Геотектоника, 2022, № 6, стр. 25-58

ВВЕДЕНИЕ

Регионом исследования являются Горы Принс-Чарльз, расположенные в центральной части Восточной Антарктики. В 1972 г. в ходе 17-ой Советской Антарктической экспедиции впервые отечественными исследователями было проведено посещение области южной части Гор Принс-Чарльз, включая массив Раймилл и гору Блумфилд [22]. Наземное комплексное геологическое исследование этих горных объектов было проведено 60-ой Российской Антарктической экспедицией сезона 2014‒2015 гг. российскими геологами Полярной морской геологоразведочной экспедиции (АО “ПМГРЭ”, г. Ломоносов, г. Санкт-Петербург, Россия) и ФГБУ “ВНИИОкеангеология” (г. Санкт-Петербург, Россия), а также было осуществлено дополнительное посещение массива Стинир, расположенного в 10 км к востоку от массива Раймилл [47, 48, 56‒58].

Горы Принс-Чарльз расположены в пределах докембрийской Восточно-Антарктической платформы и простираются с севера на юг на расстояние более чем 600 км (рис. 1). В крупнейшей горной системе Восточной Антарктиды выделяются Рукерская и Рейнерская структурно-тектонические провинции. Рукерская провинция расположена на юге, в истоках ледника Ламберта, большей своей частью – к западу, а также в южной части уступа Моусон – к востоку.

Рис. 1.

Структурно-тектоническая схема Гор Принс-Чарльз (ледник Ламберта, Восточная Антарктида). 1 – выходы горных пород; 2 – береговая линия и границы ледников; 3 – структурно-формационные (границы): а ‒ области, б ‒ зоны

Рукерская провинция включает два структурно-формационных террейна, которыми являются:

‒ архейская Рукерская гранит-зеленокаменная область;

‒ палеопротерозойская Ламбертская гранито-гнейсовая область.

Рейнерская провинция представляет собой масштабный по площади протерозойский Циркумантарктический подвижный пояс, часть которого представлена севернее Рукерской гранит-зеленокаменной области и включает Фишерскую палео-мезопротерозойскую вулкано-плутоническую и мезо‒неопротерозойскую Биверскую гранулито-гнейсовую области [7].

Горные массивы Раймилл, Стинир и г. Блумфилд расположены в южной части Гор Принс-Чарльз и относятся к крайнему северному блоку Рукерской гранит-зеленокаменной области архейской стабилизации в зоне ее сочленения с Рейнерской провинцией (см. рис. 1).

В течение последних двадцати лет изучения полиметаморфического Рукерского террейна, представления о его вещественно-фациальном и структурном строении претерпевали изменения. Были выделены серия ортогнейсов Моусон с возрастом 3.4‒3.1 млрд лет, метаосадочные серии Мензис, Рукер и Содружество, мезо‒неоархейского, палеопротерозойского и неопротерозойского возраста соответственно [20, 32, 46‒48, 50, 56, 58, 61]. Также, как самостоятельная таксономическая единица был выделен комплекс Тинги, включающий палео‒мезоархейские ортогнейсы Моусон, метаосадочные группы Мензис (~3100 млн лет) и Стинир (~2800 млн лет), а также позднюю палеопротерозойскую группу Рукер в составе комплекса Ламберта [56, 57]. Древнейшими образованиями Рукерской гранит-зеленокаменной области являются породы ортогнейсовой серии Моусон, для которых ранее был получен палеоархейский возраст ~3.4 млрд лет [47]. Ортогнейсы Моусон относятся к палео-мезоархейскому фундаменту для супракрустальных серий Мензис, Рукер и Содружество [1].

В ходе проведенных комплексных изотопно-геохронологических исследований в 2017‒2019 гг., нами были получены новые данные о возрасте протолитов орто- и парапород массива Раймилл [1, 12, 13, 45] (рис. 2).

Рис. 2.

Геологическая схема и разрез А′‒А′′‒А′′′ массива Раймилл. 1‒2 ‒ мезоархейская ортогнейсовая серия Моусон: 1 – амфибол-биотитовые теневые мигматиты, мигматит-граниты, 2 – амфибол-биотитовые гнейсы и кристаллические сланцы, амфибол-биотитовые гранитогнейсы; 3‒4 ‒ мезоархейская метавулканогенно-осадочная серия Мензис: 3 – (±кварц)-хлорит-слюдистые, амфибол-слюдистые сланцы, реже (±гранат ± кианит)-ставролитовые сланцы и кварциты, 4 – преимущественно слюдистые, фукситовые кварциты, кварцевые метапесчаники, редко кварцевые метаконгломераты и слюдистые амфиболовые сланцы; 5‒6 ‒ мезо-неоархейские гранитогнейсы (ТТГ ассоциация): 5 – амфибол-биотитовые гранитогнейсы с отдельными прослоями кристаллических сланцев, 6 – амфибол-биотитовые плагиогнейсы; 7 – метабазиты (апогаббровые пироксен-амфиболовые сланцы, амфиболиты): а ‒ силлы, б ‒ дайки; 8 – дайки метадолеритов; 9 – жилы и дайки гранитов и гранитных пегматитов; 10 – четвертичные отложения; 11 – мигматизация; 12 – структурные линии морфологии складок в разрезе, этапы складчатости (F₂, F₃); 13 – элементы залегания пород: а ‒ ортопороды, б ‒ парапороды; 14 – тектонические нарушения: а ‒ достоверные, б ‒ предполагаемые; 15 – предполагаемые структурно-формационные границы серии Моусон и серии Мензис; 16 – предполагаемые структурно-формационные границы развития ТТГ-серии; 17 – линия геологического разреза на схеме; 18 – горизонтали рельефа

Ортогнейсы серии Моусон имеют возраст кристаллизации магматического протолита по двум близким разновидностям 3164‒3163 млн лет, породы серии формируют куполообразную, складчатую структуру с элементами деформаций D₁ и мезо‒неоархейского метаморфизма М₁, время отложения осадочного протолита серии Мензис оценивается в 3.1‒3.0 млрд лет [1]. Возраст неоархейского тектоно-термального события М₂ по кристаллизации циркона соответствует значению 2690 ± 31 млн лет, которое отвечает внедрению синметаморфических птигматитовых гранитоидных жил, секущих мезоархейские серии [1].

Актуальной проблемой является корреляция метавулканогенно-осадочных серий и групп Рукерского террейна. Ортогнейсы Моусон, а так же деформированные гранитоиды на рубеже 2800 млн лет в этой части Рукерского комплекса до сих пор не были идентифицированы. Их геохимические особенности, а также геодинамическая природа оставались практически не изученными. Сопоставление их развития с другими регионами Земли является оснвной задачей настоящего исследования.

Серия Мензис, выделеннная М.Г. Равичем [19] в 1972 г. и названная по одноименной горе Мензис, опосредованно относится к архейским образованиям. Серия закартирована на основе полевых, структурно-литологических наблюдений, фациального и петрографического анализа. Детального изучения, а также геохронологических исследований на г. Мензис не проводилось, современные публикации отсутствуют и к настоящему времени установлен возраст гнейсов только соседствующей к северу г. Бейлисс, который отвечает границе мезо‒неоархея 2822 ± 17 млн лет [48].

Исследованный регион Восточной Антарктиды, также, как и другие гранит-зеленокаменные области мира, обладает характерными особенностями для полифациальных архейских террейнов, своим морфоструктурным строением и рядом специфических черт, отличающих их от протерозойских комплексов.

В этой связи, изучение этого региона имеет ключевое значение для установления геологических взаимоотношений между древней Рукерской провинцией, расположенной на юге, и протерозойскими областями, занимающими центральную часть горной системы Принс-Чарльз ледника Ламберта. Определение возрастных тектоно-термальных рубежей в архее и раннем протерозое, а также выявление особенностей тектонических структур региона позволяет понять раннее геологическое развитие метаморфических комплексов региона и сделать выводы о геодинамической эволюции архея Восточно-Антарктического кратона.

