Хамардабанский метаморфический комплекс

16.08.2018
Хамардабанский метаморфический комплекс был выделен и закартирован А.А. Шафеевым, а затем детально петрологически и геохимически изучен Н.А. Макрыгиной. Этот зональный комплекс андалузит-силлиманитового типа по данным рубидий-стрoнциевого метода окончательно сформировался 565±31 млн лет назад. Он сложен флишоидной утуликской серией, состоящей из двух свит — корниловской и шубутуйской. Они образуют узкую синклинорную структуру, на которую наложена более пологая и широкая термальная синклиналь. В результате сформировалась метаморфическая зональность, согласная с простиранием пород на крыльях синклинория, но секущая по отношению к их горизонтам в его осевой части, где вдоль пластов метапелитов, мраморов и метаграувакк степень метаморфизма меняется от биотит-хлоритовой до калишпат-силлиманитовой зоны (рис. 2.11). Минеральный и химический состав пород, их редкоэлементные характеристики и анализы минералов опубликованы В.Л. Макрыгиной.

В зонах зеленосланцевой фации отложения обеих свит представлены осадочными ритмами: мергели (0—5%) — метапелиты (70%) — метаалевролиты (25 %) в корниловской свите и углистые известняки (10— 15 %) — сланцы (5 %) — метаграувакки в топком переслаивании с известковистыми метаалевролитами возрастающей зернистости (80 %) в гаубутуйской свите. Пo мере нарастания метаморфизма метаосадки преобразуются в гнейсы, амфиболиты, куммингтонитовые сланцы с полной сохранностью самой тонкой ритмики. Наибольшее число зон выделяется и горизонтах метапелитов, в пластах которых последовательно появляются порфиробласты биотита, граната, андалузита, ставролита, фибролита и калишпата с ромбическим силлиманитом. Изограды — границы их появления — хорошо картируются в поле. Соответственно в метапелитах выделяются шесть зон (табл. 2.5) со следующими парагенезисами:

С середины мусковит-силлиманитовой зоны начинается плагиомигматизация метапелитов, а за изоградой калишпата мигматиты становятся двуполевошпатовыми. Средние составы метапелитов в последовательных зонах метаморфизма приведены в табл. 2.5,

Метаграувакки и известковистью метаалевролиты, образующие тонкую ритмику в шубутуйской свите, проходят параллельно пластам метапелитов через все зоны теплового поля. Ho в силу их основного состава набор критических минералов в них более скуден. В метаграувакках кальцита и хлорита, появление роговой обманки, куммингтонита и диопсида: Хл + Би49 + Акт46 + Ka + Пл28 + Кв +Ил —> Акт45 + Би54 + Пл36 + Кв + Ил —> Кум52 + Ро46 + Би52 + Пл35 + Кв + Ил —> Кум50 + Би47-50 + Пл37 + Кв + Мт + (Ди + Кпш). Диопспд появляется только в тех участках, где развивается калишпатизация. Процесс гранитизации развит в этих породах гораздо слабее, чем в метапелитах. В известковистых метаалевролитах парагенезисы меняются от Ka + Амф42 + Би + Пл30 + Кв + Руд до Амф37 + Ил65-70 + Кв + Руд и Амф33 + Ди + Кпш + Пл56-64 + Мт в участках, затронутых гранитизацией. Средине составы пород шубутуйской свиты приведены в табл. 2.6.

В метапелитах критические минералы возникают в виде порфиробласт на фоне мелкозернистой ткани породы. Нo микрозондовый анализ минералов показал, что и минералы основной массы претерпевают перекристаллизацию. Состав их однороден для каждой зоны, но закономерно меняется от зоны к зоне. Только в биотит-хлорптовой зоне встречаются участки с неравновесными ассоциациями мусковита с фенгитом или двух генераций хлорита, Единственным минералом, где сохраняется зональность роста, является гранат. Зональность его зерен, прогрессивная в среднетемпературных зонах и регрессивная и зонах мигматизации, проявляется в противоположном изменении содержаний Mg и Mn при постоянных и низких концентрациях Ca и высоких — Fe, что характерно для андалузит-силлиманитового типа метаморфизма метапелитов.

