0.1 мас. %)

Ильменит образует рассеянную вкрапленность мелких (0.1–0.3 мм) неправильных по форме зерен, ксеноморфных выделений и идиоморфных кристаллов. Часто он наблюдается в виде включений в гранате и находится в закономерных срастаниях с магнетитом, титансодержащим магнетитом и корундом (рис. 6–9). Содержит оторочки и закономерно ориентированные ламели рутила (рис. 5, б, г; рис. 10, в, г). Нередко по краям зерен, вдоль микротрещин или ламелей в рудных сростках ильменит замещается лейкоксеном (тонкозернистыми агрегатами оксидов титана и железа, рис. 9, б; рис. 10, а, б).

По особенностям внутреннего строения зерна ильменита являются однородными или характеризуются структурой распада твердого раствора ильменит–гематит (Ilm_ss). В последнем случае они содержат тончайшие (первые мкм) субпараллельно расположенные ламели фазы, обогащенной железом (рис. 6, в, д; рис. 9, б, в). По данным рамановской спектроскопии (рис. 11), эта фаза, предположительно, соответствует гематиту. (На рамановских спектрах ламелей наблюдаются все пики, характерные для гематита и ильменита, кроме пика 410 см^–1.) По данным микрозондового анализа (табл. 4), ильменит содержит примеси Mg (до 0.05 к.ф.) и Mn (до 0.01 к.ф.). Количество гематитового минала (Fe₂O₃) в нем варьирует от долей процента до 6–8 и более мол. %, закономерно увеличиваясь при переходе к образцам, содержащим структуры распада твердого раствора Ilm_ss. Кроме раннего ильменита, встречена поздняя генерация этого минерала в виде очень мелких (5–10 мкм) зерен, совместно с зернами позднего рутила образующих реакционные каемки на границах кристаллов граната и биотита (рис. 10, д–е).

Рис. 10.

Ильменит и рутил в гранат-силлиманит-кордиеритовых гнейсах. а – включение ильменита, срастающегося с магнетитом и замещенного по краям и вдоль микротрещин лейкоксеном, в гранате, обр. 78; б – увеличенный фрагмент изображения а. В ильмените наблюдается структура распада твердого раствора Ilm_ss. Lcx – лейкоксен; в – включение ильменита в гранате, обр. 11а; г – увеличенный фрагмент изображения в. В ильмените наблюдаются ламели рутила и включения цинкистой шпинели; д – сросток биотита с гранатом, содержащим включения рутила и ильменита, обр. 2а; е – увеличенный фрагмент изображения в. На границе биотита и граната расположена реакционная каемка, состоящая из зерен позднего ильменита и рутила. Изображения в обратно-отраженных электронах. Числа на рисунке соответствуют номерам анализов табл. 6. Fig. 10. Ilmenite and rutile in garnet-sillimanite-cordierite gneiss. BSE images.

Рис. 11.

Ламели высокожелезистой фазы в ильмените (а) и их рамановские спектры (б). Для сравнения на график нанесены эталонные спектры гематита (RRUFF ID R050300), ильменита (RRUFF ID R130214) и магнетита (RRUFF ID R080025). Fig. 11. Lamellae of the high-ferrous phase in ilmenite (a) and their Raman spectra (б).

Рутил представлен несколькими генерациями. Ранний “проградный” рутил слагает относительно крупные (100–200 мкм) призматические и дипирамидальные кристаллы, рассеянные в матриксе, часто находящиеся в срастании с гранатом и образующие включения в гранате (рис. 5, а; рис. 10, д). По содержанию главных компонентов он близок к чистому TiO₂ (табл. 6). Более поздние выделения рутила входят в состав полиминеральных сростков, возникающих при распаде высокотемпературных минеральных растворов на ретроградной стадии (рис. 5, б, г; рис. 9, г–е; рис. 10, в, г). Подобный “эксолюционный” рутил содержит примеси железа (FeO* ≤ 1.1 мас. %), ванадия (VO₂ ≤ 4.6 мас. %) и ниобия (Nb₂O₅ ≤ 6.4 мас. %). На заключительных стадиях метаморфической эволюции кристаллизуются мелкие зерна рутила, приуроченные к реакционным каемкам, образующимся при замещении граната биотитом (рис. 10, д–е), и зерна, входящие в состав лейкоксеновых агрегатов, развивающихся по ильмениту (рис. 5, е).

