ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ ГРАНИТООБРАЗОВАНИЯ ПО ПОРОДАМ ОСНОВНОГО СОСТАВА

ГЛАВА IV. ГРАНИТИЗАЦИЯ КОРОНАРНЫХ ВЫСОКОБАРИЧЕСКИХ МЕТАГАББРО-НОРИТОВ В БЕЛОМОРСКОЙ СЕРИИ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА (РАЙОН КАНДАЛАКШСКОГО ЗАЛИВА, о. ГОРЕЛЫЙ)

Для того чтобы прояснить, насколько проведенные эксперименты по инфильтрационной модели (глава III), адекватно отражают  закономерности гранитизации метабазитов в условиях амфиболитовой фации, были изучены петрографические особенности гранитизации коронарных метагабброидов в контакте с гнейсогранитами, принадлежащими к свекофеннской гнейсо-мигматит-гранитной  формации в беломорском комплексе Карелии (о. Горелый, Кандалакшская губа). Метасоматические преобразования захватывают лишь  внешний край метагаббро, в зоне шириной 5-15 м. Гнейсограниты вблизи контакта содержат скиалиты фельдшпатизированных апогаббровых амфиболитов, параллельные контурам метагаббрового тела. Наличие таких скиалитов в гранитогнейсах, а также усиление интенсивности амфиболизации, фельдшпатизации и дебазификации метагаббро с приближением к их контакту очень сходно с тем, что обычно происходит при  гранитизации метабазитов в условиях амфиболитовой фации (Engel, Engel, 1958; Кориковский, 1967; Жариков, Гаврикова, 1987; Гаврикова, Жариков, 1984; Гаврикова, 1987; Беус и др., 1993; Щербакова, 1988; Olsen, 1982).

Изучение минеральных ассоциаций вмещающих пород и метагабброидов и их геотермобарометрия устанавливают следующие параметры метаморфизма и синхронной с ним гранитизации: Т - 660-700⁰С, Р - 9.5-10.5 кбар (Кориковский, 2005).

По смене фазовых равновесий и химического состава ореол приконтактных изменений можно подразделить на 4 зоны: 1) коронарные амфиболизированные метагаббро-нориты с реликтами магматических минералов и структур; 2) апогаббровые Hbl-Pl±Scap-плагиоамфиболиты с редкими магматическими реликтами; 3) калишпатизированные Hbl-Pl-Kfs±Scap-Bt-Qtz  апогаббровые амфиболиты; 4) Bt±Hbl-Kfs-Pl-Qtz гнейсо-граниты с вытянутыми скиалитами осветленных Bt-Hbl-Pl±Scap-Qtz амфиболитов.

Очень слабо амфиболизированные коронарные метагаббро-нориты (зона I), затронутые щелочным метасоматозом, сохраняют габбро-офитовую структуру и первично-магматические минералы (цифры означают - их общую железистость Fe _общ/Fe _общ+ Mg): инвертированный пижонит (Орх_33-40 с ламеллями Срх_19-21), инвертированный пижонит-авгит (Срх_19-21 с ламеллями Орх_36-37), высокотитанистый биотит (Bt_34-39 c 4-5.5 мас. % TiO₂), зональный плагиоклаз с лабрадор-битовнитовым ядром (50-80 % An) и андезиновой внешней каймой (36-38 % An), титаномагнетит или ильменит. Метаморфические минералы представлены двойными Срх-Grt - коронарными каймами вокруг Орх в контакте с Pl и келифитовыми каемками магнезиального паргасита (Hbl_31-34 с 0.07-0.19 мас. % Cl) вокруг магматического Cpx и Орх. Из этих двух типов реакционных структур образование Cpx-Grt корон - изохимическая реакция  Орх+An (An-молекула Pl) → Cpx+Grt_Fe-Mg-Ca - является проявлением  регионального метаморфизма базитов ("друзитизация"), и не связана с воздействием щелочных флюидов. Однако второй тип структур - начальная амфиболизация пироксенов и андезинизация лабрадор-битовнитов в краевых частях их зерен является первым не слишком интенсивным признаком щелочного метасоматоза на периферии контактово-реакционного ореола с небольшим выносом СаО:

Opx+Cpx+Lbr-Btw+Na₂O±SiO₂+H₂O → Hbl+Anz ±CaО-.