Целью настоящего исследования является изучение метамагматических и метаосадочных мезоархейских серий и раннепалеопротерозойских базитовых комплексов, их структурный анализ и выделение парагенезов для оценки эволюции тектоно-термальных процессов на ранних этапах деформации. Проведено определение возраста метаморфических пород с помощью изотопной геохронологии и выявление петрохимических особенностей для выяснения петрогенезиса и реконструкции геодинамических условий формирования Рукерской гранит-зеленокаменной области.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

В работе обобщены результаты петрографического анализа прозрачных шлифов из коллекции автора (ВНИИОкеангеология, г. Санкт-Петербург, Россия) и Полярной геологоразведочной экспедиции (ПМГРЭ, г. Ломоносов, г. Санкт-Петербург, Россия). Использованы полученные автором данные и материалы АО “ПМГРЭ” по вещественному составу метаморфических и метаинтрузивных пород, изученные стандартными аналитическими методами в Химико-спектральной лаборатории АЦ ВНИИОкеангеология и центральной лаборатории ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург, Россия). Определение содержания породообразующих окислов, а также ванадия, хрома и бария выполнялось рентгеноспектральным методом XRF, определение редких и редкоземельных элементов выполнено методами XRF и масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP_MS, центральная лаборатория ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия).

Sm‒Nd изохронное датирование по минералам и породе выполнялось по стандартной методике и производилось на мультиколлекторном масс-спектрометре TRITON (г. Санкт-Петербург, Россия) в статическом режиме. Коррекция на изотопное фракционирование неодима производилась при помощи нормализации измеренных значений по отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219. Нормализованные отношения приводились к значению ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.511860 в международном изотопном стандарте La Jolla. Погрешность определения содержаний Sm и Nd составила 0.5%. Построение изохронных зависимостей и вычисление возраста исследованных пород, осуществлялось в программе ISOPLOT [38].

Аналитические работы и выделение цирконов для изотопных исследований с применением изодинамического магнитного сепаратора и тяжелых жидкостей производились в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург, Россия). U‒Pb датирование цирконов осуществлялось на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (ЦИИ ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия) по общепринятой методике [64].

Для выбора участков (точек) датирования использовались оптические (в проходящем и отраженном свете) и катодолюминесцентные изображения (КЛ), отражающие внутреннюю структуру и зональность цирконов. Погрешность измерений единичных анализов в пределах 1σ, для расчетных конкордантных возрастов и их пересечений с конкордией – 2σ.

Pb/U соотношения нормализовались к международным стандартам циркона 91 500 и TEMORA.

Содержание обыкновенного свинца (²⁰⁶Pb_c) было скорректировано по измеренному содержанию ²⁰⁴Pb. Все приводимые значения возраста, если не оговорено особо, соответствуют конкордантному U‒Pb возрасту, полученному при расчете по программе Isoplot/Ex-3.0 [39].

СТРОЕНИЕ И ГЕОЛОГИЯ СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ РУКЕРСКОЙ ОБЛАСТИ

Горный массив Раймилл слагают мезоархейские ортогнейсы серии Моусон и мезо–неоархейские метавулканогенно-осадочные образования серии Мензис, которые представляют собой широтно чередующиеся, разномасштабные, крутопадающие, тектонические пластины или блоки (до нескольких км шириной), в отдельных случаях имеющие чешуйчато-надвиговое строение, с общим выполаживанием углов сместителя к северу (см. рис. 2).

Северный блок массива Раймилл и г. Блумфилд сложен мезо-неоархейской ассоциацией тоналит-трондьемит-гранодиоритового состава (ТТГ ассоциация). Этот единый, крупный, многофазный плутон прорывает супракрустальные толщи серии Мензис, возраст которых древнее образований ТТГ ассоциации, но контакты скрыты под тонким чехлом четвертичных отложений и снежников.

Ортогнейсы Моусон, метаосадки серии Мензис и ТТГ гнейсы северного блока интрудированы деформированными гранитными жилами и более поздними метаинтрузивными силлами (пластообразными телами) метабазитов (метагабброидов, апогаббровых амфиболовых сланцев, амфиболитов), сериями долеритовых даек, поздними жилами раннекембрийских гранитных пегматитов и микроклиновых гранитов.

Серия ортогнейсов Моусон

Южная часть массива Раймилл сложена ортогнейсами серии Моусон, это преимущественно амфибол-биотитовые гнейсы, их мигматиты, гранитогнейсы, линзы и ленты амфибол-биотитовых кристаллосланцев, возраст кристаллизации магматического протолита амфибол-биотитового гнейса 3164.2 ± 9.2 млн лет и биотитового гранитогнейса 3163.2 ± 7.8 млн лет [1] (рис. 3).

Рис. 3.

Обнажение мигматизированных биотитовых гранитогнейсов, типичных для серии Моусон (AR₃ms) в основании восточного склона центральной части массива Раймилл (т.н. 60 318). Показаны (пунктир) детальные участки мигматизированных амфибол-биотитовых меланогнейсов серии Моусон (см. рис. 6). На фото (слева) расположена палеопротерозойская дайка метагабброидов (mvPR₁), секущая все геологические тела серии Моусон.

Породы серии представляют собой мезоархейский гранито-гнейсовый купол, по периметру тектонически обрамленный породами мезоархейской метавулканогенно-осадочной серии Мензис.

Гранито-гнейсовый купол занимает около трети площади массива Раймилл и представляет собой структуру изометричной формы (площадь 5.5 × 7 км), состоящую из ядра анатектических гранитоидов и мигматит-гранитов, которые окружены мигматитовыми гнейсами с периферической гнейсовой “оторочкой” (биотитовые лейкогнейсы, реже ‒ плагиогнейсы), а также пластами или лентами амфибол-биотитовых кристаллических сланцев. Мигматиты представлены тонкопослойными, слоисто-полосчатыми, пластично-брекчиевидными, флюидальными и гнейсовидно-теневыми морфологическими типами. Различные по площади и типу мигматизации зоны часто разделены телами мигматит-гранитов, содержащих мелкие скиалиты лейкократовых гранито-гнейсов, плагиогнейсов или амфибол-биотитовых кристаллических сланцев.

Метавулканогенно-осадочная серия Мензис

Супракрустальные толщи мезо‒нео(?)архейской серии Мензис, залегающие к югу и северу от гранито-гнейсового купола, слагают малоамплитудные складчатые формы зеленокаменного пояса и представляют собой усеченный разрез метавулканогенно-осадочных пород (см. рис. 2).

В основании метавулканогенно-осадочного разреза г. Раймилл отсутствуют или не вскрыты в обнажениях типичные для большинства разрезов архейских зеленокаменных поясов ранние метавулканиты и осадки, которые распространены в некоторых других районах Рукерской области. Это ‒ образования коматиитов, развитые на уступе Моусон и джеспилиты, широко распространенные на г. Рукер и соседних горных массивах [7, 19, 20].

Породы образуют два структурных блока – южный и центральный, и представлены слабо-метаморфизованными, до эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма, средне-кислыми метаосадками (см. рис. 2):

‒ редко (±гранат ± кианит ± амфибол)-ставролит-биотитовые кристаллосланцы;

‒ преимущественно кварц-биотитовые метапесчаники, метаконгломераты, слюдистые, фукситсодержащие кварциты;

‒ средние, основные метавулканиты (биотит-амфиболовые, (±амфибол)-хлорит-слюдистые сланцы).

Суммарная мощность толщ в центральной части Раймилл составляет 1740 м (в южном блоке ‒ ~700 м), а время максимальной седиментации пород серии Мензис определено в 3.0–3.1 млрд лет [1, 34, 47, 50]. U–Pb возраст по детритовым цирконам (SHRIMP-II) отложения протолитов кварцитов оценен в 3135 млн лет, с диапазоном близконкордантных значений от 3266 до 2778 млн лет [1], т.е. с присутствием неоархейских возрастов (см. рис. 2).

В регионе исследования нижнюю часть разреза слагают метапесчаники и кварциты в сочетании с прослоями (средне-)мелкогалечных метаконгломератов, находящиеся в южном окончании массива Раймилл (рис. 4).

Рис. 4.

Хлорит-слюдистый метапесчаник со слабо уплощенной кварцевой галькой (метаконгломерат) Южной толщи серии Мензис массива Раймилл (т.н. 60 336). Показаны (стрелки белым): (а) – тонкие прослои; (б) – изометричные скопления гальки разной окатанности.

Возраст осадконакопления метаконгломератов определен в 3113 ± 75 млн лет [1]. По Sm‒Nd данным и общей петрогенетической характеристике метаконгломератов, это породы разреза предполагаются наиболее древними, и они формировались, в том числе, за счет доли палеоархейского вещества. Модельный ${\text{T}}_{{({\text{DM}})}}^{{{\text{Nd}}}}$ породы отвечает возрасту 3510 млн лет (εNd = (3100 млн лет) – 2.1).

Метаконгломераты представлены средне-мелкообломочной, полуокатанной, окатанной галькой с мелко-среднезернистым, кварцитовым и/или метапесчаниковым цементом.

Даже с учетом наложенных деформаций, обломки имеют разную плотность укладки, до максимально плотной упаковки гальки в отдельных прослоях. Кроме кварцевой гальки отмечаются отдельные обломки состава гранитоидов или кварцевых песчаников. Подобные породы соответствуют базальным конгломератам или относяться к нижней части осадочного разреза и свидетельствуют о начале трансгрессивной стадии.

Также в западном борту центральной части массива, в составе фукситовых сланцев отмечена среднеокатанная галька кварцитов. Такие породы относятся к внутриформационным конгломератам, они свидетельствуют о размыве, переотложении фрагментов нижележащих пород и смене седиментацинных циклов. Аналогичные образования отмечены и ранее в составе Рукерского комплекса [20].

Также в южном блоке метаосадков (Южная толща) отмечаются мощные (от первых десятков метров до 300 м) пачки переслаивания биотит-кварцевых метапесчаников и кварцитов (рис. 5). В метапесчаниках проявлена реликтовая косая слоистость разной морфологии. Это породы хлорит-мусковит-биотит-кварцевого состава, где глинисто-алевритовая составляющая представлена приемущественно слюдами. Отмечается значительная сортировка материала, малые углы наклона слойков (до ∠5°‒7°) в косых сериях. Наличие пучковидных типов косой слоистости свидетельствует о возможном формировании, как в дельтовых, так и прибрежно-морских условиях.

Рис. 5.

Реликтовая косая слоистость в метапесчаниках Южной толщи серии Мензис массива Раймилл (т.н. 60 368). (а) – реликтовая пучковидная косая слоистость; (б) – косая слоистость с малыми углами в пачке переслаивания метапесчаников и кварцитов (т.н. 60 338).

Выявить различие между аллювиальными и мелководными прибрежно-морскими отложениями в мощных формациях кварцитов и метапесчаников непросто, собенно в изученных архейских толщах, где отсутствует фауна, а также такие характеристики аллювиальных отложений, как наличие красноцветных песчаников или русловые формы, могут встречаться в других обстановках и не являться диагностическим признаком [4, 10, 31].

Тем не менее, морфологические типы косой слоистости в метапесчаниках в сочетании с метаконгломератами, а также хорошая сортировка материала – выдержанность слойков, окатанность кварцевой гальки, тонкозернистые прослои, отвечающие кварцитам, позволяют относить эти образования к единой группе фациальных обстановок прибрежного осадконакопления [4, 8, 10, 30]. Наиболее вероятно, что осадки формировались в теригенных, дельтовых или мелководных прибрежных условиях, в зоне перехода от областей плоскостного смыва конечных аллювиальных дельт (конусов выноса) до пляжных прибрежно-морских обстановок со значительной сортировкой материала.

ТЕКТОНИКА И МЕТАМОРФИЗМ

В регионе исследования широко представлены как пликативные, так и дизьюктивные дислокации, обладающие многообразием структурно-морфологических типов, и относящиеся к нескольким разновозрастным этапам метаморфизма, соотносимым по возрасту с архейскими и протерозойскими тектоно-термальными событиями [33, 48, 58].

Сложное строение отдельных блоков с разнообразными и интенсивными тектоническими процессами проявлено на массиве Раймилл. На большей части горного массива, породы геологического разреза в плане слагают отдельные крупные крутопадающие пластины (до 3.5‒4.5 км мощности), сложенные чередующимися пачками метаморфических и метаинтрузивных пород, отделенные по тектоническим нарушениям или системам разломов и смещенные по ним относительно друг друга. При этом тектонический блок, сложенный метаморфическими образованиями, сопоставляемыми с ортогнейсами Моусон, представляет складчатую структуру из сложных, сжатых (изоклинальных, лежачих, опрокинутых) складок.

В пределах южного и центрального блоков, где развиты метаосадочные толщи серии Мензис, фрагменты геологического разреза слагают либо относительно пологие крылья крупных открытых складок, либо пачки метаосадков залегают моноклинально. При этом в строении толщ Мензис не отмечается изоклинальная складчатость, характерная для пород той же серии соседнего массива Стинир [57, 58].

Для метаморфических толщ ортогнейсов характерны широтное восток‒юго-восточное простирание с падением гнейсовидности на север‒юг, северо-восток и юго-запад под разнообразными углами (от ∠15° до ∠90°) со средними значениями ∠50°‒60°. В залегании метавулканогенно-осадочной толщи массива Раймилл преобладают широтные и субширотные простирания с падением сланцеватости на юг или север, в среднем под углами ∠40°‒60°.

Полиметаморфические образования серии Моусон, сохранили следы как минимум двух этапов метаморфизма (M_1–2), которые отвечали высокотемпературным субфациям амфиболитовой фации низкого и среднего давлений (до пограничных условий с гранулитовой фацией, Р ≈ 8.0 кбар и Т ≈ 700°С, по [7]).

Е.В. Михальский [47] предложил термин “орогения Стинир” для обозначения данного мезоархейского тектоно-термального эпизода в эволюции полиметаморфических образований серии Моусон.

Минеральные ассоциации с реликтовым гиперстеном, а также двупироксеновые кристаллосланцы отмечены на уступе Моусона, г. Кампстон, г. Ньютон, что может быть свидетельством более высоких P–T-условий образования, отвечающих гранулитовой фации метаморфизма [7, 33].

Породы супракрустальной метавулканогенно-осадочной серии Мензис на г. Раймилл также являются полиметаморфическими и по условиям метаморфизма отвечают эпидот-амфиболитовой фации [7, 23, 33, 34, 56].

Метаморфические преобразования серии включали несколько этапов, причем с ранним сопоставляется низкоградиентный метаморфизм мезоархея, соответствующий субфации куммингтонитовых (эпидотовых) амфиболитов и отвечающий парагенезису андалузита с кордиеритом, кристаллизация которого возможна в условиях: Р = ~3.0 кбар и Т = 450–600°С [7, 22]. Дальнейшее наложение метаморфизма (в условиях прогрессивной стадии), отвечающего кианитовой фациальной серии привело к исчезновению ассоциаций низкого давления.

ЭТАПЫ ДЕФОРМАЦИИ

Этап D₁, D₂,

Складчатость F₁, F₂, метаморфизм M₁ – 3.1–2.8 млрд лет, метаморфизм M₂ – 2.7–2.6 млрд лет. Этапы деформаций D₁, D₂, рассматриваемые совместно, представляют последовательность тектоно-термальных событий и хорошо запечатлены в виде наложенных деформационно-метаморфических структурных парагенезов в породах гранито-гнейсовых куполов. Поскольку поле напряжений может располагать единственной системой плоскостей сплющивания, которым отвечают сланцеватость, кливаж или осевые поверхности складок продольного сжатия, ясно, что пересекающиеся системы структурных эквивалентов поверхностей сдавливания обязательно будут разновозрастными. Эти наблюдения позволяют понять общую эволюцию тектоно-термальных процессов на ранних этапах деформации.

В ходе этапа D₁ породы ортогнейсовой серии Моусон приобрели кристаллизационную сланцеватость S₁, благодаря мезоархейскому, тектоно-термальному событию, вероятно, высокоградиентному, амфиболитовому метаморфизму М₁, и связанной с ним синметаморфической складчатостью F₁ (рис. 6).

Рис. 6.

Строение пачек мигматизированных, слабополосчатых, амфибол-биотитовых меланогнейсов серии Моусон. (а) ‒ участок птигматитового строения с серией субпараллельных гранитных жилок (послойная мигматизация) и мощной будинированной жилы; (б) ‒ контакт меланогнейсов с телом пегматоидных гранитов (mg₂) неоархейского возраста (обр. 60318-4, по [1]), секущих сланцеватость S₁ (R – разрывы и сколы малых амплитуд, ЭК ‒ зона экзоконтакта в гнейсах с новой сланцеватостью S₂); (в)‒(г) ‒ послойно мигматизирующие жилки гранитной лейкосомы (mg₂), секущие под малыми углами сланцеватость S₁, (mg₂ – неоархейская стадия мигматизации этапа D₂). Показано положение: поверхностей сланцеватости S₁ (пунктир белым) и S₂ (пунктир черным); плоскости сместителей разрывов R (пунктир красным).

В пределах северной оконечности массива Раймилл и на г. Блумфилд так же, как и для ортогнейсов Моусон, ярко проявлены этапы деформаций D_1–2 (метаморфизм M_1–2), связанные с мигматизацией ТТГ гнейсов и наложенной синметаморфической складчатостью (рис. 7). Разломная тектоника проявлена слабо, исключая обилие зон милонитов и брекчирования, сопоставляемых с поздними этапами развития территории (D_3–5).

Рис. 7.

Деформации D₁ и D₂ в биотитовых лейкогнейсах и граниогнейсах ТТГ ассоциации в северных обрывах гор. Раймилл (т.н. 60 303). Длина рукоятки молотка 50 см. (а)‒(г) ‒ мигматитовая полосчатость mg₂ в виде субпараллельных Pl-Q-Kfs жил, секущая сланцеватость S₁ в биотитовых лейкогнейсах: (б) ‒ вязкий разрыв (палеотектонит, имеющий структуру типа «конский хвост»), сложенный вновь формирующейся неосомой mg₂ мигматита, расщепляющаяся часть разрыва (на фото слева), (в) ‒ образование новой мигматитовой полосчатости секущей сланцеватость гнейсов и “затекающей” согласно этой сланцеватости (контур белым), (г) – палеотектонит со сланеватостью S₂ и параллельным развитием складок волочения (F₂) “срезает” деформированную сланцеватость S₁ (mg₂ – повторная мигматизация этапа D₂).

В центральной части юго-восточного склона массива Раймилл были встречены розово-серые, слабополосчатые мезократовые (±амфибол)-биотитовые гнейсы с серией тонких, послойно мигматизирующих, субпараллельных гранитных жилок (mg₂, с выдержанной мощностью 0.5–2 см), выступающих как группы апофиз, секущих имеющуюся гнейсовидность S₁ (см. рис. 3, т.н. 60 318; см. рис. 6, а).

Более мощные жилы пегматоидных гранитов также значительно деформированы и будинированы, формируют складки послойоного течения (F₂) и птигматитовые складки причудливых форм, шириной от нескольких см до 0.8 м (см. рис. 6, а, б).

На отдельных участках юго-восточного борта массива Раймилл в ортогнейсах отмечаются деформационные структуры с регулярной, новобразованной тонкой мигматитовой полосчатостью mg₂, секущей под углами ∠5°‒15° плоскостной структурный элемент S₁, сформированной под действием интенсивного ламинарного течения в процессе пластической деформации (см. рис. 6, в, г). Это доказывает наличие эволюции повторной мигматизации, связанной с метаморфическим событием М2 и обусловленной стадийностью тектоно-термального процесса.

В мезо‒неоархейских биотитовых лейкогнейсах и плагиогнейсах (ТТГ серии), исследованных в северной оконечности массива Раймилл, также отмечается формирование новой мигматитовой полосчатости mg₂ (метаморфизм M₂) умеренной стадии развития, в виде серии розовых, субпараллельных маломощных (1‒5 см) жил гранитного состава (см. рис. 7).

Жилки секут сланцеватость S₁ в биотитовых лейкогнейсах. В данных породах встречены и синметаморфические вязкие разрывы (взбросо-сдвиги, сдвиги) со структурой типа “конский хвост” ‒ расщеплением сместителя в виде дугообразных ветвей (см. рис. 7, б).

При этом формируются складки волочения F₂, которые сминают сланцеватость S₁ гнейсов. Разрыв затушеван вновь формирующейся неосомой мигматита с новой сланцеватостью (линейностью) S₂, которая сечет сланцеватость S₁.

К деформациям D₂ относятся также встреченные в центральной части массива и в его северной оконечности, однотипные складчатые структуры, сложенные ортогнейсами серии Мойсон и ТТГ-серии соответственно. Биотитовые гранитогнейсы мигматизируются гранитоидными жилами и совместно c ними смяты в изоклинальные складки длиной от 12 до 25 м, близкой морфологии, с субгоризонтальным положением осевой поверхности (∠0°‒20°) и ее широтным простиранием (рис. 8).

Рис. 8.

ТТГ гнейсы в северных обрывах массива Раймилл (т.н. 60 305). Простирание обрывистой стенки на юго-восток, аз. 100°. (а) ‒ общий вид обрывов, сложенных ТТГ-гнейсами, с секущими дайками долеритов (на фото слева); (б) – лежачие изоклинальные складки F₂ (оси l₂), образованные гранитоидными жилами.

ПЕТРО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД

При установлении исходной природы древних полиметаморфических пород, особенно среднего и кислого состава, возникают определенные сложности. Если главные петрогенные элементы, за исключением щелочей, в породах, метаморфизованных в условиях от среднетемпературной амфиболитовой до гранулитовой фации включительно, относительно инертны, то при процессах гранитизации или других видов метасоматоза, воздействующих на протолиты, они становятся значительно мобильнее. Это касается и редких элементов с лантаноидами, поскольку они также становятся существенно подвижнее в зонах повышенной проницаемости для флюидных фаз и гидротерм, что приводит к проявлению тетрадного эффекта [18, 53].

По химическому составу изученные горные породы формируют три группы по кремнекислотности (табл. 1). Это архейские метаморфические породы преимущественно кислого состава (серия Моусон, ТТГ ассоциация), метавулканогенно-осадочные образования среднего и кислого состава и палеопротерозойские метаинтрузивные породы основного состава (группа метагабброидов и дайковый комплекс долеритов). Ортогнейсы Моусон, ТТГ гнейсы и метаинтрузивные базитовые образования формируют поля точек, отвечающие бимодальному распределению, где породы среднего состава имеют весьма ограниченное распространение (рис. 9, диаграмма TAS).

Рис. 9.

Особенности петрогенного состава изученных горных пород. (а)‒(б) ‒ классификационные диаграммы: (а) – сумма щелочей – кремнезем (TAS) для плутонических пород (по [9, 59]), (б) – Ab-An-Or для ТТГ гнейсов. 1‒2 ‒ серия Моусон: 1 – ортогнейсы, 2 – мигматит-граниты; 3‒4 ‒ серия Мензис: 3 – слюдистые кварциты, 4 – слюдистые, кианит-гранат-силлиманитовые сланцы и биотит-амфиболовые сланцы; 5‒6 ‒ ТТГ серия: 5 – плагиогнейсы, 6 – гранитогнейсы; 7 – группа метабазитов (метагабброиды, амфиболиты); 8 – дайковый комплекс метадолеритов

Метаосадки серии Мензис занимают “промежуточное” положение, что обусловлено их формированием за счет смешения источников сноса кислых протолитов ортопород серии Моусон и палео (?)-мезоархейских основных вулканитов и, возможно, малой доли ТТГ гнейсов.

Для серии Мензис приводим только вещественный состав толщ метаосадков.

Метавулканогенно-осадочные породы серии Мензис слагают толщи только на массиве Раймилл и представлены слюдистыми (±Cl–Ms–Bt) кварцитогнейсами, метапесчаниками и кварцитами; слюдистыми и высокоглиноземистыми St и Bt-Grt, Hbl-Bt сланцами.

Особенности распределения редкоземельных (РЗЭ) и редких элементов

Предваряя краткую характеристику ортопород кислых и основных серий, необходимо отметить общую особенность кислых метаморфитов с чрезвычайно высокими суммарными содержаниями редкоземельных элементов РЗЭ для архейских ортогнейсов Моусон и ТТГгнейсов (ƩРЗЭ_ср = = 298 и 416 ppm, соответственно). Такие концентрации РЗЭ не типичны для большинства пород архейских гранито-гнейсовых куполов и ТТГ ассоциаций древних кратонов и в десятки – сотни раз превышают хондритовые, а также ‒ в 2‒4 раза средние содержания, как по отдельным элементам, так и суммарные значения для архейской верхней коры и земной коры в целом (ƩРЗЭ = = 105 ppm, ƩРЗЭ ~ 2 × 10^–2 мас. %, по [24]).

Такая специфика может отчасти обьясняться постоянным значимым присутствием среди акцессорных минералов монацита и ортита. Для метабазитов и метадолеритов содержания ƩРЗЭ_ср (114 и 109 ppm, соответственно) сопоставимы со средними значениями коры и подобных ассоциаций.

Нормированные к хондриту распределения содержаний РЗЭ ортопород демонстрируют, за редким исключением, явное подобие всех представленных спектров [60] (рис. 10). Отмечается характерное перекрытие полей трендов ортогнейсов Моусон и ТТГ гнейсов, увеличение средних нормированных отношений (La/Yb)n, суммарных содержаний РЗЭ, а также La, Yb и Y от ранних к поздним стадиям гранитообразования. Для метабазитов и метадолеритов наблюдается обратный процесс ‒ при близком содержании La и Yb отмечается уменьшение (La/Yb)n, от первых ко вторым ((La/Yb)n = 5 и 3, соответственно).

Рис. 10.

Спайдер-диаграммы редкоземельных (а) и редких (б) элементов, нормированных к составу хондрита и примитивной мантии, (по данным [60]). 1 – ортогнейсы серии Моусон; 2 – ТТГ гранитогнейсы; 3 – ТТГ плагиогнейсы; 4 – серия Мензис ‒ амфибол-хлоритовые, кианит-ставролитовые сланцы; 5 – метагабброиды, апогаббровые сланцы; 6 – дайки метадолеритов; 7 – гранит-пигматит (2700 млн лет, обр. 60304-2)

Такой характер распределений свидетельствует о генетическом родстве источников формирования протолитов при участии процессов магматической дифференциации как для кислой, так и для базитовой серий.

Ортогнейсы Моусон и ТТГ гнейсы имеют родственные друг другу, умеренно дифференцированные спектры распределения РЗЭ (ортогнейсы Моусон (La/Yb)n_средн = 5.4, ТТГ гнейсы (La/Yb)n_сред = 6.15) с отрицательной аномалией Eu и сильным обогащением легкими РЗЭ.

За исключением трех трендов мигматит-гранитов Моусон с аномальными значениями La/Yb с положительным, крутым наклоном кривой и крутым отрицательным наклоном (см. табл. 1, обр. 60 036-09, 60 036-10, 60 036-15). Аномальные спектры мигматит-гранитов серии Моусон определяются влиянием метасоматических процессов [18].

Значительный Eu минимум в ортогнейсах Моусон и сравнительно умеренная аномалия в ТТГ гнейсах (ортогнейсы Моусон (${\text{Eu/Eu}}_{{{\text{средн}}}}^{{\text{*}}}$ = 0.48), ТТГ гнейсы (${\text{Eu/Eu}}_{{{\text{средн}}}}^{{\text{*}}}$ = 0.64)) свидетельствует о частичном фракционировании расплава и осаждении плагиоклаза в рестите. Дифференциация кислых расплавов сопровождается общим накоплением РЗЭ и обеднением Eu с появлением значительного минимума. Растущая концентрация Eu от древних к более молодым гранитоидам, наряду с обогащением легкими РЗЭ, свидетельствует о формировании поздних магматических дифференциатов.

На мультиэлементной диаграмме нормированного распределения редких элементов для ортогнейсов серии Моусон и ТТГ-гнейсов характерна относительная обогащенность LILE и HFSE, в среднем в 50–100 раз выше примитивной мантии (см. рис. 10, б). Наряду с высокими концентрациями РЗЭ, отмечаются высокие содержания Y, Th, U, Zr, Hf при отсутствии значимых отрицательных аномалий Nb, Ta и значительном обеднении Sr и Ti. Глубокая отрицательная аномалия Ti, свидетельствует о процессах коровой контаминации. Такие особенности являются характерными для гранитоидов А-типа, что подтверждается соответствующими диаграммами (рис. 11).

Рис. 11.

Дискриминационные диаграммы Rb-(Yb + Ta) (а) и Ta-Yb (б) для определения геодинамической обстановки формирования гранитоидов (по [55]) и Ta/Yb-Nb/Yb (в), TiО₂/Yb-Nb/Yb (г) для метабазитов–метадолеритов (по [54]). Гранитоиды: WPG – внутриплитные, ORG–океанических хребтов, VAG – вулканических дуг, syn-COLG – синколлизионные; Базальты: N-MORB – срединно-океанических хребтов (СОХ), E-MORB – обогащенные срединно-океанических хребтов (СОХ), OIB – океанических островов; Кора: АК – архейская, КК – средняя континентальная, НК – нижняя. 1 ‒ ортогнейсы Моусон; 2 ‒ ТТГ-гнейсы; 3 ‒ метадолериты; 4 ‒ метагабброиды; 5 ‒ точки составов коры; 6 ‒ магматические источники

Для секущих синтектонических жил гранит-пегматитов (~2700 млн лет) наблюдается значительное обеднение тяжелыми РЗЭ (La/Yb)n = = 20.8) и появление слабой положительной аномалии Eu (Eu/Eu* ‒ 1.2), свидетельствующей о переходе большей части плагиоклаза в расплав.

Большинство трендов распределения содержаний РЗЭ имеют почти плоское распределение в части средних, тяжелых РЗЭ. Для палеопротерозойских базитов наблюдается практически субмантийное расположение фигуративных точек на интервале Sm‒Lu (${\text{Eu/Eu}}_{{{\text{средн}}}}^{{\text{*}}}$ = 1), близкое к базальтам E-MORB, что соответствует значительному геохимическому сходству этих пород с мантийным веществом, по составу близким обогащенным океаническим базальтам E-MORB [35].

Это подтверждается расположением фигуративных точек метабазитов и долеритов в поле E-MORB на диаграммах TiO₂/Yb–Nb/Yb, Th/Yb–Nb/Yb [54] (см. рис. 11, в, г).

Такая позиция характерна для расплавов, образованных при плавлении обогащенного мантийного источника в равновесии с гранатсодержащим реститом [55]. На диаграмме TiO₂/Yb–Nb/Yb наблюдается взаимодействие плюмового и литосферного источников, с трендом, демонстрирующим увеличение влияния обедненной деплетированной мантии DM, что характерно для развивающихся рифтовых областей [25, 35, 54, 55].

Группы метагабброидов и метадолеритов обладают умеренными содержаниями редких элементов, сравнимы с обогащенными базальтами и представляют низкоумеренно титанистые базиты (TiO₂ = 0.38‒0.88, среднее значение – 0.63) и долериты (TiO₂ = 0.48‒3.57, среднее значение ‒ 1.66).

РЕЗУЛЬТАТЫ U‒Pb ИЗОТОПНОГО ДАТИРОВАНИЯ

Важнейшей частью исследования являлось определение возраста кристаллизации и метаморфических преобразований протолитов ТТГ гнейсов г. Блумфилд, ранее никогда не датированных. Были проведены U–Pb-SHRIMP-II‑исследования образцов 60 325-3 и 60 331-1 гранитогнейсов северной части и образца 60 030-1 плагиогнейса южной части г. Блумфилд (см. рис. 2).

Изученные цирконы представлены главным образом субидиоморфными полупрозрачными кристаллами или обломками с короткопризматическим и призматическим габитусом, с огранением из сочетаний округленных дипирамид {101}, {111}, {112} и призм {100}, {110} (рис. 12).

Рис. 12.

Катодолюминесцентные фото исследованных зерен цирконов в датированных образцах ТТГ гнейсов. Показано (кружки): морфология цирконов и области U‒Pb измерения возраста.

Размер циркона варьирует от 50 до 200 мкм, Кудл = 1.5–3. Для внутреннего строения ядер цирконов (CL) наиболее характерна отчетливая осцилляторная зональность, а также менее распространенная секториальная зональность или незональное однородное строение. Ядра в большинстве случаев окружены каймами (гомогенными темными оболочками) иногда частично резорбированными. Часто широкие каймы заполняют “заливы” и выравнивают сложно изогнутые поверхности корродированных зональных ядер. Если у образцов 60 030-1 и 60 331-1 строение практически идентично, то для образца 60 325-3 присутствуют также субизометричные, дипирамидальные кристаллы или сильно удлиненные призмы (К_удл ≥ 4), часто с тонкой оболочкой или ее отсутствием (см. рис. 12).

Биотитовый плагиогнейс (образец 60 030-1). Был выполнен 21 анализ по ядрам и темным оболочкам зерен циркона. Ядра зерен (11 измерений) дали ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст в пределах 2823–2683 млн лет, из которых конкордантную группу сформировали семь значений. Для этой группы был получен конкордантный U–Pb-возраст 2802 ± 12 млн лет, который интерпретируется как время кристаллизации магматического протолита гранитогнейсов (рис. 13).

Рис. 13.

Результаты U‒Pb датирования цирконов из ТТГ ассоциации (горы Раймилл, Блумфилд). (а) ‒ плагиогнейс ( обр. 60 030-1); (б)‒(в) – гранитогнейсы (обр. 60 325-3, обр. 60 331-1); (г) ‒ график плотности вероятности и гистограмма распредления возрастов цирконов (обр. 60 331-1).

Анализ десяти оболочек показал, что они обладают низким Th/U соотношением (0.06‒0.17), ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраста находятся в интервале 2721–2581 млн лет.

По шести значениям получено верхнее пересечение с конкордией 2689 ± 5 млн лет (СКВО = = 0.41). На основе группы четырех значений получен практически идентичный конкордантный возраст 2688 ± 7 млн лет. Оболочки представляют результат перекристаллизации магматического циркона и полученный возраст отвечает неоархейскому тектоно-термальному событию.

Амфибол-биотитовый меланогнейс (образец 60 325-3). Был выполнен 21 анализ по различным частям зерен циркона в обр. 60325-3 (амфибол-биотитовый меланогнейс). За исключением 4-х анализов, по 17-ти анализам была построена линия регрессии с верхним пересечением в значении 2792 ± 5 млн лет (СКВО = 0.92). Субконкордантная группа из 13-ти значений дает аналогичный возраст 2798 ± 8 млн лет и означает время кристаллизации магматического циркона и формирование протолитов меланогнейсов. Три значения по оболочкам образуют дискордантную группу с возрастом предполагаемого метаморфизма 2716 ± 9 млн лет.

Биотитовый гранитогнейс (обр. 60 331-1). Было выполнено 25 анализов по различным частям зерен цирконов гранитогнейса (рис. 14). Построенная дискордия имеет верхнее пересечение с возрастом 2787 ± 27 млн лет (СКВО = 6.7). Это значение с учетом ошибки близко полученному конкордантному возрасту 2798 ± 8 млн лет для группы из 16-ти зерен. На гистограмме распределения возрастов выделяются два отчетливых пика. Более древний возраст около 2800 млн лет отвечает зональным ядрам цирконов и интерпретируется как время кристаллизации протолита, тогда как темным каймам и однородным (перекристализованным) ядрам соответствует возраст ~2700 млн лет и отвечает времени наложенных тектоно-термальных процессов. Таким образом, для всех трех представленных образцов ТТГ гнейсов, выявленная архейская эволюция цирконов, увязанная с морфологией кристаллов, соответствует общему временнóму интервалу, продолжительностью ~100 млн лет (2800‒2700 млн лет) с идентичным возрастом кристаллизации протолитов и наложенными метаморфическими процессами.

Рис. 14.

Лейкократовый, биотитовый гранитогнейс горы Блумфилд (датированный обр. 60 331-1). Длина рукоятки молотка 50 см. Мигматизация mg₂ (светло-серая секущая лейкосома гранитного состава) гнейсов этапа D₂, аналогичная датированной жильной неосоме на массиве Раймилл (~2.7 млрд лет).

Результаты Sm‒Nd изотопной систематики показывают значительное превышение T_Nd(DM) более, чем на 400‒500 млн лет, по сравнению с U‒Pb возрастом кристаллизации пород по цирконам (табл. 3). Параметры ε_Nd для всех образцов, рассчитанные на разные значения возраста, находятся среди отрицательных значений и существенно различаются ‒ от –0.7 для обр. 60 008-3 до –5.4 для обр. 60 306-1.

Такие характеристики указывают на значимое или существенное участие корового вещества и длительную коровую предысторию. Степень участия палеоархейского вещества в формировании протолита (обр. 60 336-3а) метаосадков серии Мензис была существенной ‒ об этом свидетельствует значительная пропорция детритового циркона с ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возрастом 3.2–3.5 млрд лет, палеоархейский T_Nd(DM) = 3510 млн лет и низкое отрицательное значение ε_Nd(T) = –2.1 [1].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

На ранних этапах архейской геологической истории формирование наиболее древних гранито-гнейсовых куполов, в том числе ТТГ состава, происходило на относительно тонкой коре до 30 км в условиях высокого термического режима мантии [3, 6, 24, 44, 64]. Это обуславливало формирование высокоградиентной первичной базитовой коры и за ее счет образование разогретых микроблоков ранней сиалической коры, в том числе в Антарктике, возможно, начиная с конца хадея–начала эоархея [3, 6, 11, 17, 27, 42, 44, 63].

Также ведущим процессом формирования ТТГ расплавов считается плавление базитов [42, 52]. Выполненные многочисленные эксперименты по плавлению амфиболитов, а также сопоставление РЗЭ и редкоэлементного состава модельных и природных расплавов позволяет оценивать вероятные условия формирования существующих ТТГ ассоциаций [25, 62].

Геологическая история Рукерской области предположительно началась с внедрения пород древних ТТГ ассоциаций с возрастом ~3.4 млрд лет, отвечающих времени становления палеоконтинента Моусон, образовавшихся в результате плавления нижнекорового базитового источника [36, 47] (табл. 4). К рубежу 3.1 млрд лет было сформировано большинство гранито-гнейсовых куполов Рукерского террейна, отвечающих ортогнейсам серии Моусон и сохранивших некоторые петрогеохимические признаки ТТГ серий, несмотря на значимые геохимические перестройки. Их образование происходило, вероятно, в результате плюм-литосферного взаимодействия с частичным плавлением базитовой составляющей на границе верхняя мантия‒кора и существенной контаминации древних коровых источников (ранних палеоархейских гранитоидов Моусон). В область плавления была вовлечена древняя сиалическая кора (3.4 млрд лет и древнее (?)), выступившая в качестве основного источника кислых расплавов. Возможно, ее участие способствовало более высокой кремнекислотности ортогнейсов серии Моусон и ТТГ гнейсов в сравнении с фанерозойскими ТТГ комплексами, как показано на примере Балтийского щита [6].

Эта кора сформировалась в ходе орогении Моусон и представляла древнейший кристаллический фундамент для последующего седиментогенеза и вулканизма серии Мензис. Протократон Моусон являлся как первым источником терригенного материала, так и плацдармом для формирования исходных магматических расплавов мезо‒неархейских ТТГ ассоциаций (2800 млн лет), а в дальнейшем ядром для аккреции неоархейских блоков и палепротерозойских коровых террейнов (серии Рукер, Содружество).

Геодинамические условия формирования ТТГ гнейсов (2.8 млрд лет) оставались схожими, что подтверждается общим геохимическим подобием, однако в область плавления источника добавлялась доля вулканогенно-осадочного материала серии Мензис, на что может указывать более молодые значения T_Nd(DM) – ~3250 млн лет, в сравнении с мезо‒архейской серией Моусон.

В ортогнейсах Моусон региона исследования не было обнаружено тектоно-структурных маркеров, отвечающих орогении Моусон (см. табл. 4, этап M₀,), т.к. они полностью были стерты последующими тектоно-термальными событиями с новой сланцеватостью и линейностью. Это могла быть наложенная регрессивная стадия метаморфизма M₁ или высокоградиентный метаморфизм протекал селективно. В других районах развития ортогнейсовой серии Моусон были отмечены гранулитовые минеральные парагенезы.

Для сравнительной оценки глубинности и определения условий формирования расплавов гранитогнейсов Моусон и ТТГ ассоциаций наиболее информативны РЗЭ (La), Yb, Sr, Y, Nb, Ta, содержание которых в магматическом расплаве определяется количеством плагиоклаза (Sr), граната и амфибола (Yb, Y) и некоторых других минералов в рестите [51]. Реститовый плагиоклаз концентрирует Eu и Sr, а гранат контролирует уменьшение тяжелых РЗЭ и Y в расплаве.

В.Р. Ветрин [4] провел анализ пяти реститовых ассоциаций от пироксен-плагиоклазовой до ±пироксен-гранат-амфиболовой, где было показано, что в модельных расплавах происходит снижение концентраций тяжелых лантаноидов и Y и общий рост содержания Sr и легких РЗЭ. Это приводит к увеличению La/Yb и Sr/Y и определяется сменой P–T условий среды с увеличением температуры и давления (3 → 8 → 16 → 20 кбар).

Условия формирования и геохимия архейских ТТГ комплексов была суммирована [42, 44, 51, 52].

Экспериментальные исследования, показывают, что при давлениях 10–12 кбар, расплав сосуществует с остатком амфибол-плагиоклаз-пироксен с небольшим количеством граната и без рутила. Группа ТТГ низкого давления (<10 кбар) имеет безгранатовый амфиболитовый рестит (роговая обманка+плагиоклаз). ТТГ магмы низкого давления обеднены Sr, поскольку реститовый плагиоклаз концентрирует Sr.

Представленные на спайдер-диаграммах точки всех групп пород, при высоких суммарных содержаниях РЗЭ, характеризуются умеренными и низкими значениями отношений (La/Yb)n, что указывает на относительно небольшие глубины магмообразования. Для всех архейских гнейсов это подтверждается отрицательными аномалиями Eu и Sr, указывающими на низкобарические (<10 кбар) процессы фракционирования (см. рис. 10). Такие параметры характерны в случае нахождения расплава в равновесии с плагиоклаз-пироксен-амфиболовым реститом и низкой степенью плавления граната [51].

Об относительно низком давлении метаморфизма свидетельствуют крайне редкие находки минеральных парагенезов с гранатом и метаморфических ортопироксенов.

Условия метаморфизма серии ортогнейсов Моусон на одноименном уступе оцениваются в 8 кбар (Т ≈ 700°С) в пограничных условиях между амфиболитовой и гранулитовой фациями [7].

Средние отношения La/Yb в случае ортогнейсов Моусон и ТТГ гнейсов увеличиваются от ранних к поздним сериям. Концентрации La растут значительно активнее, нежели Yb, что дает рост La/Yb, свидетельствующий об изменении P–T условий магмообразования и составе магматического источника. Одновременное повышение содержаний Еu и Yb от ортогнейсов к ТТГ гнейсам, является также следствием увеличения доли плагиоклаза и амфибола в магматическом расплаве. Частные случаи снижения содержания Еu (и/или Yb), являются следствием фракционирования плагиоклаза (±Amf) как результат дифференциации исходных магм. Синхронное относительное обогащение TTГ гнейсов как легкими лантаноидами (La), так и Sr свидетельствует о возможном присутствии геохимически дифференцированного метабазитового источника.

Приведенные данные об изменении составов РЗЭ и редких элементов от ортогнейсов серии Моусон к ТТГ гнейсам отражают относительное увеличение мощности архейской сиалической коры на мезоархейском отрезке или, как минимум, ‒ рост давления (от 5‒6 до 8‒10 Кбар) с увеличением доли плагиоклаза, амфибола в расплаве и нахождении магматического источника на границе с гранатсодержащим реститом.

Относительно небольшое увеличение глубины означало сответственно рост давления и температуры, где в рестите количество реститового плагиоклаза уменьшалось, и его значительная доля переходила в расплав, а количество клинопироксена в рестите увеличивалось, о чем свидетельствует уменьшение отрицательных аномалий как Eu, так и Sr, от ортогнейсов Моусон к гранитогнейсам и плагиогейсам ТТГ ассоциации.

Высокие содержания РЗЭ в ТТГ гнейсах, с учетом пониженной глиноземистости и преимущественно калиевой специализации (средние значения по архейским гнейсам K₂O/Na₂O ≥ 1), позволяют соотносить такие породы с оригинальной группой низко-Al, низко-Ti, калиевых архейских гранитоидов, выделенной Э. Мартином [40‒44] как редкая разновидность ТТГ ассоциации. Ортогнейсы серии Моусон и ТТГ гнейсы сопоставляются с внутриплитными гранитоидами А-типа.

Дискуссионным вопросом развития Рукерского зеленокаменного пояса до сих пор остается выявление последовательности становления архейских серий Моусон и Мензис и их возрастное положение. Например, считалось, что определенная доля пород серии Мензис, по меньшей мере, такие же древние или древнее, чем свита Моусон [33]. Иначе, предполагается, что формирование ортогнейсов Моусон происходило в течение длительного этапа тектоногенеза от 3400 до 3100 млн лет, сопоставляется с орогенией Моусон, а древние палеоархейские осадки в пределах Рукерского террейна не выделены [47, 48].

Длительное становление серии Мензис с возрастными границами (по детритовым цирконам) от палеоархея до неоархея позволяет предполагать наличие на начальном этапе узких, локальных, изолированных бассейнов осадконакопления, заложенных на завершающем этапе развития блока Моусон, и максимальной седиментацией на интервале 3135‒2960 млн лет. Вероятно, эти процессы связаны с началом подьема плюма и возможно более активного растяжения коры. Происходило субширотное удлинение бассейна в современном залегании, унаследованное от исходной ориентировки дискретных зон осадконакопления, в дальнейшем обьедененных в единую рифтовую структуру.

Небольшое увеличение в мощности архейской коры, очевидно, сменилось далее дивергентными процессами и ее заметным утонением к началу протерозоя, что связано с активизацией плюмовых процессов – рифтогенезом, осадконакоплением и последующим раннепалеопротерозойским основным магматизмом.

Таким образом, на рубеже архея‒палеопротерозоя (2.4–2.5 млрд лет) мог происходить общий процесс мантийно‒корового взаимодействия. В ходе исследования мантийных ксенолитов северной части гор Принс-Чарльз была рассмотрена возможность последней термальной вспышки в верхней мантии с древнейшим возрастом преобразования 2438 ± 200 млн лет, ее рекристаллизацией, изменением Sm/Nd отношений, переуравновешиванием изотопных систем [2].

Sm‒Nd данные демонстрируют относительно близкий палеоархейский возраст мантийного источника для всех разновидностей горных пород, включая, палеопротерозойские метабазитовые комплексы. Близкие возраста T_Nd(DM), свидетельствуют об общем магматическом источнике, зарождение которого можно отнести также к раннеархейскому этапу корообразующих событий.

Модельный Sm‒Nd возраст T_DM метагабброидов составляет 3435 млн лет, что на 200 млн лет больше чем T_DM-возраст гнейсов ТТГ ассоциации. Такой факт может являться еще одним доказательством растяжения коры, когда магматическим источником становятся древние, активизированные палеоархейские мантийно‒нижнекоровые образования в ходе прогрессирующего раскрытия континентального рифта. С другой стороны, низкое отрицательное значение ε_Nd(T) = = –5.4 указывает, что помимо нижней базитовой коры в роли контаминанта для палеопротерозойских базитов могли выступать как архейские гранитогнейсы серии Моусон, так и мезо‒неоархейские ТТГ гнейсы.

В рамки модели плюм-литосферного взаимодействия хорошо укладывается обогащение мантийного источника, а также контаминация древнего корового вещества [23, 26, 29, 35]. Однако степень контаминации метабазитов с корой была невысокой, поскольку геохимические характеристики E-MORB, полученные для метабазитов и долеритов отражают состав плюмового источника, который часто имеет близкие геохимические черты с обогащеннными базальтами MORB. Принадлежность магматического источника метабазитов и долеритов к плюмовым подтверждается и соответствующими диаграммами (см. рис. 10).

Минералого-петрографические и петролого-геохимические особенности габброидной ассоциации и дайковых серий Рукерского комплекса указывают на значительную степень влияния плюмовой компоненты при их формировании в условиях корово‒мантийного взаимодействия и контаминации родоначальных мантийных расплавов продуктами континентальной коры.

Общий структурно-тектонический анализ Рукеркой области, положение разновозрастных серий внутри террейна, а также региональная интерпретация геофизических данных позволили представить площадь развития Рукерского террейна в виде структурной мозаики, представляющей чередование линейных зеленокаменных поясов, разделенных изометричными гранито-гнейсовыми, гранит-мигматитовыми купольными структурами [46] (рис. 15).

Рис. 15.

Структура Рукерской гранит-зеленокаменной области. 1 – палео‒мезоархейские гранито-гнейсовые купола серии Моусон (3400‒3100 млн лет); 2 – зеленокаменный пояс, мезо‒неоархейская серия Мензис, неоархейская серия Стинир (3100‒2750 млн лет); 3 – мезо‒неоархейские купола ТТГ гнейсов (~2.8 млрд лет); 4 – палеопротерозойская серия Рукер (2.5‒2.1 млрд лет); 5 – неопротерозойская серия Содружество (1‒0.9 млрд лет); 6–7 ‒ границы: 6 ‒ структурно-формационных областей, 7 – геологических серий; 8 – горные объекты (массивы, нунатаки)

Чешуйчато-надвиговые ансамбли зеленокаменных поясов максимально деформированы и имеют доминирующее субширотное простирание, большинство купольных структур мезоархея в виде отдельных вкраплений расположены среди пород мезоархейской метавулканогенно-осадочной серии Мензис [15].

Cеверная окраина Рукерского террейна имеет мозаичный структурно-морфологический рисунок, характерный для большинства гранит-зеленокаменных областей мира, ее строение согласуется с восточными и южными блоками Рукерского комплекса.

ВЫВОДЫ

В результате проведенного комплексного исследовании тектонического строения и вещественного состава серии ортогнейсов Моусон, метавулканогенно-осадочной серии Мензис зеленокаменного пояса, а также тоналит-трондьемит-гранодиоритовой (ТТГ) ассоциации, слагающих Рукерскую провинцию были выделены этапы тектонических деформаций и метаморфизма Рукерского террейна, последовательность смены архейских тектоно-магматических процессов в северном блоке Рукерской области, что отражено в следующих выводах:

1. Ортогнейсы серии Моусон исследованной площади по составу близки ТТГ ассоциациям и представляют собой палео-мезоархейские купола, образованные реоморфизованными гранито-гнейсовыми (гранит-мигматитовыми) ассоциациями, по периметру тектонически обрамленными породами мезо‒неоархейской метавулканогенно-осадочной серии Мензис.

2. Образования серии Мензис слагают надвинутые структуры зеленокаменного пояса, и, представляют собой усеченный разрез (без участия коматиитов) толщ, представленных преимущественно слабометаморфизованными средне-кислыми метаосадками и основными и средними метавулканитами, которые представляют собой, разномасштабные, крутопадающие, тектонические пластины или широтно чередующиеся блоки.

3. Образование купольных структур ТТГ ассоциации произошло на рубеже 2800 млн лет и ~2700 млн лет последовал интенсивный тектоно-термальный импульс.

4. Полученные новые геохронологические данные по ТТГ гнейсам показали наличие тектоно-термального импульса около 2700 млн лет, после образования купольных структур ТТГ ассоциации на рубеже 2800 млн лет.

5. Интерпретация геохимических и изотопно-геохимических данных с учетом известных P–T условий метаморфизма ортогнейсов Моусон, метаосадков серии Мензис позволяет предполагать низкобарические условия формирования комплексов от 5‒6 кбар до 8‒10 кбар (для ТТГ гнейсов). С изменением P–T условий источник гранитоидных расплавов эволюционировал во времени и на мезоархейском этапе находился в равновесии с плагиоклаз-пироксен-амфиболовым реститом, далее с увеличением мощности коры к мезо‒неоархейскому рубежу доля плагиоклаза и амфибола в расплаве росла и расплав формировался в магматическом источнике в равновесии с гранатсодержащим реститом. Метаосадки Мензис представляют теригенные отложения, сформированные в близких к дельтовым и прибрежно-морским обстановкам осадконакопления.

6. Формирование большей части первично осадочных пород серии Мензис связано с рифтогенезом палеоархейской континентальной коры в процессе плюм-литосферного взаимодействия и внедрения раннепалеопротерозойских дайковых роев базитов со значительным добавлением к магматическим источникам мантийно-плюмового компонента близкого по составу к E-MORB.

7. Как показал проведенный геохимический и геодинамический анализ метаморфических серий и метаинтрузивных образований, формирование геологических комплексов в архее происходило в геодинамических обстановках близких к континентальным рифтогенным и/или в областях внутриплитного магматизма. Магматизм характеризуется антидромной последовательностью эволюции, типичной в процессе развития рифтовых структур, а также развитием контрастных, бимодальных кислых и основных магматических серий.

8. Геохимические характеристики показывают значительное участие сиалической коры в становлении внутриплитных архейских магматических комплексов, с присутствием мантийной компоненты, как результата плюм-литосферного взаимодействия.

9. Последовательность тектоно-магматических процессов гранит-зеленокаменной Рукерской области Восточно-Антарктического кратона, геологический возраст событий, вещественный состав как крупных структурно-вещественных блоков, так и отдельных серий и магматических ассоциаций (в том числе мезоархейских гранито-гнейсовых куполов серии Моусон и мезо‒неоархейских гранитогнейсов ТТГ ассоциации) во многом подобны или аналогичны гранит-зеленокаменным областям древних кратонов мира Африки, Австралии, Канады, Фенноскандии.

Благодарности. Автор благодарен А.А Щипанскому (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за конструктивное обсуждение, Н.К. Гонжурову (АО “ПМГРЭ”, г. Санкт-Петербург, Россия) за предоставленый каменный материал (обр. 60 030-1), а также аналитикам А.Н. Ларионову и П.А. Львову (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия), выполнившим U‒Pb определения возраста по цирконам, Е.С. Богомолову (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия) за изотопно-геохронологические определения Sm‒Nd систем. Автор признателен рецензенту Ш.К. Балтыбаеву (ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург, Россия) и анонимному рецензенту за полезные комментарии и редактору М.Н. Шуплецовой (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование.