Образование скарнов при мигматизации на острове Ольхон (оз. Байкал, Россия)

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Гранитообразование — сложный многоэтапный процесс. В верхнем структурном ярусе коры исследователи имеют дело с интрузивными гранитами и их метасоматическими производными. Именно к ним относятся скарны — хорошо изученные метасоматические породы, образующиеся на этапе постмагматического метасоматоза в экзоконтактах гранитных интрузий по контрастному с гранитами материалу — карбонатным или основным породам, и часто представляющие крупные месторождения (Коржинский, 1957; 1982). Начальные этапы гранитообразования на нижнем структурном ярусе, на уровне развития поясов регионального метаморфизма, всегда вызывали споры о соотношении процессов метаморфической дифференциации, метасоматической мигматизации, предшествующих анатексису (Коржинский, 1968). И крайне редко обращалось внимание на возможность проявления на этом этапе образований, подобных скарнам (Петрова, Левицкий, 1984). И вот на о-ве Ольхон в зоне мигматизированных гранат-биотитовых и биотитовых гнейсов с гранитогнейсовыми купольными структурами обнаружились линзы известковых скарнов. Интересно было изучить особенности образования скарноподобных пород на этапе формирования мигматитов, то есть до появления гранитного расплава.

Аналитические методы

Состав пород определялся методами РФА (А.Л. Финкельштейн), ICP-MS (Е.В. Смирнова), АЭСА (И.Е. Васильева) в ИГХ СО РАН. Частично определения редких элементов выполнялись на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7700 х фирмы Agilent Technologies в ЦКП «Байкальский Центр Нанотехнологий» в технопарке при Иркутском государственном техническом университете (БЦНТ ФГБОУ ВО ИРНИТУ г. Иркутск) Зарубиной О.В. и Брянским Н.В. Анализы минералов скарнов выполнены на микрозонде JXA 8200 Л.Ф. Суворовой с использованием стандартных образцов. Соотношения Fe2/ Fe3 в гранатах определялись химическим путем.

КРАТКАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Интенсивный сдвиговый тектогенез на позднеколлизионном этапе превратил ольхонскую толщу в коллаж тектонических пластин, трудно стратифицируемых (Федоровский и др., 1993; Розен, Федоровский, 2001). Но по набору разновидностей пород и их геохимическим особенностям четко выделяются две толщи: ольхонская, породы которой выходят на о-ве Ольхон и северо-восточной части Приольхонья, и ангинская толща, слагающая юго-западную часть Приольхонья (рис. 1б). Ольхонская серия сложена метаосадками и метабазальтами E-MORB типа, реконструированными как вещество задугового бассейна (Макрыгина и др., 2007). К ангинской толще ­относятся метаосадки, метавулканические образования (андезитовые и базальтовые порфириты, лавы, туфы), а также интрузивные образования островодужного типа — продукты деятельности Ангино-Таланчанской островной дуги (рис. 1а). Взаимоотношения между породами различных толщ имеют тектонический характер.

 

Рис. 1. (а) — Предполагаемая реконструкция геодинамических обстановок в обрамлении юга Сибирского кратона перед началом каледонской коллизии (по И.В. Гордиенко, 2006): 1 — покровно-складчатые пояса пассивной окраины кратона, 2 — коллаж аккретированных террейнов различной геодинамической природы, 3 — островодужные системы, 4 — предполагаемые зоны задугового спрединга, 5 — разрывные нарушения, 6 — Северо-Муйская океаническая островная дуга. Прямоугольником выделен район работ. (б)– современное (постколлизионное) положение: 1 — края Сибирского кратона и коллизионного шва, 2 — коллажа пластин задуговых отложений ольхонской серии и 3 — метаосадков и метавулканитов ангинской островодужной толщи, 4 — массивы габброидов, 5 — фрагменты пород селенгинской серии, 6 — гранитоиды Ангаро-Витимского батолита, 7 — кайнозойские отложения. Штриховые линии: 1 — граница ольхонской и ангинской толщ; между линиями 1–2 — породы Ангино-Таланчанской островной дуги; 2 — предполагаемая граница дуги, южнее которой в гранитах вскрыты выходы пород селенгинской серии.

