УДК 552.11+551.71 (571.55)

Г.М. Вовна, М.А. Мишкин

В результате петрологических исследований метаморфических комплексов Алданского щита А.А. Маракушевым было установлено, что наиболее глубинные гранулиты (сутамская фация глубинности) распространены в его южной части [11]. Эти гранулиты, значительную часть которых составляют эндербиты, выходят на поверхность в отдельных тектонических блоках – Сутамском, Зверевском, Курультинском, Джугджурском. Глубинные породы этих блоков представляют особый интерес для решения вопросов формирования ранней земной коры Восточно-Сибирского кратона. Цель проведенных авторами настоящей статьи исследований состояла в установлении природы протолитов эндербитового комплекса Сутамского блока, выявлении геохимических особенностей и генезиса входящих в его состав исходных магматических пород, заложивших основу сиалического фундамента южного сегмента Алданского щита.

Сутамский блок расположен на юге Алданского щита в бассейне реки Сутам. Он отделен на севере Атугей-Нуямским грабеном, а на юге по Южно-Алданскому глубинному разлому граничит со Становой складчатой областью. На западе его ограничением служит Давангро-Хугдинский грабен, а на востоке - Иджеко-Нуямский глубинный разлом. Сутамский блок разбит на ряд блоков второго порядка, внутреннее строение которых местами осложнено пологими надвигами. Сложное тектоническое строение блока затрудняет корреляцию разрезов слагающих его метаморфических толщ. Вопросам литолого-стратиграфического расчленения сутамского метаморфического комплекса посвящено значительное количество работ [3, 4, 5, 16], однако имеющиеся стратиграфические схемы трудно сопоставимы между собой. Кроме того, некоторые исследователи [3] эндербитоидную часть разреза сутамского метаморфического комплекса относят к нестратифицируемым инфракрустальным образованиям. Анализ опубликованных материалов и собственные наблюдения авторов приводят к выводу, что в составе сутамского метаморфического комплекса выделяются две толщи:

1. Нижняя однородная толща гиперстеновых плагиогнейсов с незначительной долей прослоев метабазитов.

2. Верхняя толща переслаивающихся гиперстеновых плагиогнейсов с различными гнейсами и кварцитами.

Эта схема стратиграфического расчленения сутамского комплекса наиболее близка схеме, ранее опубликованной в [17]. Эти авторы в составе сутамского комплекса выделили снизу вверх нельгюйскую и сеймскую свиты, согласно залегающие между собой.

Нельгюйская свита по литолого-петрографическому составу соответствует нижней толще, а сеймская – верхней толще нашей схемы. Граница между толщами проводится нами по появлению среди эндербитов прослоев гранат-биотитовых плагиогнейсов и магнетитовых кварцитов.

Нижняя толща выделена нами в качестве метабазит-эндербитовой формации, верхняя толща - эндербит-гнейсовой формации. Распространение этих формаций в пределах Сутамского блока показано на рис. 1.

Метабазит-эндербитовая формация, представляющая нижнюю часть разреза сутамского комплекса, видимая мощность которого не менее 2000 м, сложена в основном эндербитами. Толща эндербитов содержит отдельные (от 1 до 20 м мощностью) прослои, линзы, будины метабазитов и метаультрабазитов, содержание которых в общем объеме пород формации не превышает 10-15 %, а также единичные маломощные прослои кварцитов и гранатсодержащих плагиогнейсов. Эндербиты обычно имеют мелко- или среднезернистые структуры и серый или темно-серый цвет с зеленоватым оттенком. Их полосчатость подчеркнута меланократовыми маломощными полосами, обогащенными кристаллами гиперстена, иногда с присутствием роговой обманки. Местами эндербиты слагают локальные области с крупнозернистой структурой и слабо выраженной полосчатостью площадью до 1-2 км² (субинтрузии?). Однако в целом, толща эндербитов имеет слоистый облик. Эта особенность, а также наличие постепенного перехода к эндербит-гнейсовой формации, содержащей породы, имеющие, несомненно, осадочное происхождение (кварциты, кальцифиры и др.), позволяют предполагать их исходную вулканогенную природу.

