|
В.А. Селиверстов, А.Б. Осипенко
Владивосток. 1999
|
Содержание
|
4.1.1. Пироморфическая стадия
Выше, при
анализе парагенетических взаимоотношений минеральных ассоциаций родингитов,
было установлено, что формирование и эволюция состава известково-силикатных
метасоматитов происходила в течение двух последовательных стадий:
пироморфической и гидратационной.
Первая стадия, важнейшая в создании химического состава этих пород,
разделяется на четыре этапа, из которых первых два проявляются на фоне возрастающих
температур, то есть, в прогрессивный, а два последующих - в регрессивный
эпизоды ее эволюции:
1 - этап
пироксенизации протолитов разного по основности состава;
2 -
палингенный этап, в течение которого происходит плавление протолита, что, с
одной стороны, сопровождается насыщением его известью, то есть,
родингитизацией, с другой - привносом магния в эндоконтактовые зоны включений и
их последующим магматическим замещением;
3 -
скарноидный этап, выделяемый по появлению более позднего, наложенного граната
(проявляется не всегда);
4 - гидротермальный этап, в течение которого
происходит последовательная смена ранней ассоциации рудных минералов (магнетита
и сульфидов), заполняющей миндалины и трещинки контракции, ассоциацией
карбонатов (главным образом, кальцита) и барита, затем гидросиликатами.
Этап пироксенизации протолитов
В меймечитах этот процесс
происходит путем твердофазных высокотемпературных реакций типа "твердое
тело-расплав" и метасоматического (пневматолитового?) привноса кальций-иона из
окружающей ультраосновной магмы. Важнейший
диагностический признак пироксенизированных пород - сохранность первичных
магматических структур, отсутствие следов вторичного плавления. Среди силикатных пород пироксенизации
наиболее часто подвергаются меймечиты (обломки в псефитовых меймечитовых туфах,
корки лавовых подушек меймечитовых лав) и базальтоиды разного состава. В результате содержание СаО в них
возрастает, но не выше 14-16 мас.% (см. табл.3, ан.3). Можно предполагать, что привнос кальция в
исходные породы осуществлялся метасоматическим, возможно, пневматолитовым путем
при температурах, не превышающих температуры плавления включений в целом или
отдельных их компонентов, то есть, в интервале 600-900оС [59,65]. В дальнейшем пироксенизированные породы, как
и все родингиты, могут претерпеть гранатизацию скарноидного этапа.
Пироксенизация карбонатитов
заключается в формировании мелких призмочек и иголочек новообразованного
клинопироксена, заключенных в виде пойкилитовых вростков в кристаллы средне -
крупнозернистого кальцита [53]. В этом случае метасоматический процесс
проявляется в переносе из ультраосновного расплава во включение Ca, Mg и Fe -
элементов, необходимых для построения кристаллической решетки клинопироксена.
Характер процессов пироксенизации в
родингитах плутонических формаций принципиально тот же, что и в их
вулканическом аналоге: это высокотемпературные метасоматические реакции. Примером служит пироксенизация базальта в
зоне одного из разломов Кротонского массива, в верховьях р.Лотон, которая осуществлялась
с привносом кальция при взаимодействии основных пород с перидотитами, при этом
соотношения других петрогенных окислов практически не менялись (см.
табл.4,
ан.26). Другим примером является
родингитизация яшм в одном из разломов Попутного массива, начальный этап
которой, по всей вероятности, характеризуется миграцией в породу Ca, Mg и Fe,
причем также в результате твердофазных реакций.
Палингенный этап
Важнейшим, на наш взгляд, по значимости
вопросом в проблеме родингитов является вопрос о том, существовал ли
расплавный, палингенный этап в их эволюции.
Исторически сложилось, что сторонники как интрузивного, так и
протрузивного способов становления дунит-перидотитовых массивов офиолитовых
поясов не находили признаков плавления родингитовых протолитов и объясняли все
трансформации составов последних лишь биметасоматическими реакциями в
твердофазном состоянии, комплиментарными, главным образом, процессам
серпентинизации вмещающих ультраосновных пород (например, [2,22,70,85,105 и др.]). Однако, текстурно-структурные особенности родингитов,
обнаруженных в щелочно-ультраосновной вулканической формации, не поддаются
объяснению с позиций общепринятых гипотез.
