Пегматиты оазиса Холмы Ларсеманн, Восточная Антарктида: новые полевые геологические и геофизические данные

Финансирование

Исследования проводятся с помощью субсидии на выполнение Государственного задания в сфере научной деятельности на 2024 г. (№ FSRW-2024-0003).

Введение

Пегматиты представляют собой крайне дифференцированные позднемагматические образования, играющие ключевую роль в понимании финальных стадий эволюции магматических систем. Они являются естественными концентраторами редких и рассеянных элементов, служат источниками стратегически важных минералов и ценным объектом при изучении процессов фракционирования и дегазации расплава, а также тектоно-магматической эволюции земной коры. Поскольку пегматиты часто формируются в постметаморфической обстановке, они также являются информативными при реконструкции поздних этапов геодинамического развития регионов.

В Восточной Антарктиде пегматиты распространены в пределах древних метаморфических комплексов и на протяжении последних десятилетий неоднократно становились объектом локальных исследований. Однако систематическое и комплексное изучение этих образований до настоящего времени остается ограниченным.

Оазис Холмы Ларсеманн, расположенный в прибрежной части Земли Принцессы Елизаветы, представляет собой уникальный геологический объект, где на ограниченной территории обнажаются разновозрастные метаморфические и магматические образования, сохранившие следы нескольких глобальных тектоно-термальных событий. Наличие хорошо обнаженных пегматитовых тел, часто сохраняющих первичную зональность, делает этот район особенно ценным для изучения процессов пегматитообразования в условиях глубинной континентальной коры. Несмотря на то, что в течение последних тридцати лет этот район неоднократно привлекал внимание исследователей, до сих пор остаются невыясненными ключевые вопросы, касающиеся условий образования, временного положения и внутренней типизации этих образований [1-3]. Настоящая работа направлена на восполнение этого пробела путем комплексного исследования морфологических, минералого-геохимических и геофизических особенностей конкретных разностей пегматитов. Особое значение уделено комплексному описанию камерных и редкометалльных разновидностей пегматитов, ранее не фиксировавшихся в пределах данного региона.

В 2024-2025 гг. в ходе 70-й Российской антарктической экспедиции сотрудниками Санкт-Петербургского горного университета были проведены комплексные геолого-геофизические исследования на территории п-ова Брокнес (оазис Холмы Ларсеманн, Земля Принцессы Елизаветы, Восточная Антарктида). Работы были посвящены изучению верхнепротерозойских метаморфических комплексов, формирующих полуостров, их картированию и минерально-геохимическому опробованию. Другой блок включал исследование разрывных нарушений, их описание и фотофиксацию для составления тектонической схемы территории.

Геология

Восточная Антарктида представляет собой кратон, сложенный преимущественно архейскими и протерозойскими метаморфическими породами [4, 5]. Геологическое развитие региона связано с несколькими этапами орогенеза, наиболее значительными из которых являются события позднего архея, раннего протерозоя и позднего рифея – венда, приуроченные к формированию суперконтинентов Колумбия, Родиния и Гондвана [6-8]. Наибольшая обнаженность пород наблюдается в прибрежной полосе Восточной Антарктиды, где широко развиты гранулиты, гнейсы и мигматиты [9-11], а также более поздние относительно редкие интрузивные тела различных составов, включая пегматиты, формировавшиеся на поздних стадиях кристаллизации гранитоидных магм в раннем палеозое в условиях коллизионной обстановки [12].

В строении оазиса Холмы Ларсеманн, расположенного на побережье залива Прюдс в Восточной Антарктиде, участвуют орто- и парагнейсы амфиболитовой и гранулитовой фаций [13], образующие разнородный комплекс метаморфических формаций. Основу геологического разреза исследуемой территории составляют: верхнерифейские мафические гранулиты Нелла, лейкогнейсы Жуньшань, ортогнейсы Бланделл; среднерифейские парагнейсы формации Браттстранд, подразделяемые на несколько субформаций – метапелиты Стюве, метапелиты оз. Феррис, парагнейсы Брокнес, метапсаммиты Гентнер, лейкогнейсы Уайт-Хилл [14] (рис.1).

Мафические гранулиты Нелла состоят из орто- и клинопироксена, амфибола, плагиоклаза и биотита с незначительным содержанием кварца и магнетита. Минеральный состав остальных комплексов пород преимущественно представлен кварцем и полевым шпатом с переменным содержанием биотита, граната, силлиманита и кордиерита. Считается, что протопородами для ортогнейсов выступали мафические и кислые образования возрастом 940-1126 млн лет [15]. Время образования протолитов парапород остается предметом дискуссий – одни исследователи относят возраст осадконакопления к венду (600-575 млн лет) [16-18] и даже кембрию (515 млн лет) [19], другие же считают, что данные процессы произошли намного раньше, в среднем-верхнем рифее (1100-970 млн лет) [15, 20]. Общепринятым среди исследователей является мнение о двух масштабных высокотемпературных метаморфических процессах, затронувших данную территорию около 1000-900 млн лет назад в эпоху Гренвильского (D₁) и около 580-510 млн лет назад в эпоху Пан-Африканского орогенеза (D_2-4) [13, 20-22]. С последним связано широкое развитие процессов анатексиса, внедрения кембрийских гранитоидов Прогресс и образования целого ряда различных по структурно-тектоническому положению и зональности пегматитовых тел, являющихся основным объектом исследования в рамках данной статьи. На территории оазиса предшественниками выделяется два [1, 2], а по другим данным – три [3] типа пегматитов, приуроченных к различным стадиям Пан-Африканского орогенеза – D_2-3 (578-531 млн лет) [1, 23], D₄ (526-510 млн лет) [23], post-D₄ (ок. 515 млн лет) [3].

