Granitization and high-temperature metasomatism in mafic rocks: comparison of experimental and natural data

Cover Page

Abstract


The paper reports newly obtained data that append older results of experimental modeling of granitization processes. The experiments were aimed at modeling high-temperature metasomatism of mafic rocks, a process that involves the transfer of major components at 750°C and 500 MPa at a pressure gradient. The source of the transported Si, Ca, and Mg in the experiments was garnet. The solution was pure H2O and 25 wt % NaCl aqueous solution. In the experiments, garnet was decomposed into pyroxenes, amphiboles, plagioclase, and minor amounts of melt, ilmenite, and iron oxides. The associated partial dissolution led to the transfer and redeposition of the dissolved components on the surface of a gabbroanorthosite underlay and to the development of mineral rims, which were analogous to those produced at garnet decomposition. The compositions of the newly formed minerals in the rims were identical to those produced at metamorphism of gabbroanorthosite at Т ≥ 750°C, P > 700 MPa. When the mineral rim was formed, some elements are removed, and this process was controlled by the composition of the fluid phase. The pure H2O fluid removed Fe, Ca, and Mg. The aqueous fluid containing NaCl (XNaCl ≈ 0.1) did not extract Ca from minerals. This indicates that no high NaCl concentrations are typical of fluid in processes that form basificates at granitization. The experiments have shown that H2O and H2O-NaCl fluids remove more Fe that other elements. Preferable Fe extraction from naturally occurring associations is evident from the elevated Fe mole fractions of the mafic minerals and from the fact that the basificates typically contain magnetite and hematite.


ВВЕДЕНИЕ

Согласно теории Д.С. Коржинского (1952, 1955, 1976), гранитизация – это неизохимический анатексис в открытой системе с привносом щелочей и кремния флюидами внешнего происхождения при сопутствующем выносе оснований. Модель гранитизации Д.С. Коржинского подтверждалась многочисленными полевыми исследованиями пород гранулитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма (Крылова и др., 1972; Гаврикова, 1982, 1987; Петрова, Левицкий, 1984; Перчук и др., 1994; Щербакова, 1988; Беус, Щербакова, 1994; Сафонов, 1997; Летников и др., 2004 и др.). Наиболее масштабные проявления гранитизации связывают с пиком метаморфизма (Кориковский, Аранович, 2010, 2015 и др.) при максимальных температурах 650–700°С для амфиболитовой фации и 750–850°С – для гранулитовой (Левицкий, 2005). Однако ряд исследователей (Перчук и др., 1994, Perchuk et al., 2000) полагают, что процессы гранитизации свидетельствуют не о пике метаморфизма, а о начале регрессивного этапа, при котором происходит инверсия режима метаморфизма, переход от его изохимической стадии к аллохимической (метасоматической) с постепенным снижением параметров. Главным фактором на этом этапе является снижение давления и увеличение проницаемости пород. Чем больше проницаемость толщи и приток глубинных флюидов, тем масштабнее процессы гранитизации и регрессивного метаморфизма и более ощутим их метасоматический характер (Антипин, Макрыгина, 2006).

За последние 20–30 лет проведены многочисленные экспериментальные исследования, необходимые для понимания основных закономерностей процессов гранитизации. Например, в ряде работ было показано, что водно-хлоридные флюиды при высоких P и T являются хорошими растворителями подавляющего числа минералов (Newton, Manning, 2010; Manning, 2013; Aranovich et al., 2014; Manning, Aranovich, 2014) и, следовательно, способствуют эффективному переносу петрогенных компонентов, а также U, Th, REE, Rb, Cs (Hansen et al., 2002; Aranovich et al., 2014). Среди растворенных компонентов особое значение имеют хлориды K, Na и Ca (Newton, Manning, 2010 и ссылки в этой статье; Aranovich et al., 2013, 2014; Aranovich, Safonov, 2018 и др.). Высокие концентрации солей (хлоридов Na, K, Ca) во флюидах значительно понижают активность H2O (Aranovich, Newton, 1996, 1997; Shmulovich, Graham, 1996) при сохранении и даже усилении транспортных свойств по сравнению с флюидами систем Н2О–неполярные газы (Gibert et al., 1999; Holness, 1992 и др.).

Экспериментальное подтверждение участия флюида в процессах гранитизации основных, не содержащих кварца пород, было представлено в исследованиях (Жариков и др., 1990, 1994), показавших возможность образования гранитных расплавов за счет транспорта компонентов флюидной фазой, вызванного градиентом температуры или давления. В работах Л.И. Ходоревской (2004, 2006) была доказана принципиальная возможность образования гранитоидных расплавов в метабазитах под воздействием флюидов H2O, H2O-HCl, H2O-NaCl, насыщенных щелочами и кремнеземом. Показано, что при составе флюида H2O, H2O-1m HCl, H2O-1m NaCl составы расплавов являются эвтектическими, относятся, главным образом, к трондьемитовым и гранитным разностям. Изучены составы минералов на контактах расплавов с метабазитами.

Наряду с Р-Т условиями, два аспекта процессов гранитизации являются важнейшими. Первый из них – участие и роль (K, Na)Cl-содержащих флюидов. Еще в 1946 г. Д.С. Коржинский показал, что взаимодействие пород с флюидами при варьирующих активностях Na2O и K2O