В преобладающем типе родингитов вулканической формации, сложенном
регулярно повторяющимся парагенезисом стекло + клинопироксен, основная
масса характеризуется миндалекаменной или пузырчатой текстурой и стекловатой
или микролитовой структурой, при этом микролиты представлены диопсидом
скелетного (игольчатого, радиально-лучистого, звездчатого) габитуса. Эти признаки трактуются нами как
свидетельство полного или частичного переплавления материала протолитов. Поскольку палингенный новообразованный
расплав отличался высокой газонасыщенностью, то во время извержения и
связанного с этим резкого падения давления он интенсивно вспучивался, что и приводило
к образованию миндалекаменных текстур.
Самой неожиданной особенностью таких пород явилось то, что по
химическому составу они полностью отвечают типичным родингитам (см.
табл.3, ан.1-4).
Раскристаллизация расплава, даже самая полная, мало что изменяет в
соотношениях породообразующих оксидов: полнокристаллические родингиты обр.
PL2-4 (табл.3, ан.1),
представляющие собой амигдалоидные средне- и крупнокристаллические пироксениты,
содержат СаО около 23 мас.%. Это
открытие и явилось фактической основой предлагаемой нами модели
палингенно-метасоматического происхождения родингитов, происхождения в
результате метасоматической переработки и обменных реакций апопротолитового
расплава с вмещающей магмой.
В рамках предложенной модели
предполагается, что реакции типа "расплав - расплав" являются наиболее
эффективным механизмом образования родингитов - известково-силикатных пород с
содержанием СаО более 20-25 мас.%. Касаясь
сущности этих реакций можно отметить, что в соответствии со строгим пониманием
этого термина, предложенным Д.С.Коржинским [23], они не являются
метасоматическими. Тем не менее,
указание этого же автора о том, что в расплавах в результате их ионизации может
происходить такое же взаимодействие оснований и кислот, как и в водных
растворах, позволяет пренебречь вышеприведенным ограничением и рассматривать
процессы, протекающие между расплавами, как метасоматические, а сам этап
называть палингенно-метасоматическим.
Плавление протолитов может быть
неполным, о чем свидетельствует нахождение родингитов с реликтовыми
фенокристами клинопироксена, иногда оплавленными и корродированными с
поверхности (см. рис.6а), и оливина, полностью серпентинизированного и
представленного псевдоморфозами разного, в том числе и
гранат-клинопироксенового, состава (см. рис.4). Но и в этом случае происходит насыщение протолитового расплава
известью, главным образом, путем выноса Si, Al, Mg, Fe и щелочей; причем
наименее активно удаляется железо.
Несомненно, происходит и встречная миграция Са из вмещающего расплава,
но оценить долю привнесенной извести в конечном составе родингитов в настоящее
время не представляется возможным.
Таким образом, конечный результат взаимодействия включений и вмещающей
магмы - полная ассимиляция первых путем магматического замещения - имеет
обязательный промежуточный этап палингенеза и метасоматоза, когда протолиты
пород разного петрографического типа (меймечиты, базальтоиды, карбонатиты)
плавятся и одновременно проходят своеобразное "кондиционирование",
приводящее к усреднению разных по составу включений до диопсидового. В этом контексте реально наблюдаемое
увеличение содержания MgO в эндоконтактовых зонах родингитов (см.
гл.2) можно
рассматривать как некий предвестник начала ассимиляции включения.
Результаты экспериментальных
исследований позволяют достаточно точно определить условия плавления включений
в ультраосновном расплаве и протекания обменных реакций при
родингитизации. Как показали
исследования А.В. Соболева и его коллег [59,95], температура вмещающего меймечитового
расплава в случае Восточно-Камчатских вулканитов находится в интервале
1610-1030оС, что вполне достаточно для плавления ксенолитов не
только основного, но и ультраосновного составов. Известно, что температура базальтовых лав, определенная
инструментально в естественных условиях, в среднем равна 1100оС [61]. Температура щелочных расплавов, например, нефелинитов, еще ниже -
980оС [60].
Если принять во внимание высокую газо- и
водонасыщенность как самих меймечитовых лав, так и материала протолитов, то
можно предполагать, что плавление последних начинается при 900-1000оС.
Возникшая таким образом жидкость не
смешивается с расплавом меймечитового состава, а начинает активно с ним
взаимодействовать, что выражается в миграции указанных выше петрогенных
элементов из включения во вмещающую среду.
Повышенная скорость этих реакций, приводящих к накоплению Са в
протолите, обусловлена высокими температурами и динамической активностью
расплавов в течение вулканического процесса, который и служит причиной их
интенсивного перемешивания.
Выше мы обращали внимание на
значительное сходство при сопоставлении составов родингитов вулканической и
плутонических формаций, а также на идентичность в последовательности
минеральных преобразований обоих типов метасоматитов.
Это позволяет предположить, что парагенезис клинопироксен +
стекло, присутствующий в плутонических родингитах (например, массива
г.Попутной, Валагинский хребет), также был образован в течение палингенного
этапа в результате высокотемпературного палингенного плавления протолита и насыщения
его известью. Немногие отличия
заключаются в отсутствии в плутонических родингитах пузырчатых и
миндалекаменных текстур, что, на наш взгляд, отражает более высокобарическую
обстановку их кристаллизации.
Исследование родингитов
плутонических формаций осложняется тем, что в них существуют две генерации этих
пород, формировавшихся в разное время и вследствие неодинаковых причин.
Ранняя генерация метасоматитов представлена
ассоциацией клинопироксенитов, родингитов и амфиболитов (примером является контакт
висячего бока Попутного массива), поздняя - родингитами и пироксенизированными
породами в зонах сместителей разломов, секущих все без исключения плутоны
дунит-перидотитовой формации.
Контактовые метасоматиты г. Попутной
являются уникальными по набору новообразованных пород; здесь родингиты
ассоциируют с амфиболитами, локализованными во вмещающих базальтоидах, и с
клинопироксенитами, образующими в эндоконтакте перидотитов пироксенитовую
"рубашку". Известково-силикатный состав
собственно родингитов возник за счет выноса из палингенных апобазальтовых
расплавов Si, Al, Mg, Fe и щелочей, то есть, тех же элементов, которые
участвуют в формировании родингитов вулканической формации.
Но если следы вынесенных компонентов в
вулканической формации как бы теряются, то в рассматриваемом случае четко
прослеживается направление миграции их разных групп.
Так, диффузионное перемещение Al2O3 и
щелочей, особенно Na2O, происходит по термическому градиенту в
сторону экзоконтакта, где они фиксируются в паргасите и альбите
амфиболитов. Исследования Дж. Челлис
[81]
показали, что в экзоконтактовых амфиболитах новозеландского
перидотитового массива Дун, аналогичных обнаруженным в раме Попутного массива,
по сравнению с фоновыми значимо возрастают содержания SiO2, Al2O3,
Na2O, резко падает концентрация СаО и незначительно уменьшается
FeO. Таким образом, тенденции изменения
состава сопряженных с родингитами вулканитов имеет повторяющийся характер.
Появление в ассоциации с родингитами
эндоконтактовых метасоматических клинопироксенитов обусловлено встречным,
истинным "биметасоматическим" течением процесса, при котором
кремнезем и, возможно, железо, из палингенно-метасоматических расплавов
мигрировал в сторону массива по градиенту концентрации - от насыщенных SiO2
базитов к недосыщенным этим оксидом перидотитам.
Можно полагать также, что необходимый для создания
клинопироксенов кальций поступал из самих перидотитов в силу причин, обсуждение
которых будет дано ниже.
Не вызывает сомнения, что
метасоматиты висячего бока Попутного массива произошли в результате контакта
базальтоидного протолита с длительно живущим источником тепла,
продолжительность воздействия которого обеспечивало интенсивный прогрев пород
вмещающей рамы и, соответственно, возможность "центробежной" миграции
некоторых элементов, в частности, алюминия, на многие сотни метров
[81]
.
Очевидно, что таким источником были сами перидотиты Попутного
массива, что позволяет ставить вопрос об интрузивном способе его становления.
Более поздние по времени
происхождения родингиты, приуроченные к тектоническим зонам в перидотитах,
характеризуются теми же структурно-минералогическими особенностями, что и
аналогичные образования из меймечитов.
Это, собственно, и послужило основанием для предположения об их
палингенно-метасоматическом генезисе.
Однако, если плавление включений при их попадании в меймечитовый расплав
выглядит естественно и логично, то плавление фрагментов базитовых даек,
внедрявшихся в раскристаллизованные и, видимо, уже холодные ультрабазиты,
долгое время объяснению не поддавалось.
Ключом к решению проблемы явилась структурная позиция преобладающего
типа родингитов плутонических формаций, их приуроченность исключительно к зонам
разнообразно ориентированных тектонических нарушений.
Представляется весьма вероятным, что основным (и, скорее всего,
единственным) механизмом трансформации базитовых включений в подобной
геологической обстановке являются процессы фрикционного плавления в результате
тектонических подвижек в зонах дислокаций.
Исследование этих процессов традиционно базируется на изучении
псевдотахилитов - стекловатых жильных образований основного состава с
микролитами минералов и кластерами вмещающих пород, локализованных в зонах
разломов
[100,114,117].
Псевдотахилиты обнаруживают
значительное
сходство с родингитами ранней безводной ассоциации (например, родингитами
массива г.Попутной) на микро- и макроструктурном уровне.
Обе группы пород характеризуются наличием
признаков, указывающих на полное или частичное плавление исходных
протолитов. Среди них: наличие стекла,
афанитовая и гиалиновая структура основной массы, дендритовый габитус
новообразованных микролитов, каплевидные сульфидные обособления и т.д..
Наконец, структурная позиция проявлений
обоих типов пород практически идентична, основные различия связаны с составами
исходных протолитов и вмещающих пород.
Все это, на наш взгляд, позволяет использовать физические модели
фрикционного плавления, разработанные для псевдотахилитов
[114,117]
,
применительно к ранним стадиям развития родингитов офиолитовых комплексов.
Существуют несколько возможных
причин, приводящих к фрикционному плавлению пород в разломных зонах, но все они
так или иначе связаны с механической (и/или химической?) дезинтеграцией и
перемещением первичных включений.
Высвобождающаяся при этом теплота трения является достаточной не только
для разогрева родингитовых протолитов до температуры, при которой начинается
"метасоматическая" пироксенизация, но и для их частичного или даже полного
плавления. Исследование
термомеханических свойств основных породообразующих минералов базитовых
включений [114]
показало очевидную зависимость темпера
туры их
плавления от прочностных свойств (сопротивления сдвигу, предела текучести,
твердости и т.д.) (рис.46). Для
большинства минералов, входящих в состав габброидных ассоциаций, температура
плавления не превышает 1200-1400оС, а с учетом того факта, что
непосредственно в процессах фрикционного плавления участвуют не сами габброиды,
а их интенсивно деформированные и измененные аналоги
[100]
, температура частичного плавления
включений в зонах разломов будет существенно ниже (800 - 1200оС).
Палингенез габброидных включений под
действием теплоты трения, по-видимому, обусловлен свойствами вмещающей среды -
кристаллических перидотитов, обладающих существенно более высокой теплоемкостью
и, соответственно, температурой плавления, нежели чем включения базитового
состава. Благодаря этому, нагревание
перидотитов в зонах разломов не влекло за собой существенного изменения их
реологических свойств, а отсутствие возможности быстрой диссипации возникающего
тепла из ограниченного объема сместителя тектонического нарушения приводило к
резкому нагреванию и плавлению включений базитов.
Отсутствие вокруг родингитов признаков десерпентинизации можно
интерпретировать как свидетельство более поздней серпентинизации вмещающих
перидотитов.
В случае частичного плавления
протолита в родингитах плутонических формаций также сохраняются реликты
порфировой структуры. При образовании
палингенного расплава во всем объеме включения образуются афировые породы со
структурами основной массы от стекловатой до полнокристаллической.
Интересно отметить присутствие в некоторых
образцах гиалиновой основной массы, в которой в проходящем свете видны
графические реликты первичной структуры.
Подобные породы часто встречаются в астроблемах и импактных структурах
эндогенного происхождения
[34] ,
где их генезис объясняется воздействием ударных волн.