ОЦЕНКА УСЛОВИЙ ГРАНУЛИТОВОГО МЕТАМОРФИЗМА

Grt-Spl-Sil-Qz геотермобарометрия. Герцинит и шпинель относятся к числу характерных минералов метапелитовых гранулитов. В парагенезисе с кварцем они часто рассматривается как индикаторы высоких и сверхвысоких (>900 °C) температур при метаморфизме (Waters, 1991; Morimoto et al., 2004; Harley, 2008; Kelsey, 2008; Shimizu et al., 2009; Zhang et al., 2012; Kelsey, Hand, 2015, и ссылки в этих работах). Это касается тех разновидностей Fe–Mg алюмошпинелей, которые отличаются пониженным содержанием примесей, в первую очередь Zn и Cr. Вхождение данных элементов в состав алюмошпинелей расширяет пределы их устойчивости в области пониженных температур и повышенных давлений (Nichols et al., 1992; Tajčmanová et al., 2009; Zhang et al., 2012). Сходный эффект оказывает окислительная обстановка минералообразования, способствующая вхождению в состав алюмошпинелей Fe³⁺ (Hensen, 1986; Powell, Sandiford, 1988).

Влияние повышенных содержаний цинка в Fe–Mg–Zn алюмошпинелях на их устойчивость в парагенезисе с гранатом изучалось Дж. Николсом и соавторами (Ni-chols et al., 1992) на примере реакции

Grt + 2Sil = 3Spl + 5Qz.

Опыты проводились в системе FeO–MgО–Al₂O₃–SiO₂–ZnO (FMASZn) при пониженной активности кислорода. На основе проведенных экспериментов был откалиброван Grt-Spl-Sil-Qz геотермобарометр (Nichols et al., 1992).

Как следует из табл. 1, алюмошпинели, входящие в состав матрикса гранулитов оазиса Бангера, обладают пониженными содержаниями Cr₂O₃ (<3.4 мас. %) и Fe³⁺ (<0.09 к.ф.). По содержанию цинка анализы делятся на две группы: (1) с низким (ZnO 1.3–3.1 мас. %, примерно 90% проанализированных зерен в обр. 55, 63, 67) и (2) высоким (7–20 мас. %, обр. 2a, 11a, 78) содержанием примеси. Включения алюмошпинелей в гранате всегда обеднены цинком, даже если алюмошпинели из матрикса обогащены этим элементом (табл. 1, рис. 12).

Рис. 12.

Тройная диаграмма составов алюмошпинели из гранулитов оазиса Бангера. Желтым цветом показаны составы включений шпинели в гранате, красным – составы пластинчатых микровключений шпинели в ильмените и рутиле. Fig. 12. Ternary plot of aluminous spinel compositions for the samples discussed in the text. Spinel inclusions in garnet and spinel plate-like inclusions in ilmenite and rutile are marked by yellow and red consequently.

Оценки давления (P), найденные с помощью геотермобарометра Дж. Николса и др. (Nichols et al., 1992) для изученных образцов гранулитов, приведены в табл. 7. Они характеризуются большим разбросом. В интервале температур 850–1050 °С наименьшие значения P (4–12.5 кбар) получены для алюмошпинелей из обр. 55, 67 (матрикс) и 78 (включения в гранате). Эти алюмошпинели характеризуются низким содержанием цинка (0.04–0.06 к.ф.) и умеренной магнезиальностью (X_Spl < 0.40). Более высокие значения P (6.5–14.5 кбар) получены для обр. 2а и 11а, в которых алюмошпинели обогащены цинком, а также для обр. 63, в котором алюмошпинели, будучи обеднены цинком, обладают повышенной магнезиальностью (X_Spl 0.40–0.52 к.ф.).

Сходный, но более узкий интервал давлений получен с помощью GASP геобарометра (Holdaway, 2001) для парагенезиса Grt–Sil–Pl–Qz (для 900 °С): 6.5–8.5 кбар (обр. 11а, 55, 63, 67, 78).

Spl-Crd геотермометрия. В обр. 63 и 67 алюмошпинели с низким содержанием Zn ассоциируют с кордиеритом (рис. 3, е; рис. 6, а) , что позволяет использовать для оценки температур минеральных равновесий Spl-Crd геотермометр (Vielzeuf, 1983). В его основе лежит обменная реакция Hс + Mg-Crd = Spl + Fe-Crd, которая с ростом температуры смещается в сторону образования более магнезиальной шпинели. Геотермометр – эмпирический и построен в предположении об идеальности твердых растворов Spl и Crd. Большинство (n = 10) температурных оценок, полученных с его помощью, изменяются в пределах от 775 до 890 °С (табл. 8). Три оценки попадают в интервал 660–735 °С, три – в интервал 995–1065 °С. Полученный результат интерпретируется как свидетельство: (1) сверхвысокой (>900 °C) пиковой температуры Spl–Crd равновесия, (2) частичного переуравновешивания составов сосуществующих минералов на ретроградной стадии.

Grt-Opx термобарометрия. В обр. 63 в парагенезисе с гранатом наблюдается ортопироксен, что позволяет использовать для оценки пиковых условий метаморфизма Grt-Opx геотермобарометр. Существуют две версии этого геотермобарометра: (1) учитывающая растворимость Al в ортопироксене, находящемся в равновесии с гранатом, и (2) основанная на обмене фемическими компонентами между двумя минералами. Первая версия базируется на представлениях о чермаковском замещении (Mg,Fe) + Si = Al^IV + Al^VI в структуре Opx, которое в присутствии граната контролируется реакцией 3(En,Fs) + + Al₂O₃ = (Py,Alm). Благодаря низким коэффициентам внутрикристаллической диффузии алюминия в Opx по сравнению с фемическими компонентами показания “Al-в-ортопироксене” геотермобарометра в наименьшей степени подвержены влиянию ретроградных изменений.

Главными особенностями состава изученного ортопироксена являются умеренная магнезиальность [Mg/(Mg + Fe) 0.58–0.61] и очень высокое содержание Al₂O₃ (7.3–9.2 мас. %), близкое к предельному содержанию глинозема в ортопироксене из гранулитов (около 12 мас. %; Harley, Motoyoshi, 2000; Harley, 2004). Согласно показаниям “Al-в-ортопироксене” геотермобарометра С. Харли и Д. Грина (Harley, Green, 1982), в интервале давлений 6–10 кбар температура кристаллизации изученного ортопироксена могла достигать 930–1010 °С (табл. 8). Эти значения найдены в предположении, что алюминий в структуре Opx распределен поровну между позициями M1 и T, так что $X_{{{\text{Al}}}}^{{{\text{M}}1}} = {{{\text{Al}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{{\text{Al}}} 2}} \right. \kern-0em} 2}$ (Pattison et al., 2003). Вхождение в структуру ортопироксена Fe³⁺ нарушает идеальную схему чермаковского замещения и приводит к понижению $X_{{{\text{Al}}}}^{{{\text{M}}1}}$. Как следствие, в этом случае уменьшаются и получаемые с помощью “Al-в-ортопироксене” геотермобарометра температурные оценки [при Fe³⁺/(Fe²⁺ + Fe³⁺) 0.10–0.12 на 20–50 °C; Harley, 2008].

Один из возможных способов расчета содержания алюминия в позиции М1, учитывающий эффект Fe³⁺, основан на схеме замещения $X_{{{\text{Al}}}}^{{{\text{M}}1}} = {\text{Si}} - \left( {2 - {\text{Al}}} \right)$ (Pattison et al., 2003). Использование этой схемы для Opx из обр. 63 дает незначительное снижение температурных оценок: поскольку рассчитанное катионным методом содержание Fe³⁺ в Opx из обр. 63 не превышает 0.015 к.ф. (M + T = 4), они уменьшаются всего на 5–6 градусов.

Кроме “Al-в-ортопироксене” геотермобарометра, для оценки условий метаморфизма в породах, содержащих Grt–Opx–Pl парагенезис, могут использоваться реакции смещенного равновесия

Grs + 2Py + 3Qz = 3An + 3En,

Grs + 2Alm + 3Qz = 3An +3Fs,

описывающие перераспределение Ca и Mg между сосуществующими гранатом, ортопироксеном и плагиоклазом с ростом температуры и давления. Эти реакции положены в основу Grt-Opx-Pl-Qz геотермобарометра (Perkins, Chipera, 1985). В табл. 8 приводятся оценки давления, полученные с его помощью для интервала температур 950–1050 °С на базе двух калибровочных уравнений (Perkins, Chipera, 1985; Moeher et al., 1988). Найденные значения P лежат в интервале 9–12 кбар, что хорошо согласуется с показаниями “Al-в-ортопироксене” геотермобарометра.

Значительно более низкие температуры и давления показывает Grt-Opx геотермобарометр, основанный на распределении Mg и Fe между сосуществующими минералами. Согласно расчетам, выполненным с помощью калибровочного уравнения Х. Ли и Дж. Гангули (Lee, Ganguly, 1988), они составляют 6–7 кбар, 855–935 °С. Эти параметры очевидно отражают Р–Т условия, при которых происходило переуравновешивание Grt и Opx на ретроградной стадии. В отличие от оценок, рассчитанных на базе уравнения Ли–Гангули, более высокие параметры метаморфизма, сравнимые с показаниями геотермобарометра Харли–Грина, дает метод коррекции показаний Grt-Opx геотермобарометра, учитывающий Fe–Mg обмен между гранатом и пироксеном при охлаждении породы (RCLC метод; Pattison et al., 2003): 9.3–11.7 кбар, 1019–1122 °С (табл. 9).

Метод изохимических диаграмм. Наряду с методами минеральной термобарометрии для реконструкции условий метаморфизма применялся метод изохимических диаграмм. Моделирование минеральных парагенезисов выполнялось с помощью программы Theriak/Domino (de Capitani, Petrakakis, 2010) на базе внутренне согласованных термодинамических данных tcdb55c2d (Holland, Powell, 1998, с обновлениями) и моделей активностей компонентов тройного раствора полевых шпатов (Baldwin et al., 2005), четверного раствора граната (White et al., 2007), твердых растворов ортопироксена (White et al., 2002, 2007), кордиерита (Holland, Powell, 1998), осумилита (Kelsey et al., 2004), Mg–Fe алюмошпинелей, биотита (White et al., 2007), ильменита (идеальный раствор). Входными данными для расчетов служили валовые химические составы горных пород.

Рис. 13.

Изохимическая диаграмма для Gr–Sil–Opx–Crd гранулита (обр. 63). Валовый состав породы, использованный для расчетов (мол. %): Si 74.62, Ti 0.43, Al 18.27, Fe 4.72, Mn 0.06, Mg 4.90, Ca 1.28, Na 4.85, K 4.61, H 100, O 243.5. Диаграмма построена при условии, что ${{a}_{{{{{\text{H}}}_{2}}{\text{O}}}}} = 0.2$. Все минеральные ассоциации, кроме отмеченных звездочкой, содержат магнетит и кварц (* – бескварцевые ассоциации). Liq – расплав. Красным пунктиром оконтурена область температур и давлений, рассчитанных методом RCLC, синим пунктиром – интервал температур, оцененных с помощью Spl-Crd геотерометра. Синими линиями с числами показаны изоплеты $X_{{{\text{Al}}}}^{{{\text{M}}1}}$, синей стрелкой – предполагаемая Р–Т траектория метаморфизма. Траектория разделена на три фрагмента, отвечающих проградной (1), пиковой (2) и ретроградной (3) стадиям метаморфизма. Fig. 13. Isochemical P–T phase diagram calculated for Gr–Sil–Opx–Crd granulite sample 63 with Theriak/Domino software (de Capitani, Petrakakis, 2010) on the base of the internally consistent thermodynamic dataset (Holland, Powell, 1998) assuming that ${{a}_{{{{{\text{H}}}_{2}}{\text{O}}}}} = 0.2$. The bulk-composition used for calculation is (in mol %): Si 74.62, Ti 0.43, Al 18.27, Fe 4.72, Mn 0.06, Mg 4.90, Ca 1.28, Na 4.85, K 4.61, H 100, O 243.5.

На рис. 13 показана изохимическая диаграмма, построенная для обр. 63 в системе MnO–Na₂O–CaO–K₂O–FeO–MgO–Al₂O₃–SiO₂–H₂O–TiO₂–O₂ (MnNCKFMASHTO). Кроме полей устойчивости минеральных парагенезисов, на диаграмму нанесены изоплеты содержаний октаэдрического алюминия в ортопироксене $(X_{{{\text{Al}}}}^{{{\text{M}}1}} = {\text{Si}} + {\text{Al}} - 2).$ При интерпретации этих данных следует учитывать, что при заданных содержании кислорода (O = 243.5 мол. %) и активности воды в системе $({{a}_{{{{{\text{H}}}_{2}}{\text{O}}}}} = 0.2)$ содержание Fe³⁺ в модельном Opx не превышает 0.02 к.ф. Как можно видеть, все области пиковых температур и давлений, рассчитанных с помощью Grt-Opx, Grt-Opx-Pl-Qz, Grt-Spl-Sil-Qz геотермобарометров, попадают в поле устойчивости Grt–Opx–Liq (±Rt, Ilm, Fsp) парагенезисов, причем в ту часть этого поля, которая характеризуется наибольшими значениями $X_{{{\text{Al}}}}^{{{\text{M}}1}}$ (0.18–0.20 к.ф.). Именно такими содержаниями октаэдрического алюминия в позиции М1 обладает изученный природный ортопироксен. Область пересечения этих областей имеет координаты 9–11 кбар, 980–1010 °С.

Р–Т траектория метаморфизма, построенная с учетом данных минеральной термобарометрии и физико-химического моделирования, закручена по часовой стрелке и берет начало в поле устойчивости Grt–Sil–Opx или Grt–Sil (+Rt, Fsp) парагенезисов (об этом свидетельствуют включения Sil в гранате и показания GASP геобарометра). На проградной стадии она демонстрирует рост давления и температуры вплоть до пиковых значений, соответствующих полю устойчивости Grt–Opx парагенезиса, на ретроградной – декомпрессию и последующее охлаждение, в результате которых стабилизируется кордиерит и происходит переуравновешивание граната и ортопироксена, а также шпинели и кордиерита в отношении фемических компонентов. Помимо показаний Grt-Opx (LG88) геотермобарометра и Spl-Crd геотермометра, Р–Т условия на ретроградной стадии отражает состав граната, максимальное наблюдаемое содержание магния в котором (0.38) соответствует рассчитанному значению ${{X}_{{{\text{Mg}}}}}$ при давлении 6 кбар и температуре 900 °C.

Ti-Mag-Ilm термо-оксибарометрия. Исключительно высокие температуры метаморфизма стали причиной появления в гранулитах оазиса Бангера закономерных сростков ильменита и титансодержащего магнетита с необычно высоким содержанием ульвошпинелевого минала (до ${\text{Us}}{{{\text{p}}}_{{55 - 78}}}$) (рис. 9, табл. 4). Как известно, во многих эндогенных породах подобные сростки образуются в результате распада высокотемпературного твердого раствора $\left( {{\text{Ma}}{{{\text{g}}}_{{{\text{SS}}}}}} \right),$ инициированного окислением ульвошпинелевого компонента этого раствора:

6Fe₂TiO₄ + O₂ = 2Fe₃О₄ + 6FeTiO₃.

Продуктами распада в свою очередь выступают твердые растворы (Ilm + Hem) и (Mag + Usp), состав которых меняется в зависимости от температуры и парциального давления кислорода. Обменная реакция

Fe₂O₃ + Fe₂TiO₄ = FeTiO₃ + FeFe₂O₄,

описывающая эту зависимость, лежит в основе титаномагнетит-ильменитового термо-оксибарометра (Buddington, Lindsley, 1964; Spencer, Lindsley, 1981; Ghiorso, Sack, 1991; Andersen et al., 1993; Ghiorso, Evans, 2008; Sauerzapf et al., 2008). Оценки температуры и фугитивности кислорода, найденные с помощью Ti-Mag-Ilm термо-оксибарометра для гранулитов оазиса Бангера, приведены в табл. 10. Для расчетов использованы калибровочные уравнения, основанные на экспериментальных данных и моделях твердых растворов ${\text{Ti}}{\kern 1pt} - {\kern 1pt} {\text{Ma}}{{{\text{g}}}_{{{\text{SS}}}}}$ и ${\text{Il}}{{{\text{m}}}_{{{\text{SS}}}}}$ в системах Fe–Ti–O (Andersen, Lindsley, 1985; AS85) и Fe–Ti–Al–Mg–O (Sauerzapf et al., 2008; SL08). Температурные оценки, рассчитанные на базе обоих уравнений, широко варьируют. При использовании уравнения SL08 большинство из них изменяется в пределах от 625 до 1110 °С. В одном случае, для титансодержащего магнетита с максимальным содержанием ульвошпинелевого минала (${\text{Us}}{{{\text{p}}}_{{71}}}$), температура, рассчитанная с помощью этого уравнения, оказывается нереалистично высокой (1177 °С). При использовании уравнения AS85 большинство температурных оценок попадает в интервал 545–1085 °С. По сравнению с аналогичными оценками, найденными на базе уравнения SL08, они систематически занижены (в среднем на 30 градусов). В случаях, когда X_Usp > 0.70, температурные оценки, рассчитанные с помощью уравнения AS85, становятся слишком большими и теряют геологический смысл (табл. 10).

В дополнение к титаномагнетит-ильменитовому термо-оксибарометру, для реконструкции условий метаморфизма гранулитов оазиса Бангера использовался кварц-ульвошпинель-ильменит-ортопироксеновый (QUILP) термо-оксибарометр, в основе которого лежит реакция, описывающая равновесие сосуществующих Fe–Ti оксидов и ортопироксена

2SiO₂ + 2Fe₂TiO₄ = 2FeTiO₃ + Fe₂Si₂O₆

(Lindsley et al., 1990). Рассчитанные с его помощью температурные оценки хорошо согласуются с аналогичными оценками, найденными на базе уравнения AS85: в большинстве случаев расхождение между ними не превышает 12–14 градусов, максимальное расхождение составляет 50–55 градусов (табл. 10).

На рис. 14 показана зависимость между рассчитанными значениями температуры и фугитивности кислорода для изучаемых равновесий. На ту же диаграмму вынесены линии Ni–NiO (NNO) и магнетит-фаялитового (FMQ) окислительно-восстановительных буферов. Как можно видеть, точки на графике группируются вдоль линии NNO буфера, демонстрируя закономерное уменьшение fO₂ с падением температуры и буферирование окислительно-восстановительных условий в минеральной системе на ретроградной стадии метаморфизма.

Рис. 14.

Зависимость между фугитивностью кислорода и температурой равновесия титансодержащий магнетит – ильменит, оцененных с помощью калибровочного уравнения Ti-Mag-Ilm термо-оксибарометра (Sauerzapf et al., 2008) для обр. 63. FMQ, NNO – линии фаялит-магнетит-кварцевого и Ni-NiO окислительно-восстановительных буферов соответственно. Fig. 14. Plot of oxygen fugacities and titaniferous magnetite – ilmenite temperatures estimated for sample 63 using the thermo-oxybarometer of Sauerzapf and others (2008).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Результаты минеральной термобарометрии и физико-химического-моделирования свидетельствуют об экстремально высоких (>900 °C) пиковых температурах минеральных равновесий в изученных породах. Сказанное позволяет отнести гранулиты оазиса Бангера к проявлениям UHT метаморфизма.

