Канадско-Гренландский щит

20.08.2018
Главные провинции редкометалльных пегматитов Североамериканского континента располагаются в пределах Канадско-Гренландского щита, в его южной части и в районе Северо-Западных территорий Канады. В южной части щита выступы фундамента объединяются в Южно-Канадский пояс. Он представляет собой чередование субширотных гранулито-гнейсовых областей и разделяющих их зеленокаменных поясов. В районе Северо-Западных территорий также выделяется несколько зеленокаменных поясов (рис. 2.5). Наиболее известные провинции редкометалльных пегматитов — Абитиби, Виннипег-Нипигон, Йеллоунайф, Флин-Флон — расположены в зеленокаменных поясах.

Гранулито-гнейсовые области, разделяющие зеленокаменные пояса (например, суперпояс Инглиш-Ривер), сложены метавулканогенно-осадочными архейскими толщами: основными кристаллическими сланцами, гнейсами с гранатом, кордиеритом или силлиманитом, метаморфизованными в условиях гранулитовой и амфиболитовой фаций. Широко развита мигматизация пород, с формированием гранито-гнейсовых куполов, полей гнейсовидных кварцевых диоритов, тоналитов, трондьемитов. Они интрудированы гранитами возрастом 2650—2660 млн лет.

Зеленокаменный пояс провинции Виннипег-Ниппигон

В западной части суперпояса Инглиш-Ривер между гранито-гнейсовыми (“батолитовыми“ и др.) поясами Виннипег-Ривер на юге и Маниготаган на северо-востоке в пределах провинции Виннипег-Ниппигон расположен небольшой зеленокаменный пояс Бэрд-Ривер, известный крупнейшим месторождением редкометалльных пегматитов комплексного типа Берник-Лейк (Танко). Оно входит в состав пегматитового пояса Кэт-Лейк — Виннипег-Ривер. Наиболее полное описание зеленокаменного пояса приведено в уже цитированной монографии П. Черны и др.

Зеленокаменный пояс Бэрд-Ривер выполнен метаосадочно-вулканогенной толщей группы Рас-Лейк, слагающей синклинорную структуру, осложненную крупными тектоническими нарушениями (рис. 2.6). Группа подразделяется на шесть формаций (свит). В основании пояса залегают тонко- и грубообломочные породы (с обломками основных вулканитов) свиты Игленест-Лейк. Они обнажаются только в южной части пояса, где по крупному разлому граничат с мигматитами пояса Виннипег-Ривер. Лежащая выше формация Лампри-Фоллс представлена метатолеитами (пиллоу-лавами), состав которых приведен в табл. 2.3, а также небольшим количеством туфов и ультрабазит-габбро-анортозитовым синвулканическим комплексом. Последний состоит из серпентинизированных дунитов, переслаивающихся с лерцолитами, плагио- и хромитовыми перидотитами, габбро и анортозитами. Контакты этой формации с гранитоидами и мигматитами обрамления пояса и с вышележащей формацией тектонические.

К следующей формации Петерсон-Крик отнесены метариолиты и кислые туфы высококремнистого и высококалиевого составов (см. табл. 2.3). Форма спектра РЗЭ в метариолитах свидетельствует о высокой степени дифференциации расплава (рис. 2.7, а). Второй вулканический цикл выделен в формацию Берник-Лейк. Состав вулканитов меняется от метабазальтов и андезитов до метадацитов и риолитов. Базальты также относятся к толеитам, а метадациты имеют натриевый профиль (см. табл. 2.3). Из микроэлементов приведены содержания только Ni и Cr, которые варьируют соответственно от 80 до 240 и от 480 до 1400 г/т, что более характерно для океанических толеитов, чем островодужных. Об этом же свидетельствует низкое первичное отношение 87Sr/86Sr = 0,7015 ± 0,0015. Метавулканиты сохраняют текстуры пиллоу-лав, сопровождаются гиалокластитами и переслаиваются с метаконгломератами и сланцами. С вулканитами Берник-Лейк также ассоциирует железистая формация.