 

Петролого-геохимические исследования показали, что обе толщи подверглись преобразованию на двух этапах зонального метаморфизма (Макрыгина и др., 2007). Более ранний (500–480 млн лет) проходил в условиях кианит-силлиманитовой фациальной серии от амфиболитовой в южной части площади до гранулитовой вблизи коллизионного шва, синхронно с покровно-надвиговым тектогенезом (Т = 650–930 °С, Р = 7–9 кб). Второй этап проходил во время сдвигового тектогенеза в условиях амфиболитовой — эпидот-амфиболитовой фаций андалузит-силлиманитового типа (480–460 млн лет) при более низких параметрах (Т = 500–650 °С, Р = 3,5–6 кб). Развитие водосодержащих минералов по гранулитовым парагенезисам свидетельствует об увеличении проницаемости толщи на этапе сдвигового тектогенеза и возможном проникновении метасоматизирующих растворов. В лежащей выше ангинской толще второй метаморфический этап характеризовался низким флюидным давлением, о чем свидетельствует неполное замещение диопсидовых сланцев эпидотом, что обеспечивает сохранность реликтовых порфиритовых структур ее метавулканитов.

Ольхонская серия, в мигматитах которой залегают линзовидные тела скарнов, сложена купольными зонами мигматитов, обрамленными пластовыми телами амфиболитов и пачками переслаивания мраморов, кварцитов и диопсидовых сланцев. В процессе косой коллизии породы претерпели этапы аккреции, покровной тектоники и интенсивного взбросо-сдвигового тектогенеза (Федоровский и др., 1993). Толщи интенсивно сжимались у коллизионного шва в пределах Чернорудской зоны (рис. 1б). Именно здесь достигались условия гранулитовой фации, наиболее высокие давления (до 10 кбар), и особенно широко развиты основные метасоматиты, представленные шпинель-форстеритовыми и форстеритовыми кальцифирами, форстерит-пироксеновыми магнезиальными и гра­нат-амфиболовыми известковыми скарнами. З.И. Петрова и В.И. Левицкий (1984) называют их «эклогитоподобными» породами, так как их гранаты и пироксены по составам ложатся в поля составов эклогитовых минералов, но омфацита нет. Протолитом для них авторы считают доломитовые мраморы, а причиной образования — метасоматическую мигматизацию. Южнее Чернорудской (главной) сдвиговой зоны давление снижается, развиваются оперяющие ее разломы и участки меланжа.

Далее к северо-востоку от Чернорудской зоны на о-ве Ольхон мигматизация развита более мощно, купольные зоны резко расширяются (рис. 2), свидетельствуя о некотором снижении давления даже в северном крыле Главной сдвиговой зоны. Расчеты по программе TWQ2 подтверждают величины давления 8 кбар вместо 10. Мигматиты на Ольхоне также сопровождаются согласными линзами известковых скарноподобных пород, масштаб проявления которых более скромен, чем на западе региона. На этапе формирования мигматитов скарны образуются только там, где в поле развития мигматитов остаются килевые части карбонатных (кальцитовых или доломитовых) складок. Скарны полностью отсутствуют в мощных мраморно-кварцит-сланцевых пачках, не охваченных мигматизацией.

 

Рис. 2. Схема геологического строения о. Ольхон (по Е.В. Павловскому и А.С. Ескину (1964) с дополнениями В.А. Макрыгиной). Ольхонская серия: 1 — мраморно-сланцевая толща; 2 — габбро Хужирского массива; 3 — мигматиты; 4 — гранито-гнейсовые купола; 5 — граносиениты; 6 — щелочные сиениты Будунского массива; 7 — редкометалльные пегматиты Ташкинея; 8 — зоны сдвига (главная и второстепенные). Точки с номерами проб-места определения возраста.

 

В настоящее время геохронологическими методами U-Pb, Rb-Sr, Ar-Ar однозначно установлен каледонский возраст метаморфизма пород — 500–478 млн лет (Бибикова и др., 1990). Мезопротерозойские цифры модельных возрастов (T(DM) = 1549 млн лет для гнейсов ольхонской и 1369 млн лет для пород ангинской толщ) свидетельствуют о накоплении в задуговом бассейне (ольхонская серия) продуктов разрушения предшествующих островных дуг и продуктов Ангино-Таланчанской дуги без признаков поступления терригенного материала с континента (Макрыгина и др., 2010).

Ярко проявляется два типа пластин: 1. Гнейсовые пачки с широким развитием мигматитов, гранитогнейсов и автохтонных гранитов, связанным с купольным тектогенезом. Именно в них и формировались магнезиальные и известковые скарны домагматического этапа; 2. Пачки переслаивания амфиболитов, диопсидовых сланцев, мраморов и кварцитов, которые обрамляют купольные зоны. Они слабо мигматизированы, но часто содержат перемещенные косо секущие гранитные и гранит-пегматитовые жилы. Следует подчеркнуть, что в этих пачках известковых скарнов не наблюдается.

МИГМАТИТЫ ОЛЬХОНСКОГО РЕГИОНА

Рассматриваемые мигматиты относятся к шаранурскому комплексу гранитоидов, который представлен мигматитами, гранитогнейсами, автохтонными и параавтохтонными гранитами, жилами гранитов и гранит-пегматитов. Возраст интрузивных гранитоидов шаранурского комплекса определен 238U/206Pb, 207Pb/206Pb, 232Th/238U методами и составляет 475,9±4,4 и 476±9 млн лет (Федоровский и др., 1993, Gladkochub et al., 2008). По данным, полученным на SHRIMP-II, средний возраст гранитов равен 477±3 млн лет, причем ядра цирконов начинали кристаллизоваться 505 млн лет назад, а рост оболочек продолжался до 479 и 456 млн лет (Макрыгина и др., 2014). В южном крыле сдвиговой системы интрузивные шаранурские граниты перемещались за 15–18 млн лет вместе со сдвиговыми пластинами вверх, о чем свидетельствуют смена раскристаллизованных расплавных включений в ядрах цирконов этих гранитов стекловатыми расплавными включениями в оболочках цирконов, что однозначно говорит о взбросо-сдвиговом характере тектогенеза (Макрыгина и др., 2014). Эти данные вместе с широким развитием меланжей к югу от Чернорудской границы сдвига говорят о разнице в величине давления — большего в северном и меньшего в южном крыле сбросовой структуры.

Мигматиты имеют разный состав. В пластинах, обрамляющих купольные зоны, в которых преобладают амфиболиты и диопсидовые сланцы, развиваются плагиомигматиты (табл. 1, пр. ШРН-33) с кварц-андезиновыми лейкосомами. В пачках амфибол-биотитовых и гранат-биотитовых гнейсов купольных зон преобладают калишпатовые мигматиты. Мигматиты содержат большое количество гранитного материала в лейкосомах (до 60%) с преобладанием калишпата, что свидетельствует об участии метасоматической калишпатизации. В гранитогнейсовых куполах наблюдаются участки массивных гранитов, возникших в результате частичных выплавок, но в мигматитах расплавные включения не найдены. Встречаются согласные, реже секущие жилы гранитов как внутри куполов, так и гораздо чаще в межкупольных пачках метаморфических пород. На мысе Кобылья голова был отмечен случай пересечения флогопит-скаполит-доломитового скарна с голубой шпинелью маломощным пегматитом. Мигматиты и гранитогнейсы в пачках биотитовых и гранат-биотитовых гнейсов характеризуются преобладанием K, Rb, высокими концентрациями Ba, Pb, Th и умеренными содержаниями REE и Zr.

 

Таблица 1. Минеральный состав (в об.%) мигматитов, гранитогнейсов и скарнов, мыса Елгай

Минералы	ШРН-33	ШРН-34	ШРН-35	ШРН-36	ШРН-37	ШРН-38	ПлГедСф
Амфибол	3	-	-	-	-	-	-
Биотит	9	5	-	-	-	-	-
Геденбергит	-	-	4	4	10	8	25
Гранат	-	-	8	40	38	37	-
КлЦоизит	-	-	8	7	7	6	-
Плагиоклаз	40	23	8	48	43	42	70
Калишпат	-	37	-	-	-	-	-
Кварц	47	23	62	-	-	-	-
Магнетит	0.4	0.2	0.1	0.1	0.2	0.3	-
Сфен	0.5	0.6	4	0.7	3	2	5
Апатит	0.1	0.1	6	0.2	0.2	0.4	-
Циркон	0.02	0.03	0.02	0.02	0.03	0.04	-

Примечания. ШРН-33 — амфибол-биотитовый мигматит, ШРН-34 — биотитовый гранитогнейс; ШРН-35 — тыловая зона скарна,
ШРН-36–38 — пробы по пересечению линзы скарнов; ПлГедСф – ШРН-39 — участок скарна без граната (плагиоклаз, геденбергит, сфен) — внешняя зона скарна.

 

ИЗВЕСТКОВЫЕ СКАРНЫ (СКАРНОПОДОБНЫЕ МЕТАСОМАТИТЫ)

В северном крыле одной из главных сдвиговых зон, шов которой проходит между Чернорудской и Центральной купольной зоной и далее на северо-восток, вдоль северных мысов острова Ольхон (рис. 2), среди мигматитов развиты метасоматиты основного состава. Они приурочены к области наиболее высокого давления. В Чернорудской зоне это так называемые «эклогитоподобные» породы (по существу магнезиальные скарны), подробно описанные в (Петрова, Левицкий, 1984). На острове Ольхон среди мигматитов обнаружены согласные с ними линзы известковых скарноподобных пород. Одна из них была описана ранее (Макрыгина и др., 2008) в бухте Семь Сосен. На продолжении этой же пачки мигматитов над озером Хангай (рис. 3), на высоте 492 м, (N 53˚ 09,488’, E 107˚10,322) была обнаружена еще одна линза скарнов. Вмещающие ее пласты мигматитов имеют северо-восточное простирание, представлены гранат- и амфибол-биотитовыми гнейсами, чередующимися с мигматитами (рис. 4) и гранитогнейсами.