Парагенезисами, появление которых в метапелитах ограничено подобными температурными условиями, выступают сапфирин-кварцевый, ортопироксен-силлиманитовый, шпинель-кварцевый, а также некоторые осумилитсодержащие ассоциации (Harley, 2008; Kelsey, 2008). Индикаторная роль шпинель-кварцевого парагенезиса в этом случае ограничена случаями пород, содержащих Fe–Mg алюмошпинели с пониженным содержанием примесей (Zn, Fe³⁺, Cr, V). Примерами могут служить сапфирин-содержащие гранулиты комплекса Падеру, южная Индия (X_Spl 0.31–0.62, ZnO < 3 мас. %, Cr₂O₃ < 2 мас. %, T_max 900 °С; Lal et al., 1987), Mg-Al гранулиты юго-восточной Индии (X_Spl 0.43–0.50, ZnO < 3 мас. %, T_max 950 °С; Dasgupta et al., 1995), сходные по составу породы восточной Бразилии (X_Spl 0.19–0.23, ZnO < 2.8 мас. %, T_max > 1000 °С; Barbosa et al., 2006), сапфирин-содержащие гранулиты Уганды (X_Spl 0.48–0.61, ZnO < 0.5 мас. %, Cr₂O₃ < < 1 мас. %, T_max 1000 °С; Sadinford et al., 1987).

Другие примеры демонстрируют присутствие в метапелитовых породах шпинели с повышенными содержаниями цинка и хрома (хондалиты южной Индии: X_Spl 0.15–0.31, ZnO 5–10 мас. %, Cr₂O₃ до 5 мас. %, T_max > 950 °С; Morimoto et al., 2004; сапфирин-содержащие гранулиты комплекса Нейпир, Восточная Антарктида: X_Spl 0.45–0.52, ZnO < 1 мас. %, Cr₂O₃ до 11 мас. %, T_max 1000 °С; Ellis et al., 1980; осумилитсодержащие гранулиты комплекса Лютцов-Хольм, Восточная Антарктида: X_Spl 0.45–0.54, ZnO 15–21.5 мас. %, T_max > 1000 °С; Kawasaki et al., 2011; сапфирин-содержащие гранулиты Алжира: X_Spl 0.23–0.56, ZnO до 2.5 мас. %, Cr₂O₃ 2.5–15 мас. %, T_max 1050 °С; Ouzegane, Boumaza, 1996; гранулиты южного Мадагаскара: X_Spl 0.20–0.45, ZnO до 13 мас. %, T_max 880 °С; Markl et al., 2000; гранулиты Северо-Китайского кратона: X_Spl 0.33–0.42, ZnO до 7.5 мас. %, Cr₂O₃ до 2.5 мас. %, T_max 950 °С; Zhang et al., 2012). В этих случаях на сверхвысокую температуру минеральных равновесий указывают данные минеральной геотермобарометрии.

В гранулитах оазиса Бангера содержание Cr₂O₃ в зернах Fe–Mg–Zn алюмошпинелей (X_Spl 0.17–0.52) из матрикса и включений в гранате не превышает 3.4 мас. %, при этом в большинстве анализов оно составляет десятые доли процента. Распределение цинка подчиняется следующим закономерностям: (1) часть изученных образцов гранулитов содержит Fe–Mg алюмошпинели, обедненные этим элементом (ZnO < 3 мас. %), другая часть – цинксодержащие алюмошпинели (ZnO 7–20 мас. %), относящиеся к промежуточным членам ряда герцинит–ганит, (2) алюмошпинели из включений в гранате всегда характеризуются пониженным содержанием цинка (рис. 12), (3) наиболее высокоцинкистые шпинели встречаются в сростках с корундом и магнетитом. Отмеченные особенности состава и микроструктурная позиция свидетельствуют о наличии двух генераций алюмошпинелей: (1) более ранней высокомагнезиальной (Sp I) с низким содержанием ZnO, образующей включения в гранате, (2) более поздней умеренно- и низкомагнезиальной (Sp II), как с пониженным, так и с повышенным содержанием цинка, рассеянной в матриксе. Первая генерация образует микропарагенезис с кварцем и силлиманитом (рис. 4, ж, з), вторая – находится в срастании с гранатом, силлиманитом, кордиеритом и другими минералами. Отмечены случаи совместных границ зерен кварца и алюмошпинелей 2-й генерации, в том числе обедненной цинком (рис. 6, а, б). По данным Spl-Crd геотермометрии, пиковая температура кристаллизации Sp II могла достигать 1000 и более °С.

В основе одного из главных геотермобарометров, позволяющих оценивать пиковые условия гранулитового метаморфизма, лежит температурная зависимость содержания Al₂O₃ в ортопироксене из метапелитовых пород. По этой причине многими исследователями состав Opx, ассоциирующего с Grt и Sil, рассматривается как индикатор проявлений UHT метаморфизма (Harley, 2008). Иллюстрацией этого вывода служит состав Оpx из метапелитов, образовавшихся при сверхвысоких температурах: Grt–Opx–Sil гнейсов серии Рауэр, Восточная Антарктида (Al₂O₃ 7.5–10.6 мас. %, T_max 1050 °С; Harley, 1998), хондалитов южной Индии (Al₂O₃ 5.9–8.2 мас. %, T_max 920 °С; Nandakumar, Harley, 2000; Al₂O₃ 5–9.5 мас. %, T_max 1040 °С; Ishii et al., 2006), Grt–Opx гранулитов Намибии (Al₂O₃ 8–11 мас. %, T_max 970 °С; Brandt et al., 2003), Opx–Sil гранулитов Ангара-Канского блока, Сибирский кратон (Al₂O₃ 7.5–8 мас. %, T_max 1000 °С; Sukhorukov et al., 2021).

Примером гранулитов оазиса Бангера, содержащих Opx–Sil–Grt парагенезис, служит обр. 63. Силлиманит здесь встречается в виде включений в гранате, ортопироксен – в виде реликтовых зерен, замещаемых кварц-биотитовыми симплектитами. Содержание Al₂O₃ в ортопироксене (7–9 мас. %) превышает нижний предел концентрации алюминия в Opx из UHT-гранулитов. Согласно данным Grt-Opx термобарометрии, пиковая температура его кристаллизации могла достигать 1010 °C (при давлении 10 кбар).

Еще одной интригующей особенностью минерального состава изученных пород является наличие в обр. 63 субпараллельных сростков ильменита с ульвошпинелью. В гранулитах регулярно наблюдаются подобные срастания, образовавшиеся в результате распада высокотемпературного раствора ${\text{Ti}}{\kern 1pt} {\text{ - }}{\kern 1pt} {\text{Ma}}{{{\text{g}}}_{{{\text{SS}}}}}~~$с предельным содержанием Usp минала в титансодержащем магнетите 50–55 мол. %. Примерами служат метаморфизованные габбро и анортозиты Адирондака, Новая Англия (X_Usp 0.16–0.45; Bohlen, Essene, 1977), гранулиты Новой Зеландии (X_Usp 0.17–0.52; Oliver, 1978), метаморфизованные граниты северо-западной Шотландии (X_Usp 0.32–0.44; Rollinson, 1980), гранулиты юго-восточной Норвегии (X_Usp 0.13–0.47; Harlov, 2000). Температуры, при которых были уравновешены ильменит и титансодержащий ильменит, в этих породах не превышают 900 °С (а часто снижаются до 600–800 °С). (Исключение составляют гранулиты Новой Зеландии, для которых рассчитанная температура равновесия Ti-Mag-Ilm составила ~1000 °C.)

В обр. 63 зафиксированы “пламеневидные” выделения титансодержащего магнетита и ульвошпинели, находящиеся в закономерных срастаниях с ильменитом, корундом и игольчатым рутилом (рис 9). Примерно в половине химических анализов этих выделений содержание ульвошпинелевого минала превышает 50 мол. %, достигая максимальных значений 67–78 мол. % (табл. 4). Рассчитанные температуры равновесия Ti-Mag-Ilm для этих анализов колеблются в пределах 950–1250 °С. В случае самого высокого содержания титана (${{X}_{{{\text{Usp}}}}}$ 0.78) показания геотермометров “зашкаливают”.

Кроме сростков ильменита с титансодержащим магнетитом и ульвошпинелью, в гранулитах оазиса Бангера встречаются субпараллельные сростки ильменита и магнетита, не содержащего титана. Их образование очевидно связано с полным переуравновешиванием составов Fe–Ti оксидов, возникших при распаде твердого раствора Ti-${\text{Ma}}{{{\text{g}}}_{{{\text{SS}}}}}$, на ретроградной стадии. В обр. 63 такое переуравновешивание было частичным: наряду с ульвошпинелью здесь наблюдаются фрагменты выделений титансодержащего магнетита с пониженным содержанием ульвошпинелевого минала (39–45 мол. %). Синхронно с титансодержащим магнетитом изменяется состав ильменита (содержание гематитового минала в нем уменьшается от 25 до 3 мол. %). На графике T–fO₂ точки составов сосуществующих минералов ложатся на линию NNO буфера (рис. 14). Это свидетельствует о том, что частичное переуравновешивание составов Fe-Ti оксидов происходило при стабильных окислительно-восстановительных условиях вплоть до температуры ~600 °С. Сохранение на этом фоне неизменными выделений высокотемпературной реликтовой ульвошпинели можно объяснить кинетическими причинами: низким содержанием водного флюида, способствовавшего протеканию диффузионных и окислительных процессов, а также относительно быстрым охлаждением породы в начале ретроградной стадии, вплоть то температуры закрытия системы.

Третьей фазой, входящей в состав закономерных ильменит-магнетитовых сростков, выступает корунд, образующий ламели в ильмените и обособленные выделения с включениями мелких зерен магнетита (рис. 4, д; рис. 6, 7). Надо отметить, что разнообразные по морфологии сростки корунда с Fe–Ti оксидами в гранулитах описывались и ранее (Moore, 1971; Sengupta et al., 1999; Bose et al., 2009). Это касается в том числе ламелей корунда в ильмените, происхождение которых исследователи связывают с повышенной растворимостью Al₂O₃ в ильмените при сверхвысоких температурах (Sengupta et al., 1999). С учетом ограниченной растворимости Fe₂O₃ в корунде и неограниченной смесимости в системе Fe₃O₄–FeAl₂O₄ в температурной области, расположенной выше магнетит–герцинитового сольвуса (860 °C) (Turnock, Eugster, 1962), одним из возможных механизмов образования магнетит-корундовых агрегатов могла служить реакция окисления герцинита

3FeAl₂O₄ + 0.5O₂ = Fe₃O₄ + 3Al₂O₃.

О возможности протекания этой реакции в изучаемых породах свидетельствуют в том числе микроструктурные данные (рис. 3, з).

Кроме вышеописанных, в гранулитах оазиса Бангера встречены еще два вида закономерных (кристаллографически ориентированных) срастаний, представленных пластинчатыми вростками ганита в ильмените и рутиле (рис. 5) и ламелями рутила в ильмените (рис. 9, в, г; рис. 10, в, г). Особый интерес представляет последний вид сростков. В свете недавних исследований акцессорных Fe–Ti оксидов из гранулитов UHT-проявлений их образование можно связывать с распадом армалколита (Fe, Mg)Ti₂O₅. Будучи открыт как “лунный” минерал (Anderson et al., 1970), армалколит впоследствии был обнаружен в разнообразных земных породах, включая гранулиты (Hayob, Essene, 1995; Miyake, Hokada, 2013). По экспериментальным данным (Lindsley et al., 1974), при давлении ~1 бар “чистый” железистый армалколит устойчив при Т > 1100 °C. Добавление примесей Al, Cr, Ti расширяет поле устойчивости Fe–Ti оксида в сторону более низких температур (Kesson, Lindsley, 1975), повышение давления, напротив, способствует стабилизации армалколита при более высокой температуре (Friel et al., 1977).

Рассматривается возможность образования закономерных рутил-ильменитовых сростков в результате реакции

FeTi₂O₅ = FeTiO₃ + TiO₂,

протекавшей на ретроградном этапе эволюции гранулитов. По данным Т. Кавасаки и др. (Kawasaki et al., 2013), описавших закономерные ильменит-рутиловые срастания и детально изучивших предполагаемые Ilm-Rt псевдоморфозы по армолколиту из гранулитов комплекса Лютцов–Хольм, Восточная Антарктида, подобная реакция могла иметь место в интервале температур 970–1050 °С при давлении 9–11 кбар. Одним из факторов равновесия выступал состав примесей в армалколите. В случае оазиса Бангера, этими примесями, возможно, являлись окисное железо (входящее в состав ильменита), Nb, V (характерные примеси “эксолюционного” рутила) и Zn (входящий в состав ламелей ганита в ильмените и рутиле). К сожалению, количественно оценить влияние этого фактора нельзя из-за отсутствия экспериментальных данных.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изучены особенности состава и взаимоотношений Fe–Mg–Al–Ti–Zn оксидов (минералов надгруппы шпинели, ильменита, рутила) и силикатов (граната, силлиманита, ортопироксена, кордиерита) из метапелитовых гранулитов оазиса Бангера. В результате проведенных исследований получены следующие свидетельства метаморфизма сверхвысоких температур:

(1) наличие в гранулитах индикаторного парагенезиса Fe–Mg–Zn алюмошпинелей (X_Spl 0.17–0.52, ZnO < 3 мас. %) и кварца,

(2) показания Spl-Crd геотермометра (T_max 995–1065 °С),

(3) высокое содержание Al₂O₃ в ортопироксене (до 7–9 мас. %), температура кристаллизации которого, согласно показаниям Grt-Opx геотермобарометра (Harley, Green, 1982), могла достигать 930–1010 °С (при давлениях 6–10 кбар),

(4) присутствие в гранулитах закономерных сростков ильменита и титансодержащего магнетита с необычно высоким содержанием Usp минала (до 55–78 мол. %), образовавшихся в результате распада твердого раствора Ti-${\text{Ma}}{{{\text{g}}}_{{{\text{SS}}}}}$ при температуре, возможно превышавшей 1100 °С,

(5) присутствие закономерных сростков ильменита и рутила, предположительно возникших в результате распада высокотемпературной (>900 °С) Fe–Ti фазы – армалколита.

Р–Т траектория метаморфизма, построенная с учетом данных минеральной термобарометрии и физико-химического моделирования, закручена по часовой стрелке и демонстрирует: на проградной стадии – синхронный рост температуры и давления до пиковых значений (T > 1000 °С, P ~ 10 кбар), на ретроградной стадии – изотермическую декомпрессию до 6–7 кбар и последующее изобарическое охлаждение.

Авторы благодарят О.Л. Галанкину и Е.А. Васильева за помощь при проведении аналитических исследований.