В данной статье предлагается дополнить существующую типизацию пегматитов, учитывая новые геолого-геофизические данные по их структурно-тектонической позиции, зональности и особенностям минерального состава с выделением боросиликатных D_2-3, редкометалльных D₄, мусковитовых post-D₄, а также двух новых типов – калишпатовых D₄' и камерных редкометалльных пегматитов post-D₄'. Помимо указанных отличительных признаков, эти образования различаются по возрасту, составу протолита, минерально-геохимическим и структурно-текстурным особенностям.

Методы

Полевые комплексные геолого-геофизические работы в районе станции Прогресс включали проведение геологических маршрутов, описание опорных обнажений, магниторазведку и гамма-спектрометрическую съемку. В ходе работ встречено и описано 87 проявлений пегматитов. Некоторые тела пегматитов были первично выделены на основании дешифрирования аэрофотоснимков, полученных при составлении ортофотопланов местности, снятых при помощи БПЛА DJI Mavic Air 2 (DJI, КНР). Отдельные пегматитовые тела выделялись по результатам наземной магнитной съемки, проведенной в масштабе 1:10000 с помощью оверхаузеровского магнитометра MiniMag (ООО «Геодевайс», Россия). На опорных обнажениях пегматитов проводилось изучение геологического строения, связь с тектоническими ослабленными зонами, детальное изучение каждой зоны, а также гамма-спектрометрические измерения как по локальным объектам, так и вдоль профилей с использованием прибора МКСП-01 (ООО «НТЦ «РАДЭК», Россия), время экспозиции составляло от 600 до 1800 с. Отдельные образцы были оперативно доставлены в Санкт-Петербург и проанализированы в лаборатории Института геологии и геохронологии докембрия РАН с использованием рентгенофлуоресцентного анализатора СПЕКТРОСКАН МАКС-GVM (ООО «НПО «СПЕКТРОН», Россия).

Результаты

Наиболее представительные пегматитовые тела разных типов описаны в опорных обнажениях: боросиликатный D_2-3 (№ 1), редкометалльный D₄ (№ 2), калишпатовый D₄' (№ 3), мусковитовый post-D₄ (№ 4), камерный post-D₄' (№ 5) (рис.1).

Рассмотрим подробнее выделенные типы пегматитов, включая как впервые описанные разновидности, так и ранее упоминавшиеся в литературе [1-3, 23], но не изучавшиеся в едином контексте и остававшиеся недостаточно охарактеризованными.

Боросиликатные пегматиты D_2-3

Самые ранние пегматиты на исследуемой территории соотносятся с деформационными процессами D₂ и D₃, имевшими место в ходе Пан-Африканского орогенеза [1], и представлены боросиликатными пегматитами D_2-3. Считается, что они были сформированы в результате дифференциации расплавов, возникших в ходе процессов частичного плавления богатых боросиликатами парагнейсов в раннем палеозое 578-531 млн лет назад [1, 23]. В ходе последующих процессов эти образования были деформированы [2]. Пегматитовые тела D_2-3 были встречены в 48 точках наблюдения, главным образом среди парагнейсов субформации Брокнес, и реже – метапсаммитов Гентнер. В структурном плане данные породы формируют субсогласные с вмещающими метаморфитами линзы и жильные тела протяженностью до нескольких десятков метров и мощностью до 1-2 м (рис.2), падение которых в большинстве случаев соответствует падению вмещающих пород. Контакты четкие, неровные. Эти пегматиты не обладают какой-либо явно выраженной зональностью, их породообразующими минералами являются калиевый полевой шпат и плагиоклаз, серый или молочно-белый кварц и крупночешуйчатый биотит, а их отличительная особенность заключается в значительном содержании редких боросиликатных минералов – дюмортьерита, призматина, грандидьерита, боралсилита и турмалина (табл.1) [2, 3, 24]. Особое распространение боровая минерализация получила в западной части оазиса Холмы Ларсеманн на п-ове Стурнес, что послужило причиной для создания на его территории особо охраняемой природной зоны [25].

Таблица 1

Сравнительная геолого-минералогическая характеристика различных типов пегматитов оазиса Холмы Ларсеманн

Примечание. ХХХ – минерал встречается в значительном количестве; Х – минерал встречается в небольших зернах в шлифах или в шлихе; (*) – вторичный минерал; ? – требуется уточнение. Собственные полевые определения выполнены визуально или с применением рентгенофлуоресцентного анализа.

По данным гамма-спектрометрии выявленные боросиликатные пегматиты D_2-3 практически не отличаются от вмещающих парагнейсов содержаниями изотопов калия, урана и тория (табл.2).

Таблица 2

Средние содержания естественных радионуклидов и эффективная активность боросиликатного пегматита D_2-3 и вмещающих парагнейсов субформации Брокнес по результатам гамма-спектрометрии (опорное обнажение № 1)

Редкометалльные пегматиты D₄

Внедрение более поздних редкометалльных пегматитов D₄ также связывается с Пан-Африканским орогенезом [1]. Предполагается, что они были сформированы в результате дифференциации расплава, образованного из нескольких источников в ходе процессов анатексиса [3] 526-510 млн лет назад [23]. Пегматитовые тела D₄ были зафиксированы в 35 точках наблюдения, в основном среди парагнейсов субформации Брокнес. В структурном отношении данные образования формируют протяженные (до 150-200 м) субвертикальные секущие жилы мощностью до 1 м север-северо-западного простирания, контролируемые субмеридианальными разрывными нарушениями. Данный тип пегматитов наиболее проявлен в западной части п-ова Брокнес (см. рис.1). Периодически отмечается их секущее положение по отношению к пегматитам D_2-3. Часто по данным телам развиваются более поздние линейные деформации, представляющие собой зоны милонитизации мощностью до 20 см и крупные протяженные трещины. В качестве породообразующих минералов данных пегматитов выступают оранжевый и розоватый до мясо-красного калиевый полевой шпат, плагиоклаз, белый кварц и крупночешуйчатый биотит. В качестве акцессорных минералов выделяются магнетит, шпинель, гранат (альмандин), силлиманит, турмалин, а также впервые описываемый на территории оазиса Холмы Ларсеманн и в целом на территории Земли Принцессы Елизаветы хризоберилл, образующий достаточно крупные (до 2-3 см) характерные двойники и тройники. Интересно, что подобные абиссальные пегматиты, описываемые в других частях Земли, никогда не характеризуются одновременным развитием боровой и бериллиевой минерализации [31].