Эндербит-гнейсовая формация довольно пестра по литологическому составу. Доминирующими группами пород здесь являются глиноземистые гнейсы (гранатовые, биотит-гранатовые, гранат-силлиманит-кордиеритовые, гиперстен-силлиманитовые и др.) и эндербиты, мощность слоев которых варьирует от первых десятков до первых сотен метров. Подчиненное значение имеют двупироксеновые сланцы, различные кварциты и породы эвлизитовой группы, с которыми связаны месторождения железных руд. Весьма незначительно распространены мраморы, кальцифиры и известково-силикатные породы. Мощность толщи около 2000 м.

Условия метаморфизма пород Сутамского блока освещены во многих публикациях [1, 2, 3, 5, 11, 17]. Метаморфические породы сутамского комплекса относятся к наиболее глубинной и высокотемпературной сутамской фации [11]. По результатам массовых определений Р-Т параметров минеральных равновесий в метапелитах сутамского комплекса выделено три температурные ступени [21]. Для ранней высокотемпературной ступени установлены Р-Т параметры 830-860⁰С и 8-9 кбар. Эта кульминационная ступень метаморфизма фиксируется парагенезисом гиперстен-силлиманит-кварц. Следующей ступени отвечает интервал температур 680-760⁰С при давлении 4-5 кбар. Для этой ступени характерно широкое развитие в метапелитах реакционных структур, а также проявление процессов гранитизации. Третьей ступени соответствуют температуры 540-580⁰С при давлении около 3 кбар. Она отражает поздние этапы регрессивного метаморфизма.

Ранее возраст сутамского комплекса относили к началу раннего архея на основании изотопной датировки, равной 3800200 млн лет (U-Pb и Pb-Pb методы, [21]). Однако позднее, U-Pb методом по цирконам из биотит-гиперстеновых гнейсов сутамского комплекса было получено значение возраста 313174 млн лет [21].

Для двупироксеновых плагиогнейсов и сланцев ультраосновного состава сутамского комплекса Sm-Nd методом получена изохронная датировка 3067130 млн лет, являющаяся возрастом их протолитов [14]. Это значение возраста близко к вышеупомянутой датировке, полученной U-Pb методом. Время проявления гранулитового метаморфизма составляет 2856140 млн лет [13].

Данные о химическом составе гранулитов сутамского комплекса основаны на результатах анализа 220 проб. Пробы отбирались среди пород, не подверженных процессам гранитизации. Представительные анализы различных разновидностей пород метабазит-эндербитовой формации приведены в табл. 1.

Определение исходного состава метаморфических пород в работе основано на материалах полевых геолого-структурных наблюдений, анализе петрохимических данных и закономерностей распределения элементов примесей в породах.

Имеющиеся в литературе статистические исследования по изменению химического состава пород в условиях от среднетемпературных фаций до гранулитовой фации, включительно, свидетельствуют об относительно инертном поведении главных петрогенных элементов, за исключением щелочей.

Это положение позволяет считать оправданным применение петрохимических диаграмм для установления исходной природы метаморфических пород [12, 15, 18, 20]. Все вышесказанное не относится к породам, подвергнутым процессам гранитизации или каким-либо иным видам метасоматических изменений, проявляющихся особенно интенсивно в зонах повышенной проницаемости для метаморфических флюидов.

Как известно, при определении природы метаморфических пород, особую сложность вызывают породы кислого состава, для которых чаще всего возникает неопределенность при отнесении их к магматическим или осадочным. Этот вопрос специально рассматривался Шоу [30], а также Денненом и Муром [26]. Применимость предложенных ими петрохимических критериев для разделения орто- и парагнейсов была подтверждена исследованиями по изотопии кислорода в гнейсовых толщах Лонгстаффом [9].

