Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия

    Чарнокитизация гранулитовых комплексов является важным процессом сопровождающим гранулитовый метаморфизм изученных комплексов и протекающим на фоне как химического, так и механического транспорта вещества в том числе в ходе эксгумации гранулитов (например, Петрова и Левицкий, 1984; Геря и Ножкин, 1988; Perchuk, 1989; Ножкин и Туркина, 1993). При изучении чарнокитизации гнейсовых комплексов использованы материалы, полученные автором для достаточно большого числа регионов, а не только для четырех детально изученных комплексов.
    В отличии от вулканических и интрузивных (e.g. Kilpatrick & Ellis, 1992), чарнокиты метаморфического генезиса широко распространены в земной коре, особенно среди комплексов, сформированных в гранулитовой, либо в амфиболитовой фациях метаморфизма. Во многих работах (например, Janardhan et al., 1982; Stahle et al., 1987) показывается, что они являются продуктом взаимодействия углекислого флюида с породой амфиболитовой фации метаморфизма. Многие авторы (например, Touret, 1981, Hansen et al., 1984; Santosh et al., 1991; Kroner, 1991, p.225) полагают, что чарнокитизация протекает на прогрессивном этапе метаморфизма. Однако, оказалось (Crowford & Hollister, 1986), что подавляющая масса включений CO₂ в породах гранулитовой фации (например, Долгов и др., 1967) была захвачена на регрессивной его стадии. Этот вывод созвучен с заключением (Перчук, 1986) о том, что в этих породах не остается каких-либо следов прогрессивного этапа. В дальнейшем ретроградное формирование чарнокитов было подтверждено (Hiroi et al., 1990) на примере низкобарных ассоциаций Шри Ланки, а также для ассоциирующих с чарнокитами глиноземистых гнейсов Шарыжалгайского комплекса Ю.-З.Прибайкалья (Perchuk, 1989).
    Р.Ньютон (Newton, 1990) опубликовал обзор существующих моделей гранитизации гнейсовых комплексов. Этот обзор, однако, следует дополнить моделями Н.Г.Судовикова (1954), Д.С.Коржинского (1962) и Х.Дж.Штале с сотр. (Stahle et al., 1987). Различие моделей этих авторов состоит лишь в понимании главнейших агентов чарнокитизации как метасоматического процесса и в источнике флюидов.
    Основными задачами этого исследования были: (1) всесторонний термодинамический анализ процесса чарнокитизации и (2) усовершенствование модели механизма чарнокитизации.

Геологическое положение чарнокитовых формаций.
    Среди гранулитовых комплексов докембрия можно выделить три группы пород чарнокитовой серии:
    1. Зональные комплексы, метатоналит/метабазит-эндербит-чарнокит-гранит, возникшие в результате чарнокитизации метабазитов и гнейсов. В зависимости от характера и природы процесса чарнокитизации в этом ряду могут появляться нориты, монцониты, разнообразные мигматиты. Последние, как правило, окаймляют гранито-гнейсовые купола среди метабазитов и/или метатоналитов разной степени метаморфизма, но преимущественно гранулитовой фации (Курдюков, 1989). Переходы между членами серии постепенные. Но наблюдаются они в пределах относительно узких зон. Наиболее типичные примеры: байкальский разрез Шарыжалгайского гранулитового комплекса (Петрова и Левицкий, 1984; Perchuk, 1989) и чарнокитовый комплекс Побужья, на Украине и в Белоруссии (Файруз аль Мухана, 1991).
    2. Пятнистые чарнокиты ("arrested сharnockites", Hansen et al., 1987), возникшие по кислым биотитовым или амфиболовым ортогнейсам в Южной Индии (Janardhan et al., 1982) и Шри Ланке (Raith et al., 1989).
    3. Метаморфические чарнокиты и эндербиты, возникающие по разнообразным гнейсам в контактах с карбонатными породами. Таковы чарнокиты Приладожья (Кицул, 1963), Адирондака, США (McLelland et al., 1988), некоторые чарнокитоиды Ю.З.Прибайкалья (Петрова и Левицкий, 1984), Алданского щита (Perchuk et al., 1985).
    Взаимоотношения между всеми членами чарнокитовой серии в разнообразных геологических обстановках изучены достаточно хорошо. Имеются полные сведения о их минералогическом и химическом составе, структурных и текстурных особенностях, абсолютном возрасте, составе флюидных включений и их изотопных характеристиках. Эти данные безусловно способствуют решению проблемы чарнокитизации, но да недавнего времени ощущался пробел в исследовании реакционных взаимоотношений между минералами (см. раздел.III.2), а также в анализе вариации их составов в ходе процессов чарнокитизации.

Номенклатура пород чарнокитовой серии

Рис.III.78

    Изучение какой-либо петрологической проблемы невозможно без четкого определения используемых терминов и понятий. К сожалению, в рассматриваемой проблеме в этом вопросе появилась путаница, заставляющая нас произвести необходимые уточнения
    Сложившаяся в начале века классификация пород чарнокитовой серии (Holland, 1900) во многом претерпела изменения в силу ряда объективных причин. Главная из них - достаточно широкое развитие парагенезиса Opx+Kfs в породах метаморфогенного проихождения и самого различного состава. Толковый словарь геологических терминов (Cary et al., 1972) определяет чарнокиты как гиперстеновые граниты, содержащие около 20% кварца, а количество калишпата варьирует в пределах 35-90% от суммы всех фельзитовых компонентов. По другим данным количество кварца может варьировать в пределах 10-60%. Эндербит рассматривается как обогащенный антипертитовым плагиоклазом (до 87.5% от всех фельзитовых компонентов) член чарнокитовой серии, в котором содержание кварца достигает 65% от лейкократовой фракции. В Шарыжалгайском комплексе (Юго-Западное Прибайкалье) наряду с типично метаморфическими эндербитами встречаются магматические среднезернистые лейкократовые породы с гипидиоморфнозернистой структурой. Они образуют самостоятельные тела, в краевых частях которых обнаружены ксенолиты и реликты вмещающих метаморфических пород. Здесь можно также встретить довольно мощные (до 5 м) жилы гигантозернистых пегматоидных эндербитов, количество Opx и Mag в которых не превышает 8-10%; основной минерал (60-70%) - кварц. Структура и состав этих пород весьма выдержаны и потому можно говорить об их аллохтонном, магматическом происхождении.
    Необходимо также учесть еще один важный признак пород чарнокитовой серии - очень слабое проявление или же полное отсутствие каких-либо элементов структурной ориентировки минералов, таких как гнейсовидность, сланцеватость, линейность. Этот структурно-петрологический признак имеет принципиальное значение, т.к. позволяет четко отделить гиперстеновые и гиперстен-полевошпатовые гнейсы от развивающихся по ним чарнокитов или эндербитов.
    Наконец, можно предложить минералогичеcкий признак отличия пород чарнокитовой серии от гиперстен-полевошпатовых гнейсов: в последних Opx и Bt как правило более глиноземистые.
    Из-за несовершенства номенклатуры пород чарнокитовой серии гиперстенсодержащие породы с переменным соотношением Kfs/Pl называют эндербо-чарнокитами или чарно-эндербитами. Чтобы избежать терминологической путаницы, мы выбрали простейшую минералогическую и химическую классификации пород чарнокитовой серии (рис.III.78). Они основаны на классических определениях чарнокитов, эндербитов, монцонитов, норитов и не связаны с проблемой генезиса этих пород

Р-Т параметры чарнокитизации.

Рис.III.79

    Существует еще одна проблема, которую нельзя обойти при решении задачи о чарнокитизации. Это - вопрос о геологической границе между гранулитовой и амфиболитовой фациями. Эти границы прекрасно картируются помощью методов геотермобарометрии и хорошо известны в литературе (например, Hansen et al., 1984). Однако в последние годы наметилась тенденция отождествлять принципы минеральной фации с метаморфической. Появился даже тезис о локальности границы между породами гранулитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма при чарнокитизации (Raith et al., 1989; Hanson et al., 1984) только потому, что в первой возникает парагенезис Opx+Kfs вместо Bt+Qtz+Hbl. Вместе с тем общеизвестно, что поле стабильности минерала и его ассоциации при постоянном составе породы определяется многими термодинамическими параметрами, T, P, a_H2O, a_CO2, f_O2 и т.п. (минеральная фация), тогда как к гранулитовой фации относятся породы, претерпевшие метаморфизм при T > 650 и P > 3 кбар (Cary at al., 1972; Yardley, 1989). Этих классических принципов мы будем придерживаться в диссертации, но ограничимся лишь теми породами чарнокитовой серии, которые возникли по гнейсам, в том числе и по гиперстен-полевошпатовым, с утерей элементов их первичной структурной неоднородности.
    Как было показано Л.Л.Перчуком (1993) ретроградные Р-Т тренды многих гранулитовых комплексов могут быть обобщенно аппроксимированы линейным уравнением (Перчук, 1993, Perchuk et al., 1992):

Рис.III.80

Определение Р-Т параметров минеральных равновесий в некоторых чарнокитовых комплексах (например, Stahle et al., 1987; Santosh et al., 1990), сформированных в условиях гранулитовой и амфиболитовой фации, находятся в хорошем согласии с уравнением (III.7.1). Эти параметры варьируют в пределах 600-750 ^оС и 3.5-6 кбар. Несмотря на то, что данное уравнение не учитывает выявленные различия в форме Р-Т трендов, (рис. III.73) оно неплохо согласуется с результатами геотермобарометрии изученных нами комплексов. При заданной температуре погрешность определения давления по уравнению (III.7.1) обычно не превышает 1 кбар, что вполне приемлемо для целей настоящего исследования. Дополнительные оценки, полученные нами для ассоциаций (см. табл.III.1) гнейсов и перемежающихся с ними чарнокитов на основе данных из таблицы I.3, приведены в таблице III.8. Значения температуры и давления в этой таблице оценены по геотермобарометрической программе ГеоПас (Глава I) с привлечением данных по флюидным включениям из работ Н.В.Бердникова с соавторами (1990), Хансена с соавторами (Hansen et al., 1984) и Сантоша с с соавторами (Santosh et al., 1990). Обобщение этих данных на диаграмме рис. III.79 указывает на относительно ограниченный интервал Р-Т параметров чарнокитизации.

Главная реакция чарнокитизации
    При данных Р и Т преобразование обычной парагенезиса гнейсов Bt+Qtz в ассоциацию Kfs+Opx, т.е. образование чарнокита происходит по реакции

которая может явиться результатом изменения валового состава породы (например, X_Mg и X_Al), или вариации интенсивных параметров (T, P, a_H2O). Эти зависимости иллюстрируются диаграммами рис.III.80. Расчет полей стабильности ассоциации Bt+Qtz+Opx+Kfs с учетом всех возможных замещений в зависимости от различных композиционных и термодинамических параметров осуществлен с помощью табл.I.3 . Видно, что ассоциация Opx+Kfs+Bt+Qtz устойчива в пределах узких полей при вариации как интенсивных параметров, так и состава породы (рис.III.80). Это указывает на возможность резкого перехода от гнейса (Bt+Qtz+Pl+Grt+Kfs) к чарнокиту (Opx+Kfs+Qtz+Pl+Grt) при небольшом изменении температуры, активности воды или валового состава породы как в разрезе так и во во времени.

Активность воды.

Рис.III.81

    Существующие термодинамические оценки активности воды при чарнокитизации на основе реакции (III.7.2) пока ограничены и весьма противоречивы. Так, Сен и Баттачарья (Sen & Bhattacharya, 1990), показали, что активность воды для чарнокитов Сатнуру и Мадраса одинакова (a_H2O=0.1-0.2, Сатнуру), или выше (a_H2O=0.2-0.3), Мадрас), чем в сопряженных метапелитах. Между тем для тех же чарнокитов и сопряженных гнейсов Юж. Индии М.Сантош с сотр. (Santosh et al., 1990) определили обратные соотношения. Однако ревизия (Perchuk & Gerya, 1992a) исходных данных и результатов расчетов в цитируемых работах показала неравновесность Fe-Mg минералов в породе, выбранной М.Сантошем с соавторами (Santosh et al., 1990) для оценки a_H2O. Это в значительной мере исказило результаты.
    Важность сопоставления активности воды в гнейсах и чарнокитах очевидна: если фактором чарнокитизации является возрастание a_СO2 (и, как следствие, снижение, a_H2O) (например, Newton, 1986), то при одинаковых температуре и давлении чарнокиты должны характеризоваться пониженными значениями a_H2O по сравнению с гнейсами. Используя данные по химизму сосуществующих минералов из гнейсов и метабазитов, а также из сопряженных с ними чарнокитов мы рассчитали (табл.III.7) активность воды вдоль обобщенного Р-Т тренда (III.7.1). В основу расчета по формуле (I.2.2) положены термодинамические данные из табл.(I.3). Результаты этих вычислений для чарнокитоидов и гнейсов Шарыжалгайского комплекса (см. табл. III.7), сопоставлены между собой на диаграммах P - a_H2O (рис.III.81 а) и Т - a_H2O (рис.III.81 б). Видно, что при одинаковом давлении значение a_H2O для чарнокитов такое же, или даже выше, чем для сопряженных с ними гнейсов. Эти результаты совпадают с упомянутыми выше выводами С.К.Сена и А.Баттачарьи (Sen & Bhattacharya, 1990) о соотношении a_H2O в гнейсах и чарнокитах Юж. Индии. Но они же рождают новую проблему: как объяснить чарнокитизацию гнейсовых комплексов при увеличении активности воды вдоль ретроградного Р-Т тренда (см. рис.III.80 а). Однако есть другие интенсивные параметры, такие как потенциалы щелочей, которые могут оказать значительное влияние на реакционные взаимоотношения между биотитом, ортопироксеном и кварцем.

Химические потенциалы щелочей во флюиде.
    Увеличение химических потенциалов щелочей во флюиде может привести к замещению парагенезиса Bt+Qtz чарнокитовой ассоциацией Opx+Kfs (Коржинский, 1962). Х.Я.Штале с сотр. (Stahle et al., 1987) обнаружили миграцию K₂O при формировании пятнистых чарнокитов. Р.Ньютон (1990) рассчитал фазовые взаимоотношения для системы K₂O-Na₂O-MgO-Al₂O₃-SiO₂-H₂O в координатах T-log(a_K2O/a_Na2O) при постоянном давлении и H₂O/CO₂ =1 (во флюиде) и определил условия стабильности гранитного (Bt+Kfs+Qtz) и чарнокитового (Kfs+Opx+Qtz) парагенезисов. Основным пробелом, который ощущался до недавнего времени, было отсутствие строгих минералогических критериев подвижности щелочей и количественной оценки их влияния на процессы чарнокитизации.

Рис.III.82

Структурные и композиционные доказательства вполне подвижного поведения щелочей.

    В противоположность гранулитам реакционные структуры отражающие чарнокитизацию в петрологической литературе не рассматривались. Более того, даже в гранулитах замещения биотита ортопироксеном встречаются исключительно редко (например, Кориковский и Кислякова, 1975; Perchuk et al., 1985; см. также рис. III.30). Примеры чарнокитизации по реакции (III.7.2) были нами также обнаружены в гнейсах комплекса Сулкава, Юж.Финляндия (Перчук и др., 1994). Исследования зональности сосуществующих минералов в этих породах позволили на количественном уровне доказать вывод о подвижности щелочей как факторе чарнокитизации. Основой доказательста является закономерное изменение составов минералов-участников реакции. Например, если влияние _K2O на формирование чарнокитового гнейса существенное, то плагиоклаз в контакте с каймой калишпата должен оказаться более основным, поскольку наряду с реакцией (III.7.2) одновременно протекает реакция, ведущая к растворению альбитового компонента плагиоклаза

Эта реакция не зависит от активностей воды и углекислоты, также как и другая,

Рис.III.83

ведущая к понижению глиноземистости ортопироксена в силу возрастания _K2O. В табл. I.2 приведены несколько важнейших минальных реакций с участием минералов переменного состава (Bt, Pl, Kfs, Opx), которые могут быть использованы для оценки влияния потенциалов щелочей при чарнокитизации для конкретных комплексов. Рис.III.31 б иллюстрирует пример реакционной (III.7.3) и (III.7.4) структуры, в пределах которой наблюдается закономерное изменение составов пироксена и плагиоклаза на контактах с калишпатом и кварцем. Поскольку при постоянных Т и Р сопряженные реакции (III.7.3) и (III.7.4) зависят лишь от химических потенциалов щелочей, обратные соотношения между N_Al^Opx и N_An^Pl (см. рис. III.82) на контакте ортопироксена и плагиоклаза доказывают подвижность K₂O и Na₂O и их влияние на чарнокитизацию гнейсов комплекса Сулкава.
    Для того же парагенезиса возможен и другой случай. Возрастание _Na2O может привести к снижению глиноземистости ортопироксена по реакции

ведущей к образованию натрового полевого шпата. В этом случае снижение глиноземистости пироксена не будет сопровождаться повышением основности плагиоклаза и корреляция приведенная на рис.III.82 будет нарушена. Таким образом, по зональности Opx и Pl можно судить и об относительном влиянии _Na2O и _K2O, которое может заметно различаться в каждом конкретном случае. Рис.III.83 демонстрирует соотношения составов плагиоклазов и ортопироксенов, обнаруженные в породах Шарыжалгайского гранулитового комплекса. Несмотря на возрастание щелочности флюида и связанное с ним значительное снижение глиноземистости ортопироксенов, состав плагиоклазов меняется незначительно. Замещение раннего калиевого ортоклаза (Kfs-I) более натровым микроклином (Kfs-II) в породах комплекса подтверждает это предположение, поскольку является результатом реакции

Рис.III.84

Рис.III.85

протекавшей на поздней стадии чарнокитизации.
    Таким образом, подвижность калия и натрия следует из реакционных структур и изменения составов контактирующих минералов. Относительное увеличение _Na2O  ведет к обеднению плагиоклаза анортитом при уменьшении содержания ортоклазового компонента в калишпате, относительное увеличение _K2O  производит альтернативное влияние на двуполевошпатовое равновесие. С другой стороны, согласно Д.С.Коржинскому (1962), увеличение щелочности флюида вызывает возрастание коэффициентов активностей всех щелочей в этом флюиде, и чем выше основность (ниже электроотрицательность) данного компонента, тем больше увеличение его основности. Приложение этого правила обозначает, что увеличение общей щелочности флюида обуславливает рост как _K2O , так и _Na2O , но производная д(_Na2O )/д(_K2O ) для реальных природных систем должна быть несколько ниже единицы. Это правило иллюстрирует диаграмма в координатах _Na2O  - _K2O  (рис.III.84), рассчитанная для чарнокитизированных гнейсов комплекса Сулкава по данным табл.I.2. Видно, что зональность минералов отражает как рост общей щелочности флюида, так и опережающий рост химического потенциала калия по сравнению с химическим потенциалом натрия. На той же диаграмме видно, что увеличение валовой щелочности флюида закономерно ведет сначала к понижению глиноземистости биотита в парагенезисе с кварцем, а затем и к замещению этого парагенезиса ассоциацией Opx+Kfs, т.е. к протеканию процесса чарнокитизации. При этом снижение содержания Al в биотите определяется реакциями

которые в целом аналогичны реакциям (III.7.4) и (III.7.5), контролирующим снижение глиноземистости ортопироксена. Отрицательные корреляции номера плагиоклаза с глиноземистостью как биотита так и ортопироксена являются характерной чертой чарнокитизированных пород многих гранулитовых комплексов (Perchuk & Gerya, 1993a,b; Perchuk et al., 1991b, 1992b) (см. рис.III.85 а, в, д). Результаты расчета диаграмм в координатах _Na2O - _K2O для этих комплексов приведены на рис.III.85 б, г, е. Видно, что тенденции изменения составов минералов отражают рост валовой щелочности флюида при переходе от биотит-содержащих гнейсовых парагенезисов к чарнокитовым. Таким образом закономерное изменение составов минералов в реакционных структурах может служить важным фактором решающей роли подвижности щелочей при чарнокитизации гнейсовых комплексов.

Реакции дечарнокитизации.
    Дестабилизация парагенезиса Opx+Kfs определяет дечарнокитизацию (рис.III.29) в самом общем смысле этого термина. Такой процесс происходит тогда, когда реакция

Рис.III.86

смещается вправо из-за уменьшения температуры и/или увеличения a_H2O, например при диафторезе. Хансен и др. (Hensen et al., 1987, с.235) привели пример дечарнокитизации в породах района Арни, в Индии, где округлые тела гнейсов возникают внутри чарнокитовых пятен: наблюдается замещение гиперстена биотитом при диафторезе, который связан с молодыми гранитами, сильно оторванными во времени от процесса чарнокитизации. На рис.III.29 а приведен пример реакции дечарнокитизации, т.е. образования Bt+Qtz симплектита на контакте с калишпатом и гиперстеном. Как замечено выше, такой симплектит мог возникнуть вблизи ретроградного Р-Т тренда (1) при постоянстве состава флюида. рис.III.86 демонстрирует также реакционные каймы куммингтонита с анкеритом, возникшие по железистому ортопироксену по реакции

    В этом и многих других случаях поздние реакционные структуры являются продуктами реакций карбонатизации, протекающих на завершающих стадиях метаморфизма пород чарнокитовой серии. Такова реакция

установленная в обр. BL3M3, Ю.-З.Прибайкалье, и реакция

задокументированная в обр. BL22M9.
    Характерно, что реакции карбонатизации в чарнокитах протекают одновременно с реакциями гидратации, такими как III.3.9 на последних стадиях ретроградного метаморфизма, что обозначает возростание f_CO2 вдоль P-T тренда. В чарнокитах Шарыжалгайского комплекса зерна гиперстена иногда окаймлены куммингтонит-магнетитовыми симплектитами (рис.III.86), возникающими по реакции

на последних стадиях ретроградного метаморфизма. В данном случае высокие значения летучести кислорода и активности воды определяют реакцию разложения гиперстена.
    Вклад щелочей в дечарнокитизацию, как отмечалось выше, определяется замещением калия на натрий в щелочных полевых шпатах по реакции (III.7.6).
Механизм чарнокитизации

Рис.III.87

    Структурные и физико-химические предпосылки. Как показано во введении к данному разделу, существующие модели основаны на признании метасоматической природы чарнокитовых серий, развитых среди докембрийских гнейсовых комплексов. Различие этих моделей состоит в различном понимании механизма чарнокитизации. Так, Д.С.Коржинский (1962) и Штале и др. (Stahle et al., 1987) предполагают, что этот процесс осуществляется в одну стадию, тогда как другие авторы (например, Hansen et al., 1984) предлагают двухстадийный процесс: на первой стадии происходит калиевый метасоматоз гнейсов (под воздействием флюидов, связанных гранитной магмой, сменяющийся карбонатизацией под влиянием потока углекислых флюидов. Иными словами, существенно водный фронт флюидного потока сменяется карбонатным. Теоретически эта модель выглядит привлекательно, поскольку в системе H₂O-C₂O действительно существует область несмесимости (при высоких P и T), но при условии, что во флюиде содержится не менее 6 масс.% NaCl (например, Gehrig et al., 1979). О возможности существования глубинных флюидов с повышенной хлоридной солевой нагрузкой свидетельствуют последние данные исследований флюидных включений в минералах гранулитов и чарнокитов (например, Touret, 1995a,b). С другой стороны, существование эффузивных аналогов чарнокитов (например, Kilpatrick & Ellis, 1992) предполагает зарождение таких магм на достаточно глубоких уровнях земной коры. Теория (Коржинский, 1952) и экспериментальные данные (например, Peterson & Newton, 1990; Vielzeuf & Clemens, 1992) указывают на возможность плавления гнейсов при Р-Т условиях близких к тем, которые определены в чарнокитах методами геотермобарометрии.
    Таким образом, как метасоматоз, так и плавление принимают участие в формировании чарнокитовых серий в комплексах гранулитовой, либо амфиболитовой фаций метаморфизма. Взаимоотношения между этими двумя процессами - основная проблема в разработке механизма чарнокитизации. При этом необходимо учитывать следующие факты:
1. Структурная гомогенизация гнейсов при чарнокитизации и появление интрузивных структур в ядрах чарнокитовых пятен (рис.III.87), или в ядрах купольных структур зональных чарнокитовых комплексов (например, Perchuk 1989; Геря и Ножкин, 1988).
2. Замещения зерен биотита и/или роговой обманки гиперстеновыми каймами в пятнистых чарнокитах не наблюдается.
3. При пятнистой чарнокитизации ортогнейсов наблюдается значительный вынос Ca, Mg, Fe, Mn, Zr, Ti и легких редких земель при комплиментарном привносе Si, Ba, K (Stahle et al., 1987; Milisenda et al., 1991), аналогичные соотношения наблюдаются в купольных структурах зональных комплексов (Perchuk, 1989; Геря и Ножкин, 1988). Это приводит к смещению валового состава гнейса в сторону чарнокитовой эвтектики, т.е. к снижению температуры плавления пород. При благоприятных P-T параметрах в ядрах чарнокитовых пятен (тип 1) и купольных структур зональных комплексов (тип 2) может возникнуть расплав.
4. Температура минеральных равновесий в чарнокитах варьирует в пределах 750 - 600 ^оC, а давление ~ 6-3.5 кбар (рис.III.79), табл. III.7. Измеренные значения температуры, попадают в поле расплава эвтектического состава. Такие чарнокиты (например, ядра чарнокитовых пятен в гнейсах Шри Ланки и Юж. Индии) действительно могли кристаллизоваться из расплава. Во многих случаях этот сформированный in situ расплав способен перемещаться на относительно короткое расстояние, что можно наблюдать в чарнокитовых комплексах любого геологического залегания. Примеры миграции такого расплава хорошо видны в карьере г. Каббал, Юж. Индия, где жилы чарнокита (местами пегматитовые) секут вмещающие гнейсы (Perchuk & Gerya, 1992a; Перчук и др., 1994). Зоны чарнокитов с равновесными значениями температуры, ниже 640 ^oC находятся за пределами поля плавления чарнокита эвтектического состава даже в условиях полной водонасыщенности расплава; такие зоны могут иметь метасоматическую природу.
5. В соответствии с теорией метасоматической зональности внутренняя зона метасоматической колонки должна иметь простейший, в идеале монофазный состав (Коржинский, 1972). С точки зрения этой теории внутренняя зона (ядро пятна, например) чарнокитовой серии пород должна быть сложена породой или гомогенным флюидонасыщенным расплавом эвтектического состава (гранит, чарнокит или эндербит).

Рис.III.88

    Геохимические предпосылки. Как отмечено выше в обеих группах рассмотренных чарнокитовых формациях большинство главных породообразующих элементов мигрирует в направлении вмещающего гнейса, образуя на границе так называемую переходную зону. В то же время в ядерных частях купольных структур (группа 1) или пятен (группа 2) возрастает концентрация SiO и соотношения Fe/Fe+Mg и K/K+Na. Рис.III.88 иллюстрирует пример таких соотношений вдоль профиля опробования через пятно (рис. III.87) эвтектического чарнокита в гнейсе (аналитические данные приведены в табл. 5). Зональность, наблюдаемая в чарнокитовых пятнах, может служить микромоделью формирования комплексов группы 1 (зональные комплексы). В крупных структурах такая зональность хорошо известна: граниты и чарнокиты образуют ядра купольных структур, к крыльям которых они сменяются эндербитами, гнейсами и метабазитами (например, Курдюков, 1989; Геря и Ножкин, 1988; см. также раздел II.2, рис. II.7, II.8).

Рис.III.89

    Механизм. Таким образом, в некоторых зональных чарнокитовых комплексах сама метаморфическая зональность может явиться результатом интенсивной инфильтрации подщелоченных водно-углекислых флюидов через гнейсовые толщи. Взаимодействие флюида с породами этих толщ приводит к миграции (дебазификации) Ca, Mg, Fe, Ti и тяжелых редких земель в направление переходной зоны (краевая метасоматическая зона). Наличие метабазитов в первичных разрезах гнейсовых толщ способствует возрастанию активности щелочных металлов (K и Na) во флюиде. Дебазификация внутренних зон приводит к (i) возникновению эвтектического состава пород и (ii) к его последующему плавлению, если P-T-f_H2O условия обеспечивают этот процесс. В зависимости от вариации химических потенциалов щелочей по гнейсам могут образоваться чарнокиты и/или эндербиты (рис.III.89). Как можно видеть, предложенный механизм несет в себе как черты модели Н.Г.Судовикова (1954), так и модели Д.С.Коржинского (1952, 1972), разработанных ими для процесса гранитизации.
    Источники флюидов. Вслед за Д.С.Коржинским (1952, 1962, 1972) многие исследователи полагают, что главным элементом чарнокитизации является преимущественно водный флюид мантийного происхождения. Некоторые (например, Stahle et al., 1987) полагают, однако, что чарнокитизация осуществляется исключительно углекислым флюидом, выведенным из нижней коры в ходе реакций декарбонатизации карбонатно-силикатных пород и минералов. Вместе с тем, данные по стабильным изотопам углерода и кислорода для чарнокитов Шри Ланки (Kroner, 1991, с.225) указывают на смешанную, мантийно-коровую природу флюидов за счет их обогащения тяжелыми изотопами С и О при инфильтрации мантийного флюида в графитсодержащие породы коры. Предполагается, что источником этого флюида могли быть основные магмы.
    Действительно, гнейсы Каббалдурги, Юж.Индия, местами прорываются долеритовыми дайками, вокруг которых прослеживается "пятнистая" чарнокитизация (Perchuk & Gerya, 1992a; Перчук и др., 1994). Причем чарнокитовые пятна самой дайкой не пересекаются. Благодаря ассимиляции вмещающих гнейсов, состав дайки варьирует в достаточно широких пределах даже в ограниченном объеме породы главным образом в отношении железа и кремнезема. Но она не испытывает какого либо воздействия флюида: метасоматическое изменение долерита не наблюдается. Можно поэтому допустить, что чарнокитизация вдоль контактов с дайкой происходила под воздействием флюида, высвобождающегося при кристаллизации долеритовой магмы. Однако далеко не везде можно встретить подобные долеритовые дайки, с которыми пространственно связана чарнокитизация. С другой стороны, в районе Каббалдурги широко развиты так называемые граниты типа Клозепет, к фронту внедрения которых тяготеет чарнокитизация. Именно с ними ряд исследователей (Friend, 1983; Newton, 1990; Santosh et al., 1991) связывает появление пятнистых чарнокитов в гнейсах. Не исключено, однако, что и сами долеритовые дайки когенетичны с гранитоидами: гранитная магма могла генерироваться в коре тепловым и флюидным потоками, связанными с мантийными магмами, и служить своеобразным переносчиком чарнокитизирующих растворов.
Заключение
    Чарнокитизация гнейсов протекает на регрессивной стадии метаморфизма при температуре 750-600 ^oC и давлении 6-3.5 кбар. При этих параметрах активность воды во флюиде при чарнокитизации может оказаться равной, либо даже более высокой по сравнению с вмещающими гнейсами, испытывающими обычный для гранулитовых комплексов региональный метаморфизм. Реакционные структуры, обнаруженные в породах как формации пятнистых чарнокитов, так и чарнокитовых серий зональных комплексов, отражают вполне подвижное поведение щелочей при чарнокитизации. В связи с этим был произведен термодинамический расчет диаграмм в координатах относительных химических потенциалов щелочей для конкретных минеральных ассоциаций на основе реальных химических составов слагающих их минералов. На их основе удалось доказать, что как пятнистые чарнокиты Индии и Шри Ланки, так и зональные чарнокитовые комплексы, такие как Побужский, Шарыжалгайский (Ю.З.Прибайкалье) и Сулкава (Юж.Финляндия), сформировались при вполне подвижном поведении как К, так и Nа, оказавших решающее влияние на превращение гнейсов в чарнокиты по реакциям (III.7.3)-(III.7.8). Это проявилось в изменении глиноземистости биотита, амфибола и ортопироксена, а также в закономерном изменении состава плагиоклаза, ассоциирующих с калишпатом и кварцем.
    Дебазификация протолита провоцируется как составом флюида, так и химическими активностями некоторых его компонентов. В любом случае возникает метасоматическая зональность инфильтрационного типа, масштаб которой определяется как составом флюидов, так и интенсивностью их взаимодействия с гнейсами. Вынос компонентов из гнейсов приводит к смещению валового состава породы в сторону эвтектики Opx+Kfs+Qtz, которая при подходящих P-T параметрах может дать расплав.