Скарн представляет собой линзу анортит-геденбергит-эпидот-гранатового состава. Видимый выход — около 29 м длины и 3–4 м мощностью. Тело нечетко зональное с зонами, параллельными контакту мигматита. В эндоконтакте гранитогнейса наблюдается прерывистая зона гранат-апатит-сфен-кварцевой породы (табл. 1, пр. ШРН-35). Чередуются полосы граната и плагиоклаза с полосами кварца со сфеном, апатитом и эпидотом мощностью от 0.5 до 3–5 см (рис. 5). Ближе к центру линзы увеличивается количество плагиоклаза и граната, в котором наблюдаются остатки геденбергита и зерна эпидота (пробы ШРН-36–39). Гранат разрастается дендрито- или скелетообразно, включая зерна других минералов скарна. Минеральный состав проб, отобранных поперек линзы,
приведен в табл. 1. Геденбергит наблюдается в основном в виде остатков внутри граната (рис. 6), но в образце ШРН-39 найден участок, полностью состоящий из гранобластовых срастаний геденбергита и анортита. Возможно, он является внешней зоной скарна и наиболее близок к первичной породе, по которой развивается скарн на границе с гранитогнейсом.

 

Рис. 3. Космоснимок района мыса Елгай с точками отбора проб (ШРН): 33 — амфибол-биотитовый плагиомигматит; 34 — биотитовый гранитогнейс. Поперечный разрез линзы скарна: 35 — тыловая зона; 36–37 — центральная зона; 38–39 — внешняя зона; 95 — гранитная жила, 96 — мигматиты; 98–99 — экзоконтактовые гранитогнейсы. Светлым контуром показаны границы распространения скарнов.

 

Рис. 4. Полосчатые биотит-калишпатовые мигматиты.

 

Рис. 5. Геденбергит-анортит-гранатовый скарн.

 

В табл. 2 приведен химический состав проб поперечного разреза линзы скарна. Вслед за богатой кварцем зоной пробы имеют практически постоянный, бескварцевый состав, хотя процентные соотношения анортита, геденбергита, граната и эпидота изменяются. Породы содержат 41–43 мас.% SiO2, 24–26 мас.% Al2O3, 20–22% CaO и около 9% суммы железа при очень низких концентрациях магния и отсутствии щелочей. Редкоэлементный состав известковых скарнов характеризуется повышенными содержаниями V, Sc, Y, Ga и Ge, но наиболее высоки концентрации Sr — 1800–2200 ppm. Такие ­уровни Sr в Приольхонье и на о. Ольхон встречаются только в кальцитовых мраморах. Значит, они были наиболее вероятным субстратом, по которому развивался метасоматит. Повышенные содержания V, Ge не противоречат такому предположению, так как мраморы обычно содержат графит, богатый этими элементами. Необычными для такого состава пород являются близкие к гранитам и мигматитам концентрации Zr, Nb и REE (рис. 7). В исходных мраморах их должно быть намного меньше (табл. 2). Это также может свидетельствовать о сопряженном с мигматизацией развитии скарнов под воздействием кремне-калиевых растворов.

 

Рис. 6. Геденбергит-анортит-гранатовый скарн (шлиф-ШРН-36): гранат замещает геденбергит. Ув. 40, поляризаторы параллельны.

 

