Глава 2. Роль щелочей при образования пятнистых чарнокитов района Курунегала, Шри Ланка.

Пятнистая чарнокитизация, широко проявленная в Южной Индии и Шри Ланке, является пост-тектоническим процессом, характеризующимся изохимическими (чарнокитизация типа Понмуди) или неизохимическими (чарнокитизация типа Каббалдурги) реакциями разложения ассоциации Bt+Hbl+Grt с образованием Opx и Kfs (Hansen et al., 1987). Существует две модели пятнистой чарнокитизации гнейсовых комплексов: метаморфическая и магматическая. Согласно углекислой модели (Friend, 1981; Janardhan et al., 1982; Hansen et al., 1984 а, б; Newton, 1986) ведущими фактором чарнокитизации являлись углекислые флюиды. Штале и др. (Stahle et al., 1987) определили, что чарнокитизация осуществлялась одновременно с калиевым метасоматозом в условиях открытой системы. Однако, Бартон и О'Найонс (Burton, O'Nions, 1990) привели ряд доказательств магматической природы "чарнокитовых пятен" в ортогнейсах Шри Ланки. Перчук и Геря (Perchuk, Gerya, 1992, 1993) доказали решающую роль вполне подвижного поведения K и Na при региональной чарнокитизации гнейсовых комплексов (Коржинский, 1962) и высказали предположение, что пятнистые чарнокиты могут служить микромоделью чарнокитизации в целом. Поскольку прямых свидетельств вполне подвижного поведения щелочей при возникновении формации пятнистых чарнокитах в те годы найдено не было, ведущей оставалась углекислая модель чарнокитизации.
    В районе Курунегала (Шри Ланка) пятнистая чарнокитизация (возраст 535+5 млн. лет, Burton, O'Nions, 1990) связана с узкими зонами деформаций и плоскостями складчатости, характеризующими последнюю региональную стадию деформаций (D₃) (рис. 1) в Bt-Hbl-Pl-Kfs-Qtz ортогнейсах комплекса Кадуганавва.

Рис. 1.

    Зональность чарнокитового пятна: гнейс - переходная зона - чарнокит в карьере Удадигана, район Курунегала, ранее описывалась Милисендой и др. (Milisenda et al., 1991) и Перчуком и др. (Perchuk et al., 1994). Более детальные исследования образца диаметром 26 см. позволили различить в нем четыре зоны:
1) вмещающий ортогнейс (Hbl+Bt+Pl+Kfs+Qtz+Ilm+Mt), характеризующийся гранобластовой структурой и отчетливой гнейсовидностью;
2) меланократовая переходная зона (Hbl+Bt+Pl+Kfs+Qtz+Ilm+Mt), для которой также характерна гнейсовидность; в целом эта зона более структурно гомогенна, чем вмещающий гнейс;
3) лейкократовая (Kfs+Pl+Qtz) зона (называемая ниже KPQ), отличительной чертой которой является наличие крупных (до 1 см.) ксеноморфных зерен и кайм калиевого полевого шпата на контактах зерен плагиоклаза, кварца и ортопироксена; кристаллы ортопироксена появляются в непосредственном контакте зоны KPQ с чарнокитовым ядром
4) чарнокит (Opx+Kfs+Qtz+Pl+Bt+Ilm) в ядре "пятна" - структурно гомогенная порода с гипидиоморфнозернистой структурой; чарнокит содержит крупные (до 4 мм) субидиоморфные кристаллы ортопироксена, а также вторичные биотит и грюнерит; каймы калиевого полевого шпата в чарноките редки.
    Плагиоклаз из чарнокитового ядра на 2-3 номера кислее (N_Ca^Pl=23-25), чем плагиоклаз из гнейса и переходной зоны (N_Ca^Pl=25-27). В гнейсе, переходной зоне и KPQ зоне N_K^Kfs  составляет 85-90, тогда как в чарноките - N_K^Kfs =70-90.
    Биотит и роговая обманка из гнейса и переходной зоны имеют одинаковые магнезиальности (N_Mg^Bt =42-44, N_Mg^Hbl =38-42) и глиноземистости (N_East^Bt=3.0, N_Al^Hbl=14). На контакте с KPQ зоной происходит увеличение магнезиальностей обоих минералов (N_Mg^Bt=49-51, N_Mg^Hbl=47-50). Магнезиальность ортопироксена (N_Mg^Opx=45-48) в тылу KPQ зоны близка к магнезиальностям биотита и роговой обманки на фронте KPQ зоны. В KPQ наблюдается систематическое снижение глиноземистости ортопироксена от центров зерен (N_OK^Opx=0.9) к их контакту (N_OK^Opx =0.3-0.2) с калиевым полевым шпатом. В чарноките N_Mg^Opx=36-42 заметно ниже магнезиальности ортопироксена из KPQ зоны, тогда как N_OK  в ортопироксене из чарнокита составляет 0.5-0.25. Глиноземистость биотита из чарнокита (N_East^Bt =2.5-3.0) чуть ниже, чем глиноземистость биотита из гнейса (N_East^Bt =3.0) и переходной зоны (N_East^Bt=3.0-3.5), тогда как его магнезиальность значительно выше (N_Mg^Bt=50-57).
    Вторичные минералы в чарноките представлены биотитом (Bt-Qtz симплектитами), грюнеритом и карбонатами.
Установлены следующие закономерности изменения валового состава породы от вмещающего гнейса до чарнокитового ядра:
1) чарнокит обеднен FeO, MgO, TiO₂, CaO и Na₂O, тогда как переходная зона обогащена этими компонентами;
2) чарнокит обогащен SiO₂, K₂O и BaO, тогда как переходная зона обеднена этими компонентами;
3) в чарноките наиболее определена железистость и калиевость.
    Средний состав породы по профилю гнейс-чарнокит близок к эвтектическому граниту. Закономерное изменение валового состава породы, составов и количеств минералов вдоль профиля гнейс-чарнокит - характерные признаки метасоматической зональности (Коржинский, 1970).

    Вдоль профиля гнейс-чарнокит обнаружены реакционные структуры, характеризующие три этапа эволюции чарнокитового пятна
1) Реакционные структуры чарнокитизации - реакционные каймы калиевого полевого шпата были обнаружены в лейкократовой зоне KPQ и местами внутри чарнокитовой зоны. Рост кайм Kfs (рис. 2a) сопровождался увеличением N_K^Kfs  от контакта каймы с кварцем к контакту с матричным плагиоклазом при неизменном составе замещаемого плагиоклаза. На фронте замещения формировались кварц-плагиоклазовые микропрожилки, а в тылу сохранялись реликты чуть более основного плагиоклаза. Такие взаимоотношения описывает реакция
xAn ^. (1-x)Ab+4xQtz+(y+2x)K⁺=(1-x-y)Ab(y+2x)Or + {xCa⁺²+ yNa⁺},   (1)
зависящая от активностей K, Na и Ca в метаморфическом флюиде при постоянных Т и Р. Образование чуть более основного плагиоклаза в тылу кайм происходило на самых ранних этапах роста калиевого полевого шпата по реакции
An ^. nAb + mK⁺ = An ^. (n-m)Ab + Kfs + mNa⁺    (2)
    Содержание алюминия в зерне ортопироксена у контакта с каймой калиевого полевого шпата (рис. 2б) уменьшается согласно реакции
1/2Tsch+3Qtz+[nK^{+ .} (1-n)Na⁺]+1/2H₂O=(1-n)Ab ^. nOr +1/2Hyp+H⁺,   (3)
которая является индикатором изменения активностей щелочей при чарнокитизации (Perchuk, Gerya, 1992).
    Отсутствие реакционных структур замещения биотита и роговой обманки ортопироксеном вдоль профиля "гнейс-чарнокит"свидетельствует о том, что переход гнейса (Bt+Hbl+Pl+Qtz) в чарнокит происходил резко, в условиях стабильности парагенезиса Opx(+Bt)+Kfs+Pl+Qtz, за счет воздействия щелочного флюида. Реакция
K(Fe,Mg)_2.88Al_1.24Si_2.88O₁₀(OH)₂+3.563SiO₂+0.188{(K,Na)⁺}=
=1.453(Mg,Fe)_1.982Al_0.036Si_1.982O₆+1.188(K,Na)AlSi₃O₈+0.906H₂O+0.188H⁺,   (4)
записанная с учетом реальных величин N_Mg^Bt,Opx и N_Al^Bt,Opx, показывает, что биотит с N_East=4.0 в реакции со щелочным флюидом разлагается на низкоглиноземистый Opx (N_OK=0.9) и Kfs. Дальнейшее воздействие щелочного флюида на породу приводит к снижению N_OK новообразованного метасоматического Opx в тылу KPQ зоны за счет реакции (3).
    Таким образом, реакционные структуры чарнокитизации отвечают проработке гнейсов глубинными подщелоченными флюидами.
2) Реакционные структуры позднего этапа чарнокитизации - Qtz-Pl микрожилы на контактах зерен Kfs с другими минералами (Pl, Bt) являются более поздними по сравнению каймами Kfs. Микрожилы в чарноките (рис. 1в) имеют графическую структуру и четкие контакты с матричными минералами. Реликты более основного плагиоклаза (N_Ca^Pl=28) внутри микрожил являются свидетельствами протекания в породе реакции (2) на ранних стадиях эволюции чарнокита. Возникновение Qtz-Pl микрожил связано с взаимодействием калиевого полевого шпата с остаточным расплавом или флюидом, насыщенным Ca, Na, K, SiO_2,, по реакции, обратной реакции (1) на стадии, последующей за кристаллизацией чарнокита в ядре "пятна".

Рис. 2

3) Реакционные структуры дечарнокитизации - развитие ассоциаций Bt+Qtz, Gru+Mt+Qtz и карбонатов по ортопироксену знаменуют дестабилизацию чарнокитового парагенезиса за счет роста активностей СО₂, Н₂О и О₂ на поздних этапах эволюции чарнокитового пятна. а. кайма Kfs на контакте зерен Pl и Qtz в зоне KPQ; б. кайма Kfs на контакте зерен Opx и Pl в зоне KPQ; в. Qtz-Pl-Mt микрожила в чарнокитовом ядре.

   Первичные флюидные включения в чарноките представлены изолированными мелкими (менее 5 мкм) декрипитированными водно-солевыми (гидрокарбонаты и/или NaCl) включениями, которые сопровождаются смешанными H₂O-CO₂ включениями. В Kfs из переходной зоне обнаружены первичные углекислые флюидные включения, содержащие Сal и Kfs. Флюидные включения показывают, что процесс чарнокитизации обусловлен двумя несмесимыми флюидными фазами: водно-солевой и углекислой, содержащей примеси солей Са, K и Na.

Температура процесса чарнокитизации рассчитывались по обменным равновесиям Bt+Opx и Pl+Kfs (Perchuk et al., 1991), а давление оценивалось по уравнению обобщенного регрессивного РТ тренда для гранулитовых комплексов (Perchuk, 1990), характерного также для пород ЦГП Шри Ланки (Сафонов и др., 1995). Выделены три стадии температурной эволюции чарнокитового пятна (рис. 3):
I. Т=710-680^ОС соответствует кристаллизации биотита в чарноките совместно с ортопироксеном;
II. Т=650-580^ОС отвечает дальнейшему метасоматическому преобразованию пород, росту чарнокитового "пятна", гидратации и развитию биотита за счет остаточного водного флюида;
III. Т=580-470^ОС характеризует поздние метасоматические процессы в пятнистом чарноките, кристаллизацию кварц-плагиоклазовых микрожил.
    Температуру начальной кристаллизации ортопироксена в чарноките и зоне KPQ определить не возможно. Возможно, что она была выше 710^ОС.
    Активность воды на высокотемпературной стадии эволюции чарнокита (I), рассчитанная по равновесию Bt+Qtz=Opx+Kfs+H2O по составам сосуществующих минералов в чарноките, составляла a_H2O^fl=0.33-0.28. На стадии остывания активность воды снижалась до 0.20-0.14 (рис. 3). Относительно низкая a_H2O^fll в чарнокитизирующем флюиде обусловлена понижением g _H2O^fl  за счет взаимодействия молекул H₂O во флюиде с молекулами сильных электролитов (NaCl, KCl, CaCl₂) (Аранович и др., 1987; Шмулович, 1983; Aranovich, Newton, 1997), что подтверждается находкой водно-солевых включений в минералах чарнокита и интенсивным развитием щелочного метасоматоза.
    Структурные особенности чарнокита свидетельствуют о том, что эта порода могла частично или полностью кристаллизоваться из расплава, возникшего в результате метасоматического изменения состава гнейса при близости состава пород к гранитной эвтектике. Плавление могло произойти при при Т=750^ОС, Р=6.5 кбар и a_H2O^fl=0.35-0.4 (рис. 3).

Рис. 3

    Индикаторами роста активности щелочей при чарнокитизации являются зональные каймы Kfs на контактах зерен Pl, Opx и Bt. Субсолидусные диаграммы lg(a_KCl/a_HCl)^fl-lg(a_NaCl/a_HCl)^fl   (рис. 4 а, б) иллюстрируют закономерности изменения составов сосуществующих минералов при вполне подвижном поведении K и Na во флюиде и эволюцию химических потенциалов K и Na при образовании пятнистых чарнокитов района Курунегала. Приток подщелоченных флюидов, привел к разложению парагенезиса ортогнейса (Bt+Qtz+Pl+Kfs,поле А на рис. 4 а) с образованием в тылу метасоматической KPQ зоны низкоглиноземистого магнезиального ортопироксена (поле В на рис. 4 а). По разные стороны от метасоматической KPQ зоны существуют парагенезисы одинаковой валовой магнезиальности, но разного минерального состава.

Рис. 4

Дальнейший рост активностей щелочей (тренд В-С) ведет к снижению глиноземистости Opx (реакция 3) и замещению Pl калишпатом по реакциям (1) и (2). Координата поля С соответствуют минеральной ассоциации чарнокитового ядра. Формирование биотита в чарноките обусловлено снижением температуры и активностей щелочей (рис. 3 б). Смещение дивариантного поля в область более высоких значений lg(a_NaCl/a_HCl)^fl  соответствует кристаллизации низкотемпературных Pl-Qtz микрожил.
    Расчет модельной диаграммы X_Mg^порода - X_Al^порода (Т=700^ОС, Р=5.5 кбар, a_H2O^fl=0.3 и lg(a_KCl/a_HCl)^fl =2.8) показал, что наряду с возрастанием активностей K и Na и низкой активностью воды во флюиде, метасоматическое снижение магнезиальности породы на 10 мол. % при чарнокитизации обуславливала стабильность чарнокитового парагенезиса.