Нельзя исключать, что нагревание протолитов в ультрабазитах также
носило шоковый характер и длилось очень непродолжительное время (рис.47).
При этом плавлению подвергалась лишь внешняя
часть крупных габброидных включений на глубину от 10-15 до 100-120 см.
Насыщение обоих типов родингитов
плутонических формаций известью происходило благодаря выносу из них Si, Al, Fe,
Mg, Na, K, которые частично использовались для образования хлорит -
серпентин-хлоритовых оторочек, окружающих включения родингитов в перидотитах.
Температурный режим метасоматических реакций
определялся температурой плавления базальтоидов или габброидов, которая
находится в интервале 900-1100оС[33,61,65]
.
При
характеристике структурного положения родингитов Попутного и Центрального
массивов мы обращали внимание на существование аллохтонных форм залегания
родингитов, образование которых было возможным благодаря непрекращающейся
активности движений по разломным зонам, приводившей к механическому отжиму
палингенного родингитового расплава в близрасположенные трещины отрыва и
растяжения. Наличие образований такого
рода хорошо вписывается в кинематическую схему эволюции гипербазитовых
плутонов, где в тектонические движения вовлекались большие массы пород, в том
числе и габброидов. Фракционное
плавление последних могло приводить и, как мы полагаем, в ряде случаев приводило
к выплавлению из пород-протолитов кварц-плагиоклазовой котектики, которая при
определенных обстоятельствах давала самостоятельные обособления и образовывала
при механическом отжиме жилообразные или дайкообразные тела.
Состав палингенных фракционных выплавок
определялся химическими особенностями протолитов; очевидно, что альбититы
являются производными щелочных, а трондьемиты - нещелочных исходных пород.
В последнем случае в рестите остаются
тугоплавкие минералы, прежде всего, клинопироксен (диопсид), что и определяет
известково-силикатный валовый состав новообразованного стекла и его
кристаллизатов. Для того чтобы
новообразованный расплав мог перемещаться в относительно холодных вмещающих
породах, его температура должна быть существенно выше кристаллизационной.
В связи с предлагаемой моделью
родингитизации специального упоминания заслуживает работа
[90]
, в которой авторы, анализируя
особенности распределения РЗЭ в исходных габброидах и родингитах, пришли к
выводу о комплиментарном серпентинизации гидротермальном выщелачивании из
базитовых протолитов всех элементов, кроме Са, как основному механизму формирования
рассматриваемых метасоматитов. Можно
только удивляться интуиции этих исследователей, которые, основываясь на спорных
предпосылках о приоритете процессов серпентинизации в образовании родингитов,
тем не менее, пришли к выводам, достаточно близким к нашим.
Таким образом, палингенный этап
является ключевым в процессе формировании состава известково-силикатных пород,
поскольку именно в это время происходит взаимодействие апопротолитового
расплава с вмещающими расплавленными или кристаллическими ультрамафитами и
проходит самый мощный импульс насыщения его кальцием.
Накопление извести в базитовых расплавах, преобразование
габброидного вещества в известково-силикатное является результатом биметасоматических
реакций нескольких типов: привноса некоторого количества кальция в протолит до
его плавления и химического или механического выноса ряда элементов из
палингенно-метасоматического расплава в окружающие ультрабазиты, в результате
чего в рестите остается тугоплавкий диопсид или расплав аналогичного
состава. Схематически способы насыщения
протолитов известью в течение палингенного этапа можно изобразить следующим
образом:
|
ПР(П) <----
УМ(Р,П) |
- частичная пироксенизация; |
|
ПР(Р)
<--
-->
УМ(Р) |
 -
полная родингитизация палингенного эвтектического расплава |
|
ПР(Р) <--
-->
УМ(П) |
|
ПР(Р) --
-->
механический отжим |
вынос Si, Al,
Fe, Mg, Na, K,
привнос Са
где, ПР - протолит, УМ - ультрамафиты
вулканические и/или плутонические, Р - расплав, П -
порода (базальты, габброиды, меймечиты и т.д.),
<- -->
- метасоматические реакции и др.
В
случае химического способа выноса вполне подвижные компоненты могут:
1 -
диссипироваться в динамически активном вмещающем расплаве, что характерно для
вулканических родингитов;
2 -
фиксироваться непосредственно в экзоконтактах родингитового включения, как это
наблюдается в плутонических формациях;
3 - выноситься в сторону экзо - и эндоконтактов
ультраосновных плутонов с образованием зональной колонки типа перидотит -
клинопироксенит - родингит - амфиболит - базальт.
Температурный режим биметасоматических,
главным образом, диффузионных реакций определялся температурой плавления
базальтов, которая находилась в пределах 900-1100оС
[33.61]
и,
следовательно, не отличался от режима палингенно-метасоматических
преобразований родингитов вулканических формаций.
Скарноидный этап
Выделяемый в родингитах вулканической и
плутонических формаций по появлению граната в ассоциации стекло +
диопсид, скарноидный этап или этап гранатизации в эволюции составов родингитов
проявляется не всегда и во многих случаях просто отсутствует.
Название этапу дано по Д.С.Коржинскому
[23]
, который определял
"скарноиды" как метаморфические и метасоматические породы,
образовавшиеся без существенного переноса Ca и Si за счет пород исходного
известково-силикатного состава.
Вторичный генезис граната в породах скарноидного этапа однозначно
определяется по его реакционным взаимоотношениям с более ранними образованиями
- стеклом и диопсидом, а также его локализацией в мелких трещинках родингитов
(
как это наблюдается в Попутном
массиве). Кроме того, в вулканических
родингитах он часто появляется в миндалинах, заполняя интерстиции между
удлиненными кристаллами пироксена. О
вторичном метасоматическом происхождении граната, в том числе и по иголочкам
диопсида, свидетельствует также нахождение в ядрах кристаллов реликтовых зон
роста квадратного сечения, свойственного не гранатам, а клинопироксенам.
Следует подчеркнуть, что образование граната
сопровождается изменениями химического состава пород, и чем больший масштаб
приобретает гранатизация, тем заметнее возрастает концентрация кальция в
метасоматитах - (появление граната в количестве до 30 об.% и выше, приводит к
повышению CaO
примерно на 5
мас.%)
.
Составы гранатов из родингитов разной
формационной принадлежности, также как и составы клинопироксенов, подвержены
значительным вариациям. Так, для
родингитов вулканических формаций характерны гранаты почти исключительно
андрадитового состава с Al2O3 = 0,5-3,4 мас.%
(табл.13) В то же время в гроссулярах
из офиолитовых родингитов Центрального массива о.Карагинского содержания Al2O3
поднимаются до 7.1-15.0 мас.%, а Кротонского массива хр. Кумроч - до 14,5-22,8
мас.%, при этом содержания СаО падают (по сравнению с андрадитами) до 21,6-24,8
и 21,2-24 мас.% соответственно (табл.14).
Выше мы предположили, что подобные колебания содержаний глинозема в
составе клинопироксенов является следствием их кристаллизации на разных
глубинах, при разных давлениях.
Продолжая такой же ряд для гранатов отметим, что для альмандинов
метасоматитов Борзовского месторождения корундовых плагиоклазитов,
ассоциирующихся с наиболее глубинными ультрамафитовыми массивами
гнейсово-мигматитовых комплексов, концентрации Al2O3
лежат в интервале 20-22,8 мас.%, а СаО снижается до 1,9-8,4 мас.%
[19,20]
.
Определение условий формирования
скарноидного граната в родингитах сопряжено с рядом трудностей, главнейшая из
которых - отсутствие определенно устанавливаемой равновесной минеральной
пары. Однако можно допустить, что
скарноидный гранат, формирующийся вскоре после
новообразованного клинопироксена в течение единого регрессивного интервала,
находится в равновесии с ним. С учетом
этого допущения составы сосуществующих гранатов и клинопироксенов из родингитов
щелочно-ультраосновной формации были использованы для расчета температур
кристаллизации. С этой целью была
использована система согласованных геотермометров
[64]
, для расчетов по которым применялась
специализированная компьютерная программа
TPF, версия 6.0 (В.И.Фонарев, А.Н.Конилов, А.А.Графчиков; ИЭМ РАН).
Согласно
проведенным расчетам температура гранатизации крупнозернистых родингитов из
меймечитовых туфов (обр.К616-8), колеблется в интервале 996-1099оС.
Температуры скарнирования родингитов с
гиалиновой и микролитовой структурами основной массы варьируют в еще более
широком интервале - от 890оС (обр.66-6) до 635оС
(обр.139-14).
Столь же велики диапазоны расчетных
значений температур кристаллизации гранатов, полученных для родингитов
офиолитового типа различных районов мира [2,25,30,83,85,106,113] и офиолитовых
комплексов Восточной Камчатки (1220-645оС и 1153-680оС,
соответственно). Как можно заключить из
проведенных расчетов, рост метасоматических гранатов в родингитах начинается
сразу же после кристаллизации палингенного расплава и продолжается в широком
интервале температур - от 1100-1200оС до 630-650оС.
Гидротермальный этап
Минеральные ассоциации
гидротермального происхождения в родингитах проявлены исключительно в
метасоматитах щелочно-ультраосновной вулканической формации, в которых
осаждение нескольких минеральных парагенезисов "провоцируется" наличием в
породах большого количества пустот: газовых миндалин и трещинок
метасоматической (?) контракции.
Последние характерны только для родингитов хр.Широкого (р-н
г.Савульч). В родингитах плутонических
формаций присутствие гидротермальных минералов практически не отмечается, если
не считать нескольких тонких кальцитовых жилок спорного (возможно,
гипергенного) происхождения.
В минеральные ассоциации
гидротермального этапа входят:
1 - сульфиды
железа и меди, магнетит;
2 - карбонаты
и сульфаты (кальцит, барит, стронцианит, витерит);
3 -
гидросиликаты, представленные минералами серпентин-хлоритовой группы и
глинистыми минералами (последние в настоящей монографии не рассматриваются).
О температурных условиях
гидротермального этапа косвенно позволяют судить данные минеральной
геотермометрии. Так оценки температуры
кристаллизации магнетита в породах щелочно-ультраосновного комплекса
Валагинского хребта составляют около 500оС, причем допускается
некоторые повышение этого значения [28].
По всей видимости, это значение близко к верхней температурной границе
гидротермального этапа и вполне укладывается в схему стадийности этапов
родингитизации, развиваемую авторами.
Приведенные выше данные показывают, что
гидротермальный процесс в родингитах протекал при высокой активности кислорода,
серы и углекислого газа и в условиях высокой щелочности вмещающей среды,
определяемой присутствием такого сильного основания, как магний.
Этап начинался с отложения сульфидов железа
и меди по стенкам миндалин и в трещинках.
В гидротермальных растворах сера обычно присутствует в виде H2S
[7]. При температурах раствора порядка
100оС растворимость этого газа начинает возрастать, и в результате
его электролитической диссоциации он распадается на ионы водорода Н+
и серы S2-. Концентрация
последних и, соответственно, реакционная способность существенно возрастает в
щелочной среде, где ионы водорода удаляются в виде Н2О.
Таким образом, возникают необходимые условия
для образования сульфидов тяжелых металлов и выпадения их из растворов по мере
охлаждения последних.
По А.Г. Бетехтину [7], на ранних
стадиях гидротермального минералообразования углекислый газ в химических
реакциях участия не принимал, поскольку при относительно высоких температурах
существенные концентрации аниона HCO3- не возникают.
Но на более поздней, низкотемпературной
стадии минералообразования происходит реакция
2CO2 + O2 = 2[CO3]2-
и
образуется необходимый для переноса карбонатов анион.
При этом в благоприятных условиях происходит отложение кальцита,
стронциевого кальцита, стронцианита, витерита.
Позже, в результате падения давления или действия каких-либо других
факторов реакция смещается влево, высвобождающийся кислород окисляет серу
сульфидов до сульфат-иона с образованием магнетита, с одной стороны, и барита и
целестина, с другой.
Представляется, что именно эти процессы
ответственны за создание в родингитах вулканической формации высоких фоновых
содержаний Sr и Ba. По-видимому, этими
же процессами обусловлены повышенные (по сравнению с вмещающими вулканитами)
концентрации редкоземельных элементов в родингитах (рис.31а).
|
