Петрология полиметаморфических гранулитов центральной зоны комплекса Лимпопо, Южная Африка

Глава II. Петрография и химия минералов.

Общими для гнейсов всех трех зон неоархейского возраста является преобладание гранобластового типа микроструктур в недеформированных породах и бластомилонитового типа - в деформированных. Последние встречаются как в ширзонах, синхронных с архейским периодом эволюции комплекса, так и в раннепротерозойских ширзонах. Этот петрографический признак очень важен особенно для пород ЦЗ, где встречаются ширзоны обоих возрастов, и отделить одну от другой без специальных исследований невозможно. Ниже приводится краткая петрографическая характеристика только метапелитовых гнейсов из всех трех зон, на основе которых была воссоздана термальная и динамическая эволюция всего комплекса Лимпопо.

II.1. Гранулиты Северной Краевой Зоны

Здесь выделяется 5 групп пород. Все они в основном обладают массивной текстурой и лепидогранобластовой структурой. (1) Ортопироксен-гранатовые гнейсы (Kfs+Qtz+Opx+ Pl+ Bt+Grt); от 5 до 45% общего объема этих пород приходится на гранат. (2) Биотит-кордиерит-гранатовые кристаллосланцы (Kfs+Qtz+Sil+Crd+Pl+Bt+Grt); кордиерит в шлифах этих пород обычно сдвойникован и часто сопутствует Grt, Sil и Qtz; (3) Флогопит-сапфирин-кордиерит-ортопироксеновые кристаллосланцы (Opx+Sil+Bt+Spr+ Crd+ Spl); в них встречаются две генерации Opx и Spr: Орх₁ - в ассоциации с Crd, а Орх₂ - в срастаниях со Spl, Spr и Phl. Эти генерации различаются и по составу (Табатабаиманеш, 2005); (4) oртопироксен-кордиерит-гранат-кварцевый кристаллосланцы, в которых четко выделяются две основные структурно-парагенетические ассоциации минералов - матрица и реакционные структуры вокруг зерен граната. Матрица сложена Grt и Qtz, а реакционные структуры окружают зерна Grt на контакте с Qtz. Они сложены Opx-Crd симплектитом и Opx короной. Кордиерит представлен двумя генерациями: Crd₁, образующий крупные (3-4 мм) изометричные зерна-порфиробласты и Crd₂, слагающий матрицу реакционных структур. Ортопироксен в породе встречается в трех генерациях: Орх₁ образует изометричные порфиробласты или же кластеры в порфиробластах кордиерита; Орх₂, формирующий тонкие, вытянутые (в среднем до 0,1 мм) симплектиты в кордиеритовой матрице реакционной структуры и Орх₃, слагающий её внешние короны. (5) Двуслюдяные метапелиты, сложенные в основном Grt, Bt и Ms. В отличие от метапелитов группы 4, в них преобладает относительно слабо зональный гранат с низким N^Grt_Mg (32-30). Мусковит занимает примерно 10-15% объема породы; он явно вторичный и сильно изменен. Во всех перечисленных группах пород можно встретить Pl, Qtz, Zrn, Ap, Ilm и Sph.

II.2. Гранулиты Южной Краевой Зоны

Недеформированные породы этой Зоны представлены разнообразными гранобластовыми гнейсами тоналитового состава с подчиненным количеством метабазитов, ультраметабазитов и метапелитов. Они прорываются гранитоидами и небольшими телами эндербитов и чарнокитов. В метапелитах достаточно широко распространены реакционные структуры типа

Однако вблизи контакта с породами кратона Каапвааль в гранулитах местами возникают тончайшие каймы Grt₂-Qtz-Sil по порфиробластам Crd, т.е. реакция (2) смещается влево. Кроме того, реакционная структура (2) иногда накладывается на структуру (1), что наряду с регрессивной зональностью порфиробластов граната (Grt₁) предполагает декомпрессионное остывание пород (Перчук и др., 1996). В ширзонах, рассекающих гранобластовые гнейсы, распространены бластомилониты, в которых можно обнаружить деформацию реакционных структур (1) и/или (2). По ним нередко развиваются типичные милониты. Это предполагает перетирание пород этих зон в верхней части коры, где достигается их предельная вязкость (Smit et al., 2001)

II. 3. Гранулиты Центральной Зоны

Как и для ЮЗ и СЗ, основное внимание при петрографическом изучении образцов из ЦЗ уделялось метапелитовым гнейсам, в минеральных равновесиях которых наилучшим образом записана термальная и динамическая эволюция комплекса Лимпопо вообще и ЦЗ, в частности. Кроме того, для равновесий (1) и (2) имеется термодинамически согласованная база данных и термобарометрическая программа ГЕОПАС (Геря и Перчук, 2004). Однако в отличие от остальных двух зон (D2/M2) комплекса Лимпопо, в ЦЗ широко представлены <деформированные>, так называемые <прямые гнейсы> (Smit et al., 1992), обладающие бластомилонитовой структурой (D3/M3). Они встречаются исключительно в пределах зон высокотемпературных пластических деформаций, отличить которые от обычных гнейсов в поле практически невозможно. Если это удастся сделать посредством детального петрологического анализа, то исчезнет проблема синхронности-ассинхронности этих зон с <вмещающими> их гнейсами. Использование для этой цели равновесия типа (1) и (2) для вывода Р-Т трендов позволит воссоздать общую картину эволюции гранулитового пояса Лимпопо, да и других докембрийских гранулитовых комплексов.

II. 3.1. Гранулиты <поперечной> складки Баккликраал

Термин <поперечная складка> традиционно применяется к крупным складчатым структурам ЦЗ гранулитового комплекса Лимпопо, поскольку они залегают меридианально, т.е. вкрест простирания плоскостных структурных элементов самой ЦЗ (см. рис.1). Однако совсем недавно (Boshoff et al., 2006) выяснилось, что это не обычные пологозалегающие изоклинальные складки, а мощные кулисообразные зоны высокотемпературных пластических деформаций (D3/M3). Их возраст не ~2,6-2,7 млрд. лет, как у гранобластовых гнейсов, а ~2 млрд. лет, и они представлены бластомилонитами с огромным количеством реликтов более древних гнейсов (D2/M2). Породы, слагающие <поперечную> складку Баккликраал (12х40 км), по минеральному составу могут быть подразделены на 4 группы: (1) обогащенные магнием гнейсы с ортоамфиболом, (2) биотит-гранатовые гнейсы, (3) мраморы и известково-силикатные породы и (4) метапелиты.

По минеральному составу выделяются две подгруппы метапелитов: а) Crd-Bt-Sil-Qtz-Grt гнейсы и б) Crd -Орх-Qtz-Grt-Bt кристаллосланцы. Первые встречаются в виде линз, будин и тонких прослоев в биотит-гранатовых гнейсах, метабазитах и мраморах, а также в виде включений в кварцитах. Они характеризуются бластомилонитовой микроструктурой (D3/M3). Вторые (б) встречаются там же, но обладают гранобластовой структурой (D2/M2). Изотопный возраст циркона из вмещающих тоналитовых гнейсов составляет ~ 2.68 млрд. лет (Kröner et al., 1999). Между тем для одного из метапелитов подгруппы (а) изотопный (U-Pb) возраст граната оказался равным 2023 7 млн. лет (Boshoff et al., 2006), причем в них широко распространены Bt-Sil-Qtz микроширзоны, которые всегда приурочены к сланцеватости, которые отсутствуют в метапелитах подгруппы (б).

Мелкозернистая матрица гнейсов подгруппы (а) сложена мелкими изометричными зернами с правильными очертаниями, средний размер зерен 0,1-0,2 мм. Гранат представлен вытянутыми зернами размером от 0,5 до 6 мм. Он содержит мелкие включения кварца и часто окаймлен, но не срезается Bt-Sil-Qtz микроширзонами - свидетельство их синхронности стадии D3/M3. Иногда эта ассоциация минералов почти полностью замещает зерно граната, от которого могут оставаться только реликты (рис.3,г) по реакции Grt +Sil₁+ Qtz => Crd (van Reenen et al., 2004). Микровключения Sil₁ встречаются в порфиробластах кварца, граната и кордиерита. Sil₂ присутствуют в коронарной структуре вместе с биотитом и кварцем, Sil₃ (до 90 модальных %) содержится в микроширзонах. Кордиерит встречается в слегка измененных, четко выраженных реакционных структурах типа (2).

(б) Crd-Орх-Qtz-Grt-Bt гнейсы не содержат лейкосомы и представляют собой породу темного цвета с низким содержанием кремнезема. В шлифах они могут быть разделены на реакционную структуру и гранобластовую матрицу. Первая состоит из типичного Opx₂+Crd₂ симплектита, развивающегося вокруг порфиробластов граната и окруженного каймой ортопироксена (Opx₂), бедного алюминием (Opx₃) (рис. 3б). Гранобластовая матрица состоит из Bt, Pl, Opx₁, Crd₁ и Qtz с небольшим количеством ильменита, циркона и рутила. В некоторых местах Opx₁ непрерывно переходит в Opx₂, отличаясь более высоким содержанием алюминия. Гранат в породе зонален. Его ядра и центральные части переполнены мельчайшими (несколько микронов) включениями Crd, Bt, Qtz, Pl, Opx₁, Pl, Spr, Spl, Rut и Sil, в то время как тонкий, от 30 до 200 мм шириной, край свободен от них. Силлиманит и сапфирин в ядрах граната хорошо ориентированы, предполагая пик региональной деформации D2/M2 (Vernon, 1989). Включения Crd и Qtz в гранате достигают 100 микронов. В ядрах коронарных структур гранаты, размером 7-8 мм, образуют слегка удлиненные зерна, но местами наблюдаются атолловые формы. Включения граната в других минералах не отмечаются. Ортопироксен гранобластовой матрицы (Opx₁) представлен удлиненными зернами, содержащими включения Qtz, Spr, Bt и Sil. Симплектитовый ортопироксен (Opx₂) представлен тонкими червеобразными зернами.

II.3.2. Породы района Булаи

Среди них по минеральному составу можно выделить 5 групп: (1) Bt-Grt-Qtz-Crd-Sil-Pl-Kfs метапелитовые гнейсы; (2) Cum-Opx-Qtz-Bt-Qtz породы; (3) Pl-Kfs-Bt-Grt-Qtz кристаллосланцы; (4) Bt-Grt-Qtz-Crd гнейсы и (5) гигантозернистые порфировидные биотитовые граниты плутона Булаи, возраст которого ~2,54 млрд. лет (Barton et al, 1994). Bt-Grt-Qtz-Crd-Sil-Pl-Kfs метапелитовые гнейсы обладают лепидонематогранобластовой структурой с элементами пойкилобластовой (D2/M2). Текстура массивная, иногда гнейсовидная или полосчатая. Вокруг граната обычны Crd-Sil каймы, иногда почти полностью замещающие первичные зерна граната.

II.3.3. Метапелиты окрестностей г. Мусина

Эти породы имеют одинаковый минеральный и химический состав, но слагают две разновозрастные структуры и отличаются по составам минералов и микроструктуре. Главные породообразующие минералы представлены Bt, Grt, Qtz, Crd, Sil, Pl и Kfs. В футляровидной складке Шанзи (рис.1) резко преобладают гнейсы с типичной гранобластовой структурой (D2/M2), но множеством Bt-Qtz-Sil микроширзон, секущим порфиробласты всех минералов, включая гранат (им порода переполнена, - до 70 %). Он образует как изометричные, так и вытянутые зерна с неправильными очертаниями. Существование второй генерации граната проблематично. Но в геологической структуре Кэмпбелл преобладают метапелиты с ярко выраженной бластомилонитовой микроструктурой, относящиеся к более молодому деформационно-метаморфическому этапу (D3/M3). Здесь развит Grt₂ (X^Grt_Mg = 0,32-0,2), но на его грани нарастают своеобразные <усы> очень железистого граната (X^Grt_Mg =0,12). Crd встречается в срастаниях с силлиманитом и кварцем вокруг Grt, тогда как вторая генерация образует изометричные зерна и агрегаты в срастаниях с неориентированным Sil. По форме и размеру зерен можно выделить три генерации биотита. Первая (Bt₁) вместе с Sil и Qtz содержится в ядрах граната. Вторая (Bt₂) всегда находится в матрице породы в срастаниях с Sil2 и Qtz. Видимо она возникает по реакции:

Grt+Kfs+H2O => Bt2+Sil2+Qtz

(3)

Ориентированные чешуйки третьей генерации (Bt₃) присутствуют в мелкозернистой массе Bt₃-Qtz-Sil₃ микроширзон. Во всех изученных метапелитах редкий Kfs (Or79-90) встречается вместе с Bt, Sil₂ и Qtz.

II.3.4. Реакционные структуры и химический состав минералов в метапелитах

Петрографическое изучение пород показало, что взаимоотношения минералов метапелитов из структур Баккликраал, Мусина и Булаи характеризуются широким развитием по крайней мере трех главных типов реакционных структур: (а) замещение граната ( Sil1+Qtz) кордиеритом по реакции (2); (б) замещение ассоциации Grt+Kfs парагенезисом Bt+Qtz+Sil по реакции (3); (в) замещение ассоциации Grt+Qtz кордиеритом и ортопироксеном по реакции (1). Они дают ключ к оценке P-T-a^fl_H2O параметров эксгумации гранулитов. В породах цикла D2/M2 эти реакционные структуры отражают декомпрессионное остывание (DС), т.е. ретроградную стадию метаморфизма (Perchuk, 1985, 1989; Harley, 1989), но в бластомилонитовых метапелитах D3/M3 они возникают при повторном высокотемпературном метаморфизме на стадии субизобарического нагрева (Перчук, 2005; Perchuk et al.,2006).

II.3.4.1. Геологическая структура Баккликраал.

В Grt-Crd-Sil-Qtz-Bt метапелитах <поперечной> складки Баккликраал (рис.1) реакционная структура характеризуется двумя генерациями Crd. Местами Crd₁ почти полностью замещает гранат, нередко образуя по нему псевдоморфозы в которых сохраняются вростки перекристаллизованного Qtz, реже Sil₁. При этом X^Crd1_Mg уменьшается к контакту с деформированным Grt. Кордиерит Crd₂ отличить от Crd₁ под микроскопом не возможно, и лишь слабое возрастание X^Crd2_Mg в сторону Grt позволяет это сделать. Можно предположить, что Crd₁ возникает на стадии IH, Crd₂ - на стадии DC. Однако это предположение справедливо лишь при условии, что в первичном гнейсе (D2/M2) вообще отсутствовал кордиерит. Если же он был и его можно как-то идентифицировать, то вполне реально определить протолит, по которому развивался процесс D3/М3. Мы анализировали порфиробласты Grt и Crd из Sil₁-Qtz кварцевой основной массы. Профили поперек химической зональности контактирующих Grt, Bt и Crd свидетельствуют о смещении вправо обменных реакций

GrtMg + CrdFe = CrdMg + GrtFe		(4)
GrtMg + BtFe = BtMg + GrtFe		(5)

т.е. отражают понижение Т (Перчук, 1970). Причем форма этих профилей не соответствует диффузионному обмену Fe и Mg (Lasaga, 1983), а скорее отражает перекристаллизацию минералов в поле стабильности четырех фаз (Grt+Sil₁+Qtz+Crd) при протекании реакций (2) и (3). Это в, частности, выражается в уменьшении содержания Kfs (Or_100-95).

В недеформированных Grt-Crd-Орх-Qtz-Bt гнейсах N^Grt_Mg систематически уменьшается от ядра к краю при N^Grt_Ca =4-5 мол. %. Но изменение это не однородно: N^Grt_Mg изменяется от 60 в ядрах порфиробластов (стадия 1) до 53 % вблизи свободных от включений краев, в самих краях N^Grt_Mg резко снижается от 52 до 46 мол.%. N^Opx_Mg уменьшается от ядра к краю при сложном изменении N^Opx_OK. Во многом это определяется составом контактирующего минерала. Так например, если Орх₁ находится между Crd₁ и каймой Qtz, отделяющей Opx от Crd, то N^Opx_OK в контакте с Qtz уменьшается, а в направлении Crd₁ увеличивается. Не исключено, что кайма Qtz появилась на поздней стадии роста Орх₁, возможно даже при образовании реакционной структуры. Гистограмма для Орх₁, рассчитанная на основе 125 микрозондовых анализов, показывает нормальное распределение. Т.е. состав крупных порфиробластов Opx₁ устойчив (N^Opx_Mg =74-75), при росте N^Opx_Mg к контактам с Crd₁, что отражает систематическое снижение Т (Perchuk, 1977). Химические профили вскрыли необычную зональность биотита (Bt₁): поперек спайности, от ядра зерна к его краю намечается слабая корреляция между Al^∑ и X^Bt_Mg (Al^Bt_(f.u.) = 0,383+1,429X^Bt_Mg , r₂ = 0,519), а вдоль спайности она тоже слабая, но отрицательная; причем в обоих случаях X^Bt_Mg изменяется от 0,755 до 0,775.

II.3.4.2. Район гранитного плутона Булаи.

В частично деформированных Grt-Crd-Sil-Qtz-Bt метапелитах района Булаи N^Grt_Mg систематически снижается от 43 в ядрах до 28,8 краях зерен. Судя по составу, Crd представлен двумя генерациями - высоко магнезиальной и относительно железистой. Чаще всего Crd1 встречается вокруг зерен Grt в виде изометричных зерен и агрегатов с неориентированным Sil, тогда как Crd2 в основном образует срастания с ориентированными зернами Sil и Qtz. N^Crd1_Mg изменяется от 82,1 в ядре до 85,6 у контакта с Grt, а N^Crd2_Mg - от 76 до 80,8 мол. % в непосредственном контакте с Grt. Однако два кордиерита далеко не всегда встречаются в изученных образцах. Чаще они приурочены к микродеформациям (микроширзонам).

II.3.4.3. Район г. Мусина.

В метапелитах структуры Шанзи и Кэмпбелл хорошо определяются две генерации Grt, Crd. Они четко выделяются и по магнезиальности. Вместе с тем вокруг обеих генераций граната наблюдается срастания силлиманита с кварцем, погруженные в кордиеритовую матрицу. Вне зависимости от генерации в сторону контактов с Grt и Bt разных генераций N^Crd_Mg возрастает, что согласно принципу фазового соответствия (Перчук, 1970) отражает снижение температуры, т.е наложение регрессивной стадии метаморфизма на все минеральные ассоциации. Изучен химизм минералов в двух образцах одинакового валового состава, один из структуры Шанзи, а второй - из Кэмпбелла.

Метапелиты TOV13 (футляровидная складка Шанзи) и 06-19 (структура Кэмпбелл) резко различаются между собой по магнезиальности сосуществующих минералов. Это предполагает нагрев породы при почти постоянном давлении. Однако проверить этот предположение можно лишь путем вывода Р-Т трендов для этих образцов.