Обе верхние формации имеют существенно метаосадочный состав. Метаконгломераты и арениты формации Фландерс-Лейк несогласно залегают на породах формаций Берник-Лейк и Петерсон-Крик, хотя их складчатость отражает те же два этапа деформаций, что и в нижележащих формациях. В метатурбидитах и сланцах формации Бустер-Лейк отмечаются деформации только позднего цикла. Составы наиболее распространенных пород этих формаций отвечают умеренно глиноземистым метапсаммитам — метапелитам (см. табл. 2.3), чему соответствует и распределение в них РЗЭ (рис. 2.7, б).

П. Черны с соавторами выделяют в толще зеленокаменного пояса Бэрд-Ривер три этапа деформаций и метаморфизма. Ранний этап M1 проявлен в гнейсо-мигматитовом комплексе Маниготаган, где он достигает силлиманит-кордиерит-ортоклазовой субфации гранулит-роговообманковой фации (рис. 2.8). В пяти нижних формациях зеленокаменного пояса проявлены два этапа деформаций, но четко выявляется лишь метаморфизм, наложенный на структуры второго этапа деформаций (M2). Он зонален, степень его повышается от периферической к центральной части пояса и вдоль последней на северо-восток (рис. 2.9). Наиболее низкая степень метаморфизма характерна для основных пород формации Лампри-Фоллс, превращенных в серпентиниты и хлорит-альбитовые сланцы. Породы формаций Берник-Лейк и Петерсон-Крик в южной части пояса метаморфизованы в условиях андалузит-хлорит-биотитовой субфации зеленых сланцев. К северу по направлению к гранито-гнейсам пояса Маниготаган метаморфизм пород всех пяти формаций постепенно нарастает до андалузит-кордиерит-мусковитовой, силлиманит-кордиерит-мусковитовой и силлиманит-ортоклазовой субфаций амфиболитовой фации. В результате этого метаморфическое несогласие с обрамлением не проявлено. С гранитогнейсовым поясом Виннипег по тектоническому шву контактируют зеленокаменные породы формации Лампри-Фоллс — здесь метаморфическое несогласие налицо. Многие метаморфические границы в поясе Бэрд-Ривер совпадают с зонами разломов и, возможно, отдельные из них в период метаморфизма M2 служили проводниками теплопотока, что и обусловило конфигурацию термальных зон метаморфического комплекса. Об этом же свидетельствует независимость степени метаморфизма пород от положения формации в разрезе.

Гранитоиды пояса и его обрамления разделяются на ряд комплексов, три из них — допегматитовые. Это синвулканические силлы, состав которых меняется от габбро и диоритов до гранитов, испытавшие складчатость и метаморфизм вместе с вулканитами и осадками Берник-Лейк. Они отличаются от гранитов остальных комплексов натриевым профилем и очень узким интервалом значений b18O (табл. 2.4). Следующие два диорит-гранитных комплекса имеют сложные взаимоотношения. Первый приурочен к гранито-гнейсовым поясам обрамления, а второй (Грит-Фоллс) залегает в зеленокаменном поясе. Последний представлен тремя крупными массивами: Масква-Лейк, Марьяна-Лейк и Лак-дю-Бонне (см. рис. 2.6). Преобладают два типа пород: кварцевые диориты и рвущие их биотитовые граниты. Значения первичного отношения 87Sr/86Sr для этих массивов очень низки: 0,7014 ± 0,0021 и 0,6998 ± 0,0032 соответственно.

П. Черны с соавторами считают внедрение гранитоидов комплекса Грит-Фоллс синтектоническим, одновременным со вторым этапом деформаций и метаморфизма. Однако тектонические контакты с наиболее низко метаморфизованными сланцами зеленокаменного пояса и постепенные переходы пород массива Лак-дю-Бонне в гранитогнейсы пояса Виннипег свидетельствуют о более раннем их образовании. По составу и особенностям распределения редких элементов гранитоиды комплекса также имеют большое сходство с мигматитами и гранитами гранитогнейсовых поясов (первого диорит-гранитного комплекса) (см. табл. 2.4).

Наиболее поздним интрузивным комплексом, рвущим породы зеленокаменного пояса Бэрд-Ривер, являются пегматоидные граниты. Они образуют массу мелких и средней величины тел в восточной части пояса (см. рис. 2.6). С этими гранитами пространственно связаны пегматитовые поля с редкометалльной минерализацией. Наиболее крупные гранитные тела тяготеют к нарушениям, приведшим к чешуйчатому строению пояса. Массивы Грир-Лейк и Игленест-Лейк расположены в метабазальтах формации Лампри-Фоллс вблизи тектонического шва с поясом Виннипег. Массив Тин-Лейк прорывает метаконгломераты и сланцы формации Берник-Лейк, а на границе последних с Бустер-Лейк в метатурбидиты внедрилось тело пегматоидных гранитов Осис-Лейк. Массивы сложены двуслюдяными и мусковитовыми высококремнистыми лейкогранитами, содержащими акцессорную редкометалльную минерализацию.

Зеленокаменные пояса Флин-Флон, Йеллоунайф и Абитиби

Пегматитовая провинция Векуско с месторождениями литиевых пегматитов Шеррит-Гордон, Виолет-Томпсон и Грйн-Бэй расположена в метавулканическом поясе Флин-Флон (см. рис. 2.5). Описание его также взято из монографии П. Черны с соавторами. Северо-восточная часть пояса Флин-Флон сложена метаосадочно-вулканическими толщами Амиск и Мисси (рис. 2.9), возраст которых, по данным Rb—Sr метода, является нижнепротерозойским — 1820—1669 млн лет, что, скорее всего, отражает время метаморфизма. Нижняя часть группы Амиск сложена ритмичной толщей метаграувакк-метапелитов. Это гранат-биотитовые сланцы с хорошо сохранившейся косой и градационной слоистостью (прибрежные отложения). По сравнению со средним составом граувакк Петтиджона они более глиноземисты, но содержат меньше рубидия (табл. 2.5). Метаосадки перекрываются горизонтом метавулканитов: базальтовых пиллоу-лав, метаандезитов, кристаллотуфов. Группа Мисси начинается горизонтом метаосадков, среди которых преобладают граувакки с прослоями кварцитов, аркозов и конгломератов. Они также несут следы прибрежного отложения и по составу сходны с турбидитами группы Амиск (см. табл. 2.5). На берегу зал. Кроудак метаконгломераты и сланцы перекрываются горизонтом метавулканитов, в низах которого превалируют базальты и андезиты с признаками субаэрального застывания, в верхней — дациты и риолиты. Анализы основных метавулканитов П. Черны не приводит, а состав дацитов и риолитов группы Мисси близок составу метаосадков групп Амиск и Мисси (см. табл. 2.5, 2.6), которые по описанию авторов часто состоят из обломков эффузивов.


Метаморфическая зональность в поясе Флин-Флон имеет крутой градиент с возрастанием степени метаморфизма от зеленосланцевой до высокой амфиболитовой фации к границе с поясом Киссинью. В породах группы Амиск закартированы изограды появления ставролита, силлиманита, исчезновения ставролита и начала анатексиса при переходе в пояс Киссинью (см. рис. 2.9). Наиболее высокотемпературная часть зональности — гранито-гнейсовый купол Кроудак-Бэй. Слагающие его силлиманит-кордиерит-ортоклазовые гнейсы и мигматиты с реликтами основных сланцев имеют те же простирания и составы пород, что и низкотемпературные сланцы группы Амиск, включая соотношения элементов-примесей (см. табл. 2.5). Метаморфического несогласия между зеленокаменным и гранитогнейсовым поясами здесь не наблюдается. Изограды пересекают простирания пород. Параметры метаморфизма оцениваются в 5—6 кбар и 500—650 °С, а по А.Бейли — 4—6 кбар и 700—800 °C (верхняя граница метаморфизма?).

Помимо синвулканических силлов дацитов и риодацитов группы Мисси и диоритов и гранитогнейсов купола Кроудак, в поясе Флин-Флон выделяется три интрузивных комплекса. Первый представлен многофазными интрузиями от ранних габбро и диоритов до биотит-амфиболовых гранодиоритов и двуслюдяных гранитов. Время их внедрения предваряет поздние этапы деформаций и метаморфизма. Состав гранитоидных фаз меняется по толеитовому тренду дифференциации, как и состав элементов-примесей (табл. 2.6). Следующий гранитный комплекс (массивы Векуско и Трампинг) сложен однородными биотитовыми гранитами, по составу близкими гранитам комплекса Рекс-Лейк, но более дифференцированными. Они считаются посттектоническими, но пегматитами не сопровождаются.

Пегматоидные граниты Грасс- и Осборн-Лейк и в этом регионе представляют собой наиболее поздние интрузивные проявления. Они образуют мелкие массивы, штоки, пластины с крайне неоднородным строением: от полос аплитовой структуры у зальбандов и внутри тел с реститами гранат-биотитовых сланцев до грубозернистых пегматоидных гранитов с участками блокового строения и гранофировых лейкогранитов. По составу щелочей выделяются существенно калиевые и натриевые разности. Граниты этого комплекса, судя по низким концентрациям Ti, Zr, Ba, Sr и высоким Li, Rb, Cs, Be, Sn, а также распределению РЗЭ, наиболее дифференцированы (см. табл. 2.6). Они сопровождаются безрудными пегматитами. Cпoдуменовые пегматиты открыты только в трех участках: в габброидной оторочке массива Рекс-Лейк (месторождение Шеррит-Гордон), в метаконгломератах Мисси (Виолет-Томпсон) и в метабазальтах группы Амиск (Грин-Бэй) (см. рис. 2.9). Все месторождения расположены в зоне развития низкой амфиболитовой фации, вблизи изограды ставролита.

Позднеархейский зеленокаменный пояс Йеллоунайф (северо-западные провинции Канады) отличается от других отсутствием коматиитов и значительной долей осадочного материала в его выполнении. Минимальная мощность разреза отложений пояса 18 км. Две трети их составляют основные лавы, разделенные на два цикла, которые заканчиваются андезитами и риолитами. Верхняя часть разреза сложена граувакками и аргиллитами с горизонтами конгломератов. Тип разреза пояса — известково-щелочной (второй тип зеленокаменных поясов по А.А. Гликсону). Отношение вулканических пород к осадочным в разрезе равно 74:26, а соотношение базальтов, андезитов и риолитов среди вулканитов — 66:20:14. Однако по площади выходов осадочные породы преобладают.

В основании пояса лежит толща основных лав группы Кам мощностью 11 км. В эффузивах сохранились первичные структуры и текстуры: массивные лавы переслаиваются с пиллоу-лавами, вариолитовыми и амигдалоидными андезитами. Между озерами Чан и Берри Хилл наблюдается переход от габбро и анортозитов к комплексу параллельных даек и к пиллоу-лавам — фрагмент офиолитового разреза, но без ультраосновных кумулятов. Эти авторы трактуют данный разрез как признак существования в архее зоны спрединга, по скорости спрединга сравнимой с тихоокеанской. К концу вулканического цикла образовалось значительное количество более кислых аггломератов, брекчий, тонкополосчатых туффитов и туфов. По составу большая часть базальтов и габбро отвечает толеитам с феннеровским типом дифференциации (табл. 2.7, рис. 2.10). По форме спектров РЗЭ метабазальты пояса также близки базальтам СОХ (рис. 2.11, а). Средние и кислые вулканиты на диаграммах AFM и др. сдвинуты к известково-щелочному тренду дифференциации, что В. Барагар объясняет контаминацией расплавов коровым материалом. Верхняя осадочная толща в низу разреза сложена конгломератами, выше идут кварциты, граувакки, кристаллотуфы с редкими прослоями вулканитов. В конгломератах присутствует галька гранитов, рвущих породы нижней группы Кам. Состав сборных проб метапелитов близок средним составам базальтов группы Кам. По особенностям реликтовых структур и текстур метаосадки являются турбидитами.

В поясе Йеллоунайф выделены три этапа складчатости, два периода метаморфизма и несколько эпизодов формирования разрывных нарушений. Региональный метаморфизм низкобарического типа характеризуется ассоциациями с андалузитом, кордиеритом, силлиманитом, иногда ставролитом. Изограды имеют сложный рисунок из-за их пологого положения, но в целом обрамляют гранитогнейсовые купола. Степень метаморфизма меняется от зеленосланцевой фации в осевой части пояса до андалузит-гранатовой и кордиерит-гранат-силлиманитовой зон к бортам пояса и вблизи гранитов, где проявлен контактовый метаморфизм того же типа. Наиболее широкие контактовые ореолы фиксируются вокруг двуслюдяных, мусковитовых и турмалиновых гранитов Просперос.

В зеленокаменном поясе Йеллоунайф выделяются два типа гранитоидов. К первому относятся синкинематические крупные тела гранодиоритов, обрамляющие пояс (табл. 2.8). Судя по описаниям, они представляют собой гранитогнейсовые купола, "вытаскивающие" в процессе роста метавулканиты нижних частей разреза. Второй тип — посттектонические граниты Просперос, которые прорывают как мигматитовый комплекс, так и метавулканиты и метатурбидиты зеленокаменного пояса (рис. 2.12). К ним пространственно тяготеют поля редко-металльных пегматитов, среди которых наибольшее практическое значение имеют пегматиты Be-Ta-Li типа. Для западных и юго-восточных гранодиоритогнейсов обрамления характерны низкие значения первичного отношения 87Sr/86Sr (0,703 и 0,701), что свидетельствует о примитивном источнике материала. Для гранитов Просперос это отношение поднимается до 0,712 — признак значительного участия корового материала.


Граниты Просперос представлены калиевыми двуслюдяными лейкогранитами с повышенными против кларка и по сравнению с гранитогнейсами содержаниями Li, Rb, В, Th и РЗЭ (см. табл. 2.8, рис. 2.11, б). Характер распределения РЗЭ в гранитах Просперос близок к кислым вулканитам вмещающей толщи (см. рис. 2.11, б). С. Друри считает, что гранодиориты формировались при P = 7 кбар, а перемещенные граниты — при P = 3 кбар путем выплавок из метаосадков. По наличию в гранитах магматических и метасоматических структур, а также первичных альбита, мусковита и турмалина Р. Кретц с соавторами полагают, что граниты формировались магматически-метасоматическим путем в субсолидусных условиях при 500—600 °C и 2—4 кбар. Особую роль в понижении температур кристаллизации гранитов авторы совершенно справедливо отводят бору, источником которого считают сланцы. Накопление Li, Be и Ta в пегматитах они также связывают с обилием в надкритических растворах В, H2 и H2O.

Зеленокаменный пояс Абитиби размещается в юго-восточной части тектонической провинции Сьюпериор и протягивается в субширотном направлении на 600—800 км при ширине от 200 до 400 км (см. рис. 2.5 и 2.13). Он выполнен на 58 % вулканитами, на 10 % — осадочными породами, а 32 % составляют гранитоиды. Осевая часть пояса сложена толеитовыми метабазальтами группы Блэк-Ривер, их мощность достигает 13 км. В нижней части разреза развиты горизонты коматиитов, в верхней — дацитов и риолитов, которые сопряжены с глубоководными турбидитами.

