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. Пятнистая чарнокитизация (темные пятна) вдоль зон деформаций
(белая линия) и плоскостей сланцеватости в биотит-амфиболовых гнейсах в районе Курунегала,
Шри Ланка.
|
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 (NCaPl=23-25),
чем плагиоклаз из гнейса и переходной зоны (NCaPl=25-27).
В гнейсе, переходной зоне и KPQ зоне NKKfs
составляет 85-90, тогда как в чарноките - NKKfs
=70-90.
Биотит и роговая обманка из гнейса и переходной зоны имеют одинаковые
магнезиальности (NMgBt
=42-44, NMgHbl =38-42) и
глиноземистости (NEastBt=3.0,
NAlHbl=14).
На контакте с KPQ зоной происходит увеличение магнезиальностей обоих минералов (NMgBt=49-51,
NMgHbl=47-50).
Магнезиальность ортопироксена (NMgOpx=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
(NOKOpx=0.9) к их контакту
(NOKOpx =0.3-0.2) с калиевым
полевым шпатом. В чарноките NMgOpx=36-42 заметно
ниже магнезиальности ортопироксена из KPQ зоны, тогда как NOK в
ортопироксене из чарнокита составляет 0.5-0.25. Глиноземистость биотита из чарнокита
(NEastBt =2.5-3.0) чуть
ниже, чем глиноземистость биотита из гнейса (NEastBt
=3.0) и переходной зоны (NEastBt=3.0-3.5),
тогда как его магнезиальность значительно выше (NMgBt=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).
Гнейс
|
Переходная зона
|
Зона KPQ
|
Чарнокит
|
Hbl38-42+Bt42-44
+Pl+Qtz+ +Kfs+Ilm+Mt
|
Bt49-51 +Hbl47-50 + +Pl+Qtz+Kfs+
+Ilm+Mt
|
Kfs+Pl++Opx45--48 +
+Ilm+Mt
|
Kfs+Pl+Opx36-42
+Bt48-52+Ilm+Mt
|
Метаморфическая порода
|
Метасоматическая порода
|
Магматическая порода
|
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. 1a) сопровождался увеличением NKKfs
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. 1б) 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)2.88Al1.24Si2.88O10(OH)2+3.563SiO2+0.188{(K,Na)+}=
=1.453(Mg,Fe)1.982Al0.036Si1.982O6+1.188(K,Na)AlSi3O8+0.906H2O+0.188H+,
(4)
записанная с учетом реальных величин NMgBt,Opx
и NAlBt,Opx,
показывает, что биотит с NEast=4.0 в
реакции со щелочным флюидом разлагается на низкоглиноземистый Opx (NOK=0.9) и
Kfs. Дальнейшее воздействие щелочного флюида на породу приводит к снижению NOK 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 (NCaPl=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, SiO2,, по реакции, обратной реакции (1) на
стадии, последующей за кристаллизацией чарнокита в ядре "пятна".
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.
Рис. 2 Реакционные структуры в чарнокитовом пятне:
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 уг-лекислые 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.
|