Россия
Россия
Россия
УДК 552.4 Метаморфические породы
УДК 574.4 Сухопутные биоценозы и экосистемы. Биогеоценозы. Биогеохимические циклы
В сланцах Иртышской зоны смятия (Восточный Казахстан) обнаружен и изучен гротит — редкая фторглиноземистая разновидность титанита. Состав минералов получен при помощи сканирующего электронного микроскопа (СЭМ) Tescan Vega3. Нетипичные для титанита содержания Al2O3 и F позволили отнести его к Al-F-титаниту (гротиту). Кроме глинозема и фтора в изученном гротите присутствуют FeO и Y2O3. Общая формула минерала имеет следующий вид: (Ca0.94—1.02Y0.02—0.04Fe0.01—0.02)Ʃ0.99—1.04(Ti0.83—0.89Al0.11—0.16)Ʃ0.94—1.02(Si0.95—0.99Al0.01—0.05)Ʃ1.00O4(O0.86—0.91F0.09—0.14)Ʃ1.00. Максимальные содержания Al2O3 и F характерны для центральных частей крупных зерен гротита из мусковит-биотитовых сланцев, а минимальные — для мелких зерен гротита из биотитовых сланцев, что, по всей видимости, отражает более низкие параметры давления при образовании последних. Минеральный состав сланцев и низкие содержания глинозема в гротите могут указывать на возможность его кристаллизации в породах зеленосланцевой фации.
гротит, сланцы, метаморфизм, Восточный Казахстан, Иртышская зона смятия
Введение
Титанит на сегодняшний день является одним из наиболее информативных акцессорных минералов, который может служить как для геотермобарометрии (Hayden et al., 2008) так и для радиоизотопного датирования (Frost et al., 2001), которое приобретает все большую популярность (Балтыбаев, 2024; Кориш и др., 2024; Скублов и др., 2021 и др.).
Гротитом называют богатую глиноземом, железом и фтором разновидность титанита с формулой (Сa, REE)(Ti, Al, Fe)SiO4(O, OH, F). Кристаллизация богатой алюминием и фтором разновидности титанита возможна в широком диапазоне температур и давлений. Высокоглиноземистые титаниты (Al2O3 — до 14 мас. %), содержащие фтор (до 2.5 мас. %), типичны для эклогитов, доломитов и мраморов Австрии (Castelli et al., 2002; Franz et al., 1985). Долгое время считалось, что основным фактором появления гротита в минеральном парагенезисе является давление в диапазоне 18—22 кбар (Franz et al., 1985). Именно высокие давления способствуют вхождению алюминия в структуру титанита. Однако кроме давления нахождение глиноземистого титанита в явно невысокобарических породах может определяться составом породы и флюидной фазы (Markl et al., 1999). В последние годы обнаружен высокоглиноземистый гротит (Al2O3 — 7.9—12.7 мас. %) в рудах Березитового золотополиметаллического месторождения Верхнего Приамурья, которое имеет средние РТ-параметры образования. Появление гротита с таким содержанием глинозема авторы связывают с повышенной активностью фтора минералообразующей среды (Вах и др., 2009). Образование гротита в гранат-слюдистых сланцах шихтинской свиты Срединнокамчатского массива происходило в условиях низких давлений и температуры зеленосланцевой фации метаморфизма (Тарарин и др., 2011).
Несмотря на хорошую изученность гротита в высокобарических породах, работы по его детальному изучению в образованиях коллизионных зон, милонитах и бластомилонитах метаморфических пород отсутствуют. Иртышская зона смятия (ИЗС) является хорошо известным объектом, где широко развиты подобные образования, нахождение и изучение в них гротита позволит расширить наши представления о диапазоне условий его кристаллизации.
Геологическое строение района
Район исследования расположен в центральной части Иртышской зоны смятия, или Иртышской сдвиговой зоны, которая на юго-западе разделена глубинными разломами от Калба-Нарымского пояса, а на северо-востоке — от Рудно-Алтайского пояса (рис. 1, a). Существуют разные точки зрения на природу метаморфических пород ИЗС. Считается, что они имеют палеозойский возраст и сформировались за счет метаморфизма осадков Калба-Нарымской зоны (Савинский, 2017)*. Согласно другой точке зрения (Беспаев и др., 1997; Ермолов, 2013; Ермолов и др., 2018), породы ИЗС трактуются как выход на поверхность докембрийских пород кристаллического фундамента Калба-Нарымской структурно-фациальной зоны.
Основная часть ИЗС (93—95 %) сложена регионально-метаморфизованными высокотемпературными породами низких давлений. Оставшаяся часть представлена узкими линейными зонами высокобарических метаморфических пород, природа которых трактуется как результат коллизионно-сдвиговых деформаций при столкновении Алтайской и Казахстано-Джунгарской литосферных плит (Савинский, 2017)*.
Свыше 90 % Иртышской зоны смятия занимают нижнедевонские отложения (D2ef), представленные меланжево-динамометаморфическими образованиями иртышского комплекса (D2i). Степень метаморфизма варьирует от зеленосланцевой до гранулитовой фации. Высокометаморфизованные породы заключены в матрикс зеленых сланцев в присутствии и при возможном термальном воздействии габброидных интрузий (Савинский, 2017)*. Петрографический состав комплекса характеризуется преимущественным развитием серицит-хлоритовых, кварц-серицитовых (до кварц-мусковитовых), слюдистых и слюдисто-кварцевых сланцев. В меньшей степени встречаются биотитовые и двуслюдяные гнейсы (плагиогнейсы), амфиболиты и кристаллические ставролит-кианитовые (340—320 млн лет), гранат-силлиманитовые (320—310 млн лет) и андалузит-силлиманитовые (310—280 млн лет) сланцы (Савинский, 2017)*. Породы иртышского комплекса прорваны раннекаменоугольными гранитами прииртышской серии (С1р).
Отложения Калба-Нарымского террейна, развитые в западной, юго-западной и южной частях района исследований, в меньшей степени представлены живетскими (D2gv) отложениями кыстав-курчумской (D2ks) свиты, а также нижнедевонскими-раннекаменноугольными отложениями такырской (D3–C1tk) свиты.
В составе кыстав-курчумской (D2ks) свиты преобладают переслаивающиеся серые, темно-серые до черных известковистые, известковисто-глинистые, тонкослоистые углеродисто-глинистые метаалевролиты и сланцы, зеленые хлорит-серицитовые сланцы, редко отмечаются прослои и пачки слабоизвестковистых метапесчаников. Породы свиты неравномерно метаморфизованы в пределах зеленосланцевой фации метаморфизма, интенсивно рассланцованы, местами превращены в милониты. Возраст свиты обосновывается находками в ее отложениях фауны живетского возраста (табуляты, ругозы) (Навозов и др., 2011).
Такырскую (D3–C1tk) серию слагают тонко- и мелкопереслаивающиеся (слоистость горизонтальная) черные, темно-серые, серые, реже зеленовато-серые глинистые алевролиты, глинистые и углеродисто-глинистые сланцы, изредка прослои полевошпатово-кварцевых алевропесчаников. Породы обычно интенсивно рассланцованы, местами превращены в филлитовидные углеродисто-кварцево-слюдистые сланцы и милониты.
Возраст отложений такырской серии фаунистически не обоснован и оценивается на основе палинологических анализов и геологических взаимоотношений с фаунистически охарактеризованными свитами. Отложения серии прорваны калбинским гранитным комплексом (Pk), сложенным порфировидными биотитовыми гранитами. Гранитоиды Калбинского батолита отнесены к постколлизионным, а их возраст составляет 310—280 млн лет (Хромых и др., 2016).
На контакте калбинского комплекса и пород такырской серии развиты биотитовые роговики.
Отложения Рудно-Алтайского пояса развиты в северо-восточной части площади и сложены породами фаменского (D3fm) яруса, в исследуемом районе они представлены вулканогенными отложениями пестрого состава, сланцами, песчаниками и известняками объединенных снегиревской, пихтовской, тарханской свит (D3sn÷tr). На породы тарханской свиты согласно налегают отложения турнейского яруса (C1t2), представленные бухтарминской свитой (C1bh), которая сложена серыми и темно-серыми известковистыми, редко углистыми алевролитами, известняками с прослоями песчаников. Далее на северо-восток отложения фаменского яруса прорваны породами прииртышского комплекса (C3–P1p), в составе которого выделены три фазы внедрения: первая фаза представлена габброидами, диоритами, кварцевыми диоритами и диоритогнейсами, вторая — гранодиоритами, тоналитами, плагиогранитами и плагиогранитогнейсами, а к третьей фазе отнесены граниты и гранитогнейсы.
Объект и методы исследований
Объектом исследований являются биотитовые и мусковит-биотитовые сланцы ИЗС. Коренные выходы сланцев протяженностью 110—120 м и мощностью до 1.0—1.5 м северо-западного простирания обнажаются на восточной окраине поселка Предгорное Восточно-Казахстанской области (рис. 1, b). Отбор образцов проводился через 15—20 метров. Общее количество образцов — 8, из них 5 — мусковит-биотитовые и 3 — биотитовые сланцы.
В пределах ИЗС состав и уровень метаморфизма сменяется в северо-восточном направлении. В исследуемом районе полные разрезы от кианитовых до зеленых сланцев присутствуют на западной окраине поселка Предгорное, где высокометаморфизованные породы заключены в матрикс зеленых сланцев. В месте отбора образцов обнажаются только биотитовые и мусковит-биотитовые сланцы.
Основное макроскопическое отличие заключается в интенсивности цвета: биотитовые сланцы — темные, зеленовато-серо-коричневые; мусковит-биотитовые — более светлые, зеленовато-серо-коричневые.
Во всех образцах сланцев обнаружен гротит, в биотитовых сланцах это единичные зерна, в мусковит-биотитовых — до 1—2 %. В биотитовых сланцах это небольшие зерна размером до 0.05 мм, в мусковит-биотитовых сланцах наряду с мелкими зернами такого же размера присутствуют более крупные зерна размером 0.15—0.25 мм. В целом проанализирован состав 44 зерен (59 определений): в биотитовых сланцах — 17 (17 анализов), в мусковит-биотитовых — 27 (42 анализа).
Химический состав минералов изучался в полированных шлифах на сканирующем электронном микроскопе (СЭМ) Tescan Vega3 с приставкой рентгенофлуоресцентного энергодисперсионного анализа (ЭДС) Oxford Instruments (АНО «Развитие человеческого капитала» при ИОК «Техноград», Москва). Ускоряющее напряжение для СЭМ-съемки и анализа составило 20 кВ, предел обнаружения элементов — 0.1 %.
Последующие кристаллохимические пересчеты гротита выполнялись зарядным методом по разработанной методике (Oberti et al., 1991). Для получения коэффициента корреляции между содержанием различных элементов было выполнено построение корреляционной матрицы в программе Excel по 52 анализам. При высокой и весьма высокой корреляции установление ее достоверности оценивалось при помощи t-критерия и уровня значимости p.
Минералого-петрографическая характеристика пород
Метаморфизованные породы ИЗС представлены биотитовыми и мусковит-биотитовыми сланцами. Выше упоминалось, что основное макроскопическое отличие пород заключается в интенсивности их цвета, что выражается в разном процентном соотношении светлой и темной слюды. Минеральный состав и структурно-текстурные особенности пород приведены на рис. 2.
Биотитовые сланцы макроскопически темные, зеленоватые, серо-коричневые, равномернозернистые породы со сланцеватой текстурой. Микроструктура пород гомеобластовая, гранолепидобластовая (рис. 2, a). Минеральный состав пород достаточно устойчив. Основная масса породы состоит из биотита (40—50 %), кварца (35—45 %) и плагиоклаза (5 %). Акцессории суммарно составляют до 5 % и представлены апатитом, гротитом и цирконом. Вторичные изменения проявлены в незначительном развитии хлорита (5 %) по биотиту.
Темноцветные минералы представлены биотитом и хлоритом. Размер чешуек биотита достигает 0.1, реже 0.15 мм. Хлорит развивается по биотиту, собственных чешуек не образует. Кварц представлен изометричными зернами размером не более 0.05 мм, редко достигая 0.15—0.20 мм. Иногда мелкие зерна кварца слагают скопления размером до 2—3 мм. Плагиоклаз представлен субизометричными зернами альбита размером 0.05—0.1 мм.
Мусковит-биотитовые сланцы макроскопически светлые, зеленоватые, серо-коричневые, равномернозернистые. Текстура сланцеватая. Микроструктура пород гомеобластовая, гранолепидобластовая (рис. 2, b). Минеральный состав пород достаточно устойчив. Породы сложены кварцем (30—40 %), биотитом (25—35 %), мусковитом (15—20 %) и плагиоклазом (5 %). Акцессории суммарно составляют около 5 %, представлены апатитом (1—2 %), гротитом (1—2 %), ильменитом и цирконом. Из вторичных минералов присутствует хлорит (5 %), развивающийся по биотиту.
Темноцветные минералы представлены биотитом и хлоритом. Размер чешуек биотита достигает 0.1, реже 0.2 мм, мусковита — 0.1 мм. Хлорит развивается по биотиту, собственных чешуек не образует. Кварц представлен изометричными зернами размером не более 0.05 мм, редко 0.20—0.25 мм. Часто кварц слагает скопления размером 2—3 мм из мелких зерен. Мусковит совместно с биотитом образует скопления, размер чешуек не превышает 0.15 мм. Плагиоклаз представлен субизометричными зернами альбита размером 0.05—0.1 мм.
Сланцеватая текстура пород и наличие угловатых скоплений кварца, состоящих из мелких зерен (по всей видимости, реликтовые зерна протолита), являются признаками деформации.
Парагенезис биотитовых сланцев: биотит — кварц — альбит — хлорит — и мусковит-биотитовых сланцев: биотит — кварц — альбит — хлорит — серицит (мусковит) — типоморфен породам, претерпевшим метаморфизм зеленосланцевой фации.
Гротит представлен идиоморфными зернами размером от 0.05 до 0.20 мм (рис. 3). Располагается гротит как в кварц-слюдистой массе, так и на границе кварц-слюдистой основной массы и скоплений зерен кварца.
Отсутствие граната в исследованных образцах не позволило рассчитать РТ-параметры образования сланцев. По всей видимости, это связано с тем, что парагенезисы с гранатом Q — Ab — Chl — Ms — Grt встречаются только в породах из приконтактовой с силлиманитовыми гнейсами зоны, а РТ-параметры их образования составили 544—548 °С и 2.3—3.5 кбар, и их вряд ли можно отнести к области зеленосланцевого метаморфизма. Авторы исследований связывают их с процессами локального прогрева (ороговикования) при внедрении интрузивных комплексов (Савинский, 2017)*.
Обсуждение результатов
Сводный химический состав гротита по 59 определениям приведен в таблице 1.
В крупных зернах состав определялся в центральной и краевой частях. Содержание Al2O3, F, а также FeO и Y2O3 в гротите снижается от центральных частей крупных зерен к краевым в мусковит-биотитовых сланцах.
Для центральных частей крупных зерен гротита из мусковит-биотитовых сланцев характерны максимальные содержания глинозема (3.9—5.2 мас. %), иттрия (1.5—2.3 мас. %), железа (0.4—0.9 мас. %) и фтора (1.3—1.3 мас. %). Состав краевых частей зерен и мелких зерен схож и от центральных частей отличается пониженными содержаниями глинозема (3.6—4.8 мас. %), иттрия (1.3—1.6 мас. %), железа (0.3—0.7 мас. %) и фтора (1.1—1.2 мас. %). Для гротита из биотитовых сланцев характерны еще более низкие содержания глинозема (3.6—4.1 мас. %) и фтора (1.0—1.1 мас. %).
Учитывая значительное количество определений химического состава гротита, в таблице 2 приводятся только крайние значения, а также кристаллохимические формулы. Общая формула гротита из сланцев Иртышской зоны смятия имеет следующий вид: (Ca0.94—1.02Y0.02—0.04Fe0.01—0.02)Ʃ0.99—1.04(Ti0.83—0.89Al0.11—0.16)Ʃ0.94—1.02(Si0.95—0.99Al0.01—0.05)Ʃ1.00O4(O0.86—0.91F0.09—0.14)Ʃ1.00.
Корреляционная матрица (табл. 3) демонстрирует высокую и весьма высокую корреляцию между рядом элементов и их суммами. Весьма высокая корреляция связи обнаружена между суммарным содержанием оксидов кальция и титана и суммой оксида иттрия и глинозема, что согласуется со схемой изоморфизма Ca2++Ti4+«[легкие РЗЭ, Y]+AlVI,Fe3+ (Russell et al., 1994). Коэффициент корреляции составляет –0.97 (рис. 4).
Положительная корреляция установлена между следующими парами: Al2O3 — FeO, Al2O3 — F, суммой глинозема и иттрия с фтором и железом (r = 0.84—0.95). Отрицательная корреляция установлена между суммарным содержанием кальция и титана с глиноземом, иттрием, железом и фтором (r = –0.85 … –0.93). Во всех случаях корреляционная связь является сильной, статистически значимой. Корреляционные зависимости показаны на рис. 5.
Содержание глинозема в гротите из двуслюдяных сланцев ниже (3.6—5.2 мас. %), чем во включениях гротита (до 8.5 мас. %) в цирконах из гранитоидов кристаллического фундамента Южного Ямала (Ерохин и др., 2019), высокоглиноземистом гротите (Al2O3 7.9—12.7 мас. %) из руд Березитового золотополиметаллического месторождения Верхнего Приамурья (Вах и др., 2009), в гранат-слюдистых сланцах шихтинской свиты Срединнокамчатского массива и в высокоглиноземистых титанитах (Al2O3 до 14 мас. %) из эклогитов, доломитов и мраморов Австрии (Castelli et al., 2002; Franz et al., 1985).
Минеральный состав сланцев и низкие содержания глинозема в гротите могут указывать на возможность его кристаллизации в породах зеленосланцевой фации.
Выводы
В результате проведенных исследований в сланцах Иртышской зоны смятия (Восточный Казахстан) установлено наличие гротита — фтор-глиноземистой разновидности титанита с иттрием. Общая формула гротита имеет следующий вид: (Ca0.94—1.02Y0.02—0.04Fe0.01—0.02)Ʃ0.99—1.04 (Ti0.83—0.89Al0.11—0.16)Ʃ0.94—1.02 (Si0.95—0.99Al0.01—0.05)Ʃ1.00 O4 (O0.86—0.91F0.09—0.14)Ʃ1.00.
Максимальные содержания Al2O3 и F характерны для центральных частей крупных зерен гротита из мусковит-биотитовых сланцев, а минимальные — для мелких зерен гротита из биотитовых сланцев, что, по всей видимости, отражает более низкие параметры давления при образовании последних.
Установленный парагенезис биотитовых сланцев: биотит — кварц — альбит — хлорит — и мусковит-биотитовых сланцев: биотит — кварц — альбит — хлорит — серицит (мусковит) — и относительно невысокие содержания глинозема в гротите позволяют предположить его формирование в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма.
1. Балтыбаев Ш. К., Саватенков В. М., Петракова М. Е. T-Т эволюция раннепротерозойских пород Северного Приладожья по данным изучения U-Pb-, Rb-Sr- и Sm-Nd-систем в минералах // Геодинамика и тектонофизика. 2024. Т. 15. № 3. С. 759. DOI:https://doi.org/10.5800/GT-2024-15-3-0759
2. Беспаев Х. А., Полянский Н. В., Ганженко Г. Д., Дьячков Б. А, Eвтушенко О. П., Ли Тянь Дэ. Геология и металлогения Юго-Западного Алтая (в пределах территории Казахстана и Китая). Алматы: Гылым, 1997. 288 с.
3. Вах А. С., Авченко О. В., Карабцов А. А., Степанов В. А. Первая находка гротита в золоторудных месторождениях // Доклады Академии наук. 2009. Т. 428. № 3. С. 353—357.
4. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 200 000. Издание второе. Серия Горно-Алтайская. Лист М-44-III (Новоегорьевское). Объяснительная записка. М.: Московский филиал ФГБУ ВСЕГЕИ, 2019. 180 с.
5. Ермолов П. В., Мусина Е. В., Портнов B. C. Геологическая позиция и возраст регионально метаморфизованных пород Иртышской зоны смятия // Труды университета. 2018. № 4(73). С. 53—57.
6. Ермолов П. В. Актуальные проблемы изотопной геологии и металлогении Казахстана. Караганда: Издательско-полиграфический центр Казахстанско-Российского университета, 2013. 203 с.
7. Ерохин Ю. В., Иванов К. С., Хиллер В. В. Включения гротита в цирконе из гранитоидов кристаллического фундамента Южного Ямала // Вестник МГТУ. Труды Мурманского государственного технического университета. 2019. Т. 22. № 1. С. 5—11. DOI:https://doi.org/10.21443/1560-9278-2019-22-1-5-11
8. Кориш Е. Х., Савко К. А., Базиков Н. С., Ларионов А. Н. Возраст сиенитов палеопротерозойского дубравинского супрасубдукционного щелочно-карбонатитового комплекса Курского блока Сарматии // Вестник Воронежского государственного университета. Серия: Геология. 2024. № 1. С. 4—13. DOI:https://doi.org/10.17308/geology/1609-0691/2023/4/4-13
9. Навозов О. В., Соляник В. П., Клепиков Н. А., Караваева Г. С. Нерешенные вопросы пространственной и генетической связи некоторых видов полезных ископаемых с интрузиями Калба-Нарымской и Западно-Калбинской зон Большого Алтая // Геология и охрана недр. 2011. № 4. С. 66—72.
10. Скублов С. Г., Мамыкина М. Е., Ризванова Н. Г. U-Pb-возраст и редкоэлементный состав титанита из гранитов Белокурихинского массива, Горный Алтай // Вестник МГТУ. Труды Мурманского государственного технического университета. 2021. Т. 24. № 2. С. 168—177. DOI:https://doi.org/10.21443/1560-9278-2021-24-2-168-177
11. Тарарин И. А., Бадрединов З. Г., Чубаров В. М., Шарова О. И. Гротит гранат-слюдистых кристаллических сланцев шихтинской свиты Срединнокамчатского массива // Доклады Академии наук. 2011. Т. 438. № 6. С. 809—812.
12. Хромых С. В., Цыганков А. А., Котлер П. Д., Навозов О. В., Крук Н. Н., Владимиров А. Г., Травин А. В., Юдин Д. С., Бурмакина Г. Н., Хубанов В. Б., Буянтуев М. Д., Анциферова Т. Н., Караваева Г. С. Позднепалеозойский гранитоидный магматизм Восточного Казахстана и Западного Забайкалья: тестирование плюмовой модели // Геология и геофизика. 2016. № 5. С. 983—1004. DOIhttps://doi.org/10.15372/GiG20160510
13. Castelli D., Rubatto D. Stability of Al-and F-rich titanite in metacarbonate: petrologic and isotopic constraints from a polymetamorphic eclogitic marble of the internal Sesia Zone (Western Alps) // Contributions to Mineralogy and Petrology, 2002. Vol. 142. № 6. P. 627—639. DOI:https://doi.org/10.1007/s00410-001-0317-6
14. Franz G., Spear F. Aluminous titanite (sphene) from the Eclogite Zone, south-central Tauern Window, Austria // Chemical Geology, 1985. Vol. 50. № 1/3. P. 33—46.
15. Frost B. R., Chamberlain K. R., Schumacher J. C. Sphene (titanite): phase relations and role as a geochronometer // Chemical Geology, 2001. Vol. 172. No. 1-2. P. 131—148.
16. Hayden L. A., Watson E. B., Wark D. A. A thermobarometer for sphene (titanite) // Contributions to Mineralogy and Petrology, 2008. Vol. 155. Iss. 4. P. 529—540. DOI:https://doi.org/10.1007/s00410-007-0256-y
17. Markl G., Piazolo S. Stability of high-Al titanite from low-pressure calcsilicates in light of fluid and host-rock composition // American Mineralogist, 1999. Vol. 84. № 1/2. P. 37—47.
18. Oberti R., Smith D. C., Rossi G., Caucia F. The crystal chemistry of high-aluminium titanites // European Journal of Mineralogy, 1991. Vol. 3. Iss. 5. P. 777—792. DOI:https://doi.org/10.1127/ejm/3/5/0777
19. Russel J. K., Groat L. A., Halleran A. A. D. LREE-rich niobian titanite from mount Bisson, British Columbia: chemistry and exchange mechanisms // Canadian Mineralogist, 1994. Vol. 32. № 3. P. 575—587.
20. Whitney D. L., Evans B. W. Abbreviations for names of rock-forming minerals // American Mineralogist, 2010. Vol. 95. № 1. P. 185—187. DOIhttps://doi.org/10.2138/am.2010.3371