По северной и южной периферии пояса развиты известково-щелочные вулканиты, включая базанитовые лавы группы Скид мощностью порядка 9 км. С ними ассоциируют и перекрывают их метаграувакки, метапелиты и конгломераты группы Понтиак. В метавулканитах сохранились первичные структуры: спиннифекс в коматиитах, пиллоу-лав в базальтах, вариолитовые, миндалекаменные, гиалокластические, структуры пемз и перлитов в более кислых породах. Фельзитовые разности залегают вокруг эруптивных центров — вдоль северной и южной границ пояса выделено девять вулканических центров, содержащих когенетичные интрузии (рис. 2.13). Состав главных типов метавулканитов приведен в табл. 2.9. Толеитовая и известково-щелочная серии хорошо сопоставляются с составами современных срединно-океанических и островодужных ассоциаций. Спецификой архейского вулканизма, как и в большинстве зеленокаменных поясов, являются наличие ультраосновных эффузивов (коматиитов) и повышенная железистость базальтов.

Пояс Абитиби имеет сложную метаморфическую зональность, где, как и в ранее рассмотренных поясах, совмещается региональный и контактовый метаморфизм. Региональный метаморфизм не выше пренит-пумпеллиитовой и хлоритовой субфаций зеленосланцевой фации испытали 95 % вулканитов. Контактовый метаморфизм проявлен вокруг гранитных плутонов и достигает уровня амфиболитовой фации в узкой экзоконтактовой зоне со снижением его степени до эпидот-амфиболитовой фации и зоны развития стильпномелана к периферии ореола. Возраст зеленосланцевого метаморфизма пояса Абитиби — 2,7 млрд лет, а контактового метаморфизма — 2,5—2,6 млрд лет.

Внутри пояса Абитиби развиты интрузивные комплексы. В северной части пояса выделяется девять крупных плутонов гранодиорит-гранитного состава. Мелкие тела штокообразной формы ассоциируют с фельзитовыми вулканитами и имеют многофазное строение от амфиболовых гранодиоритов до биотитовых и мусковитовых гранитов — группа массивов Лакорн-Ламот в районе Малартик (см. рис. 2.13). С последней фазой связаны пегматитовые поля Прейсак-Лакорн с Be-, Li-, Mo-, Sn- и В-минерализацией, имеющие зональное строение. В западной части пояса находится пегматитовой пояс Абитиби-Тимискаминг, приуроченный к контакту гранитов с граувакками и метапелитами, превращенными в зоне контактового ореола в ставролит-двуслюдяные сланцы с кианитом.

Таким образом, на Канадско-Гренландском щите провинции редкометалльных пегматитов приурочены к зеленокаменным поясам, для которых характерно обилие основных вулканитов в разрезе, низкая и средняя степень метаморфизма пород и наличие среди гранитоидов наиболее поздних двуслюдяных пегматоидных гранитов. В то же время в рассмотренных поясах развиты пегматиты разных формаций и типов: комплексные в поясе Берд-Ривер, бериллий-тантал-литиевые в поясах Йеллоунайф и Абитиби и литиевые в поясе Флин-Флон. Различия либо не связаны с составом вмещающих пород, либо связь эта опосредствована. Так, обогащение Be, Ta и Li пегматитов в поясах Абитиби и Йеллоунайф объясняют обилием в растворах В, заимствованного из богатых им сланцев.

