Петрография докембрийских метаморфических пород в южной

УДК 552:[551.71/.72:552.16](99-11)
Петрография докембрийских метаморфических
пород в южной части гор Принс-Чарльз
и реконструкция условий метаморфизма
В.С. Семёнов1 , Е.В. Михальский2
ИГГД РАН. 199034, Санкт-Петербург, наб. Макарова, 2
2
ФГУП «ВНИИОкеангеология». 190121, Санкт-Петербург, Английский пр., 1
1
В данной работе приведены новые материалы, полученные в результате геологических
исследований в южной части гор Принс-Чарльз (международная экспедиция PCMEGA
2002/2003). Представлены новые геологические и петрографо-минералогических данные
по некоторым типам пород, позволяющим уточнить характер эндогенной эволюции этой
территории и сделать некоторые предположения об особенностях её тектонического развития. Представлены многочисленные анализы химического состава породообразующих минералов различных литологических ассоциаций. Особое внимание уделено ультраосновным
и основным породам, ранее специально не изучавшимся, а также породам, минеральные
ассоциации которых являются хорошими индикаторами условий метаморфизма. К ним
относятся гранат-пироксеновые и двупироксен-плагиоклазовые кристаллические сланцы
серии моусон и ставролитсодержащие сланцы серии мензис. Полиметаморфические образования фундамента, развитые на севере (ламбертский комплекс) и на юге уступа Моусон (серия моусон), имеют общие черты метаморфизма. Они метаморфизованы в условиях
гранулитовой фации (на что указывают реликты ортопироксенсодержащих минеральных
ассоциаций) и в последующее время претерпели перекристаллизацию в условиях высокотемпературной амфиболитовой фации метаморфизма. В работе приведено также подробное описание геологического строения региона и суммированы имеющиеся изотопногеохронологические данные.
Введение
Горы Принс-Чарльз (ГПЧ) располагаются
в пределах докембрийского Антарктического
щита и имеют весьма сложное геологическое
строение. Выходы горных пород протягиваются
с севера на юг на расстояние более 500 км, образуя почти непрерывный разрез земной коры,
в котором вскрыты метаморфические толщи,
варьирующие по степени метаморфизма от
гранулитовой до зеленосланцевой фации, а по
возрасту — от архея до неопротерозоя. Весьма
разнообразен также состав магматических образований. В северной части ГПЧ выделяется так
называемая Биверская область, история тектонического развития которой охватывает диапазон времени от 1300 до 950 млн лет назад (Иванов, Каменев, 1990; Mikhalsky et al., 2001).
42
В южной части ГПЧ (рис. 1) выделяется две
тектонические провинции: 1) Рукерская область
архейской стабилизации, занимающая пространство к западу от ледника Ламберта и южную
часть уступа Моусон и сложенная одноименным
комплексом метаморфических пород (Иванов,
Каменев, 1990; Kamenev, 1993), 2) Ламбертская
область архейско-палеопротерозойского развития, занимающая центральную и северную части уступа Моусон (Kamenev, 1993; Mikhalsky et
al., 2006; Boger et al., 2008). Структура Рукерской
области предположительно имеет двухэтажное
строение. Фундамент Рукерской области сложен ортогнейсами (серия моусон, 3380, 3180—
3150 млн лет) (Mikhalsky et al., 2006; Boger et al.,
2006) и метаосадочными породами серии мензис. Метаосадочные толщи серии рукер и серии
содружества (Равич и др., 1978), включаемые в
Рис. 1. Южная часть гор Принс-Чарльз: тектонические провинции (Mikhalsky et al., 2006)
и схема метаморфических фаций (Tingey, 1982).
1—7 — метаморфические фации: 1 — породы с реликтами раннего метаморфизма М1 (архей) с наложенными ассоциациями преимущественно М2; 2—5 — метаморфизм М2 (предположительно мезопротерозой): 2 — переходная зона между гранулитовой и амфиболитовой фациями, 3 — силлиманит-калишпатовая зона, 4 — силлиманитмусковитовая зона, 5 — ставролит-кианитовая зона; 6—7 — метаморфизм М3 (предположительно ранний палеозой): 6 — биотит-хлоритовая зона, 7 — ретрогрессивный метаморфизм хлорит-хлоритоидной зоны; 8 — контур
рифтогенной системы ледника Ламберта; 9 — границы тектонических провинций; 10 — выходы горных пород.
А — выходы горных пород уступа Моусон и положение рисунков.
состав рукерского комплекса некоторыми исследователями (Иванов, Каменев, 1990), предположительно формируют верхний структурный
этаж (деформированный чехол) и имеют палеои неопротерозойский возраст, соответственно
(Phillips et al., 2006). Породы фундамента претерпели деформации и метаморфизм на рубежах
~3150 млн лет и 2800—2780 млн лет (Mikhalsky et
al., 2006; Boger et al., 2006). Возраст деформаций
верхнего структурного этажа остаётся не определённым. Степень метаморфизма варьирует от
зеленосланцевой в серии рукер и серии содружества до амфиболитовой фации в серии мензис
и серии моусон; в последней местами отмечаются условия, переходные к гранулитовой фации.
Верхний возрастной предел тектонических движений в фундаменте определён возрастом недеформированных пегматитов 2650 млн лет на юге
43
уступа Моусона (Boger et al., 2001), однако, на
других участках возможно проявление тектономагматических событий на рубежах 2500—2400
и 2200 — 2100 млн лет назад (Phillips et al., 2006
и собственные данные). Структура, вмещающая
слабометаморфизованные породы, первоначально относилась к категории трогов или авлакогенов (Соловьёв, 1971). В более поздних работах отечественных авторов Рукерская область
выделена в качестве гранит-зеленокаменной области (Иванов, Каменев, 1990).
Серия моусон (по Иванову, Каменеву, 1990)
распространена в пределах южной части уступа
Моусон и на отдельных участках многих горных
массивов Рукерской области, сложена ортогнейсами гранитового, гранодиоритового или плагиогранитового состава, содержащими переменные количества биотита и/или роговой обманки;
некоторые породы содержат в незначительном
количестве гранат, алланит, титанит. В южной части уступа Моусон обнаружены ортопироксенсодержащие породы. На некоторых участках породы содержат реликты первично-магматических
структур и ксенолиты вмещающих пород, что
позволяет рассматривать серию моусон как магматический комплекс, а не стратиграфическое
подразделение (Mikhalsky et al., 2001).
Серия мензис распространена в Рукерской
области практически повсеместно, местами
чередуясь (тектоническое переслаивание или
интрузивные взаимоотношения) с ортогнейсами серии моусон. Серия мензис состоит из пород эпидот-амфиболитовой (например, г. Раймилл) или амфиболитовой фации метаморфизма. Местами породы мигматизированы и
содержат тела ортогнейсов, относимые к серии
моусон. Главными литологическими типами пород являются глиноземистые кристаллические
сланцы (слюдяно-кварцевые, гранат-ставролиткварцевые, кианит-ставролит-двуслюдяные и
др.), фукситовые кварциты, метаконгломераты, тремолитовые мраморы (Иванов, Каменев,
1990). Архейский возраст серии мензис определяется возрастом секущих пегматитовых жил
(2500—2650 млн лет). Мощность вскрытых разрезов серии мензис оценивается в 2000—2200 м
(Равич и др., 1978). Недавними U-Pb исследованиями обломочного циркона установлено,
что серия мензис состоит из двух толщ — мезоархейского (<3150 млн лет) и неоархейского
(<2800 млн лет) возраста (Phillips et al., 2006).
Серия рукер выделена в пределах одноименного горного массива, состоит из сложнодис44
лоцированных метаосадочных и метавулканогенных пород, метаморфизованных в условиях
хлоритовой зоны зеленосланцевой фации метаморфизма (Иванов, Каменев, 1990). Главными типами пород являются слюдистые кварциты, железистые кварциты, слюдисто-хлориткварцевые сланцы, иногда содержащие карбонат, кварц-карбонат-хлорит-актинолитовые
сланцы, плагиоклаз-амфиболовые породы.
Многие породы интерпретируются как метабазиты вулканического или гипабиссального происхождения или кислые вулканиты. Мощность
серии рукер оценивается в 2700 м (Равич и др.,
1978). Sm-Nd данные (Belyatsky et al., 2003) свидетельствуют о метаморфизме вулканогенных
пород серии рукер на рубеже около 2800 млн лет.
Изучение обломочного циркона из метаосадочных пород серии рукер, однако, позволяет некоторым исследователям предполагать палеопротерозойский (2400—2100 млн лет) возраст этих
отложений (Phillips et al., 2005), что, очевидно,
противоречит Sm-Nd данным. Необходимо подчеркнуть, что Sm-Nd и U-Pb исследования были
выполнены для различных пород, вскрытых на
противоположных склонах массива г. Рукер, которые, вообще говоря, могут быть сложены различными тектоностратиграфическими образованиями сходной степени метаморфизма.
Серия содружества местами имеет хаотическое изоклинально-складчатое строение и
распространена в пределах нескольких изолированных участков. На некоторых участках
(массив Кампстон, г. Магуайр) установлен покровный характер залегания серии содружества
с вергентностью тектонических движений в северном направлении. Главными типами пород
являются кристаллические сланцы (хлоритслюдистые, слюдисто-эпидотовые, мусковиткарбонат-кварцевые и др.), биотитовые кварциты, слюдистые метапесчаники, диамиктиты.
Мощность толщи оценивается в 3500 м (Равич
и др., 1978).
На участке, занимающем центральную и северную части уступа Моусон (Ламбертская область, рис. 1), развиты метаморфические породы,
по которым получены архейские и палеопротерозойские датировки (U-Pb метод SHRIMP по циркону) в диапазоне от 3500 до 1800 млн лет (Boger
et al., 2001, 2008; Mikhalsky et al., 2006 и собственные данные). Среди развитых на этой территории
горных пород преобладают ортогнейсы гранитового состава, парагнейсы, мраморы и мафические
кристаллические сланцы; на некоторых участках
развиты ультрамафические породы в виде линз
и тектонических пластин. Степень метаморфизма пород в Ламбертской области варьирует от
амфиболитовой фации на юге до гранулитовой
фации на севере. Выявлены также маломощные
синкинематические дайки гранитоидов, имеющие возраст около 920 млн лет (собственные
данные).
Метаморфические толщи на некоторых участках Рукерской и Ламбертской областей прорваны метаморфизованными дайками пород
основного состава. Практически повсеместно
развиты мелкие интрузивные тела и жилы гранитоидов с возрастом 525—500 млн лет (Tingey,
1991; Mikhalsky, Roland, 2007), местами образующими густую сеть. Модельный Sm-Nd возраст
TDM пород Рукерской и Ламбертской области
преимущественно лежит в пределах 2700—3800
и 1900—3800 млн лет, соответственно, что свидетельствует об архейском возрасте заложения
земной коры в южной части ГПЧ.
Метаморфические породы были ранее изучены Р. Тинги (Tingey, 1982; 1991), который выделил три эпохи метаморфизма, а также отечественными исследователями в 1970-е годы
(Lopatin, Semenov, 1982). Предполагается, что
наиболее мощный региональный метаморфизм
(М2) имел место после внедрения даек основного состава, предположительно имеющих
мезопротерозойский возраст. На некоторых
участках имеются свидетельства о существовании более раннего метаморфического события,
отвечающего высокой ступени метаморфизма
(M1). Широко распространены регрессивные
явления, которые относятся к событиям более
низкой ступени метаморфизма (M3), возможно, кембрийского (панафриканского) возраста
(Tingey, 1982). Установлено увеличение степени интенсивности M2 (~1000 млн лет) от низов
амфиболитовой фации (ставролит-кианитовая
зона) в Рукерской области к верхам амфиболитовой фации (силлиманит-калишпатовая
зона) — гранулитовой фации в Биверской области. Большая часть пород серии мензис содержит ассоциации низов амфиболитовой фации
(эпидот-амфиболитовая фация) относительно
высокого давления Барровианского типа. Условия метаморфизма пород серии Мензис оценены от 4,2 до 7,5 кбар и от 485 до 610°C (Lopatin,
Semenov, 1982).
Литологический и минеральный состав
главных типов пород Рукерской и Ламбертской
областей представлен в работах (Равич и др.,
1978; Иванов, Каменев, 1990). В данной работе приведены новые данные, полученные в результате геологических исследований в южной
части ГПЧ, выполненных одним из авторов
(ЕВМ) во время международной экспедиции
PCMEGA 2002/2003. Задачей данной работы
является представление новых петрографоминералогических данных по некоторым типам пород, позволяющих уточнить характер
эндогенной эволюции южной части ГПЧ и сделать некоторые предположения об особенностях его тектонического развития. Особое внимание уделено ультраосновным и основным
породам, ранее специально не изучавшихся, а
также породам, минеральные ассоциации которых являются хорошими индикаторами условий метаморфизма. К ним относятся гранатпироксеновые и двупироксен-плагиоклазовые
кристаллические сланцы серии моусон и ставролитсодержащие сланцы серии мензис. Химический состав породообразующих минералов
был определён с помощью микроанализаторов
в лабораториях BGR (Ганновер) и ИГГД РАН
(С.-Петербург). В работе использованы некоторые неопубликованные данные и образцы,
полученные одним из авторов (ВСС) ранее, а
также образцы, отобранные участниками экспедиции PCMEGA 2002/2003 (N.W. Roland,
F. Henjes-Kunst).
Геологическое положение
пород и петрография
Метаморфизованные мафические
и ультрамафические породы
Эти породы формируют тела незначительного объёма. Они закартированы в северной и южной частях уступа Моусон — в разных тектонических провинциях. Поэтому метаморфические
породы основного и ультраосновного состава
из этих районов рассмотрены раздельно. Эти
породы формируют различные по происхождению геологические тела и отражают своеобразие существовавших в период их формирования
геотектонических обстановок. Так, ряд пород
несут черты кумулятивных текстур и являются,
по-видимому, дифференциатами более примитивных магм, другие породы, встреченные в
пределах зон вязкопластического течения и выделяемых как тектонический меланж, некоторыми исследователями отнесятся к вулканитам
основного и ультраосновного состава (Иванов,
Каменев, 1990).
45
Рис. 2. Выходы ультрамафических и мафических горных пород в северной части уступа Моусона.
а — ортопироксениты (чёрное) и элювированные пегматиты (тёмно-розовое) в Холмах Лоуренс; б — складки в
ортопироксенитах (деталь рис. а); в—е — выходы горных пород в центральной части северного борта ледника Роуф:
в — мафические гранулиты на склоне высотой около 200 м, рассеченные фельзическими жилами трёх генераций,
г — позднекинематические фельзические жилы первой генерации (фрагмент рис. в), д — пластина ультрамафитов,
е — жилообразная зона амфиболизации (деталь рис. д).
На «а» и «д» овалом выделена фигура человека.
46
Ламбертская область
Метаморфизованные мафические и ультрамафические породы обнаружены на уступе Моусона, а также в холмах Лоуренс (рис. 1).
В холмах Лоуренс мафические и ультрамафические породы формируют протяжённое, согласное
общей структуре метаморфической толщи тело
(или комплекс) мощностью по крайней мере в
100—200 м, которое вскрыто в цепи разрозненных
коренных выходов (рис. 2 а), расположенных в
пределах полосы субширотного простирания. Породы представлены преимущественно ортопироксенитами. С севера эти образования граничат со
слабо полосчатыми мезократовыми (цветной индекс М = 10—20) роговообманково-биотитовыми
сланцами и амфиболитами, а со стороны южного
контакта — тонкослоистыми биотитсодержащими кварц-полевошпатовыми гнейсами. В южном
блоке вмещающие породы залегают с падением на
юг (175—185°) или юго-восток (150°) под углами
55—65°. Минеральная линейность развита локально и ориентирована, соответственно, с падением
на запад—юго-запад (250°) или восток—северовосток (75—90°) под углами 10—15°. В приконтактовых участках основных—ультраосновных пород
с вмещающими образованиями развиты многочисленные маломощные зоны милонитизации.
Эти структуры имеют субширотное простирание
и крутое падение к югу. В ультраосновных породах наблюдается мелкая хаотическая складчатость (рис. 2 б). Встреченные массивные и преимущественно нерассланцованные гранитные
пегматиты залегают в виде ветвящихся жил мощностью до 4—5 м или изолированных масс среди
некоторых милонитов и в пределах полосы выходов ультрамафических пород. Некоторые жилы
будинированы, содержат линзообразные ксенолиты (до 0,5—1 м) интенсивно рассланцованных
ультрамафических пород. Это обстоятельство позволяет предполагать, что пачка ультрамафитов
претерпела деформацию, а пегматиты являлись
синкинематическими, поскольку в ксенолитах
не встречаются массивные породы. Многие пегматиты содержат мусковит. Обнаружены пегматиты, сложенные крупнозёрнистыми агрегатами
кварца и кордиерита (табл. 1; рис. 3 а) с редкими
зёрнами ортопироксена и калиевого полевого
шпата. Недеформированный пегматит содержит
циркон с возрастом около 500 млн лет (Mikhalsky
et al., 2006), однако полевых данных недостаточно для того, чтобы считать именно этот пегматит
синхронным с тектоническим внедрением блока
ультрамафитов.
В районе ледника Роуф встречены метаморфизованные ортопироксениты, вебстериты,
перидотиты (гарцбургиты, оливиниты), а также гранатовые амфиболиты. Основные по составу породы встречаются в тесной пространственной связи с ультраосновными породами,
а также в виде изолированных будин и линз и
значительных по мощности пачек (до 200 м). В
эту группу пород включены роговообманковоклинопироксен-плагиоклазовые и сланцы и
амфиболиты, а также метаморфизованные габброиды.
В центральной части северного борта ледника Роуф монотонная толща основных по составу
пород представлена массивными или слабо рассланцованными образованиями. Полосчатость
практически отсутствует. Породы рассечены
жильным материалом кислого состава трёх генераций (рис. 2 в). Наиболее ранняя генерация
позднекинематических жил (местами вовлечённых в изоклинальную микроскладчатость)
и представляющих собой, по-видимому, инъекционные мигматиты (рис. 2 г), имеет возраст
внедрения около 1750 млн лет; вторая генерация жил, сложенных слабо огнейсованными
(синкинематическими) породами, датирована
рубежом 920 млн лет (U-Pb анализ SHRIMP,
собственные данные). Субвертикальные жилы
пегматитов имеют возраст около 500 млн лет. В
западной части склона породы основного состава перемежаются с гнейсами и включают согласно залегающую пластину ультраосновных
пород мощностью 30—40 м (рис. 2 д). Пластина
ограничена зонами интенсивно милонитизированных и трещиноватых пород, что указывает
на тектоническую природу этого блока. Породы
рассечены маломощными зонами, напоминающими жилы (рис. 2 е), представляющими собой
участки интенсивной метаморфической переработки. Крайняя западная часть склона сложена
биотит-гранатовыми гнейсами и мраморами.
Перидотиты. Гарцбургит и оливинит (обр.
48101-9 и sPCM16.6, соответственно) — мелкозернистые (<1 мм) породы с гетероадкумулатной структурой. Главными породообразующими
минералами являются ортопироксен, оливин и
амфиболы. Представительные анализы химического состава минералов приведены в табл. 1.
В гарцбургите оливин (Fo70−72) и ортопироксен
(En76) имеют извилистые контакты (рис. 3 б, в,
г). Ортопироксен образует более крупные зёрна и содержит оливин в виде включений. Призматические порфиробласты бледно-зелёного
47
48
Ol
Ol
12
13
Opx
Ant(?)
Ant(?)
Opx
Sp
Sp
Sp
Ol
19
20
21
1
2
3
4
17
18
Ol
Opx
16
Ol
Ol
11
Ol
Chl
14
30,780
Chl
9
10
15
53,365
Opx
8
0,044
0,195
0,005
0,003
0,141
36,553
0,071
0,274
0,010
0,104
55,116
53,132
0,047
0,058
0,000
0,110
0,000
0,063
0,003
0,000
0,044
0,000
61,227
60,132
60,250
1,881
1,062
1,115
2,430
2,320
0,000
0,000
0,000
0,000
0,000
0,014
0,162
0,333
26,15
0,202
0,145
0,092
0,343
0,360
0,300
0,304
0,177
0,299
0,231
0,369
0,260
0,222
0,000
0,000
0,284
0,251
0,281
0,200
0,323
0,256
0,189
0,12
MnO
25,53
24,71
25,34
16,01
13,65
14,07
16,64
16,28
26,02
25,46
25,28
26,21
26,08
26,05
8,12
8,36
19,531
0,083
20,284
15,97
2,533
0,029
15,95
2,315
0,106
26,24
0,000
54,905
52,473
52,586
37,062
36,598
36,980
36,807
37,174
36,761
30,028
53,589
Opx
7
0,000
15,93
0,000
26,33
26,26
26,27
4,49
FeO
2,643
0,049
0,000
53,291
0,000
0,031
0,000
34,57
Al2O3
0,000
0,092
0,59
TiO2
37,050
Ol
Opx
36,622
36,770
6
Ol
3
4
Ol
2
37,070
50,75
Crd
Ol
SiO2
Минерал
1
Точка
35,075
12,894
12,795
12,589
48101-9 а
27,519
24,516
24,687
27,376
27,362
36,359
36,383
36,478
36,095
36,373
37,433
26,354
27,388
27,788
27,473
27,493
36,203
35,692
35,929
35,475
48101-10
9,49
48113-12
MgO
0,000
0,029
0,000
0,041
0,162
0,495
0,367
0,163
0,177
0,000
0,019
0,044
0,000
0,044
0,000
0,045
0,015
0,126
0,196
0,146
0,000
0,066
0,048
0,000
0,05
CaO
0,070
0,000
0,038
0,072
0,000
0,000
0,054
0,020
0,014
0,035
0,014
0,037
0,000
0,023
0,000
0,019
0,151
0,099
0,000
0,000
0,028
0,247
0,211
0,016
0,000
0,000
0,000
0,000
0,032
0,097
0,000
0,000
0,000
0,000
0,000
0,052
0,021
0,000
0,000
0,000
0,000
0,000
0,000
0,286
0,018
0,051
0,000
0,42
Na2O
0,000
0,06
Cr2O3
0,000
0,008
0,000
0,000
0,000
0,041
0,006
0,050
0,000
0,000
0,000
0,000
0,000
0,026
0,012
0,000
0,000
0,034
0,039
0,000
0,042
0,025
0,000
0,000
—
K2O
Химический состав породообразующих минералов в горных породах северной части уступа Моусона
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
Cl2O
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
NiO
98,433
100,296
98,042
98,787
98,807
95,326
95,608
99,543
99,142
99,763
98,719
99,116
99,482
99,976
100,582
84,950
84,950
100,305
99,817
99,779
99,807
99,145
99,568
99,106
100,01
Cумма
Таблица 1
49
0,000
2,263
0,988
0,000
0,108
47,280
36,192
53,089
52,931
48,030
Opx
Hbl
Ol
Ol
Ol
Hbl
Ol
Ol
Hbl
Ol
Opx
Opx
Hbl
Chl
Dol
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
0,624
32,555
36,052
36,928
47,036
36,683
36,573
36,538
45,342
53,351
0,012
0,054
0,778
0,088
0,000
0,000
0,938
0,000
0,043
0,000
0,068
0,000
7,139
10,909
0,139
5,706
11,83
6,931
9,631
16,093
16,24
1,643
16,44
27,58
27,95
0,000
26,63
7,462
10,445
0,000
26,77
27,77
26,57
8,832
15,46
15,37
25,62
9,357
9,418
7,683
10,29
0,000
0,000
0,127
12,808
2,579
2,487
0,000
17
0,000
0,044
0,000
13,129
16
53,200
37,044
0,060
0,000
Ol
45,194
53,813
21,820
24,441
Opx
Hbl
13
0,001
0,036
9,188
9,402
13,123
30,58
13,182
26,01
26,87
FeO
18,031
0,000
0,084
Al2O3
15
Iden?
12
30,200
33,318
0,075
44,712
0,084
31,133
0,053
0,045
45,333
0,000
37,841
TiO2
36,470
SiO2
14
Bt
Chl
11
Hbl
9
10
Chl
Hbl
Ol
6
8
Ol
5
7
Минерал
Точка
0,276
0,161
0,100
0,353
0,314
0,407
0,178
17,572
24,817
17,114
26,834
,26,335
34,660
16,646
34,332
35,236
0,426
16,532
0,317
34,224
34,488
34,372
48113-1
15,604
28,192
27,721
36,315
16,324
23,398
27,084
19,464
15,881
16,380
2,121
36,364
34,396
MgO
0,000
0,405
0,298
0,374
0,138
0,268
0,329
0,397
0,170
0,043
0,073
0,000
0,162
0,038
1,095
0,369
0,309
MnO
28,358
0,202
13,318
0,375
1,068
0,000
0,000
0,021
0,474
0,073
0,135
0,058
0,355
0,000
0,041
13,501
0,000
0,522
0,000
0,000
0,040
0,078
0,000
0,002
0,000
0,007
0,000
0,025
0,041
0,063
0,000
0,000
0,017
0,085
Cr2O3
0,000
13,350
0,045
0,003
0,090
11,819
0,219
0,201
0,021
12,131
0,061
0,046
0,000
11,757
11,863
2,566
0,000
0,000
CaO
0,000
0,000
0,761
0,000
0,030
0,000
0,842
0,000
0,000
0,915
0,000
0,000
0,017
1,719
0,000
0,000
0,000
1,925
0,000
0,000
0,253
1,839
1,714
0,110
0,000
0,093
Na2O
0,035
0,032
0,308
0,055
0,000
0,049
0,342
0,000
0,006
0,392
0,000
0,048
0,000
0,268
0,027
0,000
0,000
0,396
0,120
0,111
7,126
0,371
0,373
0,022
0,107
0,040
K2O
0,000
0,109
0,000
0,047
0,058
0,043
0,000
0,000
0,000
0,068
0,000
0,000
0,005
0,100
0,015
0,010
0,000
0,099
0,148
0,109
0,307
0,182
—
—
—
—
Cl2O
0,000
0,164
0,000
0,083
0,000
0,320
0,173
0,121
0,281
0,096
52,722
86,037
97,444
98,728
99,860
99,306
98,353
98,923
99,396
97,755
99,432
98,471
0,207
98,369
96,939
100,111
99,402
99,567
98,792
87,408
87,379
95,271
97,354
98,338
85,738
100,754
98,344
Cумма
0,341
0,234
0,162
0,000
0,085
0,124
0,000
0,407
0,227
—
—
—
—
—
—
NiO
О ко н ч а н и е т а б л . 1
50
Рис. 3. Микрофотографии шлифов горных пород из северной части уступа Моусона.
а — кордиерит-кварцевый пегматит (обр. 48113-12, Холмы Лоуренс); б — гарцбургит (обр. 48101-9); в — реакционное соотношение оливина (ярко окрашенные округлые и изометричные зёрна) и ромбического пироксена
(светло-коричневый, розоватый) в гарцбургитах (перидотитах), с анализатором (обр. 48101-9); г — ферродунит
(обр. sPCM16.6); д — крупнозернистый железистый ортопироксенит (обр. sPCM16.1); е, ж — cростки ромбического пироксена и оливина, оливина ромбического пироксена и антофиллита; оливин представлен реликтовыми
зёрнами. РЭМ-изображение (обр. 48101-10); з — крупнозернистый ортопироксеновый амфиболит со шпинелью
(обр. 48101-6); и, к — сростки оливина, шпинели и ромбического пироксена, пироксена и роговой обманки. РЭМизображения (обр. 48101-9а); л — оливин в окружении роговой обманки. РЭМ-изображение (обр. 48113-1); м — то
же, с анализатором (обр. 48113-1); н — реликт оливина среди зёрен роговой обманки (светло-зеленая) и зерно ромбического пироксена (коричневое), проросшее роговой обманкой (без анализатора, обр. 48113-1); о — мелкозернистый оливиновый амфиболит (обр. sPCM16.3).
Номера точек на снимках соответствуют номерам химических анализов в табл. 1
Поле зрения на а—з, м, о — 7,5×5,6 мм; на д, н — 3,5×4 мм. РЭМ-изображение — растровая электронная микроскопия.
51
амфибола рассеяны по породе. Кристаллы ромбического пироксена «прошиты» множеством
зёрен амфибола (роговая обманка), что придает зёрнам пироксена вид пойкилитовых. Низкохромистая шпинель (табл. 1) образует редкие
мелкие включения в ассоциации с амфиболом,
иногда образует сростки с магнетитом. Все ортомагматические минералы пересекаются шестоватыми или удлиненными зёрнами бесцветного амфибола (куммингтонит). Роговая обманка
фиксируется в виде пятен в более крупных зёрнах куммингтонита. Порода рассечена системой
субпараллельных трещин, залеченных серпентином. Трещины рассекают порфиробласты амфибола.
В оливините оливин образует изометричные,
трещиноватые зёрна, залеченные серпентином
и рудным минералом. Рудные минералы (20—
25%)* образуют крупные интерстициальные
выделения, выступающие в качестве «цемента»
и встречается в качестве включений в оливине.
Пластины флогопита заполняют некоторые интерстиции между зёрнами оливина.
Метапироксениты, оливиновые и оливиншпинелевые метапироксениты (обр. 48101-6,
48101-9а, 48101-10, 48103-11, 48113-1, sPCM13.1,
sPCM16.1) отличаются своей гетерозёрнистостью. Ромбический пироксен (En74—75; табл. 1) в
них достигает 7 мм в поперечнике, а по удлинению — 4 см, тогда как резорбированные зёрна
оливина (Fo69—73) не превышают в размере 1 мм,
а в обр. 48101-10 (возможно метагарцбургит?)
редко достигают десятых мм (рис. 3 д, е, ж). Зёрна зелёной шпинели, формирующие скопления
до 2 мм в поперечнике, обнаружены в обр. 481019а (возможно метагарцбургит?) и обр. 48101-6
(рис. 3 з, и, к). Они находятся в срастании, главным образом, с флогопитом (48101-6). Зёрна
шпинели как бы «прошивают» чешуи слюды.
Кроме того, шпинель образует сростки с роговой обманкой (бесцветной; особенно типично
для обр. 48101-9а) и с резорбированными (реликтовыми) зёрнами оливина и ромбического
пироксена. В ряде случаев шпинель вместе со
слюдой прорастает ромбический пироксен. В
этих породах оливин и ромбический пироксен
являются реликтовыми магматическими минералами. Между этими двумя минералами также
существуют реакционные соотношения. Зёрна
оливина корродированы и включены в более
крупные кристаллы ромбического пироксена.
* Минеральный состав — в объёмных процентах.
52
Вокруг оливина, кроме того, фиксируются оторочки флогопита (обр. 48101-6). Количество
оливина в породе достигает 10%, ромбического
пироксена — 50 %, шпинели — 5%. Флогопит,
бледно-зеленая роговая обманка и антофиллит
являются более поздними метаморфическими образованиями. Об этом свидетельствуют
структурные взаимоотношения между этими
минералами. Так роговая обманка (например,
обр. 48113-1) прорастает первичные минералы по трещинам, включает реликты этих минералов (рис. 3 л, м, н) или обрастает их, как и
антофиллит, по периметру. Кроме амфиболов
вторичные минералы представлены хлоритом
и иддингситом, которые также тяготеют к трещинкам в первичных минералах. Встречаются
зёрна доломита.
Порода, представленная обр. 48113-1, отличается от рассмотренных выше. По набору реликтовых минералов она может быть отнесена
к метагарцбургиту или метаморфизованному
оливиновому пироксениту (бронзититу?). Здесь
оливин формирует отдельные скопления зёрен
(реликты более крупных по размеру зёрен) среди
слабо окрашенного амфибола (роговая обманка,
табл. 1). Последний цементирует отдельные изометричные и разновеликие зёрна оливина. Иногда отмечаются сростки ромбического пироксена и оливина. Зёрна пироксена, размер которых
по длинной оси достигает 15 мм, имеют резорбированные грани. Здесь формируются каймы,
сформированные ромбическим амфиболом—
антофиллитом, развивающимся вдоль трещин
спайности. Кристаллы ромбического пироксена
«прошиты» множеством зёрен амфибола (роговая обманка), что придает зёрнам минерала вид
пойкилитовых. Зелёная шпинель вместе с амфиболом встречается только в виде включений в
пироксене и иногда образует сростки с рудными
минералами. Амфибол в интерстициях между
крупными зёрнами пироксена формирует гломеробластические скопления, где фиксируются
реликты ромбического пироксена.
Образец sPCM16.1 представляет собой сидеронитовую породу, состоящую из крупных
зёрен ортопироксена, образующих взаимные
прорастания, и рудного минерала (магнетит
25—30%) (рис. 3 д). Рудный минерал образует
многочисленные, неправильной формы зёрна,
заполняющие интеркумулусное пространство и
достигающие 10 мм в поперечнике. Некоторые
интерстиции между зёрнами амфибола выполнены клинохлором. В обр. 48103-11 пироксен
практически полностью замещен бесцветным
амфиболом.
Породу, представленную обр. 48117-2, можно отнести к изменённому среднезёрнистому
клинопироксениту(?). Моноклинный пироксен
замещается бледно-зелёной роговой обманкой,
развивающейся вдоль трещин спайности. Иногда измененный пироксен находится в сростках
с кварцем. В этом же шлифе зафиксирован контакт пироксенита с амфиболитом (метагабброидом). Непосредственно на контакте с пироксенитом роговая обманка формирует графические
сростки с кварцем. В метагабброиде появляется
ярко-коричневый биотит.
Оливин- и клинопироксенсодержащие амфиболовые сланцы. Породы этого типа на основании минерального состава могут быть выделены
в самостоятельную подгруппу. Оливинсодержащие (обр. sPCM16.3, sPCM19.1) (рис. 3 о)
и клинопироксенсодержащие (обр. 48101-11)
сланцы — это мелкозернистые породы с гранобластовой, почти полигональной структурой.
Обилие рудного минерала (магнетита) придаёт
структуре пород сидеронитовый характер. Эти
породы пространственно ассоциируют с гетерозернистыми оливин- и шпинельсодержащими
метапироксенитами и представлены массивными, мелко-среднезернистыми разновидностями. Клинопироксенсодержащий амфиболовый
сланец сложен магнетитом (30%), моноклинным пироксеном (30%) и бледно-зелёной роговой обманкой (50—70%). Силикатные минералы
имеют форму кристаллов, близкую к идеоморфной (особенно пироксен) и цементируются зёрнами магнетита.
В образце sPCM16.3 отмечается тонкий прослой, обогащённый зёрнами рудного минерала.
Он разделяет породы, отличающиеся содержанием породообразующих минералов. Количество бесцветного амфибола и рудного минерала
в слоях варьирует в пределах 5—10 или 25—30%
с примесью оливина (10—15%). Зёрна оливина имеют «скелетную» форму и находятся в
срастании с амфиболом и рудным минералом.
Бесцветный амфибол и флогопит формируют мелкие дисперсно рассеянные удлинённопризматические зёрна.
Амфиболовые сланцы (обр. 48103-9, район ледника Роуф и 48120-3, район ледника Маннинг)
представляют собой крупнозернистые массивные породы гетерогранобластовой структуры.
Обр. 48103-9 — средне-крупнозернистая порода,
сложенная бледно-зелёной роговой обманкой
(до 55%) и антофиллитом (до 45%). Отмечаются
знаки рудного минерала. Редкие зёрна биотита с
зелёным плеохроизмом замещают амфиболы.
Гранатовый амфиболит (обр. 48122-2) слагает
крупную линзу среди гранатсодержащих пегматоидов в холмах Лоуренс. Эта порода сложена
зелёной роговой обманкой и гранатом, которые образуют гетероадкумулатную структуру.
В значительном объёме присутствует рудный
минерал, концентрирующийся в пределах внутренних зон зёрен граната. Кварц присутствует в
заметном количестве, образуя многочисленные
мелкие включения в роговой обманке.
Амфибол-плагиоклазовые сланцы и амфиболиты (метабазиты). К этой группе относятся преимущественно мелкозёрнистые роговообманковоплагиоклазовые (обр. 48101-4, 48102-11, 48103-6,
48103-10, 48104-2, 48105-2, 48106-1, 48107-7,
48114-5, 48116-5, 48117-1, 48118-2) и амфиболклинопироксен-плагиоклазовые сланцы с реликтами магматических (в частности, габброофитовой?) структур (обр. 48101-1, 48105-3,
48113-7). Породы сложены, главным образом,
роговой обманкой, бесцветным амфиболом,
клинопироксеном и плагиоклазом в переменных
пропорциях. Величина индекса М варьирует от
40—45 до 65—70. Метагабброиды имеют габброидную, почти полигональную структуру, переходную к нематогранобластовой. Сланцеватая
текстура развита только в половине образцов.
Биотит и рудный минерал встречаются в некоторых породах в форме рассеянных лейст и зёрен, которые обычно не имеют преобладающей
ориентировки. Образец 48118-2, отобранный
в центральной части уступа Моусона (ледник
Маннинг) из крупной пачки метаморфических
пород, сложен агрегатами граната, амфибола и
плагиоклаза, формирующими гетерогранобластовую структуру.
Рукерская область
Ультрамафические породы в зонах вязкопластического течения. На участке уступа Моусон
к югу от ледника Арриенс, среди метаморфических толщ встречаются тектонические пластины, будины, линзы и блоки мафических и
ультрамафических пород. Наиболее распространены эти породы в районе ледника Тинги, где
они залегают в пределах довольно широких (до
200 м) зон милонитизации и вязкопластического течения, составляя большую часть их объёма
(рис. 4 а, б). Эти зоны имеют субширотное простирание и субвертикальное падение, рассечены
53
Рис. 4. Выходы горных пород в пределах зон вязкопластического течения в южной части уступа Моусон.
а — южная оконечность участка Мак-Кью Блафф (район ледника Тинги), овалом выделена фигура человека, на
врезке — фрагмент обнажения; б — участок в верховьях ледника Тинги, на врезке — фрагмент обнажения, демонстрирующий «соскабливание» внешней амфиболовой каймы с блоков ультрамафитов; в, г — шарообразные блоки
ультрамафитов в зонах вязкопластического течения в северном борту ледника Тинги; д — зональное строение линзы ультрамафитов.
мощными дайками метадолеритов. Они были
впервые описаны Е.Н. Каменевым (Иванов,
Каменев, 1990) в качестве зон тектонического
меланжа среди метаморфических пород серии
мензис, содержащих фрагменты архейских вулканических толщ от ультраосновного (коматиитового) до кислого состава. Морфология выходов горных пород позволяет некоторым исследователям предполагать развитие подушечной
отдельности (рис. 4 в, г) в пределах этих зон
(Иванов, Каменев, 1990). Линзы и блоки ультрамафитов в пределах этих зон имеют размеры
от 10 см до 10 м и иногда имеют зональное строение (рис. 4 д). Они заключены в милонитах
или среди полосчатых пород, сложенных милонитизированными биотит-кварц-амфиболплагиоклазовыми сланцами и амфиболитами.
Значительный объём этих зон составляют слабо
деформированные жилы гранитоидного материала, местами огнейсованного и имеющего
синкинематическое происхождение. Часть амфиболитов представляет собой материал, «со54
скобленный» с внешних зон ультрамафических
линз (врезка на рис. 4 б).
Ультраосновные и основные породы представляют тектонически-разобщённый метаморфизованный комплекс магматического
происхождения. Он состоит из разнообразных
сланцев основного и ультраосновного состава.
Главные породообразующие минералы (табл. 2)
представлены вторичными амфиболами (актинолит, тремолит, антофиллит), ортопироксеном
и оливином (иногда реликтовыми). Кроме того,
для этих образований обычны тальк, серпентин,
эпидот, карбонатные минералы, хлорит, рудные
минералы, титанит, гранат, а в некоторых образцах отмечаются также кварц и мусковит. Большая
часть пород имеют массивную текстуру. Структура пород в основном средне- и крупнозернистая
немато- или лепидогранобластовая, иногда —
фибробластовая. Характерными породами являются метаморфизованные ортопироксениты
и перидотиты, а также ультраосновные сланцы
(рис. 5). Амфиболиты были рассмотрены в работе
55
Ol
Opx
Opx
Opx
Opx
Ol
Ol
Opx
Opx
Sp
Sp
Opx
Opx
Am
Am
Bt
Bt
Opx
Opx
NRL160
NRL160
NRL160
NRL160
NRL180a
NRL180a
NRL180a
NRL180a
NRL180a
NRL180a
NRL180b
NRL180b
NRL180b
NRL180b
NRL180b
NRL180b
NRL181
NRL181
Ol
NRL160
NRL160
Ol
Минерал
NRL160
№ обр,
58,08
58,12
42,02
41,78
55,51
55,70
57,60
57,87
0,00
0,02
57,44
57,05
41,25
41,01
54,17
56,12
56,11
56,19
38,34
39,45
38,93
SiO2
0,01
0,36
0,35
0,06
0,04
0,05
0,04
0,02
0,03
0,03
0,01
0,48
0,21
0,22
0,20
0,02
0,04
0,03
TiO2
0,51
0,45
13,66
13,76
4,16
3,69
0,53
0,51
51,89
50,87
1,80
1,90
0,00
0,00
1,80
0,79
0,99
0,83
0,00
0,01
Al2O3
0,07
0,09
0,80
0,66
0,38
0,47
0,08
0,07
13,47
14,36
0,13
0,09
0,01
0,17
0,43
0,58
0,54
0,00
0,01
Cr2O3
8,42
8,14
2,78
2,96
2,75
2,79
8,85
8,84
15,22
15,16
7,13
7,22
10,44
10,41
15,65
10,13
9,06
10,97
26,70
21,03
23,24
FeO
0,18
0,18
0,03
-0,02
0,04
0,07
0,19
0,16
0,10
0,08
0,21
0,17
0,14
0,16
0,28
0,22
0,17
0,21
0,42
0,27
0,34
MnO
0,13
0,14
0,37
0,37
0,18
0,23
0,09
0,10
0,38
0,41
0,10
0,09
0,53
0,50
0,05
0,15
0,13
0,11
0,36
0,36
0,28
NiO
33,20
33,46
23,64
23,68
21,60
21,42
32,44
32,23
16,57
16,94
33,57
34,02
47,94
48,38
25,98
29,84
30,94
29,11
34,48
39,54
37,69
MgO
0,23
0,26
12,55
12,41
0,22
0,25
0,01
0,09
0,17
0,01
0,02
1,55
2,29
1,86
2,39
0,00
0,01
0,01
CaO
0,02
0,51
0,49
0,84
0,71
0,01
0,01
0,00
0,00
0,01
0,00
0,04
0,11
0,12
0,09
0
0,00
0,01
Na2O
0,00
0,01
9,32
9,26
0,15
0,13
0,01
0,01
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,01
0,01
0,02
0,00
0,00
K 2O
100,80
100,84
93,49
93,33
98,24
97,66
99,98
100,11
97,69
97,86
100,50
100,73
100,34
100,49
100,19
100,32
100,18
100,65
100,34
100,70
100,53
Cумма
Таблица 2
Химический состав породообразующих минералов ультрамафических пород из зон вязкопластического течения в южной части уступа Моусон
Иванова, Каменева (1990), но среди изученных
нами пород эти образования относительно редки.
Метапироксениты и метаперидотиты характеризуются присутствием в тех или иных пропорциях первичных железомагнезиальных минералов и кумулатными структурами.
Метадунит (обр. NRL185) представляет собой
мелко-среднезернистую породу лепидобластовой и реликтовой среднезернистой адкумулатной
структуры. Оливин (65—70%) формирует интенсивно трещиноватые изометричные, округлые
зёрна (0,5—2 мм), частично «резорбированные»
Рис. 5. Микрофотографии ультрамафитов из южной части уступа Моусона.
а, б — метагарцбургит (обр. NRL180a); в, г — ортопироксеновый амфиболит (обр. SPCMTing3); д, е — апогарцбургит (обр. NRL160), на врезке — крупное порфировое зерно ортопироксена и реликт оливина, фрагмент рис. д.
Поле зрения 7,5×5,6 мм; а, в, д — николи параллельны, б, г, е — николи скрещены.
56
и заключённые в массе мелкозернистого флогопита, талька и хлорита (30%). Рудные минералы формируют мелкие, неправильной формы
включения во флогопите.
Метагарцбургиты (обр. NRL180a, NRL180b,
NRL181) — крупнозёрнистые породы гломеробластовой структуры (рис. 5 а, б). Ортопироксен
(En87–90 со значительной вариацией содержания
Al2O3 в различных образцах, табл. 2) составляет
от 30% до 60% и формирует пойкилобласты(?)
размером до 4—5 мм. Оливин присутствует в
обр. NRL180a (амфиболизированный гарцбургит), образуя крупные изолированные, округлые
и трещиноватые зёрна (Fo89, 30—40%), или мелкие включения в ортопироксене. Бесцветный
или бледно-зелёный амфибол (актинолит, до
5%) образует мелкие (до 0,5 мм) лейсты. Слабо коричневатый, почти бесцветный флогопит
(mg = 93—94, 5—25%) формирует рассеянные
чешуйки, кристаллизовавшиеся последними
и представляющие собой мелкие порфиробласты. Низкохромистая шпинель (Cr2O3 13—14%*)
присутствует в виде многочисленных мелких
изометричных интерстициальных выделений
зеленовато-коричневого или коричневого цвета; шпинель также отмечена в качестве включений в амфиболе.
Метапироксениты или амфиболизированные
ортопироксениты(?) (обр. NRL180b, NRL181)
имеют сходную гранобластовую структуру, но место оливина в этих породах занимает бесцветный
амфибол, формирующий изометричные зёрна.
Образец NRL181 имеет гранобластовую гетерогранулярную (пойкилобластовую) структуру,
развитую, возможно, по гетероадкумулатной
структуре. Крупные (до 6—7 мм) призматические
зёрна ортопироксена (En88), составляющие около
50% объёма породы, окружены агрегатами почти
полигональных, более мелких зёрен бесцветного амфибола (актинолит?, 40%), которые могут
концентрироваться в вытянутые линзовидные
сегрегации. Лейсты бледно-коричневого флогопита (mg = 93—94, 10%) образуют включения
в ортопироксене или выполняют интерстиции.
Ортопироксен также содержит обильные мелкие
включения бесцветного амфибола.
Образцы sPCMTing2, sPCMTing3, sPCMMcue2, sPCMMcue4, sPCMMcue5 имеют в целом
сходный состав и гранобластовую или апогетероадкумулатную структуру, но последняя является мелко- или гетерозернистой (рис. 5 в, г).
* Химический состав — в весовых процентах.
Породы сложены бледно-зелёным актинолитом
или бесцветным куммингтонитом (35—70%),
формирующим практически гранобластовые полигональные агрегаты с прямолинейными контурами. Породы могут содержать оливин (до 45%)
и/или ортопироксен (до 60%). Флогопит встречается в этих породах как дисперсные чешуйки сопоставимых размеров. В обр. sPCMTing2 флогопит образует единичные крупные ойкокристаллы
с включениями оливина, а куммингтонит — ориентированные порфиробласты; структура породы отражает наложенную деформацию.
Породы в образцах NRL160, NRL162, 3304011, 33103-7, 33103-8, 33103-16 наиболее сильно
изменены (рис. 5 д, е). Они имеют либо сланцеватую, либо массивную текстуру. Например,
образец NRL160 на 70–75% состоит из псевдоморфоз, представленных тонкозернистыми вторичными продуктами замещения по магматическим минералам и зёрен почти не замещённого
ортопироксена, заключённых в матрице (25—
30%), сложенной мелкозернистыми агрегатами,
состоящими из чешуек, лейст и бесформенных
выделений талька, амфибола (антофиллит и
кальциевый амфибол), карбоната и хлорита.
Псевдоморфозы выполнены рудной пылью,
маркирующей форму первичных зёрен, тальком,
амфиболом, хлоритом. Ортопироксен образует
довольно крупные (2—3, до 5 мм) короткопризматические зёрна с неровными гранями, по краям замещённые амфиболом и тальком. Состав
ортопироксена отвечает бронзиту (En83–85) с содержанием Al2O3 0,9—1% (табл. 2); некоторые
анализы отражают пониженную железистость
до En75 c Al2O3 до 1,8% и пониженным содержанием Cr2O3. В породе содержится оливин
(Fo68–77) в качестве редких мелких включений в
ортопироксене или единичных более крупных
самостоятельных зёрен. Образцы sPCM162,
33040-11, 33103-8 имеют в целом сходную
структуру, но не содержат реликтов первичных
минералов. Структура этих пород в большей
степени отвечает равномернозернистой апокумулатной. В составе породы преобладают
тальк, флогопит, серпентин с примесью карбоната и рудных минералов. Образцы 33103-7,
33103-16 сложены лейстами и пучкообразными
агрегатами антофиллита, заключённых в тонкозернистой массе талька, хлорита, флогопита
с примесью карбоната и рудного минерала.
Ультраосновные сланцы. К этой группе отнесены горные породы (обр. NRL165, sPCMTing4,
sPCMTing5, sPCM64.2, sPCM68.2, 33103-4,
57
33104-10), сложенные преимущественно разнозернистым амфиболом (актинолит или куммингтонит), формирующим нематогранобластовую массивную, пучкообразную или сланцеватую структуру. В различных пропорциях в
породах присутствует хлорит и флогопит. Местами распознаётся реликтовая гранобластовая
структура.
Метаморфические породы серии моусон. Метаморфические породы основного состава, которые мы относим к метаморфической толще
серии моусон, обнаружены в изолированном обнажении (рис. 6 а) на участке Мак-Кью Блафф
(рис. 1). Контакты с ортогнейсами, преимущественно слагающими этот участок геологического разреза, не вскрыты. Возможно, это тело
представляет собой будинированный фрагмент
в составе зоны вязкопластического течения. На
удалении порядка 100 м от выхода этих пород
вскрыты гнейсы, предположительно испытавшие процесс «проникающей» чарнокитизации.
В двупироксен-плагиоклазовом кристаллическом сланце (обр. 48159-4) зёрна короткопризматических орто- и клинопироксена замещаются паргаситовой роговой обманкой (табл. 3).
Кроме того, на контакте ортопироксена с роговой обманкой, вокруг него находятся тонкие
(десятые миллиметра) оторочки моноклинного
пироксена, отличающегося более высоким содержанием MgO и более низким содержанием
CaO (рис. 7 а, табл. 3). Формирование третьего
пироксена может быть связано с наложенным
метаморфизмом и являться результатом биметасоматического взаимодействия минералов.
По циркону их этого образца получен возраст
около 3145 млн лет (предположительно наследованный возраст; собственные данные).
Амфибол-пироксеновый сланец (обр. 48159-5)
состоит из разноразмерных зёрен клинопироксена и роговой обманки приблизительно в равном
объёме. Структура породы гетерогранобластовая, полигональная (гранулитовая). Отдельные
зёрна амфибола содержат реликтовые включения пироксена. В резко подчинённом объёме
присутствует оливин(?). Необходимо отметить,
что ранее подобные породы в составе метаморфической толщи серии моусон не описывались.
Эти породы рассечены недеформированной
жилой (рис. 6 б) ортопироксенсодержащих пегматитов (обр. 48159-6; рис. 7 б).
Мафические породы в дайках и силлах. Метабазиты, формирующие силлы и дайки, распространены в породах серии мензис. Силлы метабазитов наиболее широко представлены в разрезе гор Стинир, Мензис, Мак-Коли, Шергер.
Они формируют протяженные тела мощностью
от 250 до 500 м. В силлах и дайках сохранились
реликты габбро-офитовых структур (рис. 7 в).
Пластовые интрузии пересекаются множеством трещин, выполненных кварцем иногда
с амфиболом и листоватыми зёрнами гематита. Нередко эти трещины имеют S-образную
в плане форму. Дайки метабазитов образуют
сложные по форме тела, иногда сильно будинированные, с множеством ответвлений. Мощность даек варьирует от 2 до 40 м. Иногда дайки
рвутся более молодыми сильно измененными
дайками, сложенными роговой обманкой и
Рис. 6. Выход ортопироксенсодержащих мафических сланцев на участке Мак-Кью Блафф.
а — общий вид (слева — недеформированная жила ортопироксенсодержащих пегматитов; поле зрения около
1,5×2 м); б — ортопироксенсодержащий пегматит (фрагмент рис. а).
58
59
Минерал
Hbl
Hbl
Hyp
Hyp
Hyp
Hyp
Hyp
Pl
Pl
PL
Pl
Fsp
Grt
Grt
Hyp(?)
Hbl
Hyp
Hyp
Hyp
Grt
Cpx
Срх
Cpx
Орх
Opx
Opx
Pl
Pl
Cpx
Opx
Cpx
Hbl
Hbl
Точка
1
2
3
4
6
7
8
10
11
12
13
14
15
16
17
17a
18
19
20
21
1
2
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
50,79
51,88
52,17
51,776
52,16
51,46
58,18
57,955
51,198
51,78
53,18
43,588
43,11
38,80
38,47
45,529
45,290
45,600
45,982
45,703
62,694
64,085
63,321
63,516
65,485
36,818
35,911
49,228
40,826
46,277
45,533
46,115
35,626
SiO2
0,152
0,11
0,18
1,858
1,94
0,25
0,137
0,26
0,020
0,01
0,06
0,03
1,19
1,37
0,120
0,107
0,051
0,054
0,117
0,145
0,000
0,065
0,000
0,084
0,010
0,000
0,221
1,323
0,080
0,082
0,000
0,168
TiO2
1,37
1,322
5,32
0,587
0,53
1,01
25,84
25,644
1,157
0,66
3,59
11,477
11,81
11,74
11,05
0,402
0,113
0,177
0,154
0,067
22,414
22,664
22,788
23,157
19,930
20,686
20,408
0,000
9,412
0,154
0,100
0,029
19,104
Al2O3
9,51
9,712
13,99
29,098
28,57
27,72
0,48
0,569
9,346
27,93
13,39
15,209
15,27
30,41
29,93
46,62
47,64
46,82
47,18
47,44
0,317
0,136
0,257
0,022
0,263
33,42
34,08
41,61
29,41
46,04
46,33
46,24
36,04
FeO
MgO
0,305
0,75
0,14
0,161
0,1
13,358
17,84
16,28
10,985
10,96
48159-1 а
0,34
2,33
0,23
2,28
1,387
4,612
0,945
4,799
1,139
4,484
1,001
4,715
1,015
4,784
0,000
0,000
0,000
0,000
0,044
0,000
0,032
0,000
0,000
0,000
0,791
0,973
0,862
0,757
0,079
7,222
0,000
3,613
0,383
5,976
0,253
5,911
0,133
6,254
0,962
0,725
48159-4
0,2
13,26
0,278
13,428
0,25
15,83
0,808
17,677
0,72
17,97
0,77
18,23
0,01
0
MnO
23,17
23,380
11,97
0,570
0,46
0,55
8,21
8,132
23,424
0,57
12,21
12,066
12
10,80
11,42
0,521
0,706
0,623
0,752
0,746
4,775
4,562
4,620
4,675
2,468
6,312
6,345
0,342
11,163
0,650
0,609
0,678
5,913
CaO
0,02
0,010
0,14
0
0
0,003
0,069
0,04
0,03
0,186
0,09
0,01
0,000
0,019
0,000
0,000
0,000
0,000
0,036
0,007
0,000
0,000
0,059
0,022
0,000
0,087
0,012
0,051
0,000
0,047
0,000
0,106
Cr2O3
0,29
0,615
0,62
0,189
0,01
0,07
6,87
6,948
0,329
0,18
0,24
1,868
1,5
1,51
1,542
0,292
0,439
0,000
0,000
0,000
8,435
8,199
8,448
8,499
5,376
0,000
0,281
0,000
1,141
0,353
0,200
0,215
0,229
Na2O
0,02
0,01
0,12
0,150
0,067
0,04
0,16
1,169
1,2
0,04
0,024
0,24
1,37
1,397
0,071
0,010
0,019
0,018
0,013
0,161
0,185
0,232
0,197
6,032
0,074
0,026
0,033
0,828
0,000
0,040
0,007
0,117
K2O
0,000
0,110
0,000
0,000
0,000
0,000
0,000
0,026
0,029
0,045
0,026
0,000
—
—
—
—
—
—
—
—
Cl2O
Химический состав породообразующих минералов ортопироксенсодержащих пород на участке Мак-Кью Блафф
NiO
98,89
100,854
100,66
100,734
100,58
99,87
99,73
99,400
99,406
99,91
99,42
98,568
97,98
98,502
97,912
99,549
100,054
98,917
99,855
99,920
98,973
99,860
99,820
100,183
99,660
99,081
98,757
98,749
98,100
99,917
99,102
99,673
98,995
Cумма
Таблица 3
Рис. 7. Микрофотографии мафических пород
Рукерской области.
а — тонкая кайма альбита вокруг плагиоклаза на границе с новообразованной роговой обманкой (обр.
48154-5 — рис. 6 а, с анализатором); б — сложная
кайма Opx→Ant+Tlc→Hbl1 в ортопироксенсодержащем пегматите (обр. 48159-6 — рис. 6 б, с анализатором); в — реликт габбро-офитовой структуры в
силле метабазитов (г. Стинир, обр. 1014-15а, с анализатором, × 24).
Поле зрения на а, б — 7,5×5,6 мм, на в — 3,5×4 мм.
актинолитом, иногда диопсидом и роговой обманкой. В контактовых зонах во вмещающих
породах фиксируются новообразования куммингтонита и кордиерита. Там же наблюдаются
маломощные участки, обогащенные гранатом,
биотитом и голубовато-зелёной слюдой (фукситом).
Минеральный состав метабазитов, а также
морфология породообразующих минералов в
основном сходны с амфиболовыми сланцами
и амфиболитами. Исключение представляют
разности с сохранившимися реликтами магматических структур. Метабазиты обычно сложены роговой обманкой (30—70%), плагиоклазом
(до 30%), биотитом (до 15%), кварцем (до 20%),
куммингтонитом (3—8%). Акцессорные минералы представлены магнетитом, сфеном, апатитом, карбонатными минералами.
Плагиоклаз обладает таблитчатой в плане формой зёрен, размер которых варьирует в
пределах 1—1,5 мм. Крупные реликтовые зёрна
плагиоклаза бластокатаклазированы и нередко
имеют вид пойкилобласт, где зёрна кварца, выступающие в виде включений, зачастую образу60
ют цепочки. Роговая обманка в этой группе пород представлена двумя генерациями. Роговая
обманка поздней генерации в количественном
отношении преобладает над роговыми обманками ранней генерации. Роговые обманки ранней
генерации плеохроируют в темно-зелёных тонах, тогда как амфиболы поздней генерации — в
бледно-зелёных тонах. В ряде случаев фиксируются реакционные взаимоотношения между
этими амфиболами. Зёрна новообразованной
роговой обманки вместе с ярко-коричневым
биотитом развиваются по амфиболу ранней генерации: Plмагм + Am1 + H2O = Bt + Plметам + Am2
+ Qtz*. Роговая обманка второй генерации, кроме того, развивается по плагиоклазу. Новообразованный амфибол почти не имеет включений
кроме «пятен» реликтов роговой обманки ранней генерации. Новообразованный амфибол и
чешуйки биотита строго ориентированы вдоль
сланцеватости.
* Сокращения названий минералов приняты по
Kretz, 1983.
Пироксенсодержащие
гнейсы и плагиогнейсы
Ортопироксенсодержащие гнейсы или плагиогнейсы обнаружены на некоторых участках уступа Моусона (район ледника Роуф,
обр. 48107-2, 48117-3; Мак-Kью Блафф 481591а), массиве Клеменс (48111-1, 48111-3, 4811121) и на г. Ньютон (обр. 48144-3). Если в районе
ледника Роуф и на массиве Клеменс – это обычный тип пород, описанный в других работах
(например, Corvino et al., 2005), то на участке
Мак-Kью Блафф и на г. Ньютон такие породы
до настоящего времени описаны не были. Впрочем, Э. Грю (Grew, 1982) относил горные породы
г. Ньютон к гранулитовой фации метаморфизма
и предполагал развитие на этом участке ортопироксенсодержащих пород.
В южной части уступа Моусон породы одноименной серии, в которых типично развиты ассоциации амфиболитовой фации метаморфизма, на участке Мак-Кью Блафф (рис. 1) характеризуются весьма своеобразными парагенезисами. Здесь гнейсы в некоторых образцах содержат
ортопироксен. Ортопироксенсодержащие породы залегают в виде участков, отличающихся в
обнажении светло-коричневой (медовой), с зеленоватым оттенком окраской от окружающих
светло-серых пород, содержащих биотит и роговую обманку. Переход между этими видами имеет постепенный, но «быстрый» (на интервале
5—10 см) характер, наложенный на полосчатую
структуру толщи (рис. 8 а). Более тёмная окраска
пород была приобретена на посттектонической
стадии, но до внедрения пегматитов (с возрастом около 2 600 млн лет; собственные данные).
Этот факт подчеркивается сходным изменением цвета пород вдоль субвертикальных трещин,
рассекающих зеленовато-коричневые породы и
проникающих короткими «протуберанцами» в
толщу светло-серых пород (рис. 8 б). Содержится ли ортопироксен и в этих «протуберанцах», не
выяснено. Медовые породы по большей части
сохраняют гнейсовидную текстуру (рис. 8 в), но
некоторые разновидности имеют практически
массивную текстуру (рис. 8 г) и по виду отвечают
интрузивной природе.
Ромбический пироксен в породах представлен в количествах от 5 до 15%. Зёрна минерала, размером до 0,5 мм по удлинению, короткостолбчатые, почти всегда ориентированы по
сланцеватости. Впрочем, в некоторых образцах ортопироксен слагает изометричные зёрна, напоминающие порфировые вкрапленники
(рис. 9 а, б), что также может служить признаком интрузивного происхождения. Ромбический пироксен замещается чешуйками биотита
(рис. 9 в, г) и часто находится в сростках с ним,
в обр. 48159-1а он окружен мелкими (до 0,2 мм
в поперечнике) зёрнами граната, образующего похожие на симплектиты сростки с кварцем
и калиево-натровым полевым шпатом, и обрастает ярко-зелёной роговой обманкой (табл. 3).
Гранат в обр. 48159-1а представлен двумя генерациями. Первая генерация формирует скопления более крупных (до 0,5 мм в поперечнике) по
отношению к гранатам второй генерации зёрен.
Находясь в гломеробластических скоплениях с
ромбическим пироксеном и гранатом второй генерации, образующем оторочки вокруг ромбического пироксена (рис. 9 д, е, ж), гранат первой
генерации не обнаруживает реакционных соотношений с пироксеном и не образует симплектитоподобных сростков с кварцем и калиевонатровым полевым шпатом. Биотит присутствует во всех разновидностях пород. Чешуйки этого
минерала имеют коричневый цвет и ориентированы вдоль сланцеватости. Часто этот минерал
находится в сростках с ориентированным вдоль
сланцеватости пироксеном. Биотит, замещающий пироксен, представлен минералом второй
генерации. Этот минерал формирует тонкие
каёмки вокруг зёрен ромбического пироксена,
развивается по трещинкам спайности в нём,
образует вместе с калиевым полевым шпатом
подобие симплектитовых сростков и псевдоморфоз замещения по пироксену. Калиевый
полевой шпат составляет до 15% и занимает
интерстиции между зёрнами плагиоклаза. Кроме перечисленных минералов в обр. 48159-1а
гиперстен формирует отдельные гломеробластические скопления с ярко-коричневым биотитом и зелёной роговой обманкой.
Таким образом, на участке Мак-Кью Блафф
ортопироксен замещается биотитом, гранатом
с калиевым полевым шпатом и роговой обманкой. Подобное соотношение минералов можно
описать реакциями:
1. Opx + Pl + K2O + H2O → Grt + Kfs + Bt +
Hbl,
2. Opx + An → Grt + Qtz,
3. Phl + An + Qtz → Grt + Kfs + H2O.
Эти реакции могли протекать либо при изменении активности воды во флюиде, либо при
совместном изменении активности воды, температуры и давления или главным образом только
при росте давления (реакция 2).
61
Рис. 8. Проявление «проникающей» чарнокитизации на участке Мак-Кью Блафф.
а — общий вид обнажения; б — жилообразная зона изменения цвета и текстуры породы с разрушением первичной
полосчатости; в — образец с гнейсовидной текстурой (обр. NRL 177); г — образец с массивной псевдомагматической текстурой (обр. NRL 178).
Рис. 9. Микрофотографии ортопироксенсодержащих гнейсов на участке Мак-Кью Блафф.
а, б — гнейс с крупным порфиробластом(?) ромбического пироксена (обр. NRL177: а — без анализатора, б — с
анализатором); в, г — замещение ромбического пироксена тонкозернистым пироксеном и формирование граната в
виде внешней каймы (обр. NRL178: в — без анализатора, г — с анализатором); д — замещение ортопироксена (гиперстен) гранатом, роговой обманкой и биотитом, обр. 48159-1а (РЭМ-изображение); е — образование магнетита,
биотита и роговой обманки, кайма граната второй генерации вокруг гиперстена, обр. 48159-1а (без анализатора);
ж — обр. 48159-1а (РЭМ-изображение); з — деталь рис. 9 ж, видна тонкая кайма K−Na полевого шпата вокруг граната.
Номера точек соответствуют номерам химических анализов в табл. 3.
62
63
На г. Ньютон развиты, в частности, полосчатые биотит-амфиболовые плагиогнейсы, имеющие гетерогранулярную, нематогранобластовую
структуру. Тёмноцветные минералы представлены мелкозёрнистым биотитом и более крупными
призматическими агрегатами зёрен бесцветного
амфибола. Последний, по-видимому, выполняет псевдоморфозы по первичному пироксену. В
некоторых агрегатах в виде реликтов предполагается ортопироксен.
Метаосадочные породы серии мензис
Ранее отмечалось, что метаосадочные породы
серии мензис распространены в Рукерской области практически повсеместно, местами чередуясь (тектонические блоки) с породами серии
моусон. Именно таким представляется строение
горы Стинир, где в отличие от уступа Моусона
преобладают породы серии мензис (рис. 10).
Породы серии мензис на г. Стинир (обр. 48127,
48131, 48133—48136, 48123—48126; 19 САЭ:
1013—1014, 1409—1411, 1015, 1412—1415, 1016—
1018, 1416—1418) представлены глиноземистыми низкокальциевыми кианит-ставролитовыми
с гранатом и без граната слюдяными, гранатслюдяными сланцами, амфиболовыми сланцами,
амфиболитами, кварцитами, конгломератами,
мраморами и необычными по минеральному
составу породами — гетерозёрнистыми гранатовыми, магнетитсодержащими породами, иногда
со ставролитом (табл. 4). Встречаются кианитставролитсодержащие сланцы с андалузитом и
кордиеритом.
Кианит-ставролитовые сланцы слагают пласты мощностью от нескольких сантиметров до
20—30 м и переслаиваются с гранат-слюдяными,
амфиболовыми сланцами, амфиболитами, и
магнетит-гранатовыми породами. Они формируют цемент конгломерато-брекчии г. Стинир.
Внутри пластов ставролитсодержащих сланцев
наблюдались маломощные согласно залегающие тела амфиболитов, мономинеральных роговообманковых пород, прослои слюдистых
сланцев и кварцитов. Контакты между слоями
пород в основном резкие. Для ставролитсодержащих пород характерна сланцеватая тонко- и
грубослоистая текстура, иногда с неясной плойчатостью. Сланцеватость почти всегда параллельна слоистости и подчеркивается ориентированным положением чешуек слюд и хлорита.
Иногда сланцеватость затушевывается большим
количеством крупных плохо ориентированных
зёрен ставролита, биотита, граната. Линейность
в ставролитовых сланцах совпадает с ориентировкой шарниров мелких складок и обусловлена
удлиненными слюдистыми агрегатами, зёрнами
кварца и плагиоклаза, иногда биотита и редко
ставролита. Структура пород порфиролепидогранобластовая с элементами гломеробластовой, фибролитовой, пойкилобластовой.
Минеральный состав пород, объединенных в
эту группу, отличается большим разнообразием:
1. Ky + St + Grt + Bt + Ms + Pl + Chl
2. Ky + St + Bi + Ms + Chl + Pl
3. St + Grt + Bt + Ms + Chl + Pl +Kfs+Mag
4. St + Bt + Ms + Chl + Pl
5. Ky + St + Ms + Bt + Chl + {Crd (пинит) +
And}* + Sil (фибролит) + Pl
6. Ky + St + Ms + Chl + Bi + Pl + {And}
7. St + Bt + Sill + Pl.
Самыми распространенными являются ассоциации 1 — 4, причём ассоциация 3 с калиевым
полевым шпатом и магнетитом встречена в прослоях среди гранатитов или гранат-магнетитовых
пород. Во всех ассоциациях присутствует кварц.
Акцессорные минералы представлены апатитом,
турмалином, эпидотом, магнетитом, титаноильменитом, рутилом, цирконом.
Содержание породообразующих минералов в
этой группе пород колеблется в широких пределах: ставролит 5—20%, гранат до 20%, иногда
40%, кианит 8 %, иногда до 20%, биотит 20%,
мусковит 15%, хлорит 10%, плагиоклаз 20%,
кварц 20—60%. Количество андалузита в породах варьирует в пределах 3—5%, силлиманита —
3—8% (редко 20%). Кордиерит образует единичные зёрна.
Ставролит обычно образует порфиробластические, пойкилитовые, скелетные, иногда идеальной огранки зёрна размером от долей миллиметра до 10 см. Наиболее крупные индивиды
ставролита встречены в цементе метаконгломератов г. Стинир, где они образуют крестообразные и более сложно построенные двойниковые
срастания. В ставролитовых сланцах ставролит
вместе со слюдами нередко обтекает пойкилобластические зёрна граната, образует подобие
симплектитовых срастаний с гранатом и кварцем (рис. 11 а). Ставролит нередко насыщен
мелкими зёрнами граната (типично для тонких
* В фигурных скобках приведены реликтовые ассоциации минералов.
64
Рис. 10. Выходы горных пород серии мензис на г. Мензис.
а — общий вид, южная часть западного склона; б — фукситовые кварциты и гранатовые сланцы (на заднем плане);
в — конгломерато-брекчия; г — крупные порфиробласты кордиерита в глинозёмистых сланцах; д — косая слоистость в кварцитах.
65
Химический состав породообразующих минералов метаосадочных пород серии мензис
Точка Минерал
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO*
MnO
MgO
CaO
Cr2O3
Na2O
Таблица 4
K2O
сумма
48131-4 (рис. 11 б)
1
St
28,403
0,440
51,878
13,834
0,280
2,641
0,000
0,040
0,423
0,007
97,946
2
St
26,432
0,353
50,394
16,653
0,209
2,523
0,056
0,158
0,000
0,005
96,785
3
St
27,989
0,390
52,198
14,195
0,252
2,063
0,054
0,085
0,000
0,000
97,227
4
Gr
37,933
0,014
21,947
30,910
4,162
3,672
1,946
0,005
0,017
0,000
100,607
5
Gr
38,487
0,000
22,253
30,461
3,977
4,042
1,983
0,014
0,000
0,000
101,217
6
Gr
36,788
0,032
21,618
30,647
4,018
3,945
1,799
0,089
0,000
0,000
98,936
7
Bt
37,668
1,641
20,321
14,380
0,102
13,582
0,000
0,039
0,620
7,866
96,219
8
Bt
37,232
1,649
19,010
15,855
0,103
13,791
48131-4 (рис. 11 в, г, д)
0,000
0,000
0,700
8,238
96,579
1
St
29,818
0,368
53,934
14,007
0,010
0,138
0,000
0,015
100,865
0,323
2,252
2
St
29,049
0,287
53,392
14,115
0,308
1,978
0,015
0,038
0,117
0,000
99,391
3
St
28,886
0,290
54,093
14,010
0,366
2,274
0,057
0,061
0,156
0,011
100,456
4
St
28,849
0,324
53,354
13,976
0,281
2,298
0,000
0,156
0,352
0,000
99,729
5
St
28,903
0,339
52,951
13,656
0,300
1,999
0,000
0,000
0,006
0,035
98,459
6
Gr
37,238
0,000
21,923
30,949
4,009
3,843
1,772
0,077
0,375
0,000
100,242
7
Gr
37,838
0,002
22,063
31,147
4,010
3,927
1,936
0,000
0,027
0,000
100,949
8
Gr
37,162
0,060
21,579
31,022
4,130
3,800
1,743
0,000
0,025
0,024
99,553
9
Gr
37,572
0,049
21,739
31,273
4,244
3,313
1,843
0,000
0,022
0,006
100,061
11
Bt
37,041
1,749
19,985
16,246
0,023
12,419
0,000
0,016
0,279
8,170
95,928
12
Bt
37,184
1,557
19,960
16,734
0,089
12,360
0,000
0,098
0,467
8,315
96,764
13
Bt
37,323
1,459
20,244
15,876
0,070
12,624
0,000
0,000
0,738
8,307
96,641
14
Bt
36,666
1,517
19,888
16,766
0,000
12,106
0,000
0,147
0,439
8,240
95,768
15а
KFsp
64,195
0,021
18,089
0,377
0,000
0,000
0,000
0,000
0,000
16,393
99,075
15б
Pl
62,311
0,048
23,889
0,308
0,001
0,000
5,721
0,000
7,542
0,239
100,059
16
Gr
39,577
0,040
22,747
27,554
5,736
2,519
48131-4 (рис. 11 е)
1,684
0,080
0,000
0,063
99,999
1
Gr
37,460
0,030
21,679
31,080
1,783
0,000
0,159
0,055
100,334
4,163
Gr
36,650
0,071
21,169
31,127
4,032
4,264
1,693
0,057
0,137
0,021
99,221
3
Gr
36,157
0,168
21,083
31,484
4,539
3,477
1,593
0,152
0,000
0,026
98,679
4
Bt
37,013
1,466
19,878
16,760
0,068
12,010
0,000
0,073
0,484
8,384
96,137
6
Bt
37,114
1,416
19,813
16,124
7
Gr
37,725
0,020
21,397
31,085
0,107
4,348
12,909
3,222
0,000
2,147
0,119
0,000
0,770
0,000
8,628
0,060
97,000
100,005
8
Bt
36,533
1,394
19,912
17,254
0,254
11,967
0,000
0,000
0,682
7,543
95,538
прослоев, расположенных среди гранатитов),
пересекается чешуйками биотита, мусковита и
хлорита, образует своеобразные сростки с биотитом (рис. 11 б—е, з). В ряде шлифов зафиксированы угловатые (резорбированные?) зёрна
ставролита, окруженные тонкими каёмками
плагиоклаза (рис. 11 и). Довольно часто мусковит и хлорит образуют оторочки вокруг крупных
зёрен ставролита (рис. 11 к, л), замещают этот
минерал. Кроме случаев с зёрнами граната порфиробласты ставролита почти всегда содержат
66
3,925
2
большое количество включений кварца, магнетита, плагиоклаза, турмалина и апатита. Иногда
включения подчеркивают зональное строение
минерала и имеют закономерную линейную или
S-образную ориентировку (рис. 11 о). Ставролит
иногда выполняет трещины совместно с биотитом и мусковитом, редко кианитом (рис. 11 п) в
слюдистом кварците.
Гранат образует порфиробластические, пойкилопорфиробластические, разной степени
огранённости зёрна размером от долей до 3 мм,
Продолжение т аблицы 4
Точка
Минерал
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO*
MnO
MgO
CaO
Cr2O3
Na2O
K2O
сумма
48131-1
1
Chl
31,373
1,042
17,961
15,709
0,374
18,841
0,535
0,078
0,422
1,153
87,490
2
Bt
40,244
1,287
17,729
11,814
0,188
18,400
0,000
0,123
0,601
6,835
97,221
3
Gr
38,258
0,063
20,987
22,374
12,228
3,385
2,819
0,000
0,000
0,064
100,179
4
Gr
38,383
0,057
22,541
21,209
11,879
3,931
2,115
0,021
0,000
0,081
100,216
6
Gr
37,846
0,708
20,603
22,101
11,949
3,370
2,384
0,134
0,131
0,031
99,257
7
Gr
37,154
0,000
20,585
22,325
12,013
2,886
3,148
0,051
0,000
0,048
98,210
8
Bt
39,190
1,739
16,835
11,985
0,088
17,435
0,000
0,000
0,411
7,434
95,118
9
Bt
38,770
1,570
17,167
12,633
0,469
17,781
0,000
0,000
0,691
7,224
96,304
10
Gr
38,119
0,021
21,778
22,154
12,037
3,834
48131-11
2,696
0,000
0,000
0,056
100,694
1
Gr
38,474
0,072
21,817
20,564
13,363
2,331
3,506
0,128
0,189
0,039
100,481
3
Bt
37,857
1,338
17,384
14,925
0,373
14,908
0,000
0,000
0,236
8,423
95,445
5
Gr
40,498
0,079
19,645
20,200
12,572
2,143
03,282
0,209
0,149
0,152
98,930
4
Gr
36,196
0,127
19,959
21,817
13,496
2,572
3,839
0,262
0,335
0,486
99,089
8
Gr
38,117
0,000
19,422
21,572
13,261
2,094
48131-21
5,071
0,000
0,000
0,000
99,537
1
Gr
37,777
0,106
21,400
28,639
6,420
3,403
1,999
0,000
0,033
0,026
99,803
2
Gr
36,989
0,038
21,627
28,224
6,425
3,620
2,180
0,031
0,000
0,000
99,134
3
Gr
37,833
0,000
21,844
29,353
6,635
3,369
48134-5
1,628
0,052
0,000
0,000
100,715
1
Pl
64,881
0,066
21,813
0,094
0,048
0,000
3,270
0,004
9,175
0,189
99,541
2
Cc
0,310
0,049
0,075
1,516
0,220
0,220
53,077
0,110
0,000
0,045
55,622
3
Hbl
39,774
0,811
15,209
25,611
0,109
3,086
10,864
0,000
1,989
0,780
98,232
4
Chl
24,119
0,072
21,061
37,239
0,215
5,618
0,147
0,000
0,000
0,000
88,472
100,092
5
Pl
62,466
0,015
23,676
0,133
0,000
0,000
5,595
0,000
8,004
0,206
6
Gr
37,489
0,008
21,114
29,041
2,369
0,303
9,579
0,018
0,033
0,000
99,954
7
Gr
37,255
0,081
21,186
27,185
4,053
0,626
9,341
0,061
0,173
0,031
99,990
8
Gr
37,223
0,036
21,263
28,225
3,382
0,439
9,122
0,017
0,257
0,026
99,989
9
Hbl
38,798
0,538
15,362
25,747
0,077
2,920
11,066
0,095
1,546
0,734
96,883
11
Hbl
39,283
0,497
15,889
25,797
0,098
2,590
11,238
0,000
1,253
0,823
97,468
12
Pl
60,900
0,116
23,668
0,142
0,000
0,000
5,625
0,000
7,740
0,370
98,561
14
Gr
37,018
0,130
20,753
28,414
2,850
0,420
9,712
0,000
0,000
0,000
99,296
15
16
Gr
Hbl
37,056
39,322
0,124
1,191
21,483
15,286
27,903
25,424
4,125
0,098
0,272
2,609
9,008
11,693
0,000
0,043
0,203
1,701
0,015
0,639
100,190
98,006
18
Hbl
39,230
0,581
15,396
26,357
0,167
2,987
11,170
0,000
1,854
0,756
98,498
П р и м е ч а н и е : Сс — карбонатный минерал.
изредка 10 мм. Включения в гранате представлены главным образом кварцем; встречаются
также магнетит, ильменит, апатит, графит(?).
Они часто имеют закономерную параллельную
или S-образную ориентировку. Зёрна граната в
отчётливо сланцеватых породах, как правило,
обтекается слюдистыми минералами, иногда в
сочетании с удлинёнными зёрнами ставролита,
формируя подобие плойчатых узловатых текстур
(рис. 11 а). Нередко зёрна граната полностью замещаются хлоритом и серицитом.
Кианит является наиболее широко распространенным минералом из трёх полиморфных
модификаций Al2SiO5, присутствующих в ставролитовых сланцах. Кианит образует удлиненные
и изометричные зёрна величиной от 0,5 до 3 мм
67
Рис. 11 (начало).
68
Рис. 11 (продолжение).
69
Рис. 11 (окончание). Микрофотографии шлифов ставролитсодержащих сланцев.
а — симплектитоподобные срастания ставролита, граната и кварца, гранат слагает центральную часть образования (г. Магуайр, обр. 1002-6, без анализатора, × 40); б, в, г, д, е — магнетит-ставролит-гранатсодержащий сланец
(г. Стинир, обр. 48131-4; РЭМ – изображение), светло-серое — гранат, серое — ставролит; тёмно-серое — кварц,
(номера точек соответствуют номерам химических анализов в табл. 4); ж — пойкилобластическое зерно кордиерита: пойкилитовые включения представлены кварцем и угловатыми реликтовыми (?) зёрнами ставролита (г. МакКоли, обр. 851 ц, с анализатором, × 64); з — крупные зерна биотита, окруженные ставролитом (кайма) (г. Стинир,
обр. 1015-5, с анализатором, × 24); и — тонкая кайма плагиоклаза (альбита) вокруг зерна ставролита (г. Стинир,
обр. 1418 з, с анализатором, × 64); к — кайма мусковита вокруг пойкилобластического зерна ставролита, с включением угловатой в плане формы граната (г. Стинир, обр. 1429, с анализатором, × 24); л — хлоритовая оторочка вокруг
ставролита из цемента метаконгломератов (г. Стинир, обр. 1014 18д-6, без анализатора, × 64); м — замещение граната хлоритом, кианита – серицитом и хлоритом (обр. 1001-48, без анализатора, × 64); н — замещение кианита серицитом (г. Стинир, обр. 1013-4б, с анализатором, × 64); о — ромбовидное зональное зерно ставролита в срастании со
слюдами, включения в ядре зерна имеют S-образную ориентировку (г. Стинир, обр. 1015-7а, с анализатором, × 24);
п — Z-образные трещины в слюдистом кварците, выполненные ставролитом и слюдами (г. Стинир, обр. 1018-19г,
без анализатора, × 4).
(иногда до 3—4 см). Встречаются зёрна этого
минерала насыщенные включениями кварца.
Кианит нередко находится в оторочках серицита
и хлорита и иногда замещается этими минералами полностью (рис. 11 м, н). В ряде ассоциаций
кианит сосуществует с андалузитом.
Андалузит редкий минерал. Он образует порфиробластические и пойкилобластические зёрна
величиной 3—4 мм, иногда до 1 см. Включения в
нём представлены исключительно кварцем. Андалузит повсеместно замещается серицитом и
альбитом. Альбит образует тонкие каймы, а также
70
развивается в андалузите по трещинам. Отмечен
случай прорастания андалузита кианитом.
Силлиманит образует игольчатые зёрна, сноповидные агрегаты и развивается в зонках рассланцевания по биотиту и редко мусковиту.
Кордиерит — редкий минерал в этой группе
пород. Он образует зёрна величиной до 1 мм.
Пойкилитовые включения в кордиерите представлены, главным образом, кварцем, редко
магнетитом. В породах г. Стинир встречены
пинитизированные зёрна этого минерала или в
каёмках серицита.
Биотит образует зёрна величиной до 4—5 мм,
плеохроирующие в коричневых, зеленовато-коричневых тонах. В породах с отчётливо проявленной сланцеватостью биотит формирует строго
ориентированные удлинённые чешуйки, почти
всегда обтекающие зёрна граната. Пойкилитовые включения в этом минерале представлены
удлиненными зёрнами кварца, которые иногда
ориентированы поперек зёрен биотита, рудными
минералами, турмалином, иголочками рутила,
иногда эпидотом и гранатом. Биотит обычно замещается хлоритом, иногда мусковитом. В то же
время для этого минерала характерно образование закономерных сростков с хлоритом.
Мусковит образует зёрна величиной до 1 мм.
Он развивается по стыкам между зёрнами породообразующих минералов, образует оторочки
вокруг крупных зёрен ставролита, редко кианита.
В породах с чётко проявленной сланцеватостью
чешуйки мусковита строго ориентированы. Мусковит интенсивно развивается по зонкам трещиноватости, иногда вместе с биотитом, ставролитом и кианитом. Мусковит (серицит) вместе с
хлоритом замещает ставролит, кианит, андалузит,
гранат, биотит, развивается по плагиоклазу и образует каймы вокруг этих минералов.
Хлорит с размером зёрен до 3 мм развивается
по стыкам между зёрнами кварца и плагиоклаза. Он образует каймы вокруг зёрен ставролита
и граната, замещает эти минералы. Обнаружены
зёрна хлорита, находящиеся в тонких оболочках, сложенных альбитом.
Плагиоклаз представлен тремя морфологическими типами. Первый тип встречается главным
образом в цементе толщи метаконгломератов и
представлен зёрнами величиной до 0,4 мм полигональной или округлой в плане формы. По составу
этот плагиоклаз отвечает лабродор-битовнитовому
ряду и обладает слабо выраженной зональностью.
Следует отметить, что плагиоклаз этого морфологического типа встречается в виде включений в
зёрнах ставролита. Второй морфологический тип
представлен пойкилобластическими зёрнами размером до 1,5 мм. По составу плагиоклаз этого типа
отвечают альбит-олигоклазу, олигоклаз-андезину.
Иногда отмечаются сростки с калиевым полевым
шпатом. Третий морфологический тип минерала
имеет тонкие каёмки вокруг зёрен ставролита и
хлорита и отвечает по составу альбиту.
Гранатовые или гранат-магнетитовые породы
(гранатиты) встречены в единственном месте в
пределах г. Стинир в его центральной части. Эти
необычные породы сложены главным образом
зёрнами граната или граната и рудного минерала (магнетит). Среди гранат-магнетитовых пород обычны прослои или обособления пород,
представленные кварцем с биотитом, биотитом
и ставролитом. Биотит и ставролит формируют
пойкилитовые зёрна, насыщенные гранатом
или гранатом с рудным минералом. Слойки,
сложенные гранатитами, неоднородны по своему строению. Обычно микрокристаллы граната
постепенно сменяются более крупными зёрнами этого минерала в направлении поперек слоистости. Соответственно изменяются размеры
зёрен рудного минерала и кварца.
Гранат образует зёрна величиной до 0,5 мм
(рис. 12 а—г). Зёрна независимо от своего размера имеют округлую (окатанную?) в плане форму.
Примечателен тот факт, что чем меньше размер
зёрен, тем меньше «цементирующего» зёрна материала, представленного кварцем. В микрозернистых гранатитах количество этого минерала
достигает 95%. В мелко-среднезёрнистых породах количество кварца достигает 40%. Более
высокое содержание кварца отмечается в тонких
прослоях среди гранатитов; количество кварца
достигает 60%. Здесь же могут присутствовать
крупные (до 1 см в поперечнике) пойкилитовые зёрна ставролита. Включения представлены
кварцем, гранатом, рудным минералом. Гранат
(до 10%), тем не менее, здесь также имеет округлую (окатанную?) форму. Форма зёрен кварца
в плане в этих породах округло-зубчатая. В этих
породах появляются пойкилитовые зёрна биотита, плеохроирующего в зеленоватых тонах, и
кианита. Включения представлены гранатом,
кварцем и рудным минералом (магнетитом?).
Этот минерал, как и гранат, значительно варьирует по размеру зёрен. Его количество в породе
может достигать 25—30%. Следует отметить, что
в ассоциации с микрозернистым гранатом рудный минерал своими размерами не отличается
от первого. Рассеянные зёрна рудного минерала, кроме относительно крупных зёрен магнетита (обр. 48131-1, 48131-21), предположительно
представлены церианидом (CeO2). Размер округлых зёрен этого минерала не превышает долей
мм (рис. 12 в), а количество в породе достигает
1%. Обращает внимание высокая марганцовистость гранатов из этих пород. Количество MnO
достигает 14%. Слабо выраженная зональность
связана с вариациями в содержании CaO (центр
~5%, ближе к краю ~3%). Края зёрен граната
(каёмка толщиной 1—2 µκ), по-видимому, также
отличается повышенным содержанием кальция.
71
Рис. 12. Микрофотографии гранат-магнетит-биотит-кварцевых пород.
а) зерно магнетита в срастании с зёрнами граната, биотита и кварца; б — гранатит (обр. 48131-11): сплошная серая масса сложена микрозёрнами граната; виден слой гранат-магнетит-биотит-кварцевых пород; в — гранатит
(обр. 48131-11): зерно церианида(?) в срастании с кристаллами граната; г — гранат-магнетит-кварцевая порода
(обр 48131-21). Округлые в плане зёрна — гранат, светлые — магнетит, тёмный фон — кварц.
Номера точек соответствуют номерам химических анализов в табл. 4.
В то же время содержание MnO в гранатах из
гранат-магнетит-биотит-кварцевых или гранатмагнетит-кварцевых пород не превышает 6,5%.
Гранат-слюдяные сланцы и гранат-слюдяные
кварцитосланцы, метапесчаники (полимиктовые)
имеют широкое распространение. Главными
минералами в этих породах являются гранат,
биотит, мусковит (фуксит) и кварц. Иногда к
ним присоединяется плагиоклаз. Хлорит чаще
всего замещает биотит и гранат. Нередко в породах отмечается рассеянная рудная вкраплен72
ность (ильменит). Акцессории в породах представлены цирконом и апатитом. В породах наблюдается косослоистая текстура (рис. 10 д).
Гранат формирует зёрна размером от долей
до нескольких миллиметров. Чаще всего это
пойкилитовые зёрна. Включения представлены
кварцем, иногда плагиоклазом и рудным минералом. В связи с этим преобладает скелетная
форма зёрен. Однако нередки случаи, когда кристаллы граната имеют идеальную огранку. Зёрна
граната могут быть включены в бластические
зёрна биотита и замещаться хлоритом. Такая
картина типична для гломеробластических скоплений этих минералов. Биотит плеохроирует в
коричневых тонах, иногда с зеленоватым оттенком и формирует чешуйки размером до первых
миллиметров. Часто зёрна биотита распространены по породе неравномерно и образуют гломеробластические скопления с зёрнами граната
и хлорита. Типичны включения зёрен кварца,
плагиоклаза, граната и циркона. Биотит нередко
находится в сростках с мусковитом, пересекается чешуйками последнего и замещается хлоритом. Мусковит (фуксит) образует более мелкие
по размеру чешуйки, чем биотит. Этот минерал
почти всегда равномерно распространен по породе, заполняет интерстиции между зёрнами
кварца и плагиоклаза. В кварцитосланцах, как
и биотит, этот минерал локализуется по зонкам,
что придаёт породе полосчатый вид. Хлорит
формирует зёрна размером до первых миллиметров, образует сростки с биотитом и гранатом.
Плагиоклаз, вероятно, представлен двумя генерациями. Первая генерация сформирована в
процессе перекристаллизации первичных пород
(может быть, обломочного материала), вторая
генерация представлена новообразованными
минералами. Они формируют пойкилобластические округлые в плане зёрна размером до 1 мм.
Включения представлены кварцем.
Амфиболовые сланцы и амфиболиты встречаются во всех обнажениях, сложенных породами серии мензис. Они широко представлены в
южной части г. Стинир. Амфиболовые сланцы
и амфиболиты слагают пласты мощностью от
десятков сантиметров и до 100—150 метров, будинированные тела и переслаиваются со ставролитсодержащими, гранат-слюдяными сланцами.
Для амфиболовых сланцев и амфиболитов характерна сланцеватая текстура. Сланцеватость
всегда параллельна слоистости (полосчатости) и
подчеркивается ориентированными чешуйками
биотита и хлорита. Иногда вдоль плоскостей рассланцевания активно развивается куммингтонит.
Линейность подчеркивается ориентированными
зёрнами амфиболов (чаще куммингтонита), реже
ориентированными агрегатами, сложенными
кварцем и плагиоклазом. Этот структурный элемент совпадает с ориентировкой сланцеватости
или ориентировкой шарниров мелких и крупных
складок. Для амфиболовых сланцев и амфиболитов характерна микротрещиноватость. Микротрещины выполнены плагиоклазом, кварцем,
хлоритом и карбонатными минералами.
Минеральный состав пород, объединённых в
группу, не отличается большим разнообразием:
1. Hbl+Grt+Bt+Chl+Pl+Kfs+Cc
2. Hbl+Cum+Grt+Bt+Pl+Chl+Cc+Kfs.
Количество роговой обманки в породах достигает 45%, куммингтонита — 20%, граната —
8%, биотита — 15%, плагиоклаза — 40%, кварца — 40%, хлорита — 5%. Во всех ассоциациях
может присутствовать кварц. Акцессорные минералы представлены апатитом, рудными минералами, эпидотом, карбонатами, сфеном, рутилом и цирконом.
Роговая обманка визуально представлена, по
крайней мере, двумя генерациями. Роговая обманка ранней генерации — тёмно-зеленого цвета, образует пойкилитовые зёрна изометричной
или удлинённой в плане формы. Размер зёрен
достигает 3—4 мм. Пойкилитовые включения
представлены кварцем, рудными минералами,
иногда плагиоклазом. В ряде случаев роговая обманка ранней генерации находится в сростках с
зёрнами граната. В амфиболовых сланцах с куммингтонитом пойкилобластические зёрна роговой обманки нередко образуют каймы вокруг
амфибола куммингтонитового ряда. Роговая
обманка более поздней генерации/генераций
плеохроирует в более светлых тонах с голубоватым оттенком. Зёрна этого минерала огибают
зёрна амфибола ранней генерации. Они имеют
включения, ориентировка которых совпадает с ориентировкой сланцеватости в породах.
Пойкилитовые включения в них представлены
в основном кварцем, редко плагиоклазом и реликтами(?) зёрен роговой обманки ранней генерации. В породах г. Стинир наблюдалась роговая обманка поздней генерации, которая, судя
по соотношению с зёрнами куммингтонита,
кристаллизовалась более длительное время, чем
железо-магнезиальный амфибол: после совместной кристаллизации зёрна роговой обманки обрастают зерно куммингтонита. Куммингтонит
образует шестоватые зёрна, размер которых достигает 2—3 мм. Для него типичны «скелетные»
формы выделения, центральная часть которых
выполнена кварцем, плагиоклазом и биотитом.
Обычны каймы роговой обманки вокруг зёрен
куммингтонита. Куммингтонит, в свою очередь,
иногда сам прорастает бластические зёрна биотита, обрастает и пересекает зёрна граната, образует
каймы вокруг зёрен роговой обманки. Гранат образует зёрна размером до 1 мм. Для него типичны
срастания с биотитом, редко куммингтонитом.
73
Гранат нередко включен (прорастает?) в зёрна
биотита, роговой обманки и, в свою очередь,
пересекается (прорастает?) кристаллами куммингтонита. Включения в гранате представлены
рудными минералами, кварцем, плагиоклазом.
Иногда наблюдаются диабластовые срастания
граната с кварцем. Гранат замещается биотитом
и хлоритом. Биотит плеохроирует в зеленоватокоричневых и ярко-коричневых тонах. Величина
зёрен достигает 2 мм. Биотит образует гломеробластические скопления с роговой обманкой,
гранатом, куммингтонитом или отдельные зёрна,
равномерно распределенные по породе. Хлорит
наиболее широко представлен в ассоциации с
куммингтонитом, куммингтонитом и роговой
обманкой. Нередко хлорит замещает биотит, гранат, роговую обманку, куммингтонит. Плагиоклаз
формирует полигональные в плане зёрна, иногда
удлиненные вдоль сланцеватости. Размер зёрен
достигает 1 мм. Двойниковые структуры для него
редки. Большинство мелких зёрен плагиоклаза
и отчасти относительно крупных, по-видимому,
возникли в результате катаклаза и частичной
перекристаллизации. Об этом свидетельствуют
часто наблюдаемые скопления этих минералов в
виде линзовидных обособлений, иногда изолированных друг от друга. По этим агрегатам и отдельным зёрнам плагиоклаза нередко развивается
роговая обманка, а иногда и эпидот. Зональность
в зёрнах плагиоклаза выражена нечётко, что придает минералу пятнистый вид.
Метаосадочные породы серии содружества
На массиве Кампстон метаосадочная толща
залегает гомоклинально (рис. 13 а) с падением
на запад—юго-запад под углами 40—50°, местами субвертикально. Толща имеет слоистое
строение (рис. 13 б), отмечаются первичноседиментационные текстуры: косая слоистость
(рис. 13 в), трещины усыхания, знаки ряби. Местами породы смяты в мелкие плойчатые складки
(рис. 13 г) или милонитизированы по зонам, залегающим субсогласно напластованию. Степень
деформированности толщи в целом усиливается
в северном направлении. В северной части массива вскрыт пологий надвиг, по которому породы серии содружества контактируют с гранитогнейсами, аналогичными породам серии моусон.
Серия содружества на массиве Кампстон сложена преимущественно гранат-слюдяными аркозовыми метапсаммитами и метакварцитами, в
различной степени рассланцованными, а также
74
слюдистыми метаалевролитами. В виде прослоев
мощностью от нескольких сантиметров до 1—2 м
встречаются метааргиллиты, эпидотовые сланцы, мраморизованные известняки, апатитовые
филлиты (табл. 5) и др.
Гранат-слюдяные метапсаммиты, сланцы,
кварцитосланцы (точки наблюдения 48139,
48142, 48143, 48147, 48150) являются мелкозёрнистыми породами гранобластовой или лепидогранобластовой структуры и массивной или
зачастую сланцеватой текстуры.
Гранат-слюдяные сланцы массива Кампстон
мало отличаются от одноименных пород г. Стинир. Исключение представляет порода, где отчетливо фиксируется зональное строение кристаллов граната (рис. 14 а, б, в, г, д). Зональность
подчеркивается количеством включений в зёрнах (обычно включения концентрируются в центральных частях зёрен) или микроскопическими
включениями «прилипших» к граням зёрен ранней генерации. Зёрна граната могут быть включены в бластические зёрна биотита и замещаться
хлоритом (рис. 14 е). Такая картина типична для
гломеробластических скоплений этих минералов.
Как и в группе пород, отнесенных к гранатитам,
один мензис отмечается зональное строение зёрен граната из некоторых разновидностей пород
группы (обр. 48143-21). Эта зональность отчётливо фиксируется в шлифах и в химическом составе этого минерала. Ядра зёрен гранатов по своему
химическому составу отличаются высоким содержанием марганца и сравнимы с составом граната из гранатитов с повышенным содержанием
кальция. Края зёрен представлены более железистыми разновидностями (центр — MnO ~14%,
FeO ~18%, край — MnO ~2%, FeO ~30%). Следует отметить, что похожие по строению гранаты
встречены в слюдяных сланцах горы Магуайр.
Гранат-биотит-хлорит-кварц-апатитовые сланцы (обр. 48150-5) могут быть отнесены к экзотическим образованиям из-за высокого содержания
в породе апатита (30—35%) в ассоциации с кварцем (30—35%), хлоритом (20—25%), гранатом,
биотитом и ильменитом (рис. 15). Размер зёрен
апатита, кварца и хлорита не превышает долей
миллиметра. Зёрна этих минералов в основном
ориентированы вдоль отчётливо выраженной
сланцеватости и тонкой слоистости (слоистость
не превышает первых миллиметров по мощности). В то же время типичны сечения апатита,
перпендикулярные длинной оси. Размер идеально ограненных зёрен граната с неотчётливо выраженной зональностью не превышает 0,5 мм,
Рис. 13. Породы серии содружества на массиве Кампстон.
а — центральная часть восточного склона; б — полосчатое строение осадочной толщи; в — косая слоистость в метапсаммитах; г — мелкая плойчатость в метапсаммитах.
75
Таблица 5
Химический состав породообразующих минералов метаосадочных пород серии содружества
Минерал
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO*
MnO
MgO
CaO
Cr2O3
Na2O
K2O
Р 2О 5
Cумма
48143-12
1
Gr
38,847
0,085
22,064
28,506
2,110
1,611
5,501
0,335
—
—
99,059
2
Gr
38,837
0,114
22,582
27,424
3,274
1,519
5,626
0,442
—
—
99,817
3
Gr
38,309
0,107
22,113
26,387
4,754
1,183
5,183
0,258
—
—
98,294
4
Gr
37,749
0,033
21,753
26,112
5,006
1,203
4,257
0,219
—
—
96,333
5
Gr
38,773
0,032
21,752
26,111
4,710
1,154
5,476
0,352
—
—
98,360
6
Gr
38,835
0,038
22,279
26,063
4,167
1,227
6,444
0,000
—
—
99,074
7
Gr
39,547
0,115
22,493
26,705
3,432
1,618
6,197
0,156
—
—
100,263
8
Gr
39,808
0,000
22,838
29,070
2,102
1,764
5,402
0,376
—
—
101,360
9
Gr
39,649
0,070
22,339
28,753
2,244
1,723
5,448
0,307
—
—
100,534
10
Gr
39,055
0,011
22,853
29,151
2,342
1,664
4,920
0,388
—
—
100,386
11
Gr
38,982
0,203
21,730
28,878
2,091
1,665
5,726
0,584
—
—
99,859
12
Gr
38,412
0,000
21,848
28,867
2,229
1,505
5,029
0,390
—
—
98,280
13
Gr
39,111
0,047
22,428
29,277
2,070
1,850
5,363
0,273
—
—
100,419
14
Gr
39,321
0,000
22,227
28,563
1,828
1,820
5,962
0,364
—
—
100,084
15
Ms
47,722
0,372
34,722
1,517
0,000
0,422
0,000
0,554
1,252
8,576
94,816
16
Chl
26,213
0,016
24,640
24,610
0,175
13,488
0,023
0,552
0,237
0,065
90,000
18
Chl
26,255
0,079
24,923
24,587
,097
13,730
0,099
0,543
0,539
0,124
90,976
19
Ms
47,303
0,298
33,273
1,861
0,048
0,832
0,000
0,659
1,021
8,778
94,073
20
Bt
36,685
1,579
19,841
19,224
0,089
8,960
0,000
0,633
0,488
7,548
95,047
21
Ms
48,095
0,424
35,392
1,426
0,000
0,482
0,000
0,659
1,079
9,184
96,740
22
Ort
50,121
0,429
36,455
1,216
0,033
0611
0,000
0,498
1,223
9,347
99,933
24
Ms
48,156
0,481
34,951
1,323
0,045
0,219
0,000
0,619
0,972
9,508
96,274
25
27
Ms
Bt
51,577
36,743
0,364
1,857
32,893
19,855
1,200
19,176
0,000
0,070
0,894
8,734
0,000
0,000
0,590
0,658
0,782
0,311
9,149
7,620
97,450
95,023
линзовидных образований, представленных ильменитом не превышает 1—1,5 мм по удлинению.
Чешуйки биотита с зеленоватым оттенком, как
правило, сконцентрированы в кварцевых линзовидных образованиях размером до 0,5 мм.
Условия метаморфизма
Ламбертский комплекс. Формирование
гранито-гнейсов и мигматитов возможно в
условиях, отвечающих, по крайней мере, высокотемпературной части амфиболитовой фации.
Повсеместные находки пород с реликтами ромбического пироксена свидетельствуют о реализации условий, отвечающих гранулитовой фации метаморфизма.
В основных и ультраосновных породах, представляющих, вероятно, реликты магматического базит-гипербазитового комплекса на севере
уступа Моусона и залегающих в виде отдельных
блоков среди гранитоидных пород с реликтами
76
гиперстенсодержащих минеральных ассоциаций, магматические минералы (оливин, пироксены, плагиоклаз) замещены амфиболами и
тальком по следующим реакциям:
Opx+Pl+H2O → Hbl или
Opx+Na2O+CaO+Al2O3 + H2O→ Hbl,
Ol+Pl+H2O → Hbl+Sp (в породах отмечаются
реликты плагиоклаза) или
Ol+ Na2O + CaO +Al2O3 + H2O → Hbl + Sp, Opx
+ SiO2 + H2O → Ath,
Ath+Qtz+H2O → Tlc.
Последние две реакции реализуются в широком диапазоне давлений, но имеют узкий, в отличие от первых четырех реакций, температурный
интервал формирования — от 700°С до 600°С.
Сохранившиеся реликты оливина могут свидетельствовать о низкой активности кремнезема в
процессе метаморфизма. Формирование шпинели, скорее всего, связано с метаморфическими
Продолжение т аблицы 5
Минерал
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO*
MnO
MgO
CaO
Cr2O3
Na2O
K2O
Р2О5
Cумма
48143-21
1
Gr
38,738
0,000
22,544
29,994
2,012
1,845
5,466
0,190
0,015
0,000
100,805
2
Gr
39,070
0,019
22,638
27,543
3,603
1,086
7,276
0,006
0,215
0,074
101,530
3
Gr
38,903
0,047
22,332
18,394
12,961
0,436
7,799
0,000
0,098
0,000
100,969
4
Gr
38,621
0,210
22,599
17,631
13,763
0,670
7,406
0,000
0,007
0,024
100,930
5
Gr
38,393
0,167
22,166
21,099
10,252
0,764
6,937
0,107
0,001
0,000
99,886
6
Gr
38,388
0,205
22,059
21,508
9,101
0,492
7,596
0,001
0,000
0,015
99,365
7
Gr
38,621
0,149
22,301
22,888
6,875
0,919
8,218
0,153
0,000
0,009
100,134
7а
Gr
38,425
0,031
22,744
30,746
1,731
1,920
4,284
0,031
0,000
0,042
100,041
8
Gr
39,119
0,002
22,524
30,324
1,484
2,179
5,022
0,008
0,000
0,000
100,662
9
Gr
38,294
0,079
22,130
24,063
4,858
1,053
8,613
0,013
0,155
0,000
99,258
10
Gr
38,682
0,154
21,985
21,643
8,846
0,514
8,107
0,000
0,000
0,000
99,932
11
Gr
37,602
0,145
21,933
18,183
12,619
0,432
7,208
0,000
0,000
0,000
98,122
112
Gr
38,632
0,122
21,944
24,841
4,269
0,815
8,973
0,000
0,024
0,000
99,621
13
Gr
38,298
0,000
22,558
31,258
1,515
1,980
4,238
0,012
0,169
0,016
100,044
14
Bt
37,402
1,622
20,460
19,497
0,000
8,708
0,000
0,035
0,184
8,498
96,406
15
Bt
37,006
1,516
20,455
19,832
0,024
9,001
0,000
0,079
0,444
8,335
96,692
16
Bt
36,678
1,483
20,481
19,111
0,056
8,861
0,000
0,134
0,289
8,210
95,302
17
Bt
37,847
1,642
20,749
19,857
0,179
8,694
0,000
0,097
0,000
8,581
97,646
18
Ms
49,778
0,548
35,692
1,517
0,024
0,610
0,000
0,000
1,090
9,008
98,266
21
Ms
48,534
0,521
34,795
1,869
0,000
0,946
0,000
0,030
0,960
8,900
96,555
22
Bt
37,125
1,961
20,456
19,649
0,051
8,451
0,000
0,110
0,325
8,148
96,284
1
Gr
37,045
0,002
21,454
36,912
0,285
2,447
1,161
0,017
0,071
0,000
—
99,395
2
Gr
36,941
0,000
21,479
36,412
0,091
2,286
1,293
,000
0,000
0,000
—
98,502
48150-5
3
Gr
37,850
0,014
21,882
35,867
0,397
1,940
2,605
0,038
0,000
0,000
—
100,594
4
Gr
36,664
0,000
21,340
33,955
0,603
2,237
3,795
0,014
0,214
0,017
—
98,839
5
Gr
36,383
0,069
21,203
34,227
0,472
1,986
3,610
0,047
0,199
0,009
—
98,206
6
Gr
36,155
0,098
21,400
35,318
0,597
2,039
2,552
0,016
0,165
0,031
—
98,371
7
Gr
36,474
0,084
21,191
36,306
0,240
2,294
1,585
0,000
0,022
0,000
—
98,197
8
Gr
37,178
0,030
21,706
38,228
0,145
2,261
0,908
0,000
0,000
9a
Ap
3,248
0,048
0,000
0,342
0,017
0,189
52,957
0,002
0,000
— 100,456
0,024 42,251 99,326
0,027 42,612 98,224
—
0,025
90,712
—
0,052
90,946
9b
Ap
0,273
0,000
0,000
0,348
0,000
0,008
54,696
0,000
0,004
10
11
Chl
Chl
26,772
27,037
0,156
0,056
23,893
23,196
26,639
26,965
0,007
0,000
13,045
13,109
0,121
0,215
0,053
0,105
0,000
0,212
процессами, которые протекали в условиях дефицита кремнезема или в связи с изменением
фугитивности кислорода, на что указывает развитие этого минерала вокруг магнетита. Шпинель формирует скопления и часто находится в
сростках с роговой обманкой. Предложенные
реакции замещения магматических минералов
в ультраосновных породах протекали в условиях
гранулитовой—амфиболитовой фаций.
В бластокатаклазите по нориту ромбический пи-
0,000
роксен находится в каймах вторичных минералов:
Opx → Ant + Tlc → Hbl1 → Bt.
Условия формирования ассоциации Ant+Tlc
соответствуют диапазону температур 600°—
700°С (рис. 16). Таким образом, имеющиеся свидетельства доказывают наложенный характер
метаморфизма амфиболитовой фации в породах
комплекса.
Серия моусон. Особый интерес представляют
пироксенсодержащие породы, где ортопироксен
77
Рис. 14. Микрофотографии гранат-биотитовых сланцев.
а, б, в — зональность в гранатах (в — РЭМ-изображение), обр 48143-21; г, д, е — соотношение граната, биотита и
хлорита (г — РЭМ-изображение, д, е — без анализатора), на е — хлорит замещает зерно граната (обр. 48143-12).
Номера точек соответствуют номерам химических анализов в табл. 4.
78
Рис. 15. Микрофотографии грана-биотит-хлорит-кварц-апатитовых сланцев (массив
Кампстон, обр. 48150-5). В породе содержится (30—35%) апатита в ассоциации с кварцем (30—35%),
хлоритом (20—25%), гранатом, биотитом и ильменитом.
а — общий вид с хорошо огранённым зерном граната (РЭМ-изображение); б — фрагмент рис. а с точками, отвечающими зёрнам проанализированного апатита (РЭМ-изображение).
Номера точек соответствуют номерам химических анализов в табл. 4.
замещается биотитом, гранатом с калиевым полевым шпатом и роговой обманкой. Подобное
соотношение минералов можно описать следующими реакциями:
1) Opx + Na2O + K2O + H2O → Grt + Kfs + Bt +
Hbl,
2) Opx + An → Grt + Qtz,
3) Phl + An + Qtz → Grt + Kfs + H2O.
Эти реакции могли протекать либо при изменении активности воды во флюиде, либо при
одновременном изменении активности воды,
температуры и давления или главным образом
только росте давления.
В двупироксеновых кристаллических сланцах основного состава зёрна короткопризматических орто- и клинопироксена замещаются
паргаситовой роговой обманкой, что можно
описать реакцией
Opx + Cpx +Pl + H2O → Parg + Qtz,
которая в Р—Т координатах практически
параллельна оси Т и протекает вправо при понижении температуры или увеличении активности воды во флюиде. Кроме того, на контакте
ортопироксена с роговой обманкой, вокруг него
находятся тонкие (десятые доли миллиметра)
оторочки моноклинного пироксена, отличающегося более высоким содержанием MgO и бо-
Рис. 16. Условия формирования талькантофиллитовой ассоциации минералов.
лее низким содержанием CaO. Формирование
моноклинного пироксена в оторочках может
быть связано с наложенным метаморфизмом и
являться результатом биметасоматического взаимодействия минералов.
Серия мензис. Наиболее информативными являются породы с ассоциациями:
79
1) Ky + St ± Grt + Bt + Ms + Pl + Chl,
2) Bt+Grt+Sil+Pl+Ms+Kfs,
породы с этой ассоциацией контактируют с кордиеритсодержащими породами,
3) Bt+Sil+Grt+{St}+Crd+Pl+Kfs,
Bt+Sil+Grt+Crd+Pl+Kfs.
Реликты ставролита в виде включений присутствуют в кордиерите и гранате. Кордиерит
деформирован и включает кроме ставролита
гранат, биотит и силлиманит. Во всех ассоциациях присутствует кварц.
На юге уступа Моусона обнаружены метапесчаники с хорошо сохранившейся цементной
структурой и кианит-ставролитовые, иногда
с гранатом, сланцы. Сохранность осадочной
структуры в метапесчаниках, ассоциирующих с
ставролитовыми сланцами предполагает относительно слабую степень деформаций пород в
этой части уступа. Наиболее распространенными среди ставролитовых сланцев являются породы с минеральными ассоциациями:
1) Ky + St + Grt + Bt + Ms и
2) Ky + St + Ms + Bt + Pl (во всех ассоциациях
присутствует кварц).
По условиям кристаллизации они соответствуют ставролит-биотит-кианит-мусковитовой
субфации амфиболитовой фации метаморфизма
(Р = 4—8 кбар, Т = 500—600°С).
Реакция замещения St+Qtz → Grt+Crd+Sil
(центральная часть уступа Моусона) по Р—Т
условиям могла протекать в условиях от
силлиманит-ставролит-биотит-мусковитовой
до силлиманит-биотит-гранат-ортоклазовой
субфации фации альмандиновых амфиболитов
(Р = 4—9 кбар, Т = 600—700°С). Химические
составы ставролита, заключенного в зёрна граната и кордиерита, не отличаются от составов
этого минерала из кианит-ставролитовых сланцев и кварцитосланцев (табл. 4). Гранат в этих
ассоциациях представлен альмандином с небольшой примесью пироповой и гроссуляровой
молекул. Отметим, что породы с Grt+Crd+Sil
минеральной ассоциацией пространственно
ассоциируют с раннепалеозойскими гранитными интрузиями.
Таким образом, соотношения между такими
минералами, как ставролит и кордиерит, ставролит и гранат, силлиманит, гранат и кордиерит, свидетельствуют о существовании сложной
истории формирования пород. Взаимоотношения между этими минералами описываются реакциями:
80
St + Qtz ↔ Grt + Crd + Al2SiO5 + H2O,
St + Qtz ↔ Grt + Al2SiO5 + H2O,
St + Grt + Qtz ↔ Crd +H2O,
Grt + Qtz ↔ Crd + Sil,
которые определяют верхний по температуре
предел устойчивости ставролита и кварца, граната и кварца. В то же время известно, что исчезновение ставролита происходит при более
низких температурах, чем дегидратация мусковита Ms + Qtz → Al2SiO5 + Kfs + H2O. В ассоциации (2) присутствует мусковит (ставролит
реликтовый). Существование этой минеральной ассоциации возможно в интервале температур 550—600°С и давлений 2—5 кбар (биотитсиллиманит-гранат-мусковитовая субфация).
Таким образом, для пород серии мензис выявляется последовательность в формировании ассоциаций:
1) Ky+St+Grt+Bt+Ms,
2) Sil+Grt+Crd,
3) Сrd+Sil.
Термобарометрия
Оценка условий метаморфизма проводилась
методом TWEEQU (Thermobarometry With Estimation of EQUilibration state) (Berman, 1988,
1991). Этот метод предполагает, что все минералы, используемые в расчётах, приведены в
равновесие при одних и тех же Р и Т. Необходимым условием для термобарометрических
расчётов этим методом является использование
внутренне согласованных термодинамических
данных для конечных членов рядов минералов. Положение всех возможных равновесий
для минералов и растворов минералов для данной минеральной ассоциации в координатах
P—T—X(CO2)-активность рассчитывается с помощью TWЕЕQU программ. После чего на графике выделяется общая точка пересечения рассчитанных реакций. Эта нонвариантная точка
определяет условия равновесия рассматриваемой минеральной ассоциации. Считается, что
пересечение, сформированное минимум тремя
независимыми реакциями может отвечать условиям равновесия исследуемой минеральной ассоциации в координатах давлений и температур.
Изучались гранат-силлиманит- и кордиеритсодержащие ассоциации (Boger, Wilson, 2005) и
двупироксеновые кристаллические сланцы из
пород центральной части уступа Моусона. При
расчетах использовалась термодинамическая
Рис. 17. Эволюция Р−Т параметров метаморфизма для пород Рукерской области. Использована схема
метаморфических фаций (Бушмин, Глебовицкий, 2007).
1 — термодинамические равновесия: а — границы метаморфических фаций, б — границы метаморфических субфаций, в — равновесия для богатых кальцием пород; 2 — условия формирования Sil−Grt−Crd минеральных ассоциаций
(серия моусон), полученные методом TWEEQU; 3 — условия формирования двупироксеновых кристаллических
сланцев (серия моусон), полученные методом TWEEQU; 4 — эволюция параметров метаморфизма: а—в — пород
серии мензис (а — г. Стинир, г. Магуайр, кианитсодержащие минеральные ассоциации; б — г. Стинир, г. Раймилл,
реликтовые андлузитсодержащие минеральные ассоциации; в — г. Мак-Коли, уступ Моусона, силлиманитсодержащие ассоциации), г — пород серии моусон.
база данных (Berman, Aranovich, 1996; Aranovich,
Berman, 1996).
Для образца 252 (Boger, Wilson, 2005) (минеральная ассоциация Qtz—Ms—Bt—Grt—Sil—
Pl—{St} исследовалась без учета реликтового
ставролита) были получены температуры и давления, значения которых варьируют в пределах
Р = 3,5—3,1 кбар и Т = 650°С. Для образца 238
(Boger, Wilson, 2005) (минеральная ассоциация
Qtz—Bt—Grt—Sil—Crd—Pl—{St} исследовалась
без учета реликтового ставролита) были получены температуры и давления, значения которых
варьируют в пределах Р = 4,4—3,9 кбар и Т =
630—590°С.
Таким образом, для кордиерит- и силлиманитсодержащих пород были получены значения
давлений и температур, варьирующие в пределах
3,0—4,5 кбар и 600—650°С (рис. 17). Эти значения согласуются с нашими представлениями о
параметрах метаморфизма (амфиболитовая фа-
ция) в центральной части уступа Моусон, оцененных с помощью парагенетического анализа.
Интервалы значений давлений и температур
могут отражать реакцию составов сосуществующих минералов на изменение условий при метаморфизме (например, на стадии остывания, при
реализации условий регрессивной ветви метаморфического цикла). Расчеты Р−Т параметров
метаморфизма, представленные в работе Boger,
Wilson (2005), свидетельствуют о существовании
метаморфического цикла, в котором на прогрессивной ветви метаморфизма достигались
значения Р = 6,0—7,0 кбар и Т = 650—700°С, а
на регрессивной (декомпрессия) значения Р ≈
3,0 кбар. Данные, полученные нами, таким образом, могут отражать условия регрессивной стадии метаморфизма (декомпрессия) пород уступа
Моусон.
Оценка параметров формирования двупироксеновых кристаллических сланцев уступа
81
Моусона дала Р = 8,0 кбар и Т = 700°С. Эти значения давлений и температур отвечают пограничным условиям между амфиболитовой и гранулитовой фациями метаморфизма.
Обсуждение результатов
Ламбертская область. Породы ламбертского
комплекса являются полиметаморфическими
образованиями. Формирование ассоциаций с
гиперстеном отвечало условиям гранулитовой
фации метаморфизма, а замещение гиперстена
биотитом и роговой обманкой протекало в условиях амфиболитовой фации. Присутствующие в
породах комплекса блоки основных и ультраосновных пород претерпели не полную перекристаллизацию
(амфиболитовая—гранулитовая
фации) предположительно на рубеже 1700—
1800 млн лет (неопубликованные Sm-Nd данные
авторов). Вторичные минеральные ассоциации
сформированы в условиях не ниже амфиболитовой фации. Поэтому можно предположить,
что формирование основных и ультраосновных
пород происходило, по крайней мере, до последнего высокотемпературного метаморфизма.
TDM для ультраосновных пород приблизительно равно 2500 млн лет, что может трактоваться
как время внедрения магмы в сформированную
толщу пород ламбертского комплекса. С другой стороны, имеются изотопно-геохимические
свидетельства (неопубликованные данные авторов), которые говорят о проявлении гранулитового метаморфизма в раннем палеозое.
Рукерская область (юг уступа Моусона). Метаморфические образования серии моусон представлены гнейсами и мигматитами, то есть породами, метаморфизованными в условиях амфиболитовой (местами гранулитовой) фации
метаморфизма. Вместе с тем, параметры формирования двупироксеновых минеральных ассоциаций отвечают давлению 8,0 кбар и температуре около 700°С, то есть пограничным условиям
между амфиболитовой и гранулитовой фациями
метаморфизма. Наложенный метаморфизм протекал при повышенных давлениях и температурах не ниже 650—700°С. В породах серии наряду
с регрессивным метаморфизмом (амфиболитовая фация) фиксируется прогрессивный метаморфизм с формированием ортопироксенгранатовой минеральной ассоциации (рис. 17).
В более ранних исследованиях (Семёнов, Соловьев, 1986) приводятся термобарометрические
данные, полученные для пород серии мензис, —
82
использовались Grt-Bt и St-Grt геотермобарометры (Федькин, 1975; Перчук, 1977). Для метаморфических пород г. Магуайр были получены
значения давлений и температур, варьирующие
в пределах 4,0—6,0 кбар и 500—580°С, для пород
г. Стинир — 4,0—6,0 кбар и 500—600°С, а для пород г. Мак-Коли — 6,0—7,5 кбар и 600—620°С.
Новые оценки Р—Т условий метаморфизма сделаны для метаморфических пород центральной
части уступа Моусон (силлиманитсодержащие
минеральные ассоциации). Получены значения
давлений и температур, варьирующие в пределах 3,0—4,5 кбар и 600—650°С. Расчеты Р—Т
параметров метаморфизма, сделанные в работе
(Boger, Wilson, 2005) свидетельствуют о существовании метаморфического цикла, в котором
на прогрессивной ветви метаморфизма достигались значения Р = 6,0—7,0 кбар и Т = 650—7000С
(совпадают с оценками параметров метаморфизма, сделанные нами для пород г. Мак-Коли),
а на регрессивной (декомпрессия) — значения
Р ≈ 3,0 кбар (рис. 17). Оценки Р—Т, сделанные
нами для силлиманит- и кордиеритсодержащих
минеральных ассоциаций, таким образом, могут
отражать условия регрессивной (декомпрессия)
стадии метаморфизма пород уступа Моусона. В
то же время находки реликтового ставролита в
гранате свидетельствуют о наложенном характере
«силлиманит-кордиеритового» метаморфизма.
Уступ Моусона является хотя и крупным, но
фрагментом Рукерской области. Поэтому, мы
попытались дать обобщенную схему метаморфических событий региона с учетом наших новых знаний.
На юге уступа Моусона хорошая сохранность
осадочной структуры в метапесчаниках, ассоциирующих со ставролитовыми сланцами, предполагает слабую степень деформаций пород в этой
части уступа. Условия метаморфизма отвечали
эпидот-амфиболитовой, низкотемпературной
части амфиболитовой фации метаморфизма.
На г. Раймилл закартированы метаморфические образования, представленные андалузиткианит-ставролитовыми и сменяющими их в
геологическом разрезе кианит-ставролитовыми
филлитовидными сланцами. На г. Стинир обнаружены породы с реликтовыми андалузитом,
кордиеритом среди кианит-ставролитовых
сланцев. Кристаллизация парагенезисов с андалузитом и кордиеритом возможна в условиях
Р до 3 кбар и Т = 450—600°С. Эти наблюдения
дают возможность предположить, что формирование андалузит-кианит-ставролитовых
филлитовидных сланцев (г. Раймилл), сланцев с
реликтами андалузита и кордиерита, возможно
со ставролитом на г. Стинир (зональный ставролит), — отвечает ранним этапам метаморфизма
или более древнему самостоятельному метаморфизму. Сюда же можно отнести случай кристаллизации ставролита в ассоциации с биотитом и
мусковитом по трещинам в кварците, т.е. кристаллизацию в породе уже метаморфизованной
(сформированной) до появления ставролитовой
ассоциации минералов.
В дальнейшем наложение метаморфизма, отвечающего кианитовой фациальной серии на
андалузитовую, привело к исчезновению ассоциаций низкого давления. На этой стадии метаморфизма повсеместно распространенными
становятся породы с минеральными ассоциациями:
1. Ky + St + Grt + Bt + Ms,
2. Ky + St + Ms + Bt + Pl (во всех ассоциациях
присутствует кварц).
По условиям кристаллизации они соответствуют Р—Т параметрам ставролит-биотиткианит-мусковитовой субфации амфиболитовой фации метаморфизма (Р = 4—8 кбар, Т =
500—600°С).
Замещение ставролитовых ассоциаций на
силлиманитовые (г. Мак-Коли, г. Шергер, уступ
Моусона) протекало в условиях силлиманитставролит-биотит-мусковитовой — силлиманитбиотит-гранат-ортоклазовой субфаций амфиболитовой фации (Р = 4—9 кбар, Т = 600—700°С).
Породы с этими ассоциациями пространственно ассоциируют с раннепалеозойскими гранитными интрузиями.
Обобщая данные петрографических исследований можно сказать, что породы серии моусон:
1) метаморфизованы в условиях гранулитовой
фации (находки реликтовых с гиперстеном минеральных ассоциаций на г. Ньютон, ортопироксеновые гнейсы и двупироксеновые кристаллические сланцы в уступе Моусона), 2) гиперстенсодержащие породы серии претерпели
повторный метаморфизм (замещение гранатамфибол-биотитовой ассоциацией минералов).
Последовательность формирования метаморфических минеральных ассоциаций в породах
серии мензис (And–Crd±St → Ky–St–Grt–Bt–
Ms → Sil–Grt–Crd → Crd–Sil) свидетельствует
об их полиметаморфической природе. Однако,
время проявления наиболее раннего метаморфического события не ясно. Возможно, «андалузитовый» тип метаморфизма пород серии
имеет тот же возраст, что и зеленосланцевый
метаморфизм пород серии содружества. Следует отметить, что «андалузитовый» метаморфизм
типичен для архейских гранит-зеленокаменных
областей. Формирование кианит-ставролитовых
минеральных ассоциаций может быть связано с
метаморфическими событиями на рубеже 2400—
2350 млн лет (Sm-Nd, данные авторов).
Метаморфизм высокотемпературной амфиболитовой или гранулитовой фации (силлиманитгранатовая, силлиманит-кордиеритовая с реликтами ставролита ассоциации) может быть связан
с временем внедрения гранитов на рубеже 520—
500 млн лет назад.
Только на г. Раймилл намечается метаморфическая зональность: здесь в геологическом
разрезе фиксируется смена «андалузитовых»
минеральных ассоциаций на «кианитовые».
Термобарометрические исследования не дают
отчетливой картины зональности. Данные, полученные разными методами, за некоторым исключением находятся в пределах погрешности
и сделаны для одних и тех же минеральных ассоциаций.
Породы серии содружества (рукерский комплекс) в массиве Кампстон изменены в условиях
зеленосланцевой фации метаморфизма.
Земная кора в горах Принс-Чарльз испытала
длительную историю формирования. Наиболее
древние возраста получены для гранитоидов
серии моусон (3400—3100 млн лет), слагающих
кристаллический фундамент для других пород
Рукерской области — серии мензис, серии рукер
и серии содружества. Выделяется два типа гранитоидов. Наиболее древний представлен гранитами I типа, формирование которых связывается с плавлением мафических субстратов, более
молодые — гранитами А-типа, которые характерны для посторогенных или внутриплитных геодинамических режимов (Mikhalsky еt al., 2001).
Предполагается, что эти образования стали тем
гранито-гнейсовым фундаментом, на котором
формировались терригенно-вулканогенные толщи серий содружества и мензис. С рубежа 3000 млн
лет начали формироваться толщи серии мензис,
с рубежа 2500 млн лет — серии рукер и с рубежа 1000 млн лет — серии содружества (Phillips et
al., 2006). Результаты изотопно-геохимических
измерений, полученные для метаосадочных пород — гранат-слюдяных и гранат-кордиеритсиллиманитовых сланцев, свидетельствуют, что
они сформировались за счет размыва образований с возрастом приблизительно 3000 млн лет,
83
и уже на рубеже 2900 млн лет претерпели зеленосланцевый метаморфизм.
В интервале времени 2700—2600 млн лет в пределах Рукерской области формировались граниты
и гранитные пегматиты. Эти события зафиксированы на уступе Моусона и г. Стинир. С рубежом
2400—2350 млн лет связывается формирование
интрузивов основного состава (г. Рукер) и метаморфизм «кианитового» типа (гранат-слюдяной
сланец, уступ Моусона). Вполне вероятно, что
породы серии мензис подверглись термальной
обработке на рубеже 1900—1800 млн лет. С этапом 600—500 млн лет связывается метаморфизм
«силлиманитового» типа (высокотемпературная
амфиболитовая—гранулитовая фации метаморфизма) и внедрение гранитоидов (г. Мак-Коли,
уступ Моусона). На рубеже 1900—1800 млн лет
были сформированы «проникающие» чарнокитоиды* (Рукерская область). С этим же интервалом времени связывается метаморфизм пород
ламбертского комплекса (Ламбертская область).
Данные получены для метаморфизованных ультраосновных пород, модельный возраст которых
приблизительно 2500 млн лет. Это время может
считаться временем внедрения магмы основного
состава в толщу гранито-гнейсов ламбертского
комплекса. На рубеже 950 и/или 500 млн лет породы комплекса были вовлечены в тектонотермальные события, протекавшие в условиях высокотемпературной амфиболитовой—гранулитовой
фаций метаморфизма.
Особое место в строении уступа Моусона занимают породы, слагающие зоны «меланжа».
Их главной особенностью является присутствие
овальных и шарообразных глыб с небольшим
количеством цементирующей массы с линзами
и полосками амфиболитов. Химический состав этих пород позволяет некоторым исследователям относить их к категории основных—
ультраосновных коматиитов (Иванов, Каменев,
1990). Локализация этого типа пород только в
пределах Рукерской области позволяет этим авторам делать предположение о существовании
в этом районе древней гранит-зеленокаменной
области, в настоящее время представленной в
виде реликтов в тектонических клиньях среди
гранито-гнейсов серии моусон и пород серии
мензис. Однако, намеченное взаимоотношение фундамент—чехол между гранитоидными и
ультрамафит-мафическими комплексами, а так-
же установленные реликты (или инфраструктурные ядра) пород гранулитовой фации ставят
это предположение под сомнение.
Выводы
1. Полиметаморфические образования ламбертского комплекса и серии моусон, за некоторыми исключениями, принципиально не отличаются условиями метаморфизма. Они метаморфизованы в условиях гранулитовой фации (реликты
ортопироксенсодержащих минеральных ассоциаций) и в последующее время претерпели, но
в разной степени, перекристаллизацию в условиях высокотемпературной амфиболитовой фации
метаморфизма.
2. Предполагается, что на рубеже 2,5 млрд лет
произошло формирование массивов основных–
ультраосновных пород среди образований ламбертского комплекса. Наложенный высокотемпературный метаморфизм амфиболитовой
фации пород ламбертского комплекса связывается с рубежом 1700—1800 млн лет. Изотопногеохимические данные позволяют предположить
(Sm–Nd изохрона по ортопироксенсодержащему
гнейсу, неопубликованные данные авторов), что
породы ламбертского комплекса претерпели метаморфизм на рубеже 500 млн лет (второй?) гранулитовый метаморфизм.
3. Породы серии мензис представлены полиметаморфическими образованиями, в которых
фиксируется ряд ассоциаций минералов And–
Crd±St → Ky–St–Grt–Bt–Ms → Sil–Grt–Crd
→ Crd–Sil, условия формирования которых отвечали фации эпидотовых амфиболитов – высокотемпературной части амфиболитовой фации
метаморфизма.
4. Предполагается, что метаморфизм андалузитового типа мог протекать на рубеже 2,9 млрд
лет, метаморфизм кианитового типа реализовался на рубеже 2,3—2,4 млрд лет, а формирование кордиерит-силлиманитовых минеральных
ассоциаций связывается с временем внедрения
раннепалеозойских гранитов (~500 млн лет).
Благодарности. В работе использованы образцы из экспедиции PCMEGA 2002/2003, которые предоставили учёные BGR (Hannover)
N.W. Roland и F. Henjes-Kunst. Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ
(грант 07-05-01001).
* Если только протолит не имел интрузивное происхождение.
84
Список литературы
Бушмин С.А., Глебовицкий В.А. Схема минеральных фаций метаморфических пород // ЗВМО. 2007. N2. C. 1—13.
Иванов В.Л., Каменев Е.Н. (ред.). Геология и минеральные ресурсы Антарктиды. М.: Недра, 1990. 242 с.
Кольцов А.Б., Семёнов В.С. Процессы постмагматического преобразования платиноносных пород расслоенного массива Луккулайварра // Геохимия. 2000. № 11. С. 1049—1058.
Перчук Л.Л. Термодинамические режимы глубинного петрогенезиса. М.: Наука, 1977. 207 с.
Равич М.Г., Соловьев Д.С., Федоров Л.В. Геологическое строение Земли Мак-Робертсона (Восточная Антарктида). Л.:
Гидрометеоиздат, 1978. 230 с.
Семенов В.С., Соловьев И.А. Позднеархейско-раннепротерозойские метаморфические комплексы хр. Шеклтон и
г. Принс-Чарльз (Антарктида) // Геотектоника. 1986. №6. C. 18—34.
Соловьёв Д.С. Геологическое строение горного обрамления ледников Ламберта и Эймери // Антарктика. Доклады
междуведомственной комиссии. 1971. С. 89—101.
Федькин В.В. Ставролит. М.: Наука, 1975. 230 с.
Aranovich L.Y., Berman R.G. Optimizied standard state and solution properties of minerals: II. Comparisons, predictions and
applications // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 126 (1—2). P. 25—37.
Belyatsky B.V., Kamenev E.N., Laiba A.A., Mikhalsky E.V. Sm–Nd ages of metamorphosed volcanic and plutonic rocks from
Mount Ruker, the southern Prince Charles Mountains, East Antarctica // 9th International Symposium on Antarctic
Earth Sciences, Programme & Abstracts. Berlin, Terra Nostra, 2003. P. 24—25.
Berman R.G. Inernally-consistent thermodynamic data for minerals in the system Na2O-K2O-Ca0-MgO-Fe2O3-Al2O3-SiO2TiO2-H2O-CO2 // J. Petrol. 1988. V. 29. P. 445—522.
Berman R.G. Thermobarometry using multi-equilibrium calculations: a newtechnique with petrological implications // Canad.
Miner. 1991. V. 29. P. 833—855.
Berman R.G., Aranovich L.Y. Optimizied standard state and solution properties of minerals: I. Model calibration for olivine,
orthopyroxene, cordierite, garnet and ilmenite in the system FeO-MgO-CaO-Al2O3-TiO2-SiO2 // Contrib. Mineral.
Petrol. 1996. V. 126 (1—2). P. 1—24.
Boger S.D., Wilson C.J.L. Early Cambrian crustal shortening and a clockwise P−T−t path from the southern Prince Charles
Mountains, East Antarctica: implications for the formation of Gondwana // Journal of Metamorphic Geology. 2005.
V. 23. P. 603—623.
Boger S.D., Wilson C.J.L., Fanning, C.M. Early Paleozoic tectonism within the East Antarctic craton: the final suture between
east and west Gondwana? // Geology. 2001. V. 29. P. 463—466.
Boger S.D., Wilson C.J.L., Fanning C.M. An Archaean province in the southern Prince Charles Mountains, East Antarctica:
U–Pb zircon evidence for c. 3170 Ma granite plutonism and c. 2780 Ma partial melting and orogenesis // Precambrian
Research. 2006. V. 145. P. 207—228.
Boger S.D., Maas R., Fanning C.M. Isotopic and geochemical constraints on the age and origin of granitoids from the central
Mawson Escarpment, southern Prince Charles Mountains, East Antarctica // Contrib. Mineral. Petrol. 2008. V. 155.
P. 379—400.
Corvino A.F., Boger S.D., Wilson C.J.L., Fitzsimons I.C.W. Geology and SHRIMP U–Pb zircon chronology of the Clemence
Massif, central Prince Charles Mountains, East Antarctica // Terra Antartica. 2005. V. 12. N. 2. P. 55—68.
Grew E.S. Geology of the southern Prince Charles Mountains, East Antarctica // Craddock C. (ed.). Antarctic Geoscience.
The University of Wisconsin Press, Madison, 1982. P. 473—478.
Kamenev E.N. Structure and evolution of the Antarctic shield in Precambrian // Findley R.H., Unrug R., Banks M.R. &
Veevers J.J., eds. / Gondwana eight: assembly, evolution and dispersal. Rotterdam, 1993. P. 141—151.
Kretz, R. Symbols for rock-forming minerals // Amer. Miner. 1983. V. 68. P. 277—279.
Lopatin B.G., Semenov V.S. Amphibolite facies rocks of the southern Prince Charles Mountains, East Antarctica // Craddock
C (ed.). Antarctic Geoscience. The University of Wisconsin Press, Madison, 1982. P. 465—471.
Mikhalsky E.V., Sheraton J.W., Laiba A.A. et al. Geology of the Prince Charles Mountains, Antarctica // AGSO Bulletin.
2001. 247. 209 p.
Mikhalsky E.V., Beliatsky B.V., Sheraton J.W., Roland N.W. Two distinct Precambrian terranes in the southern Prince Charles
Mountains, East Antarctica: SHRIMP dating and geochemical constraints // Gondwana Research. 2006. V. 9.
P. 291—309.
Mikhalsky E.V., Roland N.W. New data on the age and geochemical features of granites in the southern Prince Charles Mountains and Pryde Bay Coast // Terra Antarctica. 2007. V.14. P. 43—60.
Phillips G., Wilson C.J.L., Fitzsimons I.C.W. Stratigraphy and structure of the Southern Prince Charles Mountains, East
Antarctica // Terra Antartica. 2005. V. 12. Р. 69—86.
Phillips G., Wilson C.J.L., Campbell I.H., Allen C.M. U–Th–Pb detrital zircon geochronology from the southern Prince Charles
Mountains, East Antarctica — defining the Archaean to Neoproterozoic Ruker province // Precambrian Research.
2006. V. 148. P. 292—306.
Tingey R.J. The geologic evolution of the Prince Charles Mountains — an Antarctic Archean cratonic block // Craddock C.
(ed.) // Antarctic geoscience. Madison, The University of Wisconsin Press. 1982. P. 455—464.
Tingey R.J. The regional geology of Archaean and Proterozoic rocks in Antarctica // Tingey R.J. (ed.) / The geology of Antarctica. Oxford. 1991. P. 1—58.
85
Petrography of the Precambrian metamorphic rocks
in the southern Prince Charles Mountains and
some constraints on metamorphic conditions
V.S. Semenov1, E.V. Mikhalsky2
GGP RAS. 199034, St. Petersburg, Makarova enb., 2
2
VNIIOkeangeologia. 190121, St. Petersburg, Angliysky ave., 1
1
New data obtained during the PCMEGA 2002/2003 expedition to the southern Prince Charles
Mountains are presented. New data include geological and petrographical observations on
some particular lithologies and rock types, which allow constraints on their P–T conditions and
suggestions on the tectonic evolution of this area. Numerous microprobe chemical analyses of rockforming minerals from various lithological associations are listed. Special attention was addressed
to ultramafic and mafic rocks, which were not studied previously and to some particular mineral
assemblages, which are good indicators of metamorphic conditions. Such assemblages are found in
garnet–pyroxene, two-pyroxene–plagioclase schists of the Mawson Series and staurolite-dearing
schists of the Menzies Series. Basement polimetamorphic rocks cropping out in the northern part of
the area (the Lambert Complex) and in the southern part of the area (the Mawson Series) are nearly
identical in terms of metamorphic conditions. They experienced granulite facies metamorphism
(indicated by relict orthopyroxene-bearing associations) and were eventually recrystallized under
high-temperature amphibolite facies conditions. In this paper we also present a summary of the
geological structure and composition of the area and the available isotopic age data.
Figure captions:
Fig. 1. The southern Prince Charles Mountains: the tectonic subdivision (Mikhalsky et al., 2006) and
metamorphic facies scheme (Tingey, 1982).
1—7 — metamorphic facies: 1 — rocks containg relicts of early metamorphism М1 (Archaean and
Palaeoproterozoic) overprinted by assemblages basically М2; 2—5 — metamorphism М2 (presumably
Mesoproterozoic): 2 — the transitional zone between granulite and amphibolite facies, 3 — sillimanite–potassium
feldspar zone, 4 — sillimanite–muscovite zone, 5 — staurolite–kyanite zone; 6—7 — metamorphism М3 (presumably
Early Palaeozoic): 6 — biotite–chlorite zone, 7 — retrogressive metamorphism, chlorite–chloritoid zone; 8 — the
Lambert Glacier — Amery Ice Shelf rift system; 9 — major tectonic province boundaries; 10 — outcrops.
Fig. 2. Ultramafic and mafic rocks in the Northern Mawson Escarpment.
а) orthopyroxenite (black) and debris of pegmatite (dark pink) in Lawrence Hills; б) folds in orthopyroxenite
(detail Fig. а); в−е) outcrops in the central part of northern fringe of Rofe Glacier: в) mafic granulite in a 200 m
high escarpment, crooscut by three felsic vein generations, г) I generation late-kinematic felsic vein (detail Fig. в),
д) tectonic slab composed of ultramafic rocks, е) amphibolization vein-looking zone (detail Fig. д).
Oval in а) and д) highlights a figure for scale.
Fig. 3. Microphotoviews of rocks from the northern Mawson Escarpment.
а) cordierite–quartz pegmatite (sample 48113-12, Lawrence Hills); б) harzburgite (sample 48101-9); в)
magmatic reaction relationships between olivine (bright colored rounded and isometric grains) and orthopyroxene
(ligh brown, pinkish) in harzburgites (peridotites), crossed light (sample 48101-9); г) ferrodunite (sample
sPCM16.6); д) coarse-grained ferrous orthopyroxenite (sample sPCM16.1); е, ж) relationships of orthopyroxene,
olivine and anthophillite; olivine as relict mineral (sample 48101-10). Microprobe image; з) coarse-grained
orthopyroxene- and spinel-bearing amphibolite (sample 48101-6); и, к) intergrowths of olivine, spinel and
orthopyroxene, pyroxene and hornblende. Microprobe image. (sample 48101-9а); л) olivine surrounded by
hornblende grains. РЭМ-view (sample 48113-1); м) same as л, crossed light (sample 48113-1); н) olivine relict
among hornblende grains (light green) and orthopyroxene grain (brown), with hornblende intergrowth (parallel
light; sample 48113-1); о) fine-grained olivine amphibolite (sample sPCM16.3).
Point numbers in the views correspond to analyses numbers in Table 1.
86
Fig. 4. Shear zones in the southern Mawson Escarpment.
а) the southern tip of McCue Bluff (Tingey Glacier). Oval highlights a figure for scale. Inset — an outcrop
detail; б) the eastern fringe of Tingey Glacier. Inset — an outcrop detail showing scraping the outer amphibolite
mantle off an ultramafic block; в, г) ball-like blocks of ultramafic rocks in the northern fringe of Tingey Glacier;
д) zonal structure of an ultramafic block.
Fig. 5. Microphotoviews of ultramafic rocks from the southern Mawson Escarpment.
а, б) metaharzbutgite (sample NRL180a); в, г) orthopyroxene amphiboliote (sample SPCMTing3); д, е)
apoharzburgite (sample NRL160). Inset — a large porphyric orthopyroxene grain and olivine relict; detail Fig. д.
View 7,5×5,6 мм. а, в, д— parallel light; б, г, е— crossed light.
Fig. 6. Orthopyroxene-bearing mafic schist in McCue Bluff.
а) outcrop overview (in the left — undeformed vein composed of orthopyroxene-bearing pegmatite; view about
1,5×2 м); б) orthopyroxene-bearing pegmatite (detail Fig. а).
Fig. 7. Microphotoviews of mafic rocks from the Ruker Terrane.
а) thin albite rim around plagioclase along the boundary with new hornblende (sample 48154-5 (Fig. 6 а),
crossed light); б) composite rim Opx→Ant+Tlc→Hbl1 in pegmatite (sample 48159-6 (Fig. 6 б), crossed light); в)
relict gabbro-ophitic texture in metabasite sill (Mt Stinear, sample 1014-15а, light crossed, magn. 24х).
View in а, б) —7,5×5,6 mm, in в) — 3,5×4 mm.
Fig. 8. “Incipient” charnockitisation in McCue Bluff.
а) outcrop overview; б) vein-like zone of rock color and structure changing, and blurring of original banding;
в) gneissic structure (sample NRL 177); г) massive pseudomagmatic structure (sample NRL 178).
Fig. 9. Microphotoviews of orthopyroxene-bearing gneisses (charnockite-gneisses) from McCue Bluff.
а, б) large orthopyroxene porphyroblst(?) (sample NRL177; а — parallel light, б — crossed light); в,
г) eplacement of orthopyroxene by fine-grained aggregates of biotite as inner mantle and garnet outer mantle
(sample NRL178; а — parallel light, б — crossed light); д) replacement of orthopyroxene (hypersthene) by garnet,
hornblende and biotite (microprobe image); е) crystallization of magnetite, biotite and hornblende and formation
of II generation garnet around hypersthene (parallel light) (sample 48159-1а); ж) same, microprobe image; з)
detail Fig. 9 ж, thin K-Na feldspar rim around garnet.
Point numbers in the views correspond to analyses numbers in Table 3.
Fig. 10. The Menzies Series rocks in Mt Menzies.
а) homoclinal occurrence of the metaasediments, the southern extremity of Rimmington Bluff; б) fuksite
quartzite (in front) and garnet schist (in the background); в) conglomerate; г) large cordierite porphyroblasts in
high-Al schist; д) cross-bedding in quartzite.
Fig. 11. Microphotoviews of staurolite-bearing schists.
а) symplectite intergrowth of staurolite, garnet and quartz; garnet forms the central domain (Mt Maguire,
sample 1002-6, parallel light, magm. 40х); б) garnet inclusions (light-gray) in staurolite; dark-gray — quartz.
Magnetite-staurolite-garnet-bearing schist (Mt Stinear, sample 48131-4; microprobe image). Point numbers in
the views correspond to analyses numbers in Table 4. Fig. 11 в, г, д, е — details at various magnifications; в)
well-shaped staurolite crystal (points 1, 2, 3, 4, 5) surrounded by garnet, biotite and feldspars (Fig. г) and quartz
(microprobe image); д) detail Fig. 11 б, point 15; е) relationships of garnet, biotite and magnetite (microprobe
image); ж) poikiloblastic cordierite grain. Poikilite inclusions are represented by quartz and angular relict(?)
staurolite grains (Mt McCauley, sample 851 ц, crossed light, magn. 64х); з) large biotite grains surrounded by
staurolite (rim) (Mt Stinear, sample 1015-5, crossed light, magn. 24х); и) thin plagioclase (albite) rim around
staurolite grain (Mt Stinear, sample 1418 з, crossed light, magn. 64х); к) muscovite rim around poikiloblastic
staurolite grain, with angular garnet inclusion (Mt Stinear, sample 1429, crossed light, magn. 24х); л) chlorite rim
around staurolite, metaconglomerate matrix (Mt Stinear, sample 1014 18д-6, parallel light, magn. 64х); м) garnet
replaced by chlorite, kyanite replaced by sericite and chlorite (Mt Stinear, sample 1001-48, parallel light, magn.
64х); н) kyanite replaced by sericite (Mt Stinear, sample 1013-4б, crossed light, magn. 64х); о) intergrowth of
zonal rhomboid staurolite grain with micas. Inclusions within the grain core form S-shape structure (Mt Stinear,
sample 1015-7а, crossed light, magn. 24х); п) Z-shaped fractures in mica-bearing quartzite, filled in by staurolite
and micas (Mt Stinear, sample 1018-19г, parallel light, magn. 4х).
87
Fig. 12. Microphotoviews of garnet–magnetite–biotite–quartz rocks.
а) intergrowth of magnetite with garnet, biotite and quartz; б) granatite (sample 48131-11). Gray mass is
composed of tiny garnet grains and contains a layer of garnet−magnetite−biotite−quartz composition; в) intergrowth
of cerianide(?) grain and garnet crystals; г) garnet−magnetite−quartz rock (sample 48131-21). Rounded grains
−garnet, light – magnetite, dark background – quartz; д) detail Fig. 12 г.
Point numbers in the views correspond to analyses numbers in Table. 4.
Fig. 13. The Sodruzhestvo Series metasedimentary rocks in Cumpston Massif.
а) the central part of the eastern slope overview; б) layered composition of the strata; в) cross bedding in
metapsammite; г) crenulation in metapsammite.
Fig. 14. Microphotoviews of garnet−biotite schists.
а, б, в) zonation in garnet (в – microprobe image), sample 48143-21; г, д, е) relationships of garnet, biotite
and chlorite (г – microprobe image, д, е – parallel light); in е) chlorite replaces garnet (sample 48143-12).
Point numbers in the views correspond to analyses numbers in Table. 4.
Fig. 15. Microphotoviews of garnet−biotite−chlorite−quartz−apatite schist (Cumpston Massif, sample
48150-5). The rock consists of apatite (30—35%), quartz (30—35%), chlorite (20—25%) and minor garnet, biotite
and ilmenite; а) well-shaped garnet grain (microprobe image); б) detail Fig. 15 а, the analyzed apatite grains are
indicated (microprobe image).
Point numbers in the views correspond to analyses numbers in Table. 4.
Fig. 16. The P−T conditions of formation of talk−anthophillite assemblage.
Fig. 17. The Р−Т evolution path for rocks of the Ruker Terrane.
The metamorphic facies chart after (Бушмин, Глебовицкий, 2007).
1 — thermodynamic equilibrations: а — metamorphic facies boundaries, б — metamorphic subfacies
boundaries, в — the equilibrations for calcareous rocks; 2 — the formation conditions of Sil−Grt−Crd assemblages
(the Mawson Series), obtained by TWEEQU; 3 — the formation conditions of two-pyroxene schists (the Mawson
Series), obtained by TWEEQU; 4 — metamorphic conditions evolution: а—в — in the Menzies Series rocks
(а —Mt Stinear, Mt Maguire, kyanite-bearing assemblages; б — Mt Stinear, Mt Rymill, relict andalusite-bearing
assemblages; в — Mt McCauley, Mawson Escarpment, sillimanite-bearing assemblages), г — in the Mawson
Series rocks.
Table
Table 1. Chemical composition of rock-forming minerals of rocks in the northern Mawson Escarpment.
Table 2. Chemical composition of rock-forming minerals of ultramafic rocks within shear zones from the
southern Mawson Escarpment
Table 3. Chemical composition of rock-forming minerals of orthopyroxene-bearing rocks in McCue Bluff.
Table 4. Chemical composition of rock-forming minerals of metasedimentary rocks of the Menzies Series.
Table 5. Chemical composition of rock-forming minerals of metasedimentary rocks of the Sodruzhestvo
Series.
88