Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия

Описанию минералогии и петрографии исследованных комплексов посвящена обширная литература (например, Минц и др., 1996; Кузнецов, 1941, 1988; Лепезин и др., 1986; Геря и др., 1986; Перчук и др., 1989; van Reenen & Smit, 1996; Perchuk, 1989; Perchuk et. al., 1989, 1996, 1999а,b,c; Петрова и Левицкий, 1984). Целью настоящего раздела является прежде всего обсуждение двух важных для целей исследования аспектов:
(i) вариации условий метаморфизма внутри гранулитовых комплексов и
(ii) характер метаморфизма пород зеленокаменных поясов пространственно сопряженных с гранулитовыми комплексами (особенно деформированных пород экзоконтактов гранулитовых комплексов).

    Ангаро-Канский выступ в Енисейском кряже.
Породы Канского гранулитового комплекса.

Рис. III.1

Распределение различных минеральных ассоциаций (рис. II.1) и особенности составов породообразующих минералов в различных частях Канского гранулитового комплекса говорят о существенной неоднородности условий метаморфизма. Так для метапелитов атамановской толщи, изученных в непосредственной близости от северной оконечности Таракского массива характерны ассоциации с And (рис. II.1), которые отсутствуют во всех других частях комплекса. В то же время метапелиты кузеевской толщи в западной (приенисейской) части вблизи контакта с Енисейским комплексом часто содержат ассоциацию Opx+Sil, которая не характерна для восточных частей комплекса. К приенисейской части Канского комплекса приурочены и находки гранатовых метабазитов, содержащих ассоциацию Grt+Cpx+Pl.

Рис. III.2

    Гранат - встречается во всех типах пород комплекса (рис. III.1а). Содержание пиропового компонента в гранатах из метапелитов колеблется в пределах 15-42 мол.%, гроссулярового - не превышает 3 %, а спессартинового - 5%; самый марганцовистый (X_Mn=0.12) гранат зафиксирован в глиноземистых гнейсах атамановской толщи. Составы гранатов из метапелитов обеих толщ Канского комплекса существенно различаются между собой: гранаты атамановской толщи заметно более железистые и марганцовистые (см. гистограммы на рис. III.1б). Гранаты во всех породах Канского комплекса зональны. Вариации параметров состава между краевыми и центральными частями зерен гранатов показаны на гистограммах рис. III.2, где в ряде случаев видно увеличение содержания Mg к краям зерен гранатов, что необычно для метапелитов гранулитовой фации метаморфизма.

Рис. III.3

    Биотиты из пород Канского комплекса характеризуются умеренной глиноземистостью и широкой вариацией магнезиальности, причем между этими параметрами намечается обратная корреляция (см.рис.III.3). Такая корреляция обычна для метапелитов вообще, в том числе и для биотитов из глиноземистых гнейсов атамановской и кузеевской толщ. Кузеевские метапелиты отличаются более магнезиальными биотитами (см.рис.III.3).
    Кордиерит в метапелитах Канского комплекса очень редко развивается как реакционный минерал вокруг граната. Чаще он образует крупные, обособленные в матрице зерна. Его магнезиальность колеблется в пределах 0.55-0.86: магнезиальность кордиеритов из пород кузеевской толщи варьируют в пределах 0.68-0.86, а в атамановских метапелитах - в пределах 0.55-0.85. Содержание MgO в кордиерите растет к краям зерен. Кордиериты, как правило, свежие и содержат включения жидкой углекислоты.

Рис. III.4

    Ортопироксен характерен для пороод кузеевской толщи. В атамановской ортопироксены встречаются редко и их магнезиальность находится на уровне 0.4-0.5, содержание Al₂O₃ не превышает 5 мас.% (рис.III.4). Наиболее глиноземистые, до 8.4 мас.% Al₂O₃ составы ортопироксена обнаружены в гиперстен-силлиманитовых гнейсах приенисейской полосы (рис.III.4).
    Из выше сказанного можно заключить, что степень метаморфизма пород Канского гранулитового комплекса заметно варьирует. Как по парагенезисам, так и по составу минералов породы кузеевской толщи метаморфизованы заметно сильнее пород атамановской толщи. Кроме этого, в пределах всего Канского комплекса существует явная региональная тенденция повышения степени (глубинности) метаморфизма пород с востока на запад от Таракского массива в сторону контакта с породами Енисейского комплекса (Лепезин и др., 1986).

Породы экзоконтакта Канского гранулитового комплекса.

Рис. III.5

    Региональные вариации. Изучение шлифов метаморфических пород, отобранных вдоль разреза по р.Енисей (рис.II.1), показывает, что в экзоконтакте гранулитового комплекса существует региональная тенденция повышения степени метаморфизма с северо-запада на юго-восток, т.е. от Юксеевского комплекса с сторону западного контакта гранулитов Канского комплекса. Прежде всего, в этом направлении заметно увеличивается встречаемость гранатсодержащих пород. В то время как в Юксеевском комплексе обнаруживается лишь небольшое число гранатсодержащих гнейсов и метабазитов, они довольно обычны в Енисейском комплексе и крайне многочисленны в пределах Канского комплекса. В том же направлении происходят закономерные изменения в парагенезисах метабазитов: в Юксеевском комплексе эти породы обычно содержат парагенезис Hbl+Pl+Ep без граната, ассоциация Hbl+Pl+Cpx+Grt типична для метабазитов Енисейского комплекса а в Канский комплексе они представлены Opx-Cpx-Pl-Grt и Opx-Cpx-Pl кристаллосланцами, в которых роговая обманка развита в основном как ретроградная фаза.
    Постепенное изменение степени метаморфизма коррелируется с изменениями составов породообразующих минералов (рис.III.5). Диаграммы на рис.III.5 а, б представляют составы гранатов, проанализированных в гнейсах и слюдистых сланцах (рис.III.5а) и метабазитах (рис.III.5б) всех трех комплексов. Поля составов граната для комплексов частично перекрываются, подтверждая постепенное изменение степени метаморфизма. Изменения среднего состава граната (рис.III.1), как для метабазитов (Юксеевский - Alm₆₃Sps₅Prp₁₅Grs₂₁, Енисейский - Alm₅₉Sps₅Prp₁₅Grs₂₁, Канский - Alm₆₁Sps₂Prp₁₈Grs₁₉), так и для гнейсов (Юксеевский - Alm₅₆Sps₁₈Prp₁₀Grs₁₆, Енисейский - Alm₆₄Sps₉Prp₁₅Grs₁₂, Канский - Alm₆₀Sps₂Prp₃₁Grs₇), отражают общее уменьшение содержаний Sps, Grs и увеличение концентраций Prp с повышением степени метаморфизма. При этом самые низкие содержания Mg (N_Mg=0.5-1.5) были проанализированы в гранатах из массивных и гнейсовидных метадацитов Юксеевского комплекса (см например, образец T-44a, в таблице III.1). Такой специфический состав граната обусловлен как пониженными параметрами метаморфизма пород Юксеевского комплекса, так и крайне низким Mg/Fe отношением, характерным для валового состава метадацитов (N_Mg=0-17, среднее значение - 7.4). Эти богатые гроссуляром и спессартином гранаты ассоциируют с железистым биотитом (N_Mg=7) и дают ясно обособленные поля на диаграммах рис.III.5а.
    Различия в условиях метаморфизма отражены также в составах амфиболов, проанализированных в метабазитах из трех комплексов (рис.III.5 в, г). Средний состав амфиболов Юксеевского комплекса заметно отличается от средних составов, рассчитанных для Енисейского и Канского комплексов, повышенными содержаниями Al^M2 (рис.III.5 в) и пониженными концентрациями K и Ti (рис.III.5 г).
    Плагиоклаз стабилен во всех типах пород исследованных комплексов. Диаграммы (д) и (е) рисунка III.5 показывают содержание An в плагиоклазах из гнейсов (рис.III.5 д) и метабазитов (рис.III.5 е). Вариации составов Pl в гнейсах отчетливо коррелируются с валовым Ca/(Ca+Na) отношением пород, тогда как в метабазитах подобной картины не наблюдается. По сравнению с Енисейским и Канским комплексом составы плагиоклазов из метабазитов Юксеевского комплекса варьируют в очень широких пределах (рис.III.5 е), от N_An=0-10 до N_An=70-80. Самые кислые плагиоклазы метабазитов были, вероятно, сформированы в условиях зеленосланцевой фации, однако они не ассоциируют систематически с актинолитовыми амфиболами (рис. III.5 е). Самые основные плагиоклазы могут предположительно соответствовать реликтовым магматическим составам. В слюдистых сланцах Юксеевского комплекса составы плагиоклаза варьируют от An₃₀ до An₄₀.
    Надо отметить, что распределение различных минеральных ассоциаций в экзоконтакте гранулитового комплекса в пределах изученного разреза ясно отражает динамические (тектонические) процессы, связанные с размещением гранулитового комплекса, и не является статической термальной метаморфической зональностью. Наиболее значительные изменения парагенезисов и составов минералов приурочены к достаточно узким зонам интенсивных надвиговых пластических деформаций D2 (D2 shear zones), в особенности заложенных на границах комплексов. Таким образом, впервые обнаруженная метаморфическая зональность сформирована главным образом на стадии D2 в ходе надвига горячих и пластичных гранулитов гранулитов Канского комплекса на более холодные и жесткие породы Енисейского и Юксеевского комплексов.

Рис. III.6

    Петрографические особенности исследованных образцов. Детальные петрологические исследования пород экзоконтакта были сконцентрированы на наименее метаморфизованной, типично зеленокаменной части разреза, представленной породами Юксеевского комплекса. Среди большого числа структурных типов метаморфических пород были изучены петрологически информативные разновидности значительно затронутые D2-деформациями, связанными с размещением гранулитового комплекса (см. раздел II.1): гранат-содержащие D2-гнейсы и сланцы а также D2-метабазиты. Ясные деформационные микроструктуры этих пород, позволяют выделить последовательне генерации минералов (например,. Gerya et al., 1997a). Для представительных образцов (табл. III.1) этих пород были проведены комбинированные микроструктурные, петрологические и микрозондовые исследования.

Рис. III.7

    В породах Юксеевского комплекса обнаружены два главных морфологических типа гранатов, которые ясно различаются по форме зерен, распределению включений и химической зональности. Первый тип представлен крупными, до 10 мм в диаметре прфиробластами граната изометричной и неправильной формы, которые являются до- и синтектоническими относительно этапа деформаций D2 (син-D2 гранаты) (рис.III.6 а). Этот тип граната был обнаружен в некоторых образцах гнейсов андезитового (T-235) и дацитового (T-44a) состава (табл. III.1, III.2). Порфиробласты имеют ясные тени давления ассиметричной формы и содержат цепочки мелких изометричных включений кварца, ориентированных под углом к сланцеватости породы (рис.III.6 а). Эти особенности ясно отражают рост и вращение порфиробластов в ходе сдвиговых деформаций на стадии D2. Такой гранат характеризуется инверсионной зональностью (рис.III.7 а, б), свидетельствующей о его росте как на прогрессивной так и на регрессивной стадии метаморфизма: от центров к краям порфиробластов идет плавное повышение концентраций Mg и понижение - Mn а их самые внешние узкие (0.05-0.1 mm) зоны характеризуются резким понижением содержаний Prp и повышением концентраций Sps и Grs составляющих. Часто видно замещение таких порфиробластов хлоритом по трещинам и с краев зерен (рис.III.6 а).
    Второй тип граната представлен неправильными и изометричными зернами без теней давления, которые являются явно посттектоническими по отношению к сланцеватости породы и деформациям стадии D2 (пост-D2 гранаты) (рис.III.6 б). В гнейсах и слюдистых сланцах (например, T-218, T-235, табл. III.1) этот гранат представлен мелкими (0.1-0.5 мм) зернами, практически не содержащими включений. В гранатовых амфиболитах (например, T-233, табл. III.1) подобные гранаты иногда дают крупные (до 7 мм) порфиробласты с богатыми включениями ядрами и не содержащими включений внешними зонами. Составы пост-D2 гранатов идентичны составу внешних зон син-D2 порфиробластов и характеризуются плоским профилем зональности часто с резким понижением концентраций Mg в узких краевых зонах (рис.III.7 в, г), отражая условия пика и ретроградной стадии метаморфизма. Этот тип граната встречается гораздо чаще и обнаружен в гнейсах, метабазитах и некоторых кварцитах.
    Для слюдистых минералов гнейсов и сланцев могут быть также выделены две структурные генерации. Син-D2 генерация формирует сланцеватость пород и сдвиговые структуры стадии D2 (рис.III.6 а), тогда как пост-D2 представлена случайно ориентированными зернами Bt и Ms, часто ассоциирующими с пост-D2 гранатами (рис.III.6 б). Составы двух генераций слюд различаются незначительно и лишь некоторое уменьшение содержаний Ti и Si отличает пост-D2 биотиты от син-D2. Большинство зерен мусковита зонально, демонстрируя уменьшение содержаний Na от центров к краям. Биотиты в контакте с гранатом характеризуются повышением N_Mg за счет протекания Fe-Mg обменной реакции на стадии ретроградного понижения температуры.
    Син- и пост-D2 генерации могут быть выделены и для амфиболов из метабазитов. Син-D2 генерация обычно формирует удлиненные зерна, ориентированные по направлению линейности этапа D2. В некоторых крупнозернистых амфиболитах (например, T-244, табл. III.1) эта генерация также представлена крупными (до 10 мм в диаметре) изометричными порфиробластами роговой обманки с отчетливыми тенями давления. Составы амфиболов син-D2 генерации довольно постоянны, их зерна характеризуются плоскими профилями зональности (рис. III.7 д). Края таких амфиболов иногда демонстрируют ретроградное понижение содержаний Al и повышение - Si (рис. III.7 д). Отчетливая инверсионная зональность по Al и Si в синтектонических амфиболах не обнаруживается. Это означает, что в отличие от син-D2 граната, сохранившего композиционные свидетельства прогрессивного метаморфизма, большинство син-D2 амфиболов было гомогенизировано на пике метаморфизма и отражает в основном ретроградную историю. Пост-D2 амфиболы представлены мелкими (0.1-0.5 мм) удлиненными и неправильными зернами, которые часто окружают син-D2 генерацию и характеризуются отсутствием четкой ориентировки. Их составы почти не отличаются от составов син-D2 генерации (рис. III.7 е). В D3-милонитах обнаруживаются поздние актинолитовые амфиболы, отражающие условия зеленосланцевой фации метаморфизма, соответствующей процессам милонитизации.
    Плагиоклаз также образует две генерации, различающиеся по своим структурным взаимоотношениям с D2 сланцеватостью. Син-D2 генерация представлена 0.5-1 мм порфиробластами с отчетливыми ассимметричными тенями давлениями ("крыльями") (T-44a, T-244 в таблице III.1) а также вытянутыми ~0.1 мм зернами, ориентированными параллельно D2 сланцеватости (T-244 в таблице III.1). Пост-D2 плагиоклаз образует изометричные зерна, ассоциирующие с другими пост-D2 минералами. Составы двух генераций систематически не различаются и для каждого образца обычно варьируют в пределах 1-13 номеров по содержанию анортита. Однородный плагиоклаз с N_An=0.30-0.31 обнаружен в гранат-содержащем слюдистом сланце T-218 (табл. III.1).
    Таким образом, в породах Юксеевского комплекса выделяется две главных последовательных тектонических генерации породообразующих минералов: син-D2 и пост-D2. (табл.III. 1). Железистые, богатые включениями ядра некоторых син-D2 гранатов предположительно представляют самую раннюю, до-D2 (син-D1) генерацию (например, образцы T-235 и T-44a в табл.III. 1). Стадия D3 представлена главным образом в зонах D3-милонитизауции как ретроградное развитие позднего хлорита, актинолита, серицита и карбонатов по парагенезисам эпидот-амфиболитовой фации.

    Шарыжалгайский выступ в Юго-Западном Прибайкалье.
    Закономерности распределения различных петрографических типов пород внутри Шарыжалгайского выступа в значительной степени определяются развитой в его пределах системой чарнокито-гнейсовых и гранито-гнейсовых куполов. Как было сказано купола отличаются закономерным строением (например, Петрова и Левицкий, 1984; Геология гранулитов, 1981; Курдюков, 1989; Геря и Ножкин, 1988): магматические ядра сменяются в крыльях куполов метаморфическими чарнокитами и эндербитами с широким развитием будинажа более основных пород, послойной, реже секущей мигматизацией. В межкупольных синформах преобладают гнейсы и метабазиты. Закономерности изменения петрографических типов пород в пределах куполов подчеркиваются и распределением микроэлементов. В качестве примера на рис.II.7 приведен разрез через купольную структуру между 79 и 91 км Кругобайкальской ж. д. От крыльев к центру купола уменьшается количество гнейсовидных пород, широкое распространение получают явления будинажа прослоев метабазитов, укрупняется зернистость чарнокитоидов, возрастает калиевость, появляются биотитсодержащие разновидности, ядро купола сложено крупнозернистыми магматическими породами. На рис.II.7 видно, что по направлению к центру купола в породах закономерно изменяются содержания урана и тория. Эти изменения связаны с транспортом микрокомпонентов за счет активной инфильтрации флюидов в ходе роста купольных структур (Геря и Ножкин, 1988). В частности, перенос тория при чарнокитизации определяется реакциями разложения монацита, который является главным минералом-концентратором этого элемента в метаморфических породах. По сравнению с гнейсами межкупольных синформ их чарнокитизированные разновидности на крыльях куполов практически не содержат монацита и, соответственно, бедны торием.
    Образование чрнокитоидов связывается некоторыми исследователями (например, Петрова и Левицкий, 1984) с ростом гранитизированных ядер в пределах метаморфизованной в условиях гранулитовой фации вулканогенно-осадочной толщи, состоявшей главным образом из пород основного состава. При этом считается, что образование чарнокитоидов предварялось площадным метосоматозом, значительно изменившим исходный состав толщи в сторону его раскисления (например, Петрова и Левицкий, 1984). Такой взгляд на природу чарнокитоидов опирается, прежде всего, на присутствие в этих породах многочисленных ксенолитов основных кристаллосланцев (метабазитов). Однако, наши исследования закономерностей распределения различных петрографических типов пород по берегу оз. Байкал, вдоль линии кругобайкальской железной дороги показали, что данная точка зрения нуждается в существенной коррекции.

Рис. III.8

    Вдоль байкальского разреза выходы чарнокитоидов чередуются со значительными участками развития метаморфических пород, местами мигматизированных, приуроченных обычно к межкупольным зонам (синформам). В пределах таких участков выделяются три главных типа пород: безгранатовые Opx, Bt-Opx гнейсы дацит-андезитового состава (~60% выходов метаморфических пород) , амфибол-двупироксеновые метабазиты (~20%) и гранатсодержащие двуполевошпатовые гнейсы (~20%). На долю остальных пород (кварциты, мраморы, метапелиты и др.) приходится около 2-3%. В интервалах развития чарнокитоидов примерно те же пропорции соблюдаются, соответственно, для безгранатовых чарнокитов и эндербитов (~60%), ксенолитов метабазитов (~20%) и гранатовых чарнокитоидов (~20%). Расчеты среднего состава пород показали (Ножкин, 1997), что уровни кремнекислотности кристаллосланцево-гнейсового (60.5 мас.% SO₂) и чарнокитоидного (62.0 мас.% SO₂) субстрата различаются незначительно. Все это позволяет предположить, что образование куполов происходило в метаморфической толще, аналогичной по составу крупным гнейсовым фрагментам, сохранившимся в синформах, т.е. состоящей главным образом из пород среднего-кислого (а не основного) состава. Наличие в чарнокитоидах включений метабазитов не противоречит данной гипотезе. Селективная сохранность пород основного состава при перекристаллизации и плавлении вмещающего их более кислого субстрата, представляется вполне очевидной. Нельзя, естественно, отрицать и частичной переработки двупироксеновых кристаллосланцев в случае интенсивного протекания чарнокитизации (например, Петрова и Левицкий, 1984), однако этот процесс имел скорее подчиненное значение. Свидетельством частичной переработки метабазитов могут служить достаточно редкие находки двупироксеновых эндербитов (Геря и Ножкин, 1988).
    Байкальский разрез Шарыжалгайского комплекса был нами детально изучен и с точки зрения минералогии. При этом выявились достаточно общие закономерности, которые позволяют судить о региональных тенденциях в изменении условий метаморфизма.

Рис. III.9

    Гранат. Среди пород байкальского разреза Шарыжалгайского комплекса Grt встречается главным образом в метапелитах, гнейсах и некоторых чарнокитоидах. Содержание Prp здесь варьирует в пределах 5-40 мол.%, Grs - 0-10 мол.%, Sps - 0-11 мол.%. В целом в направлении с запада на восток существует тенденция общего изменения состава гранатов в сторону повышения содержаний Prp и снижения - Alm (рис.III.8). Наиболее железистые, марганцовистые и кальциевые составы граната (X_Mg=0.05-0.15, Grs - 3-10%, Sps - 6-11%) проанализированы в Opx-Bt гнейсах в западной части разреза. Необходимо отметить, что в метабазитах байкальского разреза гранат не обнаружен, однако он встречается в метабазитах из более северных частей комплекса (например, вблизи тойсукской и китойской синформ, рис.II.6), где иногда проявлены Grt-Opx-Cpx-Pl ассоциации. Не характерны для байкальского разреза и гранат-сапфириновые кварциты, которые входят в состав комплекса севернее от побережья и характеризуются наиболее магнезиальными (X_Mg=0.19-0.44) гранатами.
    Кордиерит встречается главным образом в метапелитах, иногда в небольшом количестве в биотит-гранатовых гнейсах. Кордиерит обычно свежий, часто реакционно развивается вокруг зерен граната, иногда биотита. В этих случаях он вместе с плагиоклазом слагает матрицу породы, в которой наблюдаются реликты остальных минералов либо вновь образованные пироксены и ильменит. Состав кордиерита варьирует в пределах (X_Mg=0.63-0.87), причем наиболее высокое Mg/Fe отношение наблюдается в непосредственном контакте с гранатом. В кордиерите обнаружено множество включений жидкой CO₂ (Perchuk, 1989) В региональном плане заметно проявлена тенденция повышения магнезиальности Crd с запада на восток (рис.III.9).
    Ортопироксен - наиболее распространенный породообразующий минерал Шарыжалгайского комплекса в прибайкальском разрезе. В метабазитах и метаультрабазитах он встречается вместе с клинопироксеном. Реже парагенезис двух пироксенов можно обнаружить в эндербитах и чарнокитах. Во всех этих породах ортопироксен весьма беден глиноземом. Для X_Mg ортопироксенов в характерны широкие колебания составов (рис.III.9, X_Mg=0.42-0.85), отражающие вариации валовых составов пород. Наиболее магнезиальные составы характерны для скарнов и метаультрабазитов, железистые - для безгранатовых чарнокитоидов. Глиноземистость ортопироксена варьирует в широких пределах (0-7 мас.%). Самые высокие содержания Al₂O₃ характерны для ортопироксенов из глиноземистых гнейсов (3-6 мас.%) и гранатовых чарнокитоидов (4-7 мас.%), самые низкие - для безгранатовых чарнокитов, эндербитов и метабазитов (рис.III.9). Глиноземистость Opx метапелитов в ассоциации с Grt, Crd и Qtz заметно растет с запада на восток (рис.III.9).
    Биотиты представлены двумя группами составов, различающихся по содержанию алюминия. Наиболее глиноземистые биотиты встречаются в метапелитах а наименее глиноземистые - в безгранатовых чарнокитоидах и метабазитах (рис.III.9). Для магнезиальности биотитов в пределах байкальского разреза характерны широкие колебания составов (рис.III.9, X_Mg=0.42-0.90), отражающие как вариации валовых составов пород, так и их термическую историю. Отчетливой региональной тенденции в изменении магнезиальности биотитов не выявлено (рис.III.9), однако их глиноземистость в гранатсодержащих породах несколько понижается с запада на восток (рис.III.9).
    Обобщая закономерности изменения составов породообразующих минералов можно заключить, что в Иркутном блоке вдоль байкальского разреза существует тенденция роста степени метаморфизма с запада на восток. Существование подобной тенденции может быть частично связано с более значительным проявлением процессов ретроградного метаморфизма и диафтореза пород в западной части разреза вблизи зоны главного Саянского разлома.

    Лапландский пояс на Кольском полуострове.

Породы Лапландского гранулитового комплекса.
    П.Эскола (Eskola, 1952) в Лапландском гранулитовом комплексе выделил три главные петрографические разновидности ("серии") пород: хондалитовую, эндербитовую и мигматитовую. С тех пор в представлениях о строении и петрографии этого комплекса мало что изменилось (например, Кротов, 1998; Perchuk et al., 1999b,c). Нижняя часть разреза Лапландского комплекса представлена пироксеновыми, двупироксен-плагиоклазовыми гранулитам. Выше по разрезу они сменяются гранат-силлиманит-биотитовыми (часто с кордиеритом) гнейсами и кварцитами, входящих в состав хондалитовой "серии". Объем пород этого комплекса существенно меняется по простиранию. На востоке, в Сальных тундрах, основные гранулиты преобладают в разрезе, а на западе (территория Финляндии) - резко подчинены кислым гранулитам. В районе рек Явр и Падос основные гранулиты слагают довольно узкую, шириной не более 2 км, полосу, параллельную южной границе Лапландского пояса (рис.II.11). Выше основных гранулитов залегают кислые гранулиты (хондалиты), к которым относятся биотит-гранатовые (часто с силлиманитом и кордиеритом) гнейсы и гранатовые кварциты. К кислым гранулитам тяготеют крупные тела эндербитов. Переход от основных гранулитов к кислым осуществляется через зону переслаивания биотит-гиперстеновых плагиосланцев и биотит гранатовых гнейсов. Северная часть Лапландского комплекса сложена сильно мигматизированными амфиболитами. Данные о минеральном составе этих пород приведены в табл.III.1.
    Основные гранулиты. К ним относят (например, Eskola, 1952; Barbey & Raith, 1990) переслаивающиеся биотит-гиперстен-плагиоклазовые (иногда с гранатом), двупироксеновые, гранат-амфибол-пироксеновые сланцы и анортозиты, по плоскости надвига залегающие на амфиболитах кандалакшской серии (рис.II.12). В основных гранулитах наблюдаются бластомилонитовые, линзовидно-полосчатые, реже - массивные текстуры. Первые обычны для гранат-биотит-гиперстеновых гнейсов (например, обр. lg-1, lg-16/5). Порфиробласты граната в них деформированы и растащены вдоль полосчатости породы, концентрируясь лишь в безгиперстеновых прослоях и линзочках. Гиперстен формирует сильно вытянутые (до 1:8 и более) ксеноморфные зерна, определяющие линейность породы. Биотит сосуществует с гиперстеном и гранатом. Второстепенные минералы - кварц и скаполит. Линзовидно-полосчатые текстуры наиболее характерны для амфибол-клинопироксен-гранатовых гнейсов, где наблюдается лекократовые (Pl) и меланократовые (Cpx+Grt+Hbl) изолированные линзочки. В гнейсе с такой текстурой остаются лишь редкие реликты гиперстена в клинопироксене, окруженного каймами граната. Роговая обманка развивается преимущественно по агрегату клинопироксена с гранатом. В высокомагнезиальных разновидностях (образец Lap-17/3) гранат образует зерна неправильной формы с длинными тонкими апофизами. Ортопироксен встречается и в виде реликтов в клинопироксене. Все это - элементы друзитовой структуры, типичной для метабазитов района Кандалакшской губы Белого моря. Массивные текстуры обычны для плагиоклаз-двупироксеновых гнейсов, где цепочки мелкозернистого гиперстена или плагиоклаза между крупными (до 5 мм и более) зернами клинопироксена создают микролинейность.
    Эндербиты. Эти породы П.Эскола (Eskola, 1952) называл чарнокитами. Термин этот, однако, не точен, так как парагенезис Opx+Kfs в них (Перчук и др., 1994), отсутствуют. Основная масса пород здесь представлена (Barbey & Raith, 1990) эндербитами средней магнезиальности (Pl40-50+Opx+Qtz), высокомагнезиальными эндербитами (Pl70-80+Opx+Qtz+Phl), норитами (Pl70-80+Opx+Cpx+Hbl+Bt) и разнообразными пироксенитами (Opx+Ol+Spl+Phl, Opx+Cpx+Hbl+Phl, Opx+Grt, Opx+Ol+Hbl, Pl90+Opx+Cpx+Hbl+Bt). И лишь как вторичный в эндербитах развивается парагенезис Kfs+Grt+Hbl+Bt, т.е. намечается чарнокитизация (Perchuk & Gerya, 1993b).
    Хондалиты. Кислые гранулиты южной части Лапландского комплекса (рис.II.12) представлены биотитовыми гнейсами с силлиманитом и порфиробластами граната, а также кварцитами с гранатом, содержащими иногда биотит и гиперстен. Для пород этой части комплекса характерны бластомилонитовые текстуры с необычно удлиненными (1:10 и более) зернами кварца (например, обр. lg-16/1). Гранат в этих породах часто обрастает чешуйками биотита и представлен округлыми, слегка вытянутыми по сланцеватости порфиробластами с редкими включения кварца, плагиоклаза, рутила и силлиманита. Биотит обычен в ассоциации с лейкократовыми минералами. Основная масса породы представлена агрегатом кварца, микроклина, плагиоклаза. В большинстве случаев лейкократовые минералы слагают два структурных парагенезиса. Первый представлен крупными (до нескольких мм) зернами неправильного очертания, а второй - мелкозернистым агрегатом, замещающим по краям реликтовые зерна первого парагенезиса.
    В гранатовых кварцитах с гранобластовой структурой кварц представлен крупными, до 1 см. кристаллами. В промежутках между ними изредка встречается плагиоклаз, либо цепочки ксеноморфных зерен гиперстена. Преобладают слабо деформированные порфиробласты граната, но местами они растащены на отдельные фрагменты с причудливыми очертаниями.
    В сторону северного контакта Лапландского комплекса с кратоном Инари (рис.II.12) бластомилонитовые гранулиты исчезают, сменяясь массивными гнейсами. В центральной и северной частях комплекса распространены глиноземистые кордиерит-гранат-силлиманит-биотитовые гнейсы (например, обр.lg-34/1, lg-33, табл.III.1). Порфиробласты граната в таких гнейсах имеют сложную форму с большими "заливами" и выступами. В центральных частях порфиробластов содержится большое количество вытянутых, как правило, в одном направлении включений биотита и силлиманита, имеющих округлые очертания. Силлиманит в гранате встречается также в виде игольчатых кристаллов и фибролитовых агрегатов. Во внешних частях порфиробластов включений значительно меньше. Они представлены отдельными зёрнами биотита, силлиманита и кварца. В основной массе породы встречаются мелкие зёрна граната, совсем лишённые включений. Кордиерит в кислых гранулитах представлен крупными зёрнами неправильной формы, иногда с отдельными включениями кварца, граната, силлиманита. Калиевый полевой шпат слагает крупнозернистый гранобластовый агрегат и представлен микроклином с двумя генерациями пертитовых вростков. В ряде случаев между калиевым полевым шпатом и гранатом развивается симплектитовый агрегат, сложенный длиннопризматическими идиоморфными кристаллами силлиманита, биотитом и кварцем. Иногда между гранатом и микроклином встречаются тонкие каймы, сложенные графическими сростками кордиерита и кварца. Плагиоклаз также встречается в графических сростках с кварцем, и кроме того - в виде зёрен неправильной формы, заключённых в калиевом полевом шпате. Биотит представлен, как минимум, тремя генерациями. К первой можно отнести округлые включения в гранате, ко второй - биотит, входящий в симплектитовые сростки с силлиманитом и кварцем, а к третьей - крупные чешуйки, изолированные от других железомагнезиальных минералов.
    Составы минералов в основных и кислых гранулитах Лапландии во многом определяются валовым составом пород, а их вариации в пределах каждого образца - изменением внешних термодинамических параметров в ходе эволюции метаморфизма. Так например в ультраосновных гранулитах N_Mg железо-магнезиальных минералов существенно выше по сравнению теми же минералами из метабазитов. Химическая зональность гранатов и биотитов из хондалитов из южной части комплекса отличается от зональности гранатов из кислых гранулитов северной его части.

Рис. III.10

    Гранаты из гранулитов основного состава часто характеризуются высокой концентрацией Prp (до 56-62 мол %)при пониженных значениях Sps и Grs. Сильно деформированные гранаты из гиперстен-биотит-плагиоклазовых гранулитов (например, обр. Lap-16/5) отличаются более низкими значениями N_Mg = 27-39 и NCa =12-14. Минимальные значения N_Mg = 21-26 и NCa = 17-20 характерны для недеформированных зерен граната из линзовидно-полосчатых гранат-клинопироксен-плагиоклазовых метабазитов с элементами друзитовых структур (рис. III.10). Во всех случаях N_Mn не превышает 1-2%. Для гранатов из основных гранулитов характерно понижение N_Mg от центров к краям зёрен, контактирующих с Fe-Mg минералами. У контакта с граната плагиоклазом обычно наблюдается возрастание Grs при снижении N_Са^Pl (рис. III.10). Оба этих признака - бесспорное доказательство снижения температуры метаморфизма.

Рис. III.11

    Гранаты кислых гранулитов (хондалитов) представлены пироп-альмандиновым твердым раствором с низким содержанием Grs (максимум - 8 мол. % в обр. lg-16/1) и Sps (не выше 1-3 мол. %, табл.III. 3). Наиболее магнезиальные гранаты ( N_Mg до 42-47), встречаются в породах южной части комплекса, в районе контакта кислых и основных гранулитов. Ядра этих гранатов достаточно гомогенны. В узких внешних каймах наблюдается резкое падение N_Mg до 20-21 (обр. lg-23). В ядрах Grt из кордиеритовых гнейсов северной части Лапландского комплекса N_Mg не превышает 36 мол. %. Вблизи кордиерита N_Mg^Grt сначала снижается, но у самого контакта вновь возрастает (рис. III.11). Закономерное снижение N_Mg^Grt к контакту с биотитом (рис. III.12) свидетельствует об уменьшении температуры метаморфизма. Вариации N_Mg в хондалитах не превышают 13 мольн. % (обр. lg-33).

Рис. III.12

    Биотиты в основных гранулитах имеют магнезиальность 60-75 мол. (обр. lg-16/5) при содержании TiO₂ не более 4-6 мас. %. В биотитах всех кислых гранулитов магнезиальность немного повышается к контакту с гранатом. Наиболее магнезиальные биотиты -от N_Mg = 65-69% в обр. lg-23 до N_Mg = 71-81 мол % - в обр. Lap-3 - встречаются в хондалитах южной части Лапландского комплекса. В кордиеритовых гнейсах северной части магнезиальность биотита варьирует в пределах 59-66 мол %, причем в контакте с гранатом N_Mg^Bt , как правило, возрастает (рис. III.12), отражая тем самым уменьшение температуры метаморфизма.
Кордиериты имеют зональность, выраженную в повышении магнезиальности к контакту с гранатом (рис. III.11). В общем случае в кислых гранулитах магнезиальность кордиерита варьирует в пределах 74-80 мол %.
    Охарактеризованные черты петрографии и минералогии гранулитов позволяют заключить, что в пределах Лапландского комплекса существует явная тенденция повышения степени (глубинности) метаморфизма и деформированности пород с севера на юг, т.е. в сторону лежачего контакта гранулитов с породами пояса Тана. Эти черты довольно схожи с описанными для гранулитов Канского комплекса. В частности, именно вблизи лежачего контакта Лапландских гранулитов широким распространением пользуются Grt+Cpx+Pl ассоциации метабазитов а гранаты всех типов пород характеризуются наиболее высокими значениями магнезиальности.

Породы экзоконтакта Лапландского гранулитового комплекса(подвижный пояс Тана).

Рис. III.13

    Породы пояса Тана подверглись мощному динамометаморфизму в ходе надвига Лапландских гранулитов (например, Глебовицкий и др., 1996; Merilainen, 1976). Установлено также (например, Минц и др., 1996; Перчук и Кротов, 1998), что в крест простирания пояса сохранилась барическая и температурная зональность, записанная в парагенезисах гранатовых амфиболитов, биотит-гранатовых гнейсов и хлорит-ставролитовых сланцев (последние непосредственно примыкают к породам Беломорского комплекса). Эта зональность выражается в росте степени метаморфизма и деформированности пород в направлении от Беломорского к Лапландскому комплексу. (Минц и др., 1996).
    С точки зрения метаморфической зональности особый интерес представляют сланцы Корва-тундровой серии, которая находится в непосредственном контакте с серыми гнейсами Беломорского комплекса (рис.II.11, серия II). Петрографически здесь выделяются две зоны (Перчук и Кротов, 1998): хлорит-ставролитовая (образцы Lap-18, Lap-20 и Lap-19, см. табл.III.1) и кианит-биотитовая (образцы Lap-15, Lap-25, Lap-28 и Lap-29 в табл.III.1). Первая (южная на рис.II.11) залегает в основании комплекса, непосредственно на серых гнейсах Беломорского комплекса. Вторая - (северная) контактирует с гранатовыми амфиболитами Кандалакшской серии. В образцах из кианитовой зоны хлорит отсутствует, либо встречается в виде отдельных включений в гранате и/или ставролите. За исключением отмеченных выше случаев, в хлорит-ставролитовой зоне кианит практически не встречается. Составы гранатов из слюдистых сланцев этих метаморфических зон (рис. III.13) четко отражают повышение степени метаморфизма в направлении с юга на север от хлорит ставролитовой к кианит биотитовой зоне.
    По морфологии и химической зональности выделено (Кротов, 1998; Перчук и Кротов, 1998, Perchuk et al., 1999a) три основных типа порфиробластов граната.

Рис. III.14

    Первый тип гранатов - ротационный (синдеформационный) - встречается исключительно в породах хлорит-ставролитовой зоны. Он представлен гранатовыми порфиробластами, переполненными включениями кварца, эпидота и титано-магнетита. Включения эти образуют так называемые ribbon формы, подчеркивающиеся субпараллельными "S"-образными цепочками кварца (рис.III.14 а). В строении любого порфиробласта четко выделяются внутренняя и внешняя зоны. Они явно относятся к разным структурным генерациям. Во внутренней зоне включения обычно располагаются изогнутыми параллельными цепочками, ориентированными обычно под углом к сланцеватости породы. К внешним зонам цепочки изгибаются параллельно внешнему контуру порфиробласта. Многие крупные порфиробласты имеют идиоморфную или субидиоморфную внешнюю форму с элементами огранки. Проградный характер порфиробластеза доказывается закономерным возрастанием магнезиальности граната при падении содержания марганца от центра к внешней кайме (рис.III.15 а).

Рис. III.15

    Второй тип гранатов отличается структурой снежного кома (см. рис.III.14 б). Такие порфиробласты формируются на прогрессивном этапе метаморфизма вблизи его пика. Здесь создаются благоприятные условия для интенсивного разрастания гомогенной внешней каймы с относительно небольшим количеством включений кварца и других минералов матрицы. В некоторых случаях еще видны реликты "S"-образных цепочек кварца (рис.III.14 б). Судя по морфологии зерен граната и характеру сланцеватости породы, ее перекристаллизация на пике метаморфизма проходила в относительно пластичной среде. Сохранились лишь реликты проградной деформации. Они выражены в спиралевидном распределении включений ("снежный ком") в идиоморфном зерне граната. Химическим доказательством стабильности Р-Т параметров при формировании порфиробластов вблизи пика метаморфизма служат относительно плоские профили мольных процентов спессартина, пиропа и гроссуляра (рис.III.15 б). Лишь в самой внешней части каймы наблюдаются небольшие ретроградные изменения концентраций Mg, Mn и Cа.
    Третий тип гранатов (постдеформационный) легко определяется по очень малому числу включений кварца и рудных минералов, их хаотическому распределению внутри идиоморфных зерен граната (рис.III.14 в). В ряде случаев такие порфиробласты вообще не содержат включений. Ретроградная химическая зональность хорошо прослеживается по снижению N_Mg^Grt и возрастанию N_Mg^Grt к краям порфиробласта.(рис. III.15 в).
    Микрозондовый анализ показал, что магнезиальность биотита и других водосодержащих минералов - хлорита, ставролита, мусковита, эпидота - изменяется очень слабо не только в одном образце, но и в пределах каждой зоны. При слабой вариации N_Mg, биотиты проградного и ретроградного этапов метаморфизма четко отличаются по глиноземистости. Так, для первых среднее значение Al^VI+Al^IV = 3.29 ф.е., тогда как для пиковых и ретроградных биотитов оно равно 3.65 и 3.62, соответственно.
    Возрастание степени метаморфизма с юга на север в пределах экзоконтакта Лапландского гранулитового пояса достаточно хорошо прослеживается и по метабазитам, которые входят как в состав гранулитового комплекса так и в состав обеих серий подвижного пояса Тана (Perchuk et al., 1999c).
    Амфиболиты и эпидот-амфибол-биотитовые сланцы, гранатовые амфиболиты и амфибол-биотит-гранатовые сланцы в пределах Корва-тундровой серии пояса Тана встречаются в виде редких прослоев и будин среди слюдистых сланцев (рис. II.11). Наибольшей распространность пользуются амфибол-эпидот-биотитовые сланцы. Помимо роговой обманки, биотита и эпидота в разных пропорциях в них встречаются гранат, плагиоклаз и кварц (табл.III.1). Роговая обманка образует призматические кристаллы или сильно вытянутые ксеноморфные зерна, определяющие линейность породы. Синдеформационные порфиробласты граната представлены округлыми зернами с включениями параллельных цепочек эпидота и других минералов. Эти цепочки обычно изгибаются, повторяя микроскладчатось породы.
    В отличие от Корва-тундровой для амфиболитов Кандалакшской серии (рис. II.11) эпидот и биотит не характерны. Типичен клинопироксен. Широко распространены гранатовые разновидности. Для роговой обманки обычны вытянутые зерна неправильной формы и их сростки; идиоморфные кристаллы встречаются редко. Ксеноморфный клинопироксен обычно замещается роговой обманкой. Клинопироксен иногда (например, обр. Lap-13 в табл.III.1) встречается в виде включений в гранате. Постдеформационные изометричные порфиробласты граната редко обладают элементами внешней огранки. Часто порфиробласты содержат большое количество крупных включений кварца, плагиоклаза, роговой обманки, сфена, реже - клинопироксена и биотита. Наряду с крупными порфиробластами граната встречаются атолловые формы, а также отдельные мелкие зерна. Округлые или обладающие неправильной формой, они почти никогда не содержат минеральных включений.
    В пределах Лапландского комплекса к северу от кислых гранулитов (см. рис.II.9) проходит широкая зона амфибол-пироксеновых метабазитов. Среди амфиболитов встречены плагиоклаз-роговообманковые породы, а также гиперстеновые и клинопироксеновые разновидности. В качестве второстепенных минералов обычны кварц и биотит. Редко среди амфиболитов встречаются гранатсодержащие разновидности (напр. обр. lg-43). Однако обычные амфиболиты, как правило, сложены роговой обманкой, плагиоклазом, гиперстеном, биотитом и кварцем. Гиперстен образует зёрна неправильной формы разного размера - от нескольких миллиметров до 1,5 см; часто замещается биотитом и роговой обманкой. Гранат нигде не соприкасается с гиперстеном, но равновесен с роговой обманкой и биотитом.

Рис. III.16

    Изменение минеральных парагенезисов в основных породах экзоконтакта Лапландского сопровождается закономерными изменениями морфологии и состава породоробразующих минералов, прежде всего граната.
    В амфиболовых породах Корва-тундровой серии пояса Тана гранаты относятся к гроссуляр-альмандиновому ряду с резко подчинённым содержанием спессартинового и пиропового миналов. В некоторых случаях (обр. Lap-19/7) гранаты характеризуются чёткой симметричной зональностью: от центра к краям порфиробластов резко понижается содержание Sps (от 13 до 1%) при синхронном повышении Alm (от 53 до 60%) и Grs (от 30 до 40%). Процент пиропового компонента по всему профилю не превышает 1%.
    В амфиболитах Кандалакшской серии пояса Тана гранаты представлены Alm-Grs-Prp твёрдым раствором с подчинённым содержанием Sps. По характеру химической зональности можно выделить две основные генерации (Кротов, 1998; Perchuk et al., 1999c). К первой относятся не содержащие включений порфиробласты граната с проградной зональностью (рис. III.16 а). Из морфологии и химической зональности можно заключить, что они сформировались на прогрессивной стадии метаморфизма и деформаций. Ко второй генерации принадлежат каймы крупных порфиробластов с элементами кристаллической огранки (рис. III.16 б) и мелкие зёрна граната из матрицы породы (рис. III.16 в). Эти гранаты характеризуются понижением кальциевости и магнезиальности к краям и сформировались на ретроградной стадии метаморфизма.
    Гранаты из гранулитов основного состава по сравнению с амфиболитами пояса Тана обладают высокой концентрацией Prp при пониженных значениях Sps и Grs. Так содержание пиропа в гранате из высокомагнезиальных метабазитов (обр. Lap-17/3, табл.III.1) достигает 56-62 мол % при N_Ca =14-16.

    Пояс Лимпопо в Южной Африке.
Гранулитовый комплекс Лимпопо
    Многочисленные исследования гранулитов пояса Лимпопо (см. обзор, van Reenen & Smit, 1996) показали, что метаморфизм слагающих его пород довольно неоднороден. Это частично связано с локальным наложением процессов повторного метаморфизма, связанного с протерозойской (~2000 млн. лет) активизацией (см. главу II). Тем не менее в пределах Южной Краевой Зоны (ЮКЗ), наименее затронутой протерозойскими процессами, четко прослеживаются пространственные закономерности, связанные с архейским (~2600 млн. лет) метаморфизмом и последующей эксгумацией гранулитов.
    В пределах ЮКЗ по направлению на север, от контакта гранулитов с породами кратона Каапвааль закономерно изменяются парагенезисы гранулитов, составы породообразующих минералов и характер реакционных структур (Perchuk et al., 1996).
    Массивные не сланцеватые метапелиты самого северного блока ЮКЗ (например, DR45, RM83, табл.III.1) характеризуются хорошей сохранностью раннего высокомагнезиального (N_Mg^Grt=50-60 мол.%) граната и раннего глиноземистого (7-7.6 мас. % Al2O3, N_Mg^Opx=68-70) ортопироксена, составы которых были сформированы на пике метаморфизма. Степень замещения этих минералов более поздними Crd-Opx (N_Mg^Crd=84-88, N_Mg^Opx=67-68, 4-5 мас. % Al₂O₃ Opx) симплектитами обычно не превышает 30%. Ядра раннего граната в некоторых случаях содержат включения кварца и плагиоклаза, удлинение которых совпадает с ориентировкой раннего ортопироксена. Эти структурные признаки могут рассматриваться как следы ранних деформаций D1, имевших место до пика метаморфизма. При этом развитие поздних генераций граната в ассоциации с силлиманитом и кварцем в породах не фиксируется. Аналогичные соотношения характерны и для метапелитов Центральной зоны (ЦЗ) комплекса Лимпопо (Perchuk et al., 1996).
    Метапелиты южных блоков ЮКЗ (например, DV101, DR19, DV81, табл.III.1) обычно характеризуются полным замещением раннего граната Crd-Opx симплектитами и широким развитием структур роста позднего атоллового и идиоморфного граната (N_Mg^Grt=38-42 мол.%) в ассоциации с Sil+Qtz за счет кордиерита. В пределах сдвиговых зон D2 такой гранат часто образует вытянутые порфиробласты, заполненные ориентированными включениями Qtz и Sil, что говорит о его росте на стадии эксгумации гранулитового комплекса (D2). Кроме того, в самой южной части ЮКЗ присутствуют многочисленные и разнообразные свидетельства взаимодействия пород с флюидами, протекавшие при высоких РТ параметрах (van Reenen, 1986; van Reenen & Holister, 1988; Backer et al., 1992; van Schalkwyk & van Reenen, 1992; Roering et al., 1995). Наилучшим примером этого явления служит региональная ортоамфиболовая и зограда и ассоциирующая с ней зона гидратации гранулитов, которая ограничивает ЮКЗ с юга (рис.II.15). Эта изограда напрямую связана с зоной деформаций Хот Ривер (Smit et al., 1992; Roering et al., 1995). Изограда делит ЮКЗ на две метаморфических субзоны: (1) субзона гранулитовой фации с севера от изограды и (2) ретроградная субзона с юга от изограды (рис.II.15). Эта изограда обнаруживается в метапелитах по реакциям гидратации (например Opx+Qtz+H₂O=Ant) (van Reenen, 1986). Новообразованные гранаты из метапелитов, отобранных в пределах зоны гидратации (например, DV3, табл.III.1) часто характеризуются относительно низкими значениями магнезиальности (N_Mg^Grt=30-35 мол.%), свидетельствующей о их росте на заключительной стадии ретроградного метаморфизма.
В целом можно заключить, что в пределах Южной Краевой Зоны комплекса Лимпопо с севера на юг заметно растет степень ретроградного метаморфизма, роста новообразованных фаз (в т.ч. позднего граната), интенсивность перекристаллизации и деформирования пород. Очевидно, что это доглжно быть напрямую связано с процессом подъема гранулитов и их надвигом на породы кратона Каапвааль.

Породы экзоконтакта гранулитового комплекса Лимпопо
    Изменение степени метаморфизма пород экзоконтакта в сторону гранулитов комплекса Лимпопо хорошо изучено (Perchuk et al., 1996) на примере пород гранит-зеленокаменных поясов Свазерленд и Реностеркопи, вытянутых вдоль зоны сочленения кратона Каапвааль и Южной Краевой Зоны. Экзоконтакт Северной Краевой Зоны менее изучен, однако и там по составу амфибола из метабазитов обнаружено постепенное повышение степени метаморфизма пород с севера на юг от кратона Зимбабве в сторону гранулитового комплекса (Mkweli & Blenkinsop, 1995; Miyano et al., 1990).
    Пояс Свазерленд расположен вдоль восточного контакта гранулитового комплекса Лимпопо и кратона Каапвааль (рис. II.13, II.15). Пояс состоит из тектонических пластин, подстилаемых гранитоидами (de Wit et al, 1992a). Метабазиты пояса Свазерленд обычно сложены роговой обманкой, плагиоклазом, кварцем, сфеном и магнетитом/ильменитом. Гранатсодержащие разновидности этих пород встречаются только в пределах зоны сочленения с поясом Лимпопо. Пелитовые сланцы встречаются относительно редко. При этом в южной части зеленокаменного пояса они сложены ассоциацией Mu+Bt+Qtz+Pl+Kfs, тогда как аналогичные породы в северной части пояса содержат гранат, ставролит и кианит. Ультраосновные породы состоят главным образом из антофилита, тремолита и хлорита. Оливин в таких породах встречается только в северной части пояса. В региональном плане пояс характеризуется повышением степени метаморфизма с юга на север от низких к средним ступеням амфиболитовой фации. Интенсивно деформированные и тектонизированные породы приурочены к контакту с ЮКЗ. Этот контакт характеризуется меланжем тектонических пластин, образованных проградно метаморфизованными зеленокаменными породами и ретроградно измененными глиноземистыми гранулитами (McCourt & van Reenen, 1992). Крупнозернистый проградный кианит в метапелитах также приурочен исключительно к зоне контакта с гранулитами.

Рис. III.17

    Пояс Риностеркопи также расположен у контакта с ЮКЗ (рис. II.13, II.15). Он сложен главным образом основными и ультроосновными сланцами и железистыми кварцитами и характеризуется возрастанием степени метаморфизма с юга на север от высокотемпературной зеленосланцевой фации до средне-, высокотемпературной амфиболитовой (Miyano & van Reenen, 1987; Miyano et al., 1990). Ультраосновные породы из северной оконечности пояса вблизи границы с ЮКЗ содержат ассоциацию оливин+антофилит+тремолит+хлорит. Оливин в этих породах является более поздним по отношению к хлориту, что является признаком повышения температуры. Здесь же, в глиноземистых кварцитах наблюдается проградный кианит.
    Изучение пород кратона Каапвааль, находящихсмя в непосредственном контакте с гранулитами произведено в пределах зоны деформаций Хот Ривер (рис.II.15). Таблица III.1 содержит список большого числа минеральных ассоциаций в породах, слагающих зону Хот Ривер. Они варьируют от типичных метапелитов (Bt+Mu+Chl+Qtz+Pl +Grt) до типичных амфиболитов (Hbl+Pl+Qtz+Grt).

Рис. III.18

    Среди гранатсодержащих сланцев часто встречаются амфиболовые разновидности (например, Lim-37-2 и DV-178, табл.III.1). В этих породах особенно отчетливо выделяются два морфологических типа граната - синдеформационный и постдеформационный (рис.III.17 а, в). Первый представлен крупными (до 15 мм в диаметре) порфиробластами с отчетливыми следами вращения, содержащими S-образные цепочки включений кварца и амфибола (рис.III.17 а). Второй тип граната встречается в виде мелких правильных зерен без теней давления и обычно не содержащих включений (рис.III.17 в).
    Типичные слюдистые сланцы (SL22, K5, табл.III.1) сложены биотитом, мусковитом, хлоритом, кварцем, плагиоклазом, и иногда гранатом. Ядра синдеформационных порфиробластов граната различного размера и очертаний заполнены включениями кварца (рис. III.17 б). Ассиметричные тени давления порфиробластов, а также распределение и ориентировка включений в них часто отражают следы вращения (рис. III.17 б). Внешние зоны гранатов обычно бедны включениями и характеризуются правильными кристаллографическими очертаниями. В породе иногда присутствуют мелкие порфиробласты биотита, окруженные синдеформационными зернами слюдистых минералов. Достаточно редкие постдеформационные зерна слюдистых минералов секут сланцеватость породы.

Рис. III.19

    Типичные микрозондовые профили через порфиробласты граната показаны на рис. III.18. Выделенные структурные генерации граната отчетливо различаются своей зональностью Синдеформационные порфиробласты характеризуются значительным снижением X_Mn и иногда X_Ca, сопровождающееся инверсионным изменением X_Mg, от центра к краям. Кроме того, проградные зоны порфиробластов граната содержат многочисленные ориентированные включения различных минералов, тогда как ретроградные зоны обычно лишены включений. Постдеформационные зерна граната обычно обладают плоским профилем зональности с понижением X_Mg в узкой краевой зоне. Состав таких гранатов соответствует внешним зонам синдеформационных порфиробластов, имеющим четкие элементы огранки. Эти гранаты были сформированы в постдеформационную стадию при отсутствии значительных сдвиговых деформаций. В некоторых случаях, однако, сланцы содержат следы хрупких деформаций гранатов обоих генераций, что является свидетельством интенсивного сдвига и на поздней ретроградной стадии (рис. III.19). Из сопоставления рисунков III.14, III.15 и III.17, III.18 видно, что как морфологические типы, так и зональность порфиробластов граната в породах экзоконтактов гранулитовых комплексов Лапландского и Лимпопо в целом сходны.

Рис. III.20

    Две генерации фиксируются и для слюдистых минералов. Синдеформационный биотит (N_Mg^Bt=31) ориентирован вдоль сланцеватости, тогда как постдеформационный (N_Mg^Bt=32-33) сечет сланцеватость в случайных направлениях. Составы биотита двух генераций различаются незначительно, однако синдеформационный чуть менее глиноземистый.
    Таким образом, зональность порфиробластов граната и наличие двух генераций слюдистых минералов в сланцах зоны Хот Ривер отражают проградную и ретроградную стадии метаморфизма. Можно говорить о существенно синдеформационном характере проградного метаморфизма и постдеформационном - ретроградного.
    Проградная и ретроградная стадии иногда могут быть зафиксированы и по зональности крупных синдеформационных порфиробластов роговой обманки безгранатовых амфиболитов (рис. III.20). Такие порфиробласты в ряде случаев содержат низкоглиноземистые ядра, состав которых аналагочен составам актинолитовых роговых обманок метабазитов зеленокаменных поясов кратона Каапвааль, удаленных от контакта скомплексом Лимпопо. Большинство синдеформационных зерен амфибола, однако, лишены актинолитовых ядер, и их зональность выражается в снижении содержаний Al от центров к краям зерен (аналогична внешним зонам порфиробласта показанного на рис.III.20). По всей видимости это говорит о существенной гомогенизации состава амфиболов на пике метаморфизма. Подобный феномен уже был отмечен нами для пород Юксеевского комплекса в Южно-Енисейском кряже.

Выводы
    Обобщая материал данного раздела можно заключить, что
(i) условия метаморфизма в пределах каждого из исследованных гранулитовых комплексов отличаются существенной латеральной неоднородностью, которая выявляется по данным петрографических и минералогических исследований; характер этой неоднородности для гранулитовых комплексов Лимпопо, Лапландского и Канского закономерным образом связан с зонами надвига гранулитов на породы зеленокаменных поясов;
(ii) минералогические и петрографические характеристики пород экзоконтакта гранулитовых комплексов Лимпопо, Лапландского и Канского в целом аналогичны и выражаются в существовании специфической барической и температурной метаморфической зональности, сформированной в ходе надвига гранулитов на породы зеленокаменных поясов.