Все жилы данного типа имеют явное зональное строение (рис.3) с постепенными контактами между зонами (от краев к центру, на примере калишпатового пегматита из опорного обнажения № 2):

a – приконтактовые зоны представлены мелко-среднекристаллическими полевошпат-кварцевыми агрегатами. Наблюдаются скопления магнетита в западных, как правило, лежачих приконтактовых зонах;

b – графическая зона проявлена не повсеместно, представляет собой крупные агрегаты полевого шпата с немногочисленными ихтиоглиптами кварца и редкими небольшими (1-2 см) графическими срастаниями кварца и турмалина;

c – блоковая зона представлена крупными идиоморфными кристаллами калиевого полевого шпата, часто с крупночешуйчатым биотитом и значительно реже кварцем. В данной зоне в некоторых редкометалльных жилах отмечаются правильные двойники и тройники хризоберилла размером до нескольких сантиметров, кристаллы силлиманита и турмалина.

Редкометалльные пегматиты D₄ отличаются незначительно повышенными по отношению к вмещающим парагнейсам содержаниями естественных радионуклидов, а также эффективной активностью (табл.3).

Таблица 3

Средние содержания естественных радионуклидов и эффективная активность редкометалльного пегматита D₄ и вмещающих парагнейсов субформации Брокнес по результатам гамма-спектрометрии (опорное обнажение № 2)

Калишпатовые пегматиты D₄' распространены на изучаемой территории значительно реже, они были встречены всего в трех точках наблюдения в западной части п-ова Брокнес. По данным уран-свинцового изотопного датирования, их возраст составляет 517-521 млн лет [1]. По своему структурному положению и приуроченности к разрывным нарушениям данные образования не отличаются от ранее описанных редкометалльных пегматитов D₄ и не выделяются другими исследователями в отдельную группу. Между тем эти пегматиты надежно выделяются по своему минеральному составу – они фактически нацело сложены крупными (до 30-40 см) белыми удлиненными кристаллами ортоклаза, часто с двойниками, различимыми макроскопически. В подчиненном количестве отмечается серый кварц, чаще всего встречающийся в зальбандах жил или в виде цепочек небольших (до 1 см) кварцевых агрегатов, формирующихся в блоковой зоне на границах кристаллов ортоклаза, и крупночешуйчатый идиоморфный биотит. В качестве акцессорных минералов отмечаются кристаллы магнетита и граната (альмандина). Данные пегматиты также характеризуются зональным строением (рис.4).

По данным гамма-спектрометрии калишпатовые пегматиты D₄' также отличаются от редкометалльных повышенными содержаниями изотопов тория, более высокими значениями эффективной активности и торий-уранового соотношения (табл.4).

Таблица 4

Средние содержания естественных радионуклидов и эффективная активность калишпатового пегматита D₄' и вмещающих парагнейсов субформации Брокнес по результатам гамма-спектрометрии (опорное обнажение № 3)

Мусковитовые пегматиты post-D₄

Более поздние пегматитовые образования, связанные с Пан-Африканским орогенезом, выделяются некоторыми исследователями в особую группу [3]. Предполагается, что они образованы в одно время с гранитами Прогресс 515 млн лет назад из общего протолита [22]. Данные образования имеют крайне ограниченное распространение на исследуемой территории (северо-запад п-ова Брокнес); пегматитовые тела post-D₄ были встречены всего в двух точках наблюдения. Они представлены секущими и субсогласными с вмещающими породами жилами и линзами север-северо-западного простирания, протяженностью до 100-150 м и мощностью до 30 см, часто с явным зональным строением (рис.5). Породообразующими минералами являются калиевый полевой шпат бледно-оранжевого цвета, крупночешуйчатый идиоморфный мусковит и светло-серый кварц.

Подобные пегматиты, описываемые в работе [3], на некоторых северных островах оазиса, также могут содержать берилл. Именно наличие крупнокристаллического мусковита, не встреченного в других пегматитовых образованиях, позволяет выделить данные пегматиты в отдельную группу. Это обстоятельство, а также возможное наличие берилла позволяет говорить о том, что внедрение мусковитовых пегматитов post-D₄ проходило при более низких температурах, и, вероятно, об их более молодом возрасте. Данные гамма-спектрометрии указывают на относительную обедненность рассматриваемых пород радиоактивными элементами по сравнению с редкометалльными, калишпатовыми и камерными пегматитами (табл.5).

Таблица 5

Средние содержания естественных радионуклидов и эффективная активность мусковитового пегматита post-D₄ и вмещающих парагнейсов субформации Брокнес по результатам гамма-спектрометрии (опорное обнажение № 4)

Камерные пегматиты post-D₄'

Миароловые пегматиты – наиболее интересные геологические образования. На данный момент в общем доступе нет информации об обнаружении камерных пегматитовых тел в Антарктиде. Подобные образования являются редкими для древних глубокометаморфизованных пород, поэтому обнаружение камерного пегматита среди метаморфитов Холмов Ларсеманн представляется весьма важной находкой. Первоначально миароловый пегматит был обнаружен по многочисленным обломкам кристаллов кварца с гранями свободного роста, встречающихся среди делювиальных отложений в верхепротерозойских мигматизированных парагнейсах на западе п-ова Брокнес. Продолжение поисков привело к достаточно крупному (1×0,5×1 м³) зональному образованию, горизонтально залегающему субсогласно среди парагнейсов Брокнес. Наличие асимметричной зональности, заполненных кристаллами миароловых пустот (рис.6), а также резкое отличие в содержании естественных изотопов и их активности позволяет выделить данный пегматит в особую группу.

В строении описываемого камерного пегматита принимают участие несколько постепенно сменяющих друг друга зон (рис.7):

a – графическая зона, представляющая собой не всегда ясно выраженные закономерные срастания калиевого полевого шпата и кварца;

b – блоковая зона, выполненная крупными агрегатами калиевого полевого шпата с единичными крупными (до 30 см) кристаллами биотита (рис.6, а). В данной зоне отмечаются многочисленные миароловые пустоты размером до 15-30 см, с кристаллами дымчатого кварца (рис.6, в), калиевого полевого шпата, голубоватого ирризирующего плагиоклаза, рутила (в виде включений в кварце), ильменита, коричневато-красного апатита (рис.6, б) с включениями иттриевого монацита, а также темные радиоактивные скрытокристаллические разности и несколько не определенных на данный момент выветрелых минералов. Полости заполнены рыхлым глинистым веществом с большим количеством мелких золотистых кристаллов ксенотима и монацита;

c – ядро, сформированное сплошными крупными кварцевыми агрегатами серого цвета с многочисленными, часто изогнутыми зеленовато-желтыми матовыми кристаллами, вероятно, андалузита, размером до 7-10 см в длину и редкими включениями пирита.

Гамма-спектрометрические наблюдения, проведенные вдоль профиля вкрест зональности пегматитового тела, демонстрируют одни из наиболее высоких на участке работ содержания естественных радионуклидов, а также значения эффективной активности (табл.6).

Таблица 6

Средние содержания естественных радионуклидов и эффективная активность в камерном пегматите post-D₄' и вмещающих мигматизированных метаморфитов по результатам гамма-спектрометрии (опорное обнажение № 5)

Данное пегматитовое тело вместе с вмещающими мигматизированными парагнейсами выделяется также и по зафиксированной в ходе работ отрицательной линейной магнитной аномалии протяженностью около 150 м и шириной до 30 м.

Обсуждение результатов

На территории оазиса Холмы Ларсеманн выделяется несколько типов пегматитов, отождествляемых с Пан-Африканскими орогенными событиями (ок. 580-510 млн лет). Их образование приурочено к глобальному пику тектоно-магматической активности в раннем палеозое, проявившемуся на значительных площадях по всей Земле в период коллизионного орогенеза и сборки суперконтинентов [32].

В последнее время предпринималось несколько попыток систематизировать информацию о пегматитах оазиса Холмы Ларсеманн, выяснить условия и порядок их образования. Одной из главных проблем в исследовании является то, что абсолютные датировки разных типов пегматитов не всегда являются показательными, так как результаты часто могут накладываться друг на друга или различаться лишь в пределах среднеквадратичного отклонения. По калишпатовым, мусковитовым и камерным пегматитам получено крайне мало достоверных данных об их абсолютном возрасте и термобарических условиях образования, или же таковых данных нет в принципе. С этой точки зрения большую ценность представляют первичные полевые данные о взаимоотношении данных типов пегматитов.

Предполагается, что процессы внедрения первых пегматитов связаны с деформационными событиями D₂ и D₃, приведшими к образованию зон растяжения субмеридионального простирания [1]. В пегматитах D_2-3 обильно проявлена боровая минерализация, а также были найдены очень редкие (грандидьерит, призматин) и даже новые минералы, ранее описанные только в метеоритах (боралсилит) [3, 24, 25]. На основании данных о PT-условиях устойчивости боралсилита предполагается, что пегматиты D_2-3 могли быть образованы при температуре 750-800 °С и давлении 0,4-0,7 ГПа (см. табл.1) при частичном плавлении богатых бором парагнейсов [3]. Результаты определения абсолютного возраста данных образований, полученных по монациту и циркону различными авторами, неплохо соотносятся между собой – 578-531 млн лет [23] и 562-534 млн лет [1] и соответствуют времени тектоно-магматического события, приведшему к частичному плавлению вмещающих пород. Считается, что в ходе последующих процессов данные тела были смяты в складки, чаще всего согласного характера с вмещающими породами, и в отдельных случаях нарушены разрывными дислокациями, по которым происходило внедрение более поздних пегматитов.

По данным полевых наблюдений, пегматитовые образования D_2-3 встречаются повсеместно на территории работ в виде линз и непротяженных жильных тел мощностью до первых метров с неровными контактами, залегающими, как правило, согласно с вмещающими породами. На п-ове Брокнес в пегматитах D_2-3 практически не наблюдается боровая минерализация, ее наиболее крупные проявления сконцентрированы в западной части оазиса, на п-ове Стурнес. По данным гамма-спектрометрических наблюдений, пегматиты D_2-3 не демонстрируют существенных отличий по содержанию радионуклидов от вмещающих парагнейсов Брокнес и метапсаммитов Гентнер, при этом характеризуясь пониженными значениями по сравнению с редкометалльными D₄, калишпатовыми D₄' и камерными post-D₄' пегматитами. Это может быть связано как с высокотемпературными условиями кристаллизации данных пегматитов, так и с усилением миграции Th и U в ходе последующих процессов метаморфизма [33].

Далее на участки, испытавшие растяжение в ходе события D₃, наложились поздние деформационные процессы D₄ [1], которые привели к дальнейшему растяжению и внедрению пегматитов D₄ в ослабленные зоны. В этих породах также были обнаружены редкие включения боралсилита, на основании чего предполагается, что пегматиты D₄ были образованы в сходных с пегматитами D_2-3 термобарических условиях [3]. Данные датировок по монациту предполагают, что пегматиты D₄ были сформированы 526-510 млн лет назад [23] в результате частичного плавления субстрата из нескольких источников [3]. По полевым наблюдениям, пегматиты D₄ преимущественно локализованы в западной и центральной частях п-ова Брокнес в пределах полосы длиной 5 км при ширине около 2 км в зоне развития субмеридиональных разрывных нарушений, выделенных в ходе геологических маршрутов и в ходе предыдущих исследований. По данным гамма-спектрометрических наблюдений, редкометалльные пегматиты D₄ характеризуются пониженными содержаниями естественных радионуклидов по сравнению с калишпатовыми D₄ꞌ и камерными пегматитами, но демонстрируют повышенные значения относительно пегматитов D_2-3 и мусковитовых пегматитов post-D₄. Вероятнее всего, это связано с тем, что данный тип пегматитов кристаллизовался в условиях высоких температур и давлений, когда Th и U в значительной степени оставались в расплаве. Интересным и важным является присутствие в этих образованиях развитой высокотемпературной минеральной ассоциации калиевый полевой шпат – силлиманит – хризоберилл. Согласно многочисленным исследованиям [34-36], хризобериллы в пегматитах, как правило, образуются по ранее сформированным кристаллам берилла. Тем не менее, отсутствие реликтов изначальных бериллиевых минералов и высокая степень идиоморфизма обнаруженных авторами кристаллов хризоберилла в пегматитах D₄ позволяют предполагать его первичную природу. Кроме того, наличие хризоберилла может указывать на локальное обогащение расплава глиноземом за счет вмещающих пород [37, 38]. Бериллий при этом мог быть мобилизован из метаморфических бериллиевых минералов (например, сапфирина Mg_2,73Fe_1,00Al_1,14Be_0,12B_0,01Si_2,4О₂₀), как это описывается в гранитных пегматитах комплекса Напьер, Антарктида [31]. Данное обстоятельство позволяет предполагать более высокотемпературный характер формирования редкометалльных пегматитов D₄ [27, 31, 38].

Редкие калишпатовые пегматиты D₄ꞌ, встречающиеся локально в зоне развития редкометалльных пегматитов D₄ и не отличающиеся от них по своему структурному положению, не выделяются другими исследователями в отдельный тип. Тем не менее, по их минеральному составу (в первую очередь по преобладанию крупных (30-40 см) кристаллов калиевого полевого шпата) можно предполагать, что данные пегматиты были образованы позднее и при более низких температурах, чем редкометалльные пегматиты D₄'. Это заключение подтверждается результатами датировок цирконов из идентичных светлоокрашенных пегматитов, согласно которым возраст образования этих тел составляет 521-517 млн лет [1]. Калишпатовые пегматиты, как правило, формируются при температуре в диапазоне 550-650 °С [39]. Такие параметры характерны для позднемагматической и пневматолитово-гидротермальной стадии минералообразования, когда остаточные растворы, насыщенные летучими компонентами, кристаллизуются в трещинах вмещающих пород. Кроме того, по данным гамма-спектрометрических наблюдений, калишпатовые пегматиты D₄ꞌ характеризуются более высокими содержаниями радионуклидов, чем боросиликатные D_2-3, редкометалльные D₄ и мусковитовые пегматиты post-D₄. Это может объясняться тем, что калиевый полевой шпат имеет тенденцию к удержанию радионуклидов в своей структуре, а указанные температуры способствуют накоплению тория и урана в некоторых минералах [40].

Еще одним более поздним типом пегматитов, выделяемым лишь в работах [3, 23], являются мусковитовые пегматиты post-D₄. Предполагается, что данный тип наиболее удален от источника расплава и образован при более низких температурах (490-580 °C) и давлении <0,4 ГПа [3]. В настоящее время в открытом доступе отсутствуют данные о возрасте этих тел, но в работе [3] демонстрируется, что мусковитовые пегматиты по изотопным характеристикам близки к кембрийским гранитам Прогресс (см. рис.1), на основании чего предполагается, что время их образования может составлять около 515 млн лет [41]. Данные пегматиты на исследуемой территории имеют крайне ограниченное распространение. Географически они локализованы в северной части ослабленной зоны, залеченной редкометалльными и калишпатовыми пегматитами D₄. По результатам гамма-спектрометрических наблюдений данные образования обладают одними из самых низких среди зафиксированных пегматитов значениями содержания естественных изотопов – мусковит и кварц слабо аккумулируют уран и торий, и радионуклиды могут мигрировать с более поздними гидротермальными растворами, снижая их концентрацию в породе. По всей видимости, мусковитовые пегматиты должны быть связаны с завершающим этапом анатектических процессов.

Особый интерес представляет обнаружение камерных пегматитов на территории оазиса Холмы Ларсеманн. Подобные образования не были описаны ранее на исследуемой площади, и данная находка требует дальнейшего детального и комплексного изучения. Описываемое тело значительно отличается от всех остальных рассмотренных пегматитов по строению, минеральному составу и результатам гамма-спектрометрических наблюдений, демонстрирующих резкое увеличение в содержании естественных изотопов и их активности. Кроме того, в отличие от всех других пегматитов, оно отчетливо выделяется и по данным магнитной съемки, демонстрируя характеристики, сходные с телами, описанными в работах [42-44]. В настоящее время на основании первичных полевых данных можно предполагать, что формирование этого образования происходило на самых поздних стадиях пегматитового процесса при наименьших среди рассматриваемых типов пегматитов температурах, вероятно около 350-500 °С [28, 45], из алюмосиликатного расплава, обогащенного растворенной водой и летучими компонентами (например, фосфором). При этом, согласно расчетам предшественников, температуры финальных ретроградных стадий Пан-Африканского метаморфического события составляли 550-650 °С [21]. Высокие концентрации летучих компонентов и медленная кристаллизация привели к образованию минералов правильных кристаллографических форм и высоким содержаниям естественных радионуклидов в данном теле. Отсутствие четких границ с вмещающими породами и особый минеральный парагенезис позволяет первично отнести его к редкоэлементным абиссальным пегматитам, связанным с гранитоидами S-типа [46, 47].