Таблица 2. Состав мигматитов, гранитогнейсов и скарнов мыса Елгай, о. Ольхон

Компоненты	ШРН-33	ШРН-34	ШРН-35	ШРН-36	ШРН-37	ШРН-38
SiO2, мас.%	73.43	75.91	77.1	43.07	40.94	43.29
TiO2	0.30	0.01	0.51	0.52	0.74	0.78
Al2O3	14.42	13.66	9.92	24.98	25.94	25.16
Fe2O3	1.13	0.05	1.38	4.78	4.66	4.45
FeO	1.45	0.51	1.88	3.78	4.29	4.22
MnO	0.01	0.02	0.04	0.17	0.11	0.07
MgO	0.88	0.05	0.02	0.01	0.24	0.15
CaO	2.89	0.81	7.79	21.37	21.79	20.4
Na2O	3.96	2.89	0.39	0.57	0.26	0.51
K2O	1.13	5.41	0.05	0.04	0.02	0.04
P2O5	0.01	0.02	0.18	0.16	0.19	0.25
CO2	0.36	0.31	0.36	0.31	0.36	0.31
Н2О	0.46	0.51	0.41	0.34	0.46	0.34
Сумма	100.09	99.78	99.67	99.98	99.86	99.93
Rb, ppm	20	90	1.79	2.64	3.74	1
Ba	940	2400	180	140	87	140
Sr	610	220	730	1800	2200	2000
Pb	9.4	43	3.3	6.4	5.3	5.3
Zn	59	14	16	17	16	17
Sn	1.4	0.84	1.2	1.7	1.6	1.7
Cu	26	11	7	0.3	0.3	0.3
Co	3.8	16	<1	<1	1.4	1
Ni	120	5.2	9.6	5.4	26	26
Cr	40	6.3	6.3	5.9	6.3	6.2
V	91	4.2	42	170	160	190
Sc	15	<3	4.2	4.4	20	22
La	61	30	20	13	24	21
Ce	85	35	36	26	53	49
Nd	28	10.3	14.7	10.0	25	27
Yb	0.17	0.37	1.01	0.61	1.35	1.21
Y	2.03	1.81	7.9	4.36	12.3	12
Zr	151	198	210	131	182	185
Hf	3.08	5.2	3.94	2.86	3.68	3.59
Nb	4.84	1.43	6.0	4.92	7.0	7.5
Th	10.0	11.2	1.94	2.01	1.73	1.7
U	0.24	0.93	0.49	0.75	0.51	0.62
Ga	15	10.5	12.6	35	34	35
Ge	1.03	1.08	2.57	10.2	7.8	8.1
F	300	100	200	100	200	200
B	11	16	22	11	5.9	6.1

Примечания. ШРН-33 — амфибол-биотитовый мигматит; ШРН-34 — биотитовый гранитогнейс; ШРН-35 — тыловая зона скарна — апатит-сфен-гранат-эпидот-кварцевая; ШРН-36–38 — геденбергит-гранат-анортитовая зона.

 

Рис. 7. Распределение РЗЭ для скарноподобных метасоматитов из разных зон (ШРН-35–37), амфибол-биотитовых мигматитов (ШРН-33), биотитовых гранитогнейсов (ШРН-34).

 

МИНЕРАЛЫ ИЗВЕСТКОВЫХ СКАРНОВ

Обогащение скарнов Al, Si, Fe и Ca ярко выражено в составе их минералов. В большинстве проанализированных минералов зональность не обнаружена. Наиболее постоянен состав анортита и геденбергита, хотя в последнем наблюдаются две группы — с 1 и 5 мас.% MgO (табл. 3, 4). В центральных частях линзы главную роль играет анортит и скелетно-разрастающийся гранат, количество которого достигает 40 об.% и более. По составу это гроссуляр (65–74%) с примесью альмандина и андрадита (табл. 5).

На микрозонде сделан разрез через контактирующие зерна анортит-гранат-геденбергит-гранат-анортит (рис. 8). По разрезу отчетливо видна однородность состава геденбергита и анортита, но нарастание железистости граната по мере замещения им геденбергита и алюминия при замещении анортита, что свидетельствует о более позднем и неравновесном росте граната (рис. 9). При развитии граната по геденбергиту выделяется сфен, цепочки кристаллов которого обрамляют иногда извилистые границы граната или растут вдоль трещин. Смена анортит-геденбергитовой зоны с постоянным составом минералов зоной, сложенной зональным гранатом, свидетельствует о смене во времени инфильтрационного характера метасоматоза диффузионным, то есть о затухании движения растворов.

 

Таблица 3. Состав анортитов из скарнов пробы ШРН-39

Компоненты	1	2	3	4	5	6	7
SiO2 ,мас.%	43.77	43.72	44.03	43.90	43.31	43.28	42.99
TiO2	0.04	0.02	0.03	0.03	не обн.	не обн.	не обн.
Al2O3	35.99	35.89	35.63	36.36	36.50	35.90	35.96
FeO	0.09	0.10	0.14	0.12	0.08	0.14	0.15
MnO	не обн.	не обн.	0.01	0.01	не обн.	0.02	не обн.
MgO	не обн.	не обн.	не обн.	не обн.	не обн.	не обн.	не обн.
CaO	19.50	19.92	19.67	20.00	19.75	не обн.	19.73
Na2O	0.06	0.08	0.06	0.13	0.08	0.05	0.06
K2O	не обн.	0.03	не обн.	0.01	0.01	не обн.	не обн.
BaO	0.04	0.02	0.02	не обн.	0.05	0.01	не обн.
Сумма	99.50	99.76	99.59	100.56	99.78	99.13	98.94
Формульные количества (расчет на 20 атомов кислорода)
Si	8.134	8.114	8.178	8.087	8.036	8.084	8.051
Al	7.801	7.851	7.798	7.893	7.981	7.902	7.938
Fe(II)	0.013	0.016	0.021	0.017	0.012	0.022	0.023
Ca	3.882	3.96	3.914	3.946	3.926	3.949	3.959
Na	0.023	0.03	0.022	0.047	0.028	0.017	0.021
K	0.001	0.006	не обн.	0.002	0.001	не обн.	не обн.
Ba	0.003	0.001	0.001	не обн.	0.004	0.001	0.001
Сумма	19.857	19.978	19.934	19.992	19.988	19.975	19.993
An	99.4	99.09	99.44	98.78	99.26	99.58	99.47
Ab	0.58	0.76	0.56	1.17	0.7	0.42	0.53
Or+Hyal	0.02	0.015	не обн.	0.05	0.04	не обн.	не обн.

Примечания. Миналы: An — анортит, Ab — альбит, Or+Hyal — ортоклаз + гиалофан. 1–7 – число измерений в пробе ШРН-39.

 

Таблица 5. Составы гранатов скарна ШРН-39

Компоненты	1	2	3	4	5	6	7	8
Компоненты	1	2	3	4	5	6	7	8
SiO2, мас.%	38.41	38.60	38.26	38.93	38.15	38.55	38.02	38.64
TiO2	0.30	0.29	0.12	0.19	0.33	0.29	0.25	0.59
Al2O3	17.41	16.43	16.45	16.64	16.29	17.51	17.91	16.29
Fe2O3	6.55	7.06	7.28	6.94	8.05	5.90	6.48	7.48
FeO	7.21	8.42	11.16	9.89	11.09	8.40	7.69	9.03
MnO	0.39	0.30	0.35	0.38	0.35	0.32	0.30	0.31
MgO	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.07
CaO	29.92	29.22	26.62	28.25	26.70	29.18	29.21	28.95
Na2O	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04	0.04
Сумма	100.27	100.40	100.31	101.31	101.03	100.22	99.94	101.39
	Формульные количества (расчет на 8 катионов или 12 анионов)
Ca	2.50	2.45	2.25	2.35	2.25	2.44	2.45	2.41
Fe+2	0.47	0.55	0.74	0.64	0.73	0.55	0.50	0.59
Mg	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.01
Mn.	0.03	0.02	0.02	0.03	0.02	0.02	0.02	0.02
SITE X	3.00	3.03	3.01	3.03	3.00	3.02	2.98	3.03
Fe+3	0.38	0.42	0.43	0.41	0.48	0.35	0.38	0.44
Ti	0.02	0.02	0.01	0.01	0.02	0.02	0.01	0.03
Al vi	1.60	1.52	1.53	1.53	1.50	1.61	1.63	1.49
SITE Y	2.00	1.95	1.97	1.94	2.00	1.97	2.02	1.97
Si	3.00	3.02	3.02	3.03	3.00	3.01	2.97	3.01
Al iv	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.03	0.00
SITE Z	3.00	3.02	3.02	3.03	3.00	3.01	3.00	3.01
ANION	12.01	12.01	12.01	12.01	12.01	12.01	12.01	12.01
Миналы, мол.%
Пироп	0.14	0.14	0.14	0.14	0.14	0.14	0.14	0.23
Альмандин	21.26	26.68	30.12	27.55	30.84	24.40	22.52	26.92
Гроссуляр	73.85	68.56	65.29	68.56	64.58	72.61	72.91	69.59
Спессартин	0.76	0.74	0.58	0.73	0.67	0.63	0.59	0.59
Андрадит	4.00	3.88	3.88	3.02	3.78	2.23	3.84	2.67

 

Рис. 8. Вид скарна в отраженных вторичных электронах с точками анализов (ШРН-39): 1, 2, 5 — анортиты, 7–9, 16–17 — гранаты, 10–15 — геденбергит. Микрозонд РМА 8200, аналитик Л.Ф. Суворова.

 

Рис. 9. Изменение содержаний Al2O3, Fe2O3, CaO в минералах по pазрезу на рис. 8.

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Преобразование сланцев в гранитогнейсы всегда ставит перед исследователем вопрос о балансе основных и кислых компонентов. На начальных этапах гранитообразования это изохимическое перераспределение кислого и основного вещества вследствие неравномерного распределения давления при пластической деформации (метаморфическая дифференциация) (Макрыгина и др., 2015; Мельников, 2011; Куклей, 1988). При более мощном развитии метасоматической мигматизации либо частичных выплавок всегда выявляется дисбаланс в отношении основных компонентов, выносимых из гнейсов. Следы их обнаруживаются в сопряженных в пространстве с мигматитами линзах скарноподобных пород, магнезиальных или известковых в зависимости от протолита. В Ольхонском регионе вблизи коллизионного шва в Чернорудско-Баракчинской зоне широко развиты магнезиальные скарноподобные породы, так как там преобладают остатки доломитов. Далее на восток в этом же северном крыле сдвиговой зоны найдены скарны, согласные с мигматитами. Их составы отвечают известковым скарнам с высокими содержаниями Al2O3, FeO, CaO. Интрузивных гранитов поблизости не наблюдается. Процесс скарнообразования идет на границе гранитогнейс–протолит, возможно, карбонатного состава. Активным началом в данном случае были мигматизирующие кремне-калиевые растворы.

Валовый состав скарнов является сугубо известковистым (табл. 2). Породы и минералы практически не содержат магния и марганца, зато богаты Ca, Al, Fe и особенно Sr. Все минералы представлены кальциевыми разновидностями: от чистого анортита до клиноцоизита и эпидота (табл. 6), а также гроссулярового граната, сфена, апатита и геденбергита (табл. 3–5). Судя по высоким содержаниям Sr в скарне, характерным только для кальцитовых мраморов, исходным мог быть кальцитовый мрамор, но ни в одном образце не обнаружен кальцит. Видимо, мрамор был замещен полностью при взаимодействии растворов, связанных с мигматизацией, и пластом мрамора. Внешней зоной является развитие геденбергита и анортита (клиноцоизита) по кальциту по реакции:

2CaCO3 + Al2O3 + FeO* + SiO2 = CaFeSi2O6 + CaAl2Si2O8 + 2CO2.

 

Таблица 6. Составы эпидотов скарна ШРН-39, мас.%

Компоненты	Эпидоты
SiO2	37.79	39.01	37.92	38.90
TiO2	0.14	0.11	0.25	0.18
Al2O3	25.73	25.78	25.21	25.16
Fe2O3	9.82	10.31	11.16	11.16
MnO	0.01	0.01	0.01	0.01
MgO	0.01	0.01	0.01	0.01
CaO	23.65	23.42	23.29	23.40
Сумма	97.15	98.65	97.85	98.82

 

Из формирующихся мигматитов с растворами в мрамор привносятся избыточные по отношению к лейкосоме SiO2, Al2O3, FeO*, в меньшей степени MgO — небольшое его количество содержится в геденбергите, но в гранате он практически отсутствует. Все щелочные элементы уходят на образование полевошпатовой лейкосомы мигматитов. Кроме петрогенных элементов, при образовании скарна привносятся такие гранитофильные элементы, как Zr, Y, Nb и REE, не свойственные ни сланцам, ни мраморам, что опять-таки свидетельствует о связи скарнообразования с процессом мигматизации. Уровень содержаний REE в зонах скарна даже чуть выше, чем в мигматитах и гранитогнейсах, и в разных зонах скарна наблюдается больший или меньший максимум Eu (рис. 7). При этом содержания LREE в скарнах близки или ниже, чем в мигматитах, а HREE — выше. Их повышение, как и появление максимума Eu, связано с высоким содержанием анортита и граната в скарнах. В тыловой зоне скарна отлагается много кварца с небольшим количеством граната и плагиоклаза и заметным — акцессорных сфена и апатита. Похоже, что кварц замещает минералы скарна, то есть в конце процесса раствор сильно обогащается кремнием, и внутренняя зона в пределе могла стать мономинеральной – кварцевой.

О сопряженности процессов мигматизации и скарнирования свидетельствуют практически одинаковые для мигматитов и скарнов температуры, определенные по гранат-биотитовому и гранат-клинопироксеновому геотермометрам (табл. 7). По парагенезисам биотитового плагио­мигматита (ШРН-34), гранитогнейса в экзоконтакте скарна (ШРН-98) и гранат-геденбергит-анортитового скарна центральной зоны (ШРН-38) была решена обратная задача по программе Селектор-С путем минимизации потенциала свободной энергии Гиббса. В программе на этапе формирования модели указывается допустимый диапазон температуры и давления, в котором осуществляется поиск допустимых решений; исходя из общих представлений об условиях формирования аналогичных пород, заданы интервал температуры 400–800 °C и давления 6–10 Кбар. В заданном диапазоне программа ищет оптимальный минимум с равновесием заданных компонентов. Итоговое решение программы Селектор-С включает в себя состав минералов, их объемные количества, параметры температуры и давления (табл. 8). Для мигматита и приконтактового гранитогнейса для минимума были получены значения 615°С и 7 кбар, а для скарна — 614 °С и 7,5 кбар. Полученные несколькими методами температуры близки и для мигматитов, и для скарна, и в то же время низки для образования гранитных выплавок, что наряду с отсутствием расплавных включений подтверждает метасоматическую природу тех и других пород. По сути, скарны являются по отношению к мигматитам породами, в которые сбрасываются основные компоненты при метасоматическом образовании лейкосом в мигматитах и особенно гранитогнейсах, а их высокая кальциевость определяется составом протолита, по которому они развивались.

 

Рис. 10. Диаграмма Ab—An–Ort с учетом бариевого минала для полевых шпатов: 1 — анортиты из скарна (ШРН-39), 2 — андезины и обогащенные барием калишпаты из гранитогнейса на контакте со скарном (ШРН-98), 3 — андезины и калишпаты из мигматита (ШРН-96), 4 — альбит-олигоклазы и калишпаты из гранита (ШРН-95).

 

Рис. 11. Диаграмма (Alm+Spes)–Py–Gros для гранатов из гранат-биотитовых мигматитов (1), скарнов мыса Елгай (2) и скарнов бухты Cемь Сосен (3). Штриховая линия — поле гранатов из известковистых эклогитов и скарнов.

 

Изменение состава полевых шпатов мигматитов и скарнов отчетливо видно на рис. 10. От гнейсов к мигматитам и гранитогнейсам плагиоклазы изменяются от андезинов до альбит-олигоклазов с освобождением Ca и Al, а в скарне они представлены почти чистым анортитом. Калиевые полевые шпаты в мигматитах и гранитогнейсах имеют до 8% примеси альбитового минала, но у контакта со скарном в них появляется значительная примесь бария (рис. 10), как и в описанном ранее скарне соседней бухты (ПО-958). А барий, как известно, входит в калишпаты при локальном повышении давления (Афонина и др., 1978). Резко различаются составы гранатов из гнейсов, мигматитов, с одной стороны, и скарнов, с другой. Первые представлены спессартин-альмандинами с низким содержанием пиропа и гроссуляра, обычными для метаграувакк амфиболитовой фации. В скарнах развиты существенно гроссуляровые гранаты с небольшим количеством андрадита и альмандина (рис. 11), типичные для известковых скарнов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные исследования позволили сделать следующие выводы.

1. Изучена минералогия и геохимия скарнов, встречающихся среди мигматитов острова Ольхон, и доказано их образование до выплавления гранитов. Субстратом для известковых скарнов этого типа могли быть кальцитовые мраморы, от которых они наследуют высокие концентрации Ca и Sr.
2. Обогащение известковых скарнов гранитофильными элементами говорит о сопряженности их формирования с процессом мигматизации.
3. Скарны развиваются в зонах локального повышения давления. Все они обнаружены в северном крыле главной сдвиговой зоны с повышенным давлением. Этот процесс не затрагивает мощных пластов мраморов, обрамляющих купольные зоны в южном крыле, а развивается только в килевых частях складок карбонатных пород, оставшихся в мигматитах. Температуры образования мигматитов и скарнов близки и не достигают температур плавления гранитов, что подтверждается отсутствием в мигматитах расплавных включений, то есть происходит метасоматическая мигматизация и сопряженное отложение освобождающихся элементов при скарнировании.
4. Известковые скарны пересекаются перемещенными гранитными жилами, что свидетельствует о более раннем их образовании, в то время как породы нормальной скарновой формации являются постмагматическими.
5. Само появление этих скарнов, скорее всего, связано с интенсивным сдвиговым тектогенезом, который обособляет пластины мигматизированных пород в отдельные системы, где в миниатюре возникает возможность скарнирования, сопряженного с мигматизацией, без участия расплава.

Авторы выражают глубокую благодарность д.г.-м.н. А.Б.Перепелову за критические замечания по статье, способствовавшие ее улучшению; а также аналитикам ИГХ СО РАН А.Л. Финкельштейну, Е.В. Смирновой, И.Е. Васильевой, О.В. Зарубиной и Н.В. Брянскому.

Работа выполнена с использованием научного оборудования ЦКП «Изотопно-геохимических исследований» ИГХ СО РАН, при финансовой поддержке РФФИ, проект № 15-05-0277.

Об авторах

Л. Л. Кущ

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт геохимии имени А.П. Виноградова Сибирского отделения Российской академии наук

Email: vmakr@igc.irk.ru
Россия, 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а, п/я 9

В. А. Макрыгина

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт геохимии имени А.П. Виноградова Сибирского отделения Российской академии наук

Автор, ответственный за переписку.
Email: vmakr@igc.irk.ru
Россия, 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а, п/я 9

Л. Ф. Суворова

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт геохимии имени А.П. Виноградова Сибирского отделения Российской академии наук

Email: vmakr@igc.irk.ru
Россия, 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а, п/я 9

А. В. Ощепкова

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт геохимии имени А.П. Виноградова Сибирского отделения Российской академии наук

Email: vmakr@igc.irk.ru
Россия, 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а, п/я 9

Список литературы

Дополнительные файлы