Петрология родингитов Камчатки

1.5. Метасоматиты, ассоциирующие с родингитами

     На Камчатке, также как и во многих регионах, родингитизация в породах базит-гипербазитовых комплексов происходит в тесной связи с другими метасоматическими и метаморфическими процессами. Не останавливаясь здесь на рассмотрении процесса серпентинизации гипербазитов, который является самостоятельной большой проблемой и предметом оживленной дискуссии (например, [67]), на наш взгляд, необходимо подробнее рассмотреть метасоматические образования, пространственно и генетически сопряженные с родингитами и отражающие особенности физико-химической обстановки генезиса последних. Среди метасоматитов, ассоциирующих с родингитами, наибольший интерес представляют щелочные (альбититы, жадеититы) и кальциевые образования (пектолит-ксонотлитовые жилы, гранатиты).

      Альбититы являются породами, пространственно ассоциирующими с родингитами во многих базит-гипербазитовых комплексах офиолитового типа [15,16,62,70,76,82]. Не являются исключением офиолитовые комплексы Камчатки, где альбититы были описаны в нескольких массивах: Центральном на о-ве Карагинском [41,57], Кротонском в хребте Кумроч [52] и Хавывенской возвышенности [63]. Кроме того, альбититы аналогичного типа в ассоциации с родингитами были обнаружены в контактово-измененных породах зонально-концентрического массива Эпильчик.

    Как правило, альбититы были встречены в виде бескорневых обломков и глыб, заключенных в серпентинитовый матрикс. Лишь в единичных случаях были установлены фрагменты дайкообразных тел протяженностью в первые десятки метров. Одно из таких тел было детально изучено в южной части Центрального хребта на о-ве Карагинском [41]. Тело имеет линзовидную форму мощностью 2-4 м с узкими (десятки см) апофизами. Оно сложено массивными светлоокрашенными породами мелко- и среднезернистого сложения. Альбититы не содержат реликтов или признаков первичных пород.

    Тела альбититов имеют отчетливо выраженное зональное строение с четкими переходами между отдельными зонами. Минералогический состав зон и последовательность их появления в разрезе тел аналогичны для всех изученных проявлений альбититов и в общем случае имеют следующий вид (табл.2):

    1. Внутренняя зона. Сложена кварц-альбитовым сахаровидным микрогранобластовым агрегатом. Наличие голубовато-зеленых нитевидных прослоев темноцветных минералов (представленных главным образом щелочным амфиболом магнезиоарфведсонитового типа и эгирином) придает породе гнейсовидный облик.

    2. Промежуточная зона. Выполнена голубовато - серыми тонкополосчатыми альбититами со струйчатыми "пятнами", состоящими из крупнозернистых агрегатов чистого альбита. Темноокрашенные прослои выполнены игольчато-призматическими кристаллами магнезиоарфведсонита и эгирин-авгита. Для зон 1 и 2 характерным является присутствие редких мелких кристаллов флогопита.

    3. Внешняя зона. Сложена однородной темно-зеленой массивной породой, состоящей практически нацело из зерен щелочного амфибола (вплоть до образования мономинеральных прожилков). Пектолит, который встречается в виде единичных зерен в зоне 2, в краевых частях зоны 3 заметно увеличивается в количестве и в некоторых случаях образует в зальбандах тел мономинеральные жилы и скопления.

    4. Тремолититовая оторочка. Внешняя зона альбититовых тел на контакте с вмещающими серпентинизированными перидотитами выполнена плотной голубовато-серой микрозернистой породой, состоящей из широкопризматических кристаллов тремолита. Мощность оторочки, как правило, составляет 15 - 40 сантиметров. Далее происходит постепенный переход через хлорит-амфиболовую, хлоритовую и хлорит-серпентиновую зоны к серпентинизированным гипербазитам.

    Выделенные минералогические зоны не имеют выдержанной на всем протяжении тела мощности (варьируя от 0 до 80 см), образуя "раздувы" и "пережимы". В ряде случаев отдельные компоненты зонального разреза "выпадают" из вышеприведенной схемы, упрощая ее. В пределах самих выделенных зон отмечаются вариации минерального состава, связанные, во-первых, с непостоянством количественных соотношений между основными породообразующими минералами, и, во-вторых, с замещениями минералов в результате вторичных изменений (например, при цеолитизации альбита). Смена минеральных парагенезисов в различных частях альбититовых тел является закономерным отражением изменения химического состава пород в этих зонах. Характер распределения основных петрогенных окислов по зонам метасоматической колонки позволяет говорить о биметасоматическом преобразовании пород, которое характеризовалось одновременными десиликацией исходных относительно кислых образований и привносом фемических элементов из гипербазитов.

    Специфической особенностью метасоматического преобразования пород такого типа является щелочной характер процесса, хорошо объяснимый с позиции идей Д.С.Коржинского [24] о режиме щелочности-кислотности при метаморфизме и метасоматозе. При этом щелочной (натровый) характер метасоматоза подчеркивается широким распространением в них Na-содержащих минералов, таких как: альбит, щелочной амфибол магнезиоарфведсонитового типа, щелочной пироксен эгиринового типа, пектолит, анальцим, натролит и некоторые другие. Парагенетический анализ минеральных ассоциаций альбититов изученного типа, проведенный в изобарическом сечении системы H₂O - CO₂ [42] убедительно свидетельствует, что устойчивость минеральных парагенезисов различных зон метасоматической колонки и характер их смены определяются значением химического потенциала натрия и практически не зависят от температурных условий процесса. Особо подчеркнем, что наблюдаемый в некоторых альбититах Камчатки парагенезис Mg-арфведсонит + эгирин-авгит отражает обстановку максимальной щелочности минералообразующих растворов при метасоматозе на контакте с серпентинитами. Другой важной особенностью альбитизации являются высокие значения фугитивности кислорода, которые подчеркивают близповерхностный характер процесса, на который, по-видимому, не оказывали значительного влияния изменения температуры и общего давления.

    Для некоторых проявлений альбититов Западного Саяна, Бирмы, Гватемалы и др. [15,16,62,76], аналогичных по своему минеральному составу изученным, предполагается генезис в результате регрессивного диафтореза метасоматических жадеититов. Несмотря на то, что в офиолитовых комплексах Камчатки жадеит не установлен (имеется лишь устное сообщение С.Г.Кокарева о единичных находках этого минерала во внешней зоне альбититов о-ва Карагинского), исключить возможность такого механизма формирования щелочных метасоматитов нельзя. Известно, что при допущении этой модели, условия генезиса подобных пород на начальной стадии метасоматоза требуют существования значительного избыточного давления, которое, возможно, реализовывалось при дезинтеграции и внедрении фрагментов офиолитового комплекса в верхние горизонты коры [4,9,46].

    Трондьемиты, получившие ограниченное развитие в ультрамафитах хребта Кумроч [52], имеют, по сути дела, тот же состав, что и внутренняя зона альбититов, отличаясь от них меньшим содержанием (и, соответственно, меньшей активностью) натрия и средне - крупнозернистой структурой. Преобладают кварц (до 40 %) и альбит (30-35 %), в несколько меньшем количестве присутствует зеленая роговая обманка. Альбит соссюритизирован, роговая обманка замещается тремолитом, хлоритом. Недостаточное количество натрия и бедность летучими определяют неагрессивный, нереакционный характер взаимоотношений трондьемитов с серпентинитами, которые на контакте с кислыми дайками не претерпевают сколько-нибудь заметных изменений.

    В отличие от альбититов более основные плагиоклазиты, как, например, бескорневые дайкообразные тела мономинеральных андезинитов и лабрадоритов Кротонского массива, отличаются "сухими", пассивными контактами с вмещающими серпентинитами, отсутствием каких-либо признаков контактового метасоматоза. Структура пород, как правило, средне - и равномернозернистая, идиоморфнозернистая. В интерстициях между табличками плагиоклаза в незначительном количестве присутствуют выделения тремолита-актинолита.

    Пектолит-ксонотлитовые жильные образования пользуются широким распространением в массивах офиолитовых комплексов Камчатки: Кротонском, Озерновском, Куюльском, о-ва Карагинского, п-овов Камчатский мыс, Валижген, Мамет [44]. Как правило, эти образования локализованы в зонах контакта интенсивно серпентинитизированных гипербазитов с полностью или частично родингитизированными габброидами, либо приурочены к контакту гипербазитов и вмещающих их пород рамы. Очень редко они проявлены вне видимой связи с габброидами и серпентинитами. Прожилки и агрегатные скопления, выполненные Ca-гидросиликатами, находятся как непосредственно в зонах контакта, где широким развитием пользуются явления катаклаза, милонитизации и будинажа, так и в экзоконтактовых оторочках серпентинитов, где они выполняют трещины отрыва. В отдельных случаях секущие прожилки были встречены в периферийных частях родингитовых и альбититовых тел вблизи контакта с вмещающими серпентинитами. Мощность прожилков и скоплений колеблется от первых миллиметров до первых сантиметров, очень редко достигая десятков сантиметров. Протяженность наиболее крупных пектолитовых жил достигает 7-10 м, а ксонотлитовых - 3-5 м. Наиболее часты маломощные прожилки длиною 15-40 см. Жилы, как правило, не выдержаны по мощности, имеют линзообразную форму с частыми раздувами и пережимами. Обычны многочисленные, беспорядочно ориентированные, мелкие ветвящиеся прожилки и апофизы. Имеется много общего в морфологии жил, сложенных пектолитом и ксонотлитом и в их внешнем облике, что является дезориентирующим фактором при их идентификации. Количественное соотношение между ксонотлитовыми и пектолитовыми жильными образованиями, подсчитанное в Центральном массиве о-ва Карагинского, составляет приблизительно 3:1 в экзоконтактовых оторочках серпентинитов на контакте с габброидами и 1:2 в эндоконтактовых зонах родингитизированных габброидов. В зальбандах альбититовых тел встречены исключительно пектолитовые прожилки.

    Изученные жильные образования мономинеральны или анхимономинеральны по составу (ксонотлит и пектолит либо являются единственным минералом, либо резко доминируют, слагаю более 80% от материала выполнения жил). Среди других минералов, ассоциирующих с Са-гидросиликатами, установлены: кальцит, пренит и халькопирит; в незначительных количествах - кварц, магнетит, хлорит, ломонтит, тремолит и серпентин. Реакционные соотношения между сосуществующими минералами не ясны, за исключением кальцита, который однозначно является более поздней наложенной фазой. Химический состав жильных Са-гидросиликатов Камчатки и их физико-химические параметры [44] обнаруживают значительное сходство с аналогами из других районов (например, [70]).

    Геологическая обстановка локализации пектолитовых и ксонотлитовых жил свидетельствует об их формировании на завершающих этапах метасоматоза в офиолитовых комплексах. Этот процесс протекал в тектонически ослабленных контактовых зонах, отличающихся повышенной трещиноватостью, в которых была облегчена циркуляция гидротермальных минералообразующих растворов и создавались условия для полного замещения исходных пород с образованием мономинеральных агрегатов ксонотлита и пектолита. Источником SiO₂, CaO и Na₂O, необходимых для формирования жильных образований изученного типа, явились амфиболизированные габброиды и диабазы дайковых комплексов офиолитов. На начальных этапах метасоматоза на контакте с серпентинитами, послужившими своеобразным экраном, препятствующим рассеиванию тепла и флюида, происходило увеличение концентрации кремния и кальция в растворах (кремнезем извлекался при десиликации исходных пород, а сопутствующее обогащение кальцием связано с предшествующей родингитизацией). Это привело к формированию ксонотлитовых жильных образований, а затем, при дальнейшем повышении щелочности минералообразующих растворов (в соответствии с правилом В.Н.Лодочникова [31]), пектолитовых. Парагенетический анализ минеральных ассоциаций изученного типа в пятикомпонентной системе SiO₂-Al₂O₃-(Fe,Mg)O-CaO-H₂O [42] свидетельствует о регрессивной направленности процесса, при котором нарастание щелочности изначально высококальциевых растворов сопровождалось падением температуры в интервале 300-200^оС.

    Гранатиты. Гранатсодержащие метасоматические жильные образования получили развитие в периферийных частях некоторых базит-гипербазитовых массивов Камчатки и Корякии [12,18,27], где они, как правило, приурочены к зонам дробления и милонитизации. Эти зоны выполнены сильно трещиноватыми серпентинитами, которые, в свою очередь, насыщены многочисленными будинированными фрагментами габброидов и пироксенитов. Повышенная проницаемость этих зон способствовала активному протеканию контактово-реакционных метасоматических процессов с образованием гранатовой минерализации нескольких типов.

    В жилах гранат - клинопироксенового состава гранат локализуется в центральных и краевых частях, образуя желваки, стяжения, линзы, друзы, щетки и сростки кристаллов размером до первых десятков см. Кристаллы граната обычно прозрачны или полупрозрачны и имеют хорошо выраженную ромбододекаэдрическую форму. Их окраска варьирует от травяно-зеленого до желтовато-зеленого цвета. В периферийных частях этих жил гранат ассоциирует с игольчато-призматическим бесцветным диопсидом. Кристаллы гранатов нередко содержат в центральных частях микровключения хромшпинелидов, халькопирита и пентландита, а также газово-жидкие микровключения, распределяющиеся по радиально-концентрической системе роста кристаллов.

    Участки пересечения нескольких систем трещин в серпентинитах порою "залечиваются" прожилками офитового и офит-хлоритового состава с примесью граната. Зерна последнего обычно выполняют открытые трещины, стенки которых покрыты выделениями крупночешуйчатого хлорита. Прожилки имеют зонально-полосчатое строение, обусловленное чередованием слоев бледно-зеленого колломорфного офита и темно-зеленого мелкочешуйчатого хлорита. Центральные части этих прожилков заполнены агрегатом мелких кристаллов (1-5 мм) травяно-зеленого или желтого граната с примесью кальцита и магнетита. Мощность таких прожилков колеблется от 1 до 3 ом. Гранат кристаллизуется в виде индивидуальных кристаллов или образует мелкозернистые скрытокристаллические массы. Хорошо сформированные индивидуальные кристаллы имеют форму ромбододекаэдров. Кристаллы прозрачны, обладают сильным блеском и достигают 3-5 мм в поперечнике. Травяно-зеленая и медово-желтая разновидности гранатов образуют, как правило, самостоятельные проявления, изолированные друг от друга.

    Гранаты из различных проявлений достаточно близки между собой по особенностям химического состава. В них, в отличие от гроссуляровых гранатов родингитовых ассоциаций офиолитов, преобладает андрадитовая молекула с подчиненным значением гроссулярового и пиропового минала. Согласно классификации, принятой для поделочных и полудрагоценных камней андрадиты, имеющие зеленую окраску, относятся к демантоидам, а желтую - к топазолитам [27]. Цвет топазолитов от бледно - до ярко-желтого и зеленовато-желтого, цвет демантоидов - от изумрудно - и травянисто-зеленого до бледного серо-зеленого. Окраска минералов определяется присутствием хрома в кристаллической решетке. В изумрудно-зеленых разновидностях андрадитов из гранатитов Камчатки содержание хрома достигает 1.25 мас.%, а в бледноокрашенных - максимально 0.22 мас.%.

    Анализ парагенетических взаимоотношений гранатов с ассоциирующими минералами свидетельствует об их низкотемпературном гидротермальном генезисе вместе с хлоритом на заключительном этапе метасоматоза в гипербазитах. Образование гранатов происходило в несколько стадий и отражено в разных его генерациях (от ранних к более поздним): мелких щетках прозрачных окрашенных гранатов, друзах крупных (более 2 мм) прозрачных кристаллов ювелирного качества, на которые нарастают колломорфные агрегаты, и, наконец, мелких колломорфных агрегатов прожилков и цементирующей массы. Не вызывает сомнения, что главную роль в образовании гранатовых метасоматитов играл процесс кальциевого метасоматоза в условиях постепенного понижения температуры практически лишенных углекислоты минералообразующих растворов.