По современным представлениям все описанные типы пегматитов относятся к абиссальным пегматитам семейства LCT, сформированным в результате частичного плавления одного или нескольких протолитов. Высокотемпературные разновидности, такие как боросиликатные и редкометалльные пегматиты, вероятно, образовались в условиях гранулитовой фации метаморфизма, ассоцирующегося с Пан-Африканским орогенезом. Другие типы пегматитов формировались при более низких температурах на последующих этапах геодинамической эволюции [23].

Заключение

На основании полученных данных комплексных геолого-геофизическогих исследований и согласно исследованиям предшественников, на территории оазиса Холмы Ларсеманн уверенно выделяется пять различных типов пегматитов (боросиликатные D_2-3, редкометалльные D₄, калишпатовые D₄', мусковитовые post-D₄ и камерные пегматиты post-D₄'), залегающих преимущественно в верхнепротерозойских парагнейсах субформации Брокнес. Все они связываются с различными стадиями Пан-Африканского орогенеза и соответствуют глобальному раннепалеозойскому пику пегматитообразования. По данным полевых измерений, все типы пегматитов хорошо различимы по морфологии пегматитовых тел, характеру их зональности, минеральному составу, данным гамма-спектрометрии и в отдельных случаях магнитной съемки. Так, пегматиты D_2-3 представляют собой часто согласные с вмещающими породами жилообразные и линзовидные тела, в которых находит развитие редкая боросиликатная минерализация. Секущие редкометалльные пегматиты D₄, калишпатовые пегматиты D₄' и мусковитовые пегматиты post-D₄ локализованы в пределах одной полосы максимального развития параллельных север-северо-западных разломов, интерпретируемых как ослабленная зона, которую залечивают описываемые пегматитовые образования. В пределах этой же зоны отмечается и камерный пегматит, природа и время образования которого вызывают наибольшее количество вопросов. Максимальные содержания радионуклидов наблюдаются в калишпатовых и камерных пегматитах, несколько ниже в редкометалльных пегматитах. Наименьшие значения содержания изотопов фиксируются в боросиликатных и мусковитовых пегматитах.

Информация, собранная авторами в течение полевого сезона, и находки новых, ранее не описанных, геологических тел, позволяют расширить понимание не только истории и особенностей пегматитообразования в районе оазиса Холмы Ларсеманн, но и этапов геодинамической эволюции данной территории, а также смежных регионов, например Индийского кратона и других фрагментов бывшей Гондваны. В дальнейшем планируется детальное изучение выделенных типов пегматитов с использованием тонкой геохимии сквозных и акцессорных минералов, уточнение термобарических условий их кристаллизации, определение абсолютного возраста и порядка формирования.

Литература

1. Shi Zong, Yingchun Cui, Liudong Ren et al. Geochemical Characteristics, Zircon U-Pb Ages and Lu-Hf Isotopes of Pan-African Pegmatites from the Larsemann Hills, Prydz Bay, East Antarctica and Their Tectonic Implications // Minerals. 2024. Vol. 14. Iss. 1. № 55. DOI: 10.3390/min14010055
2. Wadoski E.R., Grew E.S., Yates M.G. Compositional evolution of tourmaline-supergroup minerals from granitic pegmatites in the Larsemann Hills, East Antarctica // The Canadian Mineralogist. 2011. Vol. 49. № 1. P. 381-405. DOI: 10.3749/canmin.49.1.381
3. Maas R., Grew E.S., Carson C.J. Isotopic constraints (Pb, Rb-Sr, Sm-Nd) on the sources of early Cambrian Pegmatites with boron and beryllium minerals in the Larsemann hills, Prydz Bay, Antarctica // The Canadian Mineralogist. 2015. Vol. 53. № 2. P. 249-272. DOI: 10.3749/canmin.1400081
4. Leitchenkov G.L., Grikurov G.E. The Tectonic Structure of the Antarctic // Geotectonics. 2023. Vol. 57. Suppl. 1. P. S28-S33. DOI: 10.1134/S0016852123070087
5. Горелик Г.Д., Егоров А.С., Шуклин И.А., Ушаков Д.Е. Обоснование оптимального комплекса геофизических исследований глубинного строения района озера Восток // Горный журнал. 2024. № 9. С. 56-61. DOI: 10.17580/gzh.2024.09.09
6. Satish-Kumar M., Motoyoshi Y., Osanai Y. et al. Geodynamic Evolution of East Antarctica: A Key to East–West Gondwana Connection. London: The Geological Society, 2008. Geological Society Special Publication № 308. 464 p.
7. Grikurov G.E., Mikhalskii E.V. Tectonic structure and evolution of East Antarctica in the light of knowledge about supercontinents // Russian Journal of Earth Sciences. 2002. Vol. 4. № 4. P. 247-257. DOI: 10.2205/2002ES000099
8. Абдрахманов И.А., Гульбин Ю.Л., Гембицкая И.М. Ассоциация Fe–Mg–Al–Ti–Zn оксидов в гранулитах оазиса Бангера, Восточная Антарктида: свидетельства метаморфизма сверхвысоких температур // Записки Российского минералогического общества. 2021. Т. 150. № 4. С. 38-76. DOI: 10.31857/S086960552104002X
9. Sadiq M., Bhandari A., Arora D. et al. Late Neoproterozoic metamorphic evolution of Larsemann Hills, East Antarctica: Insights from pseudosection modelling and monazite–zircon geochronology of Easther Island porphyroblastic gneiss // Journal of Earth System Science. 2024. Vol. 133. Iss. 4. № 238. DOI: 10.1007/s12040-024-02434-9
10. Гульбин Ю.Л., Абдрахманов И.А., Гембицкая И.М., Васильев Е.А. Ориентированные микровключения оксидов системы Al–Fe–Mg–Ti в кварце из метапелитовых гранулитов оазиса Бангера, Восточная Антарктида // Записки Российского минералогического общества. 2022. Т. 151. № 4. С. 1-17. DOI: 10.31857/S0869605522040037
11. Mikhalsky E.V., Belyatsky B.V., Presnyakov S.L. et al. The geological composition of the hidden Wilhelm II Land in East Antarctica: SHRIMP zircon, Nd isotopic and geochemical studies with implications for Proterozoic supercontinent reconstructions // Precambrian Research. 2015. Vol. 258. P. 171-185. DOI: 10.1016/j.precamres.2014.12.011
12. Abdrakhmanov I.A., Gulbin Y.L., Skublov S.G., Galankina O.L. Mineralogical Constraints on the Pressure–Temperature Evolution of Granulites in the Bunger Hills, East Antarctica // Minerals. 2024. Vol. 14. Iss. 5. № 488. DOI: 10.3390/min14050488
13. Carson C.J., Dirks P.G.H.M., Hand M. et al. Compressional and extensional tectonics in low-medium pressure granulites from the Larsemann Hills, East Antarctica // Geological Magazine. 1995. Vol. 132. Iss. 2. P. 151-170. DOI: 10.1017/S0016756800011729
14. Geology of the Larsemann Hills. Princess Elizabeth Land. Antarctica. 1:25 000 scale. First Edition. Canberra: Geoscience Australia, 2007.
15. Grew E.S., Carson C.J., Christy A.G. et al. New constraints from U–Pb, Lu–Hf and Sm–Nd isotopic data on the timing of sedimentation and felsic magmatism in the Larsemann Hills, Prydz Bay, East Antarctica // Precambrian Research. 2012. Vol. 206-207. P. 87-108. DOI: 10.1016/j.precamres.2012.02.016
16. Глазунов В.В., Ефимова Н.Н., Зеликман Д.И., Букатов А.А. Локализация зон развития опасных геологических процессов берегового клифа по данным 3D сейсмотомографического прозвучивания // Russian Journal of Earth Sciences. 2025. Т. 25. № 1. № ES1001. DOI: 10.2205/2025es000993
17. Kelsey D.E., Hand M., Clark C., Wilson C.J.L. On the application of in situ monazite chemical geochronology to constraining P–T–t histories in high-temperature (>850 °C) polymetamorphic granulites from Prydz Bay, East Antarctica // Journal of the Geological Society. 2007. Vol. 164. № 3. P. 667-683. DOI: 10.1144/0016-76492006-013
18. Kelsey D.E., Wade B.P., Collins A.S. et al. Discovery of a Neoproterozoic basin in the Prydz belt in East Antarctica and its implications for Gondwana assembly and ultrahigh temperature metamorphism // Precambrian Research. 2008. Vol. 161. Iss. 3-4. P. 355-388. DOI: 10.1016/j.precamres.2007.09.003
19. Hensen B.J., Zhou B. A Pan‐African granulite facies metamorphic episode in Prydz Bay, Antarctica: Evidence from Sm‐Nd garnet dating // Australian Journal of Earth Sciences. 1995. Vol. 42. Iss. 3. P. 249-258. DOI: 10.1080/08120099508728199
20. Grew E.S., Carson C.J., Christy A.G., Boger S.D. Boron- and phosphate-rich rocks in the Larsemann Hills, Prydz Bay, East Antarctica: tectonic implications // Antarctica and Supercontinent Evolution. London: The Geological Society, 2013. Vol. 383. P. 73-94. DOI: 10.1144/SP383.8
21. Fitzsimons I.C.W., Harley S.L. Geological relationships in high‐grade gneiss of the Brattstrand Bluffs coastline, Prydz Bay, East Antarctica // Australian Journal of Earth Sciences. 1991. Vol. 38. Iss. 5. P. 497-519. DOI: 10.1080/08120099108727987
22. Yanbin Wang, Dunyi Liu, Sun-Lin Chung et al. SHRIMP Zircon Age Constraints From the Larsemann Hills Region, Prydz Bay, for a Late Mesoproterozoic to Early Neoproterozoic Tectono-Thermal Event in East Antarctica // American Journal of Science. 2008. Vol. 308. Iss. 4. P. 573-617. DOI: 10.2475/04.2008.07
23. Spreitzer S.K. In Situ Dating of Multiple Events in Granulite-Facies Rocks of the Larsemann Hills, Prydz Bay, East Antarctica Using Electron Microprobe Analysis of Monazite: A Thesis Submitted in Partial Fulfillment of the Requirements for the Degree of Master of Science (in Earth Science and Climate Sciences). USA, Main, 2017. № 2762. 347 p.
24. Grew E.S., McGee J.J., Yates M.G. et al. Boralsilite (Al16B6Si2O37): A new mineral related to sillimanite from pegmatites in granulite-facies rocks // American Mineralogist. 1998. Vol. 83. Iss. 5-6. P. 638-651. DOI: 10.2138/am-1998-5-623
25. Grew E., Carson C. A treasure trove of minerals discovered in the Larsemann Hills // Australian Antarctic Magazine. 2007. Iss. 13. P. 18-19.
26. Bose S., Mondal A. K., Bakshi A.K., Jose J.R. Petrogenetic re-examination of spinel + quartz assemblage in the Larsemann Hills, East Antarctica // Polar Science. 2020. Vol. 26. № 100588. DOI: 10.1016/j.polar.2020.100588
27. London D., Evensen J.M. Beryllium in Silicic Magmas and the Origin of Beryl-Bearing Pegmatites // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2002. Vol. 50. № 1. P. 445-486. DOI: 10.2138/rmg.2002.50.11
28. London D. Crystal-Filled Cavities in Granitic Pegmatites: Bursting the Bubble // Rocks & Minerals. 2013. Vol. 88. Iss. 6. P. 527-538. DOI: 10.1080/00357529.2013.826090
29. Евдокимов А.Н., Юсуфзай А. Геологическая позиция редкометалльных пегматитов гранитоидного комплекса Лагман, Афганистан // Russian Journal of Earth Sciences. 2025. Т. 25. № 1. № ES1002. DOI: 10.2205/2025ES000998
30. Скублов С.Г., Юсуфзай А., Евдокимов А.Н., Галанкина О.Л. Особенности состава цезийсодержащего анальцима в спондуменовых пегматитах Афганистана (месторождение Колатан, провинция Нуристан) // Записки Российского минералогического общества. 2024. Т. 153. № 6. С. 122-140. DOI: 10.31857/S0869605524060053
31. Grew E.S. Boron and beryllium minerals in granulite-facies pegmatites and implications of beryllium pegmatites for the origin and evolution of the Archean Napier Complex of East Antarctica // Memoirs of National Institute of Polar Research. 1998. Special Issue 53. P. 74-92.
32. Кудряшов Н.М., Галеева Е.В., Удоратина О.В. и др. Архейская эпоха редкометалльного (Li, Cs) пегматитообразования в северо-восточной части Фенноскандинавского щита // Труды Карельского научного центра РАН. 2022. № 5. С. 68-72. DOI: 10.17076/geo1670
33. Bea F., Montero P. Behavior of accessory phases and redistribution of Zr, REE, Y, Th, and U during metamorphism and partial melting of metapelites in the lower crust: an example from the Kinzigite Formation of Ivrea-Verbano, NW Italy // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1999. Vol. 63. Iss. 7/8. P. 1133-1153. DOI: 10.1016/S0016-7037(98)00292-0
34. Franz G., Morteani G. The Formation of Chrysoberyl in Metamorphosed Pegmatites // Journal of Petrology. 1984. Vol. 25. Iss. 1. P. 27-52. DOI: 10.1093/petrology/25.1.27
35. Rybnikova O., Uher P., Novák M. et al. Chrysoberyl and associated beryllium minerals resulting from metamorphic overprinting of the Maršíkov–Schinderhübel III pegmatite, Czech Republic // Mineralogical Magazine. 2023. Vol. 87. Iss. 3. P. 369-381. DOI: 10.1180/mgm.2023.22
36. Skublov S.G, Hamdard N., Ivanov M.A., Stativko V.S. Trace element zoning of colorless beryl from spodumene pegmatites of Pashki deposit (Nuristan province, Afghanistan) // Frontiers in Earth Science. 2024. Vol. 12. № 1432222. DOI: 10.3389/feart.2024.1432222
37. Россовский Л.Н., Шостацкий А.Н. Пегматиты с хризобериллом в одном из районов Средней Азии // Минералы СССР. 1964. Вып. 15. С. 154-161.
38. London D. Reading Pegmatites: Part 1 – What Beryl Says // Rocks & Minerals. 2015. Vol. 90. Iss. 2. P. 138-153. DOI: 10.1080/00357529.2014.949173
39. Пономарева Н.И., Гордиенко В.В., Шурекова Н.С. Физико-химические условия формирования берилла в месторождении «Большой Лапоть» (Кольский п-ов) // Вестник Санкт-Петербургского университета. Серия 7. Геология. География. 2015. Вып. 3. С. 4-20.
40. Gaafar I., Elbarbary M., Sayyed M.I. et al. Assessment of Radioactive Materials in Albite Granites from Abu Rusheid and Um Naggat, Central Eastern Desert, Egypt // Minerals. 2022. Vol. 12. Iss. 2. № 120. DOI: 10.3390/min12020120
41. Carson C.J., Fanning C.M., Wilson C.J.L. Timing of the progress granite, Larsemann hills: Additional evidence for early Palaeozoic orogenesis within the east Antarctic Shield and implications for Gondwana assembly // Australian Journal of Earth Sciences. 1996. Vol. 43. Iss. 5. P. 539-553. DOI: 10.1080/08120099608728275
42. Данильев С.М., Мулев С.Н., Шнюкова О.М. Корреляционно-регрессионный анализ активности естественной электромагнитной и акустической эмиссии в образцах горных пород Октябрьского месторождения // Горный журнал. 2024. № 9. С. 51-55. DOI: 10.17580/gzh.2024.09.08
43. Яковлева А.А., Мовчан И.Б., Мединская Д.К., Садыкова З.И. Количественные интерпретации потенциальных полей: от параметрических пересчетов к геоструктурным // Известия Томского политехнического университета. Инжиниринг георесурсов. 2023. Т. 334. № 11. С. 198-215. DOI: 10.18799/24131830/2023/11/4152
44. Давыдкина Т.В., Янкилевич А.А., Наумова А.Н. Особенности магнитотеллурических исследований в Антарктиде // Записки Горного института. 2025. Т. 273. С. 80-93.
45. London D., Hunt L.E., Duval C.L. Temperatures and duration of crystallization within gem-bearing cavities of granitic pegmatites // Lithos. 2020. Vol. 360-361. № 105417. DOI: 10.1016/j.lithos.2020.105417
46. Bea F., Fershtater G., Corretgé L.G. The geochemistry of phosphorus in granite rocks and the effect of aluminium // Lithos. 1992. Vol. 29. Iss. 1-2. P. 43-56. DOI: 10.1016/0024-4937(92)90033-U
47. Рогова И.В., Стативко В.С., Петров Д.А., Скублов С.Г. Редкоэлементный состав циркона из гранитов рапакиви губановской интрузии, Выборгский массив, как отражение флюидонасыщенности расплава // Геохимия. 2024. Т. 69. № 11. С 975-991. DOI: 10.31857/S0016752524110024