Метаморфический пояс провинции Блэк-Хиллс

В самой южной части Канадско-Гренландского щита на территории штата Южная Дакота (США) из-под палеозойского чехла выступают докембрийские породы фундамента, представленные существенно терригенной группой Блэк-Хиллс с малым количеством вулканитов. По разрезу снизу вверх сменяются следующие формации: 1) кварцитов и кварц-мусковитовых сланцев, 2) биотит-гранат-кварцевых и углистых сланцев с андалузитом, ставролитом, кордиеритом и силлиманитом, 3) диопсид-амфиболовых и тремолит-кальцитовых пород в переслаивании с кордиерит-биотитовыми гнейсами, 4) кварц-слюдяных и грюнерит-кварцевых сланцев (железистая формация) и 5) глиноземистых гнейсов. Общая мощность разреза от 5 до 6,7 км.

В истории развития структуры региона выделяются три главных этапа, с которыми связана сложная метаморфическая зональность (рис. 2.14). Первый — главная фаза складчатости — сопровождается региональным метаморфизмом, реликты которого наблюдаются в виде остатков зоны кианита в западной части площади с переходом в ставролит-альмандиновую и гранат-биотитовую зоны на севере. Второй этап деформаций выразился в усложнении структур, а третий сопровождался ростом гранитогнейсовых куполов, еще более усложнивших складчатую структуру региона и явившихся причиной формирования интенсивной термальной аномалии. Некоторые исследователи считают, что это гранитная интрузия. Во всяком случае результатом явилось образование концентрической метаморфической зональности андалузит-силлиманитового типа. Изограда силлиманита оконтуривает крупный купол с выходами пегматоидных гранитов Харни-Пик и небольшие выходы гранитов и пегматитов к юго-западу от них. По мере удаления от гранитов на север и северо-запад степень метаморфизма падает до андалузит-ставролитовой и гранат-биотитовой зон. Изограды пересекают простирания пород и разломы, что свидетельствует о связи метаморфизма с самым поздним этапом деформаций.

Изотопный состав кислорода в сланцах обычен для осадочных пород (b18O = 11,4—13,17%о), как и распределение РЗЭ (см. рис. 2.15, а). В пластах амфиболитов, обнажающихся вблизи месторождения литиевых пегматитов Тин-Маунтин, значения b18O = 9,3—9,5 % и спектры РЗЭ соответствуют толеитовым базальтам. Составы метаосадков приведены в табл. 2.10. Сведения по редкоэлементному составу сланцев скудны и свидетельствуют об их обогащении редкими щелочами, бором и свинцом. Аномально высокие содержания Rb и Cs заставляют подозревать отбор проб вблизи редкометалльных пегматитов.

Среди нижнепротерозойских метаосадочных пород выделяют более ранние (ремобилизованные? — В.А.М.) архейские гранитоиды. Граниты Литтл-Элк разгнейсованы, имеют U-Pb, возраст по цирконам 2560 млн лет и распределение РЗЭ, неотличимое от сланцев (см. рис. 2.15, б, I). Двуслюдяные пегматоидные граниты Беар-Маунтин имеют возраст 2450 млн лет (Rb-Sr изохрона по валовым пробам) и резко дифференцированный спектр РЗЭ (см. рис. 2.15, б, 2). Интрузивное тело Харни-Пик сложено двуслюдяными гранитами. Это малокальциевые лейкограниты, отдельные участки которых обогащены Li, Rb, Cs, Be, W и Nb. Судя по высокой глиноземистости, высоким значениям b18O (10,9—13,8 %) и характеру распределения РЗ (см. рис. 2.15, б, 3), граниты могли образоваться путем частичного плавления вмещающей толщи. Однако высокие содержания редких щелочных элементов не укладываются в эту схему. Р. Уолкер с соавторами приходят к выводу о сочетании анатексиса с многократной кристаллизационной дифференциацией. Тепловое поле гранитов Харни-Пик контролирует размещение пегматитов: безрудные пегматиты находятся в гранитах, мусковитовые и берилл-мусковитовые — в пределах мусковит-силлиманитовой зоны, а редкометалльные пегматиты — в андалузит-ставролитовой зоне контактового метаморфизма (см. рис. 2.14).

Имя:*
E-Mail:
Комментарий: