CC BY
88
ПЕТРОХИМНЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ И ПЕРВИЧНЫЙ СОСТАВ ЭКЛОГИТОВ РАЙОНА СЛЮДЯНОЙ ГОРКИ (ПОЛЯРНЫЙ УРАЛ, ХРЕБЕТ МАРУНКЕУ]
А. Н. Вшивцев
Стажер-исследователь
В настоящее время особый интерес представляют высокобарические метаморфические комплексы, которые можно использовать в качестве геоди-намических индикаторов пограничной области палеоконтинент—палеоокеан. Наибольший интерес в составе метаморфических комплексов представляют эклогиты, возраст и генезис которых не всегда ясны. Примером развития разнообразных эклогитов является ма-рункеуский комплекс на Полярном Урале.
Марункеуский эклогит-амфиболит-гнейсовый комплекс, представляющий собой тектонический блок (рис. 1), расположен в палеоконтинентальном секторе Полярного Урала в ЦентральноУральской мегазоне восточного крыла северной части Харбейского антикли-нория. Простирается от р. Лонготъюган на юге, включает хр. Марункеу, междуречье Бол. Хадаты и Щучьей и на севере выклинивается среди отложений няровейской серии среднего рифея в районе р. Ямбойяхи. Контакты блока с обрамляющими осадочно-вулканогенными образованиями няровейской серии повсеместно тектонические, по обе стороны разломов наблюдаются поля гранитизации [5, 6]. Общая протяженность блока около 70 км, максимальная ширина достигает 14 км. Блок расположен к западу от Главного Уральского надвига, фиксируемого с юга на север офиолитами Сыумкеу. Породы блока не имеют контактов с офиолитами, они отделены друг от друга узкой полосой отложений няровейской серии. Эклогитсодержащие породы находятся в основании харбейского комплекса в ранге марункеуской свиты [4]. Блок состоит из различных по составу и генезису пород высоких ступеней метаморфизма. Эклогиты в ассоциации с ультрамафитами, мигматиты, гранатовые амфиболиты приурочены к осевой части блока и обнажаются на дневной поверхности в юго-восточной части одноименного хребта (район Слюдяной
Горки). Краевые участки комплекса сложены гнейсами, полевошпатовыми амфиболитами, амфиболовыми и слюдяными сланцами. В пределах блока широко распространены разнообразные по составу бластомилониты и мигматиты, несущие следы многофазной гранитизации и метасоматоза.
В ходе полевых исследований 2004— 2005гг. были изучены коренные выходы толщ метаморфитов, в частности эклогитов, по ручьям Нярошор, Ма-руншор, Нягарнеошор и в районе Слюдяной Горки. Породы представлены двуслюдяными сланцами, амфиболитами, эклогитами, кварц-амфиболовыми
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Марункеуского блока [6].
I — четвертичные отложения; 2 — палеозойские отложения; 3 — няровейская серия — кварц-графитовые, кварц-серицитовые, амфибол-хлоритовые сланцы, конгломераты, се-рицит-хлоритовые сланцы с прослоями кварцитов, песчаников и мраморов, кварц-се-рицит-хлоритовые тонкополосчатые сланцы с прослоями эффузивов; 4 — марункеуский комплекс — переслаивание амфиболитов (гранатовых, альбитовых, слюдистых, слюдистохлоритовых) с гнейсами, гранитогнейсами и эклогитами; 5 — граниты, плагиограниты, гнейсограниты; 6—гранитоиды с флюоритом; 7 — фельзит-порфиры: 8 — диориты; 9 — габбро, габбродиабазы и диабазы; 10 — сыумкеуский дунит-гарцбургитовый комплекс;
II — районы распространения эклогитов; 12 — породы с глаукофаном; 13 — кварц-графитовые сланцы; 14 — зоны нарушений; 15 — район Слюдяной Горки
сланцами, кварц-эпидот-гранатовыми сланцами, альбит-кварцевыми породами, гранитогнейсами, плагиогнейсами, перидотитами, габброидами. Встречаются зоны мигматизации пород. Среди мигматитов наблюдаются изометрич-ные обособления темных мусковит -амфиболовых пород размером от 0.4 до 1.5 м в поперечнике. Выделяются участки амфиболизации, альбитизации эклогитов. Отмечаются прямые переходы от эклогитов к амфиболитам. В целом породы характеризуются полосчатостью, наблюдается циклическая смена минерального состава: от меланок-ратовых до лейкократовых образований. Эклогиты залегают в виде линз и будин среди гранитогнейсов и двуслюдяных сланцев. Контакты заметные, но четких границ нет. На контактах развиваются кварц-мусковитовые жилы. Породы смяты в складки. Широко развиты кварц-альбитовые жилы.
Для рассматриваемого комплекса пород характерно наличие минеральных ассоциаций (парагенезисов) различных уровней метаморфизма — от эклогитовой до зеленосланцевой фации, часто с сохранением реликтовых парагенезисов более высоких ступеней (апоэклогитовые амфиболиты с хлори-
том, двуслюдяные кварц-амфиболовые сланцы с эпидотом и пироксеном, мус-ковитизированные и амфиболизиро-ванные эклогиты, амфиболизирован-ные и альбитизированные эклогиты) [1]. Это позволяет сделать предположение о полидиафторическом преобразовании пород на послеэклогитовой стадии развития.
По петрохимической классификации эклогиты относятся к субщелоч-ным габброидам, габброноритам и троктолитам, из вулканогенной серии аналогами являются толеитовые базальты и долериты, а также известковощелочные базальты.
Метаморфиты характеризуются заметными вариациями содержания 8Ю2 (45.8—56.49 %). Разброс порядка 10 % содержания 8Ю2 в породах может быть объяснен последующими их преобразованиями при метаморфизме, гранитизации и метасоматозе.
Породы принадлежат двум петро-химическим рядам - нормальному и умеренно щелочному, имеют преимущественно натриевый и калиево-натриевый типы щелочности. Это в основном низкокалиевые образования, небольшая часть составов (субщелочные) относится к нормально-калиевым.
По железистости различаются три группы пород: магнезиально-железистые (/= 25—40), железистые (/= 40—55) и высокожелезистые (/> 55).
По граничному содержанию АІ2О3 (в соответствии с обычно принимаемой границей между низко- и высокоглиноземистыми разностями), равному 17 % в основных и 14 % в кислых породах, эклогиты относятся к высокоглиноземистому типу, а эклогиты, подвергшиеся наибольшим изменениям в результате метасоматоза и гранитизации, принадлежат к низкоглиноземистому типу. Средне- и низкоглиноземистые породы характеризуются калиево-натриевым и натриевым типами щелочности, а высокоглиноземистые — только калиевонатриевым.
Нами изучалось изменение петро-химических характеристик пород как вкрест, так и по их простиранию. Опробованию подверглись коренные выходы эклогитов и их измененных разностей (до амфиболитов) из обнажения по руч. Нягарнеошор. При движении вкрест простирания (азимут 110 °, вниз по ручью) отмечаются амфиболизация и альбитизация пород. Наблюдается тенденция к общему уменьшению гли-ноземистости и щелочности пород.
АР
(МдО+РеО+РеАУЗЮ,
Рис. 2. Диаграмма Б-А-К для реконструкции и сопоставления первичных составов силикатных вулканогенных, вулканогенно-осадочных и терригенно-осадочных пород [3].
Точки составов на диаграмме: 1— изверженные породы; 2 — осадочные породы; 3 — минералы (КА — каолинит, ИЛ — гидрослюда, ММ — монтмориллонит, ВК — вермикулит, ГС — гиббсит, ДП — диаспор); 4 — точки составов исследуемых пород (эклогитов и их измененных разностей). Поля составов осадочных и вулканогенно-осадочных пород: I — зернистых осадочных и смешанных пород, II — пелитов, III — хемогенных силицитов, ГВ — граувакк, СГВ — субграувакк, полимиктов, АРК — аркозов. Поля составов изверженных пород: А — ультрабазитов, Б — базитов, В — сиенитов, трахитов, Г — диоритов, плагиогранитов, дацитов, Д — гранитов, риолитов. Точки средних составов изверженных пород: 1 — дунита, 2 — верлита, 3 — пикрита, 4 — диаллагита, 5 — эклогита, 6 — кимберлита, 7—лейцита, 8 — габбро, 9 — спилита, 10 — эссекдиорита, 11 — диорита, 12 — кварцевого диорита, 13 — гранодиорита, 14 — дацита, 15 — олигоклазового гранита, 16 — известково-щелочного гранита, 17 — комендита, 18 — трондьемита, 19 — аплита, 20 — риолита, 21 — пегматоидного гранита, 22 — витербита, 23 — известково-щелочного сиенита, 24 — трахита, 25 — луяврита, 26 — уртита, 27 — мариуполита, 28 — анортозита
При этом породы становятся более натровыми. Коэффициент альбитизации пород возрастает. То же самое касается и железистости.
По простиранию (азимут 0—10°) породы изменяются от эклогитов до амфиболитов, становясь более глиноземистыми, их калиевость возрастает. Железистость и коэффициент альбитизации имеют такую же тенденцию — повышаются.
Для реконструкции первичной природы метаморфитов была использована диаграмма А. А. Предовского в координатах F-A-K, где F=(MgO+FeO+Fe2O3)/SiO2, A=Al2O3-(CaO’+K2O+Na2O), K=K2O-Na2O (рис. 2). Координаты диаграммы рассчитываются в молекулярных количествах. Сдвоенная бинарная диаграмма позволяет разделять пара- и ортопороды [2].
Как мы видим, большее число проб попадает на обоих полях диаграммы в область составов основных изверженных пород. То есть протолитами были ортопороды базитового ряда. Многие фигуративные точки соответствуют
Л л л л л л л Л'А 100 SO во 70 во 50 40 30 20 10
МпОЧО Р,0**10
Рис. 4. Диаграммы Mn0*10 — P205*10 -TiO2 для эклогитов марункеуского комплекса. Поля составов [7]: IAT — толеитов островных дуг, MORB — базальтов СОХ, OIT — толеитов океанических островов, OIA — щелочных базальтов океанических островов, CAB — известково-щелочных базальтов островных дуг и континентальных рифтов
Рис. 3. Классификационная диаграмма для эклогитов для реконструкции палеогеоди-намических условий [8].
Поля: OFB — базальтов океанического дна, LKT—низкокалиевых толеитов островных дуг, CAB — известково-щелочных базальтов островных дуг, SHO — шошонитов, WPB — континентальных базальтов и базальтов океанических островов
составу габброидов. Небольшая часть точек попадает в поле туффитов с основным и ультраосновным материалом, а также в поле ультрабазитов.
Такой разброс значений параметров можно объяснить разным составом протолитов или (и) дальнейшими преобразованиями пород с привносом-вы-носом петрогенных компонентов.
Взаимоотношение эклогитов и первичных магматических пород установлено в останцах на вершине Слюдяной Горки. Магматические породы представлены здесь в основном перидотитами и габброидами. Ассоциация эклогитов с плагиоклазовыми перидотитами и габбро, постепенные переходы пород в эклогиты, особенности их минерального состава позволяют считать, что эклогиты исследованной территории — вторичные породы, сформировавшиеся в условиях земной коры при высоком давлении [5].
Полученные нами данные о первичной природе метаморфитов согласуются с результатами более ранних геологических исследований, но они, как нам представляется, указывают на более широкий круг протолитов.
На классификационной диаграмме Дж. Пирса точки составов эклогитов и их измененных разностей в основном локализуются в полях низкокалиевых толеитов и известково-щелочных базальтов островных дуг, часть фигуративных точек попадает в поле базальтов океанического дна (рис. 3). Сходные резуль-
таты мы получаем, используя диаграмму MnO*10-P2O5*10-TiO2 (рис. 4).
Как мы видим, протолиты эклогитов могут принадлежать формационным типам, сформировавшимся в ост-роводужных обстановках, но часть из них соответствует породам океанического дна. Такая неоднородность в распределении пород различных геодина-мических обстановок может быть связана с их последующим тектоническим совмещением.
ЛИТЕРАТУРА
1. Вшивцев А. Н. Петрографические особенности пород юго-западной части марункеуского комплекса (Полярный Урал, бассейн реки Немуръюган) // Вестник Института геологии, 2005. № 6 (126). С. 2—5. 2. Петрохимические методы исследования горных пород. М.: Недра, 1985. 511 с. 3. Предовский А. А. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия. Л.: Наука, 1980. 152 с.
4. Стратиграфические схемы Урала (докембрий, палеозой). Екатеринбург, 1994.
5. Удовкина Н. Г. Эклогиты Полярного Урала. М.: Наука, 1971. 192 с. 6. Удовкина Н. Г. Эклогиты СССР М.: Наука, 1985. 257 с. 7. MullenE. MnO-TiO2-P2O5: a major element discriminant for basaltic rocks of ocean environments and implications for petrogenesis // Earth and Planet. Sci. Lett. 1983. Vol. 62, N1. P. 41—58. 8. Pearce J. A. Statistical analysis of major element patterns in basalts // J. Petrol., 1976. Vol. 17, N 1. P 15—43.
