В. Изучение архейско-протерозойских метаморфических толщ

Алданский щит.

[Баженова и др., 1998, 2000]. Алданский щит представляет собой сложную структуру с длительной историей развития магматизма, прогрессивного и регрессивного метаморфизма слагающих его пород архейского и протерозойского возраста. Наиболее древними являются купольные структуры, внутренние части которых сложены в различной степени амфиболизированными и гранитизированными метабазитами (главным образом, пироксениты) и эндербитами, метаморфизованными в условиях гранулитовой фации метаморфизма, возраст эндербитов 3,6 млрд лет. Внешние части куполов образуют линейно вытянутые пояса, которые сложены более молодыми породами - гранитогнейсами, эндербитами, метабазитами (метагаббро, амфиболиты, пироксен-амфиболовые, биотит-амфиболовые кристаллические сланцы), а так же глиноземистыми и карбонатными породами, метаморфизованными в условиях амфиболитовой фации. Возраст этого комплекса 3,3-3,1 млрд лет [Глуховский и др., 1993]. На архейский фундамент наложены троговые структуры, сложенные в основном амфиболитами и метабазитами, гранитогнейсами. Возраст троговых структур 3,1-2,9 млрд лет.

Проведено комплексное геолого-петромагнитное изучение образцов из центральных, краевых и внешних частей ряда куполов (главным образом, из Центрально-Алданского, Чарского, Суннагинского), а так же из наложенных трогов. Более детально изучены магнитные метабазиты.

Все изученные метабазиты по петрохимическим характеристикам относятся к первично-магматическим породам дифференцированной толеитовой и известково-щелочной серий, подобных окраинно-континентальным или островодужным современным геодинамическим обстановкам. На диаграмме MgO-(FeO+Fe₂O₃ ) (рис. 6) породы Алданского щита занимают положение очень близкое с данными по заведомо магматическим породам, они делятся на две группы: первая - это тренд дифференциации и, вторая, менее четкая, группа - кумулятивного тренда (см. раздел 4). Некоторый сдвиг "вправо" "кумулятивных" точек подобен данным для ксенолитов из кимберлитов Якутии, т.е. кумуляты Алдана относительно более железистые. Первично-магматическая ситуация выражается и в тесной положительной корреляции железа и титана в породах: на диаграмме (FeO+Fe₂O₃)/(FeO+ Fe₂O₃+MgO) - TiO₂ - тренд точек по Алданскому щиту аналогичен приведенным на рис. 7, но они несколько сдвинуты вправо, что ближе островодужному магматизму. Особенно важна в нашем случае диаграмма SiO₂ - J_s (рис. 11), где, несмотря на большой разброс данных и на то, что химические анализы сделаны преимущественно для магнитных пород (т.е. их роль на рис. 11 завышена), на рис. 11а точки можно разделить на две группы: первая - магнитная ( J_s>2 Ам²/кг), охватывающая широкий интервал SiO₂ от 33 до 70%, соответствует тренду магматической дифференциации; вторая - немагнитная ( J_s<0,5 Ам² /кг), находится в более узком интервале SiO₂ от 45 до 57%. При осреднении данных по интервалам SiO₂ виден "провал" J_s близ 50% SiO₂, соответствующий кумулятивному тренду (рис. 11б, сравни с рис. 4).

В слабомагнитных и немагнитных породах присутствуют хромистые шпинели и мелкие кристаллики рудного внутри зерен пироксена. В магнитных образцах обычно присутствуют в парагенезисе с пироксеном крупные зерна ильменита и магнетита размером в сотни мкм, часто образующие сростки; встречаются отдельные зерна с явными признаками субсолидусного распада. В некоторых образцах магнетит содержит включения рутила и/или сфена. Судя по составам сосуществующих ильменитов и магнетитов, температура образования в большинстве случаев не превышала 500^oС. Кроме того, встречаются мелкие выделения рудных минералов по трещинкам в силикатах, на границах зерен силикатов, в виде оторочек вокруг силикатов; они образованы на стадиях регрессивного метаморфизма.

По минералогическим геотермобарометрам температура перекристаллизации пород варьирует от ~950^oС до 300^oС, давление - от 9 до ~5 кбар. Для этого интервала температур кристаллизация сосуществующих магнетит-ильменитовых пар происходила близ буфера Ni-NiO, переход от гранулитовой к амфиболитовой фации метаморфизма характеризуется усложнением окислительно-восстановительных условий от близких буферу Ni-NiO до близких буферу MH.

Рис. 12	Рис. 13

Величина магнитной восприимчивости ( k ) меняется от 10^-5 до 10^-1 ед.СИ и имеет бимодальное распределение (рис. 12): 62% образцов практически немагнитны, их мода в интервале (0,035-0,1) 10^-3 ед.СИ, только 18% образцов магнитны, их мода в интервале 1-2 10^-2 ед.СИ. Структурно-чувствительные характеристики J_rs/J_s и Q_n изменяются в пределах от 0,002 до 0,2 и от 0,08 до 2,7, соответственно, что говорит о преобладании многодоменных крупных зерен во всех изученных породах. В редких образцах, как правило, немагнитных, - J_rs/J_s>0,1 и Q_n>1 (иногда более 10), что, очевидно, связано с присутствием мелких зерен магнетита, концентрация которых не превышает 0,05%. По данным термомагнитного анализа, магнитные минералы представлены практически только магнетитом ( T_c около 580^oС). В двух образцах присутствует пирротин ( T_c =340^oС). Между k и содержанием рудных минералов, определенным по шлифам, корреляция отсутствует (рис. 13), в общем концентрация рудных минералов (по шлифам) в несколько раз превышает концентрацию магнетита, определенную по J_s или k. Это, наряду с микрозондовыми данными, говорит о преобладании среди рудных минералов таких как ильменит.

Среди немагнитных пород преобладают метаосадочные породы, кислые породы (видимо, главным образом, коллизионного происхождения), такие как граниты, гранодиориты, сиениты, гранитогнейсы, биотитсодержащие гнейсы и кристаллические сланцы, в общем на долю осадочных и "кислых" пород приходится 70% образцов, и на долю пироксенитов, габбро, пироксеновых и амфиболовых гнейсов и сланцев, амфиболитов, т.е. основных пород, приходится только 30%; среди магнитных пород преобладают основные - габбро, амфиболиты, пироксеново-амфиболовые гнейсы, на их долю приходится 64% шлифов, а на долю кислых пород приходится 36%. Заметную долю кислых пород среди магнитных отчасти можно объяснить широкой гранитизацией первичных пород. Это выражается в поведении суммы содержаний кварца и щелочного полевого шпата. Так, в интервале суммы содержаний этих минералов от 0 до 25-30% наблюдается большой разброс k , от немагнитных до k =4 10^-2 ед.СИ, далее восприимчивость пород резко падает (рис. 14). По-видимому, указанные 25-30% кварца+калишпата знаменуют переход от частично гранитизированных пород к собственно магматическим кислым породам.

Отмеченное распределение магнитных и немагнитных разностей среди петрографических групп пород отражает, очевидно, первичное распределение магнитных минералов в них, которое заметно не нарушилось последующим метаморфизмом, сопровождавшимся стрессом. Первично-магматическое распределение магнитных минералов подтверждается рядом петрохимических характеристик (см. выше). Подавляющее большинство зерен магнетита находятся в сростках с ильменитом, т.е. вероятнее всего, эти сростки являются продуктами разрушения первичных титаномагнетитов и, возможно, гемоильменитов. Даже в тех образцах, где рудные минералы выделились за счет силикатов на различных стадиях регрессивного метаморфизма, наблюдаются сростки и ламелли ильменита в магнетите.

Столь высокая доля немагнитных пород в коллекции объясняется, во-первых, как сказано выше, заметным числом первично-немагнитных кислых магматических пород, во-вторых, наличием первично-немагнитныых осадочных пород, в-третьих, кумулятивныыми основными породами (рис. 11), в-четвертых, в архее магматический режим проходил в более восстановительных условиях, чем в более позднее время, наконец, в-пятых, в процессе регрессивного метаморфизма чаще идет уничтожение рудных минералов. Повышенная намагниченность сформировалась в результате последующих процессов преобразования рудных минералов, в первую очередь ильменита.

В зависимости от величины магнитной восприимчивости (табл. 2), т.е. от содержания магнитных минералов, породы не различаются практически по степени рассланцевания и/или по степени гранитизации (рис. 14), они весьма однородны, что отражает общую сходную степень регионального метаморфизма, сопровождавшегося стрессом. Однородность стрессового метаморфизма отразилась в однообразном поведении величины анизотропии магнитной восприимчивости (табл. 2). Анизотропия немагнитных пород определяется практически исключительно парамагнитными минералами, а магнитных пород - магнетитом. При этом средние величины k_max/k_min и E тех и других (табл. 2) очень близки. Можно говорить, соответственно, о единой природе анизотропии обеих групп пород.

Величина k слабо коррелирует со степенью вторичных изменений (регрессивный метаморфизм и др.) (табл. 2): от немагнитных разностей до k =10^-2 ед.СИ степень вторичных изменений пород плавно нарастает от 1,4 до 1,6 и у наиболее магнитных пород резко падает до 1,2. Значит, основная масса магнетита образовалась до стрессового метаморфизма, небольшая часть магнетита образовалась в процессе вторичных изменений. Появление вторичного магнетита происходит после стресса, что видно по отсутствию корреляции между степенью вторичных изменений и анизотропией (табл. 2.).