Количество новообразованного паргасита на этой в первой зоне невелико, и все магматические характеристики габбро-норитов сохраняются.

С приближением к контакту с гнейсогранитами амфиболизация габброидов резко усиливается, пироксены и метаморфические гранаты остаются только в виде небольших реликтов внутри амфиболового матрикса, габбро-офитовая или коронарная структура трансформируется в метаморфическую нематогранобластовую, вследствие чего метагаббро-нориты превращаются в апогаббровые Hbl-Pl±Scp±Qtz плагиоамфиболиты с редкими магматическими реликтами (зона II). Доминирующим темноцветным минералом становится паргаситовый или эденитовый амфибол, железистость которого постепенно возрастает до 37-45 %, а содержание Cl несколько увеличивается (до 0.20-0.49 мас. %). Многие его зерна приобретают позднее слабую ретроградную зональность, замещаясь с краев чуть более магнезиальным и менее глиноземистым эденитом или Mg-горнблендом, или более поздним актинолитом. Основные плагиоклазы полностью замещены андезином или олигоклазом. Пижониты замещаются не только Са-амфиболом, но и антофиллитом, а также метаморфическим ортопироксеном. Последний, очевидно, представляет собой продукт перекристаллизации магматического пижонита. Амфиболизация и олигоклазизация сопровождается появлением заметного количества скаполита с 35-45 % мейонитовой молекулы. Иногда хорошо видны признаки замещения плагиоклаза и амфибола скаполитом, а также кальцитом, что связано с привносом не только Na, Si и Н₂О, но и Cl и СО₂. В паре Scp-Pl устанавливаются равновесные отношения, подтверждающиеся равновесным распределением Са и Na между ними. Переход к зоне II можно отобразить следующей суммарной реакцией, также с небольшим выносом СаО:

Оpx(Cpx) + Lbr(Anz) ± Grt + Na₂O ± К₂О ± SiO₂ + H₂O + Cl + СО₂ → Hbl_>Cl +Bt ± Ath + Olg + Scp ± Cal + CaO-.

Одновременно высокотитанистые магматические  биотиты замещаются  менее титанистыми (2.5-3.8 мас. % TiO₂) и более железистыми слюдами (Bt_39-41), с содержанием Cl " 0.24-0.38 мас. %. В результате, в данной зоне в метагабброидах формируется новая нематогранобластовая структура с равновесным парагенезисом Hbl±Bt±Ath-Pl±Scp±Cal±Qtz.

В самой внешней части метагаббро-норитов, в контакте с гнейсо-гранитами, формируются калишпатизированные Hbl-Pl-Kfs±Scap-Bt-Qtz апогаббровые амфиболиты (зона III). Эти породы сохраняют меланократовый облик, но их главным отличием от предыдущей зоны является присутствие калишпата, кварца и гораздо большего количества скаполита. Железистость Са-амфиболов, среди которых преобладают паргаситы и Mg-горнбленды, постепенно повышается от 42-45 до 53-55 % (ферропаргаситы), в них  возрастает суммарное  содержание Na+K, а также К, а содержание Cl хотя и колеблется от зерна к зерну, чаще всего повышается до 0.40-0.54 мас. %. Андезины полностью замещаются олигоклазами с 13-27 % An. Увеличивается количество новообразованного еще менее титанистого биотита Bt_41-43, (содержащего TiO₂ - 2-2.7 мас. %,  Cl - 0.2-0.3 мас. %), формирующего тонкие мечевидные пластинки, часто секущие зерна Hbl. Калишпат с примесью до 11 % Ab образует как округлые зерна в количестве до 15 объем. %, так и фьордообразные межгранулярные выделения, указывающие на его метасоматическую природу. Скаполит с содержанием мейонитовой молекулы 35-51 %, встречается в виде округлых или лапчатых зерен, иногда с явными признаками замещения олигоклаза. В некоторых зернах отмечается зональность, с повышением к краям содержания Ме-молекулы от 42 до 51 %. Зафиксированы также спорадические выделения мелких зерен кальцита, который кажется равновесным  с остальными силикатами. Количество кварца достигает 10 %, и он, также как Kfs и Scap, образует и округлые кристаллы, и межгранулярные каймы, указывающие на окварцевание при формировании данной зоны. Структура пород целиком нематогранобластовая, а редкие реликты магматического клинопироксена сохраняются только у границы с зоной II. Изменение составов минералов и их реакционные соотношения указывают на привнос в метагабброиды зоны III K, Na, Si, Cl, CO₂ (калишпатизация, биотитизация, олигоклазизация, скаполитизация и окварцевание)  и вынос Mg (повышение железистости темноцветных), Ca (некоторое замещение Hbl биотитом) и части Fe. Вынос оснований отражает общую тенденцию к дебазификации - уменьшение суммарного содержания темноцветных за счет увеличения количества полевых шпатов, скаполита и кварца, что подтверждается  вариационными диаграммами.

Таким образом, обобщающей при переходе от зоны II к зоне III, является реакция: Hbl + Olg + SiO₂ + Na₂O + K₂O + H₂O + Cl + CO₂ → Hbl_>Fe + Bt_{> Fe} + Кfs + Scp + Qtz ± Cal + MgO- + FeO- + CaO-, а критическим равновесным новообразованным парагенезисом - ассоциация Hbl_>Fe + Bt + Кfs + Scap + Qtz ± Cal. Привнос SiO₂ и щелочей и вынос МgO и CaO в условиях зоны III отражают химические анализы пород.

Среднезернистые Bt±Hbl-Kfs-Pl-Qtz гнейсо-граниты со скиалитами осветленных Bt-Hbl-Pl-Кfs±Scap-Qtz амфиболитов представляют переработку метагаббро-норитов в зоне IY. Контакт гнейсогранитов и апогаббровых амфиболитов довольно резкий, в отличие от первых трех зон, постепенно сменяющих друг друга во внешней части метабазитового тела. Богатые калишпатом гнейсовидные граниты не являются гомогенными, а переполнены в разной степени переработанными скиалитами амфиболизированных метагаббро - от меланократовых, почти неизмененных Hbl-Bt-Кfs±Scap-Qtz нематогранобластовых амфиболитов зоны III, до сильно фельдшпатизированных, окварцеванных   и   разгнейсованных  остатков  амфиболитов,  превращенных  в   

прерывистые мезократовые полоски Bt-Hbl-Pl-Kfs-Qtz состава, шириной 1-5 см и длиной до 1-3м, вытянутых вдоль гнейсовидности гранитов. В шлифах наблюдаются все стадии осветления и дебазификации амфиболитов: зерна биотита и амфибола разъедаются и замещаются с краев плагиоклазом, калишпатом и кварцем, дефрагментируются и постепенно растворяются в Fsp-Qtz матриксе, который имеет все признаки нарастающего плавления и превращения в мигму, или субэвтектический гранит с гнейсовидной структурой. Обобщающей для перехода к зоне IY является следующая реакция, благодаря которой завершается дебазификация скиалитов, а железистость биотитов и амфиболов в них повышается до величины, характерной для темноцветных минералов из  гнейсогранитов:

Hbl_Mg-Fe + Bt_Mg-Fe + Olg + K₂O + H₂O + Cl + CO₂ → Bt_Fe ± Hbl_Fe + Kfs + Olg_{> Na} + L + MgO- + FeO- + CaO-.

Остатки скиалитов расплавляются или растворяются в гнейсограните, основность которого в эндоконтактовой зоне не возрастает, т.е. гибридизация не происходит. А это значит, что процесс представляет собой настоящую гранитизацию, с полным выносом Mg, Fe и Ca за пределы реакционной зоны. Правда, крайне трудно отличить, какая часть гнейсогранитного тела с растворенными скиалитами отвечает полужидкой "мигме", а какая - уже настоящей гранитной магме. Плавление осветленных пород (гранитизация)  доказывается тем, что от контактирующего гнейсогранитного тела вглубь метагаббронорита по перпендикулярным трещинам ответвляются тонкие розовые  прожилки гранитов шириной от нескольких мм до 3-4 см и длиной  1-5м, выклинивающиеся в конце, симметрично окаймленные узкой (5-15 мм) зоной приконтактовой амфиболизации и биотитизации, имеющей Hbl-Bt±Kfs±Scap состав, т.е., эти околожильные оторочки сложены теми же минералами, которые возникают в зонах I-III во внешней реакционной зоне метагаббро.

В ходе фельдшпатизации и дебазификации скиалитов в зоне IY их валовый состав, согласно химическим анализам, максимально обогащается Si, щелочами, и обедняется основаниями (Mg, Fe и Са). Железистость остающихся в них амфиболов, продолжая тенденцию, выраженную при переходе от зоны I к III, еще более увеличивается - до 54-69 %, примесь Cl 0.24-0.42 мас. %, содержание Na+K становится максимальным, и они превращаются в гастингситы и ферропаргаситы. Железистость Bt также возрастает до 54-61 %, при содержании TiO₂ 0.7-2.9 мас. %, Cl - 0.18-0.38 %. Такой же состав имеют Bt и Hbl в гнейсогранитах. Общая эволюция железистости сосуществующих амфиболов и биотитов с переходом от зоны I к зоне IY показана на рис. 13.

Полевые шпаты в породах зоны IY представлены олигоклазом и умеренно- натровым калишпатом. Скаполит отсутствует в гнейсогранитах, но в значительном количестве присутствует в некоторых наименее переработанных скиалитах. Его количество максимально в прямом, измеряемом первыми десятками сантиметров экзоконтакте  гранитогнейсов -  т.е., в амфиболитах зоны III в изученном разрезе, а также в контактирующих с гранитами кислых Bt-Grt  гнейсах,  в  наибольшей близости  от  рассматриваемого  гранит - метагаббрового

Рис.13. Изменение железистости амфибола и биотита с переходом от зоны I к зоне IY

контакта. Это значит, что водно-углекислые флюиды, поступавшие со стороны гнейсогранитов, в момент реакции с метагабрроидами были максимально обогащены Cl, щелочами и кремнеземом. В условиях зоны IY происходила гранитизация наиболее осветленных метагаббро-амфиболитов, и их частичное или полное растворение при появлении кислого расплава доказывается повсеместным присутствием в гнейсогранитах переработанных скиалитов.

Таким образом общие закономерности метасоматических изменений и последующей гранитизации метагаббро-норитов заключаются в том, что от зоны I к зоне IY минеральный состав метагаббро меняется: пироксены и гранаты замещаются роговой обманкой, антофиллитом и биотитом, лабрадор-битовниты превращаются  в андезин, а затем  в олигоклаз,  (рис. 14),  частично замещаясь при

Рис.14. Изменение основности плагиоклазов, железистости биотитов, щелочности и железистости амфиболов с переходом от зоны I к зоне IY

этом скаполитом и кальцитом, появляются межгранулярные новообразования и зерна Kfs и Qtz. Начиная с зоны III, общее количество Hbl и Bt снижается (дебазификация), а их железистость постепенно растет от 32 до 68%, (рис. 13), т.е. до значений, характерных для гнейсогранитов. На вариационных диаграммах фиксируется односторонняя, типичная для гранитизации миграция компонентов, доказывающая ее инфильтрационный характер: привнос Si и щелочей,  вынос Ca, Mg, и Fe за пределы контактовой зоны, возрастание общей железистости пород, и как следствие - дебазификация, ощелачивание и окварцевание метагаббро, затем расщепление краевой части его тела на отдельные скиалиты, их осветление, и наконец - окончательное растворение в контактирующем гнейсограните.

Образование скаполита одновременно с кислым плагиоклазом, калишпатом, роговой обманкой, биотитом, и иногда - кальцитом, являющееся уникальной особенностью гранитизации метагабброидов в Беломорье, свидетельствует о том, что переработка метагаббро-норитов происходила под влиянием обогащенных Cl и СО₂ кремнещелочных флюидов. Возникновение зональных скаполитов с обогащенной мейонитом внешней зоной, указывало на то, что отношение а_Cl / a_CO2 в инфильтрующихся флюидах изменялось (понижалось) вследствие осаждения Cl и СО₂ при кристаллизации скаполита, кальцита и обогащенных Cl амфиболов и биотитов. Предполагая, что состав флюидной фазы состоит, главным образом, из H₂O-CO₂-NaCl, можно дать приблизительную оценку изменения состава флюида по мере его фильтрации от тыловой зоны IY до фронтальной части продвижения флюида (зона I-II). Отмеченное в зоне IY появление расплава гранитного состава среди фельдшпатизированных, окварцеванных и разгнейсованных остатков амфиболитов свидетельствует о том, что при Т - 660-700⁰С, Р - 9.5-10.5 кбар достигалось плавление породы, что согласно (Ebadi, Johannes, 1991) происходит в системе гранит-CO₂-H₂O при a_H2O " Х_H2O " 0.6. С другой стороны, сохранившиеся, нерасплавившиеся остатки амфиболитов позволяют полагать, что a_H2O во флюидной фазе была меньше 0.75 (Holloway, Burnham 1972, Rushmer, 1991). Мольную долю NaCl во флюиде можно установить с учетом среднего состава скаполитов (" 40 % Ме) из скиалитов амфиболитов среди гнейсогранитного расплава. Расчет, проведенный с использованием экспериментальных данных по реакции NaCl _{(в скаполите)}+ CaCO_{3  (в кальците}) = CaCO_{3 (в скаполите)} + NaCl _{(во флюиде)} (Ellis, 1978), дал для флюидов, равновесных со Scp-содержащими амфиболитами в скиалитах, величину (Х_NaCl)^флюид " 0.25-0.35, т.е. в зоне IY флюиды представляли собой 40-50 мас.% высококонцентрированные растворы-рассолы. По мере продвижения к неизмененному габбро-нориту в химическом составе породы содержание хлора падает, состав флюидной фазы обедняется Cl, постепенно исчезает скаполит и появляется гранат (зона II). Из топологии диаграмм, включающих мейониты, плагиоклаз, кварц, гранат, кальцит (данные Fitzsimons and Harley 1994; Mathavan, Fernando, 2001), следует, что реакция 3Grs+6CO₂ = 3Qtz+Scp +5Cc определяет верхний предел устойчивости граната по CO₂. Расчеты Х_CO2, этой реакции с использованием химических составов минералов с учетом моделей неидеальности для скаполита, граната и плагиоклаза (Moecher, Essene, 1990, Aranovich, Podlesskii, 1989) приводят к значениям Х_CO2 " 0.35 при 10 кбар, 700^оС. Таким образом, по мере фильтрации от гнейсогранита (зоны III-IY) до метагаббро-норита (зона II) состав флюидной фазы меняется от высококонцентрированного (X_NaCl " 0.2-0.3, Х_H2O " 0.6, Х_CO2 " 0.2-0.1) до существенно водного (Х_H2O " 0.60 - 0.65, Х_CO2 " 0.35).

Соотношение H₂O - HCl во флюиде было рассчитано на основании химических составов биотитов из обменной реакции: Bt(OH)+HCl = Bt(Cl) + H₂O, изученной  (Munoz, Swenson,  1981,  Munoz,  1984).  Из расчетов  получено

 lg (f_H2O/f_HCl) " 1. По оценкам (Mora, Valley, 1989; Valley, Essene, 1980; Valley, O'Neil, 1984;  Sisson, 1987;  Yardley 1985;  и  др.),  пределы колебаний  величины

lg (f_H2O/f_HCl) для некоторых регионально метаморфизованных комплексов составляют 0.3 ¸ 5 при Т= 500 - 700^оС. Низкие значения lg (f_H2O/f_HCl), полученные по нашим данным, свидетельствуют о том, что растворы, фильтрующиеся со стороны гнейсогранитов, были высокоагрессивны, обладали высокой летучестью HCl.

Закономерности метасоматических преобразований и последующей гранитизации метагаббро-норитов беломорского комплекса  наблюдаемые в полевых условиях

1). Метагаббро-нориты, слагающие довольно крупный массив, примерно через 450-500 млн. лет после их внедрения были регионально метаморфизованы в свекофеннском цикле. В зонах контактового взаимодействия с синметаморфическими свекофеннскими гранитоидами, являвшимися частью мигматитового жильного комплекса, метабазиты, в краевой зоне около 15 м шириной, на пике проградного метаморфизма метасоматически перерабатываются кремне-щелочными флюидами таким образом, что состав метагаббро-норитов постепенно изменяется в сторону гнейсогранита. В заключительную стадию происходит отщепление фрагментов осветленных метагаббро-норитов, превращение их скиалиты в гнейсогранитах, дальнейшая дебазификация скиалитов, уменьшение в размерах и постепенное плавление и растворение в гранитной мигме или магме.

2). Переработка метагаббро-норитов происходила под влиянием обогащенных Cl и СО₂ кремнещелочных рассолов. Необычно высокая активность хлора и углекислоты подтверждается образованием значительного количества скаполита, Cl-содержащих амфиболов, биотитов, и даже кальцита, что в общем-то необычно для метасоматитов, возникающих на передовом фронте гранитизации метабазитов. Повышенная роль Cl - специфическая особенность флюидного режима беломорских метасоматитов, связанных с мигматитообразованием. Среди них уже отмечались породы с Cl-паргаситом (до 4.3 мас. % Cl) и скаполитом (Чуканов и др, 2002).

3). Общая смена фазовых равновесий по мере гранитизации метагаббро-норитов беломорского комплекса показана на рис. 15. В передовой зоне I сохраняются  ассоциации, образовавшиеся при региональном метаморфизме, при практически  инертном  поведении  щелочей. В тыловой части зоны II происходит

Рис. 15. Смена парагенезисов метагаббро-норитов по мере их  гранитизации на диаграмме ACF: а) зона 1 ( щелочи инертны), б) зона 2 (Na вполне подвижен), в) (зоны -3-4) (Na и К вполне подвижны)

некоторая дебазификация, а привносимый Na ведет себя вполне подвижно; в этой зоне флюиды обеднены калием, поскольку он осаждается в зоне III. В зонах III и IY флюид имеют состав Na-K-H₂O-CO₂-Cl-содержащего рассола.

Дебазификация максимальна в зоне IY. За счет выноса и уменьшения валового содержания оснований в породе, при инертном поведении Al, отношение Al/(Ca+Mg+Fe) в измененных метагабброидах  возрастает. Щелочи в зонах III и IY, при наиболее интенсивном флюидном воздействии и начале плавления (зона IY), ведут себя вполне подвижно. Общая смена парагенезисов в контактовом ореоле в целом,  показанная на рис. 15, ясно отражает инфильтрационный тип процесса с возрастанием валового отношения Al/(Mg+Fe+Ca) в породе. При этом Mg, Fe и Са, избыточные в отношении гранитной эвтектики, полностью выносятся, и в гнейсогранитах не возникают более основные эндоконтактовые фации. На периферии реакционной зоны, внутри метагабброидов, не образуется никаких базификатов, меланократовых Hbl-Bt оторочек, или проявлений Fe-Mg-Ca метасоматоза. Следовательно, избыточные основания мигрируют далеко от места реакции. Все эти особенности в совокупности подтверждают инфильтрационный характер гранитизации метагаббро-норитов, что соответствует модели Д.С. Коржинского (1952).