На дискриминантных диаграммах Шоу [30], Деннена и Мура [26] гиперстеновые плагиогнейсы среднего и кислого состава метабазит-эндербитовой формации располагаются в поле магматических пород (рис. 2). На петрохимической диаграмме SiO₂ – Ca/Mg – Fe_общ/Ca+Mg+Fe_общ (рис. 3) [12] гранулиты метабазит-эндербитовой формации, в зависимости от состава, соответствуют ультраосновным вулканитам, базальтам, андезито-базальтам, андезитам, дацитам, риодацитам.

Таблица 1

Представительные химические составы гранулитов Сутамского блока

Анализы выполнены в ДВГИ ДВО РАН (аналитики Т.А. Бахарева, Л.И. Алексеева, Л.И. Азарова) и в аналитическом центре ГИН РАН, руководитель аналитической группы С.М. Ляпунов

Эта интерпретация исходного состава подтверждается и на диаграмме, учитывающей отношение Zr к наиболее инертному петрогенному элементу – Ti, [31] (рис. 4).

На диаграмме AFM (рис. 5) гранулиты метабазит-эндербитовой формации Сутамского блока соответствуют – известково-щелочной, толеитовой и коматиитовой петрохимическим сериям. Породы этих серий выделяются и на классификационной диаграмме Al – Fe + Ti – Mg [29] (рис. 6).

По химическому составу метавулканиты известково-щелочной серии образуют непрерывный ряд исходных пород: базальты, андезито-базальты, андезиты, дациты и риодациты. Из них наиболее широко распространены эндербиты андезитового и дацитового состава. Гранулиты базальтового состава занимают около 10 % от общего объема пород серии. Весьма редки эндербиты риодацитового состава. Исходные вулканиты известково-щелочной петрохимической серии выделены в качестве базальт-андезит-дацитовой ассоциации. На вариационных диаграммах намечается корреляционная зависимость петрогенных элементов (за исключением щелочей) от Si, хотя в некоторых случаях наблюдается разброс точек.

В образцах, не подвергшихся калиевому метасоматозу, наблюдаются низкие содержания калия (0,49-1,15 мас. %), не коррелирующих с SiO₂. Деплетирование пород калием при гранулитовом метаморфизме ранее отмечалось и в других гранулито-гнейсовых областях [7, 23]. Считается, что относительно постоянное низкое содержание К₂О в гранулитах отражает вынос калия флюидной фазой, обогащенной углекислотой, при гранулитовом метаморфизме [7]. Однако деплетирование калием гранулитов часто затушевывается последующим калиевым метасоматозом при процессах гранитизации, что наглядно видно на примере сутамских гранулитов, в которых появление даже единичных зерен позднего микроклина вызывает разброс точек этих составов (рис. 7). В связи с этим встречающееся в литературе выделение среди гранулитов исходных вулканических серий различной калиевости (низко, умеренно и высоко-калиевых) вряд ли можно считать корректным.

Рис. 6. Классификационная диаграмма Al -Fe + Ti - Mg [28] для гранулитов метабазит-эндербитовой формации Сутамского блока. Условные обозначения см. на рис.3. Римскими цифрами обозначены поля: I - коматиитов; II - коматиитовых базальтов; III - IV - вулканитов толеитовой и известково-щелочной серий, соответственно. Буквенными символами обозначены поля: Р - риолитов;Д - дацитов; А - андезитов; Б - базальтов; Fe-Б, Mg-Б - высокожелезистых и высокомагнезиальных базальтов, соответственно

Спектр распределения РЗЭ в метабазальтах базальт-андезит-дацитовой ассоциации соответствует архейским толеитам типа ТН-2, по Конди [6]. Для них характерно умеренное обогащение лёгкими РЗЭ и наличие весьма слабой отрицательной Eu аномалии (рис. 7а). Спектры распределения РЗЭ в эндербитах андезитового и дацитового состава свидетельствуют о том, что первые соответствуют архейским андезитам группы II, по Конди, вторые – архейским дацитам группы F-1. Для них характерна значительная степень фракционирования РЗЭ:(La/Lu)_N для метаандезитов равно 38-48, для метадацитов – 5,2-6,4 (рис. 7 б, в).

В целом, для метавулканитов базальт-андезит-дацитовой ассоциации содержания ЛРЗЭ (La, Ce) возрастают от базальтов (30,6 г/т) к андезитам (126 г/т) и понижаются в дацитах (94 г/т).

В отличие от лёгких РЗЭ, тяжёлые РЗЭ (Yb, Lu) характеризуются близкой к линейной отрицательной корреляционной зависимостью от содержаний SiO₂.

В метабазальтах их содержится 2,15 г/т, в метаандезитах – 1,0 г/т, в метадацитах – 0,84 г/т.

Метавулканиты коматиит-толеитовой ассоциации по химическому составу соответствуют перидотитовым коматиитам, коматиитовам базальтам и толеитовым базальтам (табл. 1). На классификационной диаграмме Al₂O₃ - FeO + TiO₂ - MgO (рис. 6) метавулканиты этой ассоциации располагаются в пределах полей перидотитовых коматиитов, коматиитовых и толеитовых базальтов.

В перидотитовых метакоматиитах содержания MgO варьируют в пределах 32,69 - 20,64 мас. %. Отношение Al₂O₃/TiO₂ = 23,29, что дает основание относить их к Al – недеплетированному (ийлгарнскому) типу коматиитов.

Концентрации MgO в коматиитовых метабазальтах составляют 17,6 – 11,26 мас. %. С уменьшением магнезиальности в коматиитовых метабазальтах растет содержание Са и Al, что свидетельствует об увеличении в расплаве пироксеновой и плагиоклазовой фаз. Они обладают отношением СаО/Al₂O₃ = 0,86 и обогащены Са и Al по отношению к Ti (Al₂O₃/TiO₂ = 29,42, CaO/TiO₂ = 24,6).

Обратной корреляцией TiO₂ c MgO вызвано уменьшение отношения Al₂O₃/TiO₂, величины которого, в среднем, для толеитовых метабазальтов составляет 10,46, что значительно ниже хондритовового.

По спектрам распределения РЗЭ среди перидотитовых метакоматиитов выделено две группы.

Первая группа характеризуется близкой к хондритовой формой распределения РЗЭ: (La/Lu)_N = 0,79-0,95, отличаясь слабым обеднением легкими лантаноидами и наличием незначительных отрицательных аномалий Ce и Eu (Eu/Eu* = 0,82-0,86) (рис. 8 а). Подобные спектры распределения редкоземельных элементов с одновременным наличием отрицательных аномалий Ce и Eu были отмечены в коматиитах зеленокаменных поясов Кольского полуострова, Карелии и Финляндии [22]. Образование их обычно связывают с воздействием морских вод или метасоматоза (для Ce) и фракционированием плагиоклаза (для Eu).

Вторая группа перидотитовых метакоматиитов заметно обогащена легкими РЗЭ: (La/Lu)_N = 1,66 - 4,76 (рис. 8 б). Спектры распределения РЗЭ этой группы характеризуются заметными отрицательными Eu -аномалиями (Eu/Eu*=0,55-0,83).

В коматиитовых метабазальтах наблюдается общее увеличение содержаний РЗЭ. Содержание средних и тяжелых РЗЭ превышает хондритовые в 10 раз, для легких РЗЭ оно достигает 80-кратного увеличения (рис. 8 в).

Толеитовые метабазальты характеризуются сравнительно выровненным спектром распределения РЗЭ: (La/Lu)_N = 1,87-2,03, при примерно 50-кратном увеличении их содержаний по отношению к хондриту (рис. 8 г). Характер распределения РЗЭ показывает, что толеитовые метабазальты сутамского комплекса соответствуют архейским толеитам типа ТН-1, по К. Конди [6].

Полученный материал свидетельствует о том, что по исходному составу разрез сутамского гранулитового комплекса состоит из двух частей – вулканогенной – нижней и вулканогенно-осадочной – верхней. Исходные вулканиты нижней части разреза относятся к известково-щелочной, толеитовой и коматиитовой петрохимическим сериям, верхней – к известково-щелочной серии. По исходной геологической природе разрез сутамского комплекса принципиально сходен с типичными разрезами архейских зеленокаменных поясов, установленными К. Конди [6].

Заключение

В результате выполненных исследований в составе сутамского гранулитового комплекса выделено две формации: нижняя – метабазит-эндербитовая и верхняя – эндербит-гнейсовая. Нижняя метабазит-эндербитовая формация по исходному составу представлена преимущественно вулканитами (в том числе и субвулканическими образованиями) известково-щелочной серии, включающей базальты, андезиты, дациты и риодациты, при преобладании андезитов и дацитов. Исходные вулканиты этой серии выделены в качестве базальт-андезит-дацитовой ассоциации. Незначительную часть объема пород формации (не более 10 %) составляют вулканиты коматиитовой и толеитовой серий, выделенные в коматиит-толеитовую ассоциацию, включающую перидотитовые коматииты, коматиитовые базальты и толеитовые базальты. Аналоги осадочных пород в составе формации встречаются редко и, главным образом, в виде кварцитов. Исходный состав вышележащей эндербит-гнейсовой формации интерпретируется как вулканогенно-осадочный. Исходные вулканиты известково-щелочной серии этой формации представлены, главным образом, дацитами и риодацитами, при незначительном распространении базальтов. Вулканиты находятся в переслаивании с хемогенно-осадочными породами - кремнистыми, кремнисто-железистыми, кремнисто-карбонатными, карбонатными, а также пелитами и граувакками.

Аналогичный взгляд на первичную природу эндербитоидного комплекса Анабарского щита был высказан ранее Б.Г. Лутцем [10], и О.М. Розеном с соавторами [19].

Анализ литературных материалов приводит к выводу о том, что литолого-петрографический состав выделенных формаций представляет собой устойчивую ассоциацию пород, повторяющуюся в архейских стратифицируемых эндербитовых комплексах различных щитов. Первичная геологическая природа разреза сутамского комплекса имеет несомненное сходство с типичными разрезами архейских зеленокаменных поясов.

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект 94-05-17533).

1. Авченко О.В., Попов В.С., Мишкин М.А. Минеральная геобаротермометрия гранат-пироксеновых кристаллосланцев сутамского метаморфического комплекса // Геология и геофизика. 1994. № 12. С. 75-85.
2. Аранович Л.Я. Минеральные равновесия многокомпонентных твердых растворов. М.: Наука, 1991. 253 с.
3. Дук В.Л., Кицул В.И., Петров А.Ф. и др. Ранний докембрий Южной Якутии. М.: Наука, 1986. 280 с.
4. Зедгенизов А.Н. К вопросу о стратиграфии и корреляции архейских толщ Сутамского блока // Геология и золотоносность докембрия Якутии. Якутск: Якутсккнигоиздат, 1974. С. 53-61.
5. Кастрыкина В.М. Петрология сутамского метаморфического комплекса: Автореф. дис. …канд. геол.- минер. наук. М.: МГУ, 1974. 36 с.
6. Конди К. Архейские зеленокаменные пояса. М.: Мир. 1983. 390 с.
7. Конди К., Аллен П. Происхождение архейских чарнокитов южной Индии // Геохимия архея. М.: Мир, 1987. С. 224-249.
8. Красный Л.И. Геология региона Байкало-Амурской магистрали. М.: Недра, 1980. 150 с.
9. Лонгстафф Ф.Дж. Геохимия изотопов кислорода архейских гранитоидов // Трондьемиты, дациты и связанные с ними породы. М.: Мир,1983. С. 270-295.
10. Лутц Б.Г. Магматизм подвижных поясов ранней Земли. М.: Наука, 1985. 216 с.
11. Маракушев А.А. Проблемы минеральных фаций метаморфических и метасоматических горных пород. М.: Наука, 1965. 327 с.
12. Мишкин М.А. Метаморфизм в зоне перехода от Азиатского континента к Тихому океану. М.: Наука, 1981. 196 с.
13. Мишкин М.А., Масловская М.Н., Лаврик С.Н., Вовна Г.М. Геохимия и Rb-Sr изотопия архейской метабазит-эндербитовой формации юга Алданского щита (Сутамский блок) // Новые данные по магматизму и металлогении Дальнего Востока. Владивосток: Дальнаука, 1998. С. 33-50.
14. Мишкин М.А., Карпенко С.Ф., Лаврик С.Н., Вовна Г.М. Sm-Nd изотопная систематика метабазитов сутамского гранулитового комплекса (юг Алданского щита) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. (1999, в печати).
15. Неелов А.Н. Петрохимическая классификация метаморфизованных осадочных и вулканогенных пород. Л.: Наука, 1980. 100 с.
16. Никитин В.М., Ахметов Р.Н. Геологическое положение и исходный состав нижнеархейских железоносных толщ Сутамского района // Геология, вещественный состав и генезис железных руд зоны БАМ. Владивосток: ДВО АН СССР, 1990. С. 53-70.
17. Перчук Л.Л., Лаврентьева И.В., Аранович Л.Я., Подлесский К.К. Биотит-гранат-кордиеритовые равновесия и эволюция метаморфизма. М.: Наука, 1983. 196 с.
18. Предовский А.А. Геохимическая реконструкция первичного состава метаморфизованных вулканогенно-осадочных образований докембрия. Апатиты: Изд-во Кольского филиала АН СССР, 1970. 115 с.
19. Розен О.М., Андреев В.П., Белов А.Н. и др. Архей Анабарского щита и проблемы ранней эволюции Земли. М.: Наука, 1988. 253 с.
20. Рош де ла Х. Геохимическая характеристика областей метаморфизма: признаки и доказательства их дометаморфической истории // Междунар. геохим. конгр. М.: Наука, 1972. Т. 3, кн. 1. С. 263-269.
21. Рудник В.А., Соботович Э.В. Ранняя история Земли. М.: Недра, 1984. 346 с.
22. Смолькин В.Ф. Коматиитовый и пикритовый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. Санкт-Петербург: Наука, 1992. 273 с.
23. Тарни Дж // Ранняя история Земли. М.: Мир, 1980. С. 407-420.
24. Шемякин В.М., Глебовицкий В.А., Бережная Н.Г. и др. О возрасте древнейших образований Сутамского блока (Алданский гранулитовый ареал) // Докл. РАН. 1998. Т. 360, № 4. С. 526-529.
25. Arth J.G. Behavior of trace elements during magmatic processes - a summary of theoretical models and their applications // J. Res. U.S. Geol. Surv. 1971. V. 4, № 1. P. 41-47.
26. Dennen W.H., Moore B.R. Chemical definition of nature detrial sedimentary rocks. Nat. Phys. Sci. 1971. V. 234. P. 127-128.
27. Irvine T.N.and Baragar W.R.A. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Can. J. Earth Sci. 1971. № 8. p. 523-548.
28. Evensen N.M., Hamilton P.J., O Nins R.K. Rare earth elements abundances in chondritic meteorites // Geochim. Cosmochim. Acta. 1978. V. 42, № 8. P. 1199-1212.
29. Jensen L.S. A new cation plot for classifying subalcalic volcanic rocks // Ontario Div. Mines. Misc. 1976. Pap. 66.
30. Shaw D. The origin of the Apsley gneiss, Ontario // Can. J. Earth Sci. 1972. V. 9. P. 18-35.
31. Winchester I.A., Floyd P.A. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements // Chem. Geol. 1977. V. 20. № 4. P. 325-343.