Расчет параметров метаморфизма по профилям зонального граната (Гр-Би геотермометр и Гp-Би-Ил-Al2SiO5-KB барометр) показал, что максимальные градиенты T (от 515 до 740 °C) и P (от 3,2 до 6 кбар) существовали в момент зарождения гранатов, видимо, за счет более раннего и интенсивного прогрева участков зональности, прилегающих к проводнику тепла — Главному Саянскому разлому, и медленного распространения тепла к ее периферии. Ко времени образования краевых зон граната параметры на периферии достигли своих наивысших значении, в зонах высокою метаморфизма они начали уже снижаться, в результате чего T и Рфл выровнялись по всей зональности (550—590 °С и 3,7—4 кбар, рис. 2.12). Это привело к затуханию процесса и сохранению прогрессивно-зональных гранатов в андалузит-ставролитовой зоне и регрессивной их зональности — в зонах мигматизации. В биотит-хлоритовой зоне температуры были еще ниже, и общий интервал зональности на пике прогрессивного метаморфизма достигал 400—750 °C.

Расчет T и P метаморфизма хамардабанского комплекса, проведенный С.А. Бакшеевым путем решения обратной физико-химической задачи на ЭВМ с использованием полного химического состава пород и минералов, дает тот же интервал температур: 515—730 °C. Тренд изменения давления иной: от 4,8 кбар и средних зонах до 5,5 кбар на фронте мигматизации с понижением до 4,7 кбар в глубь этих зон. Расчет состава флюида, равновесного с метаморфитами, дал низкие значения: ХСО2 = 8,9*10в-3—1,9*10в-2, ХН2О = 0,14—0,367, XН2 = 6,7*10в-4 ХСО = 1,31*10в-3, ХСН4 = 2,9*10в-2, что подтверждается ранним разложением карбонатов, расширением поля устойчивости Са-плагиоклазов, развитием низкокальциевого граната в метапелитах, куммингтонитов и тремолитов в метаалевролитах, а также постоянным недостатком воды в гидроксилсодержащих минералах.

Изучение метаморфизма па этом уникальном объекте привело к выводу об изохимическом его характере. Нa этапе прогрессивого метаморфизма вариации в составе пород незначимы. Снижаются существенно лишь концентрации Н2O и В. Намечающиеся тенденции изменения содержаний Ca, Mg, Ba, Pb, Zn и Sn противоположны в переслаивающихся пачках и не могут быть обусловлены метаморфизмом. Даже в зонах мигметизации, где обычно происходит коренное изменение состава пород, наблюдается незначительный привнос Si и Na, вынос РЗЭ, Rb и Li с фиксацией их в среднетемпературных зонах (рис. 2.13). Стронций, в том числе и радиогенный, поглощается плагиоклазами при плагиомигматизации, что приводит к расхождению путей миграции 87Sr и 87Rb и искажению Rb-Sr возраста метаморфитов с удревнением в зонах мигматизации (до 720 млн лет) и занижением в зонах метаморфизма нижних фации (565 млн лет). Усиливает это расхождение показанное выше по гранатам запаздывание во времени пика прогрессивного метаморфизма в низкотемпературных зонах. Слабое изменение состава пород при мигматизации и особенности перераспределения редких элементов склоняют в пользу анатектической природы процесса.

Гранитизация сопровождается появлением автохтонных и пара-автохтонных массивов гранитов, биотитовых и турмалиновых в корниловской свите и амфиболовых, гранатовых — в шубутуйской. Иx возраст по Rb-Sr изохроне составляет 519 млн лет. В метаморфическую зональность вписывается зональный же пегматитовый пояс с размещением биотитовых и двуслюдяных ортоклазовых пегматитов в калишпат-силлиманитовой зоне, а мусковитовых, редкометалльно-мусковитовых и редкометалльных соответственно в V, IV зонах до изограды ставролита (см. рис. 2.11). Возраст пегматитов - 513 млн лет, редкометалльных — 460 млн лет. Сопоставление возрастов показывает, что метаморфизм, мигматизации, пегматито- и гранитообразование относятся к одному тектономагматическому этапу. Об этом же свидетельствует явная зависимость размещения пегматитов разного состава от теплового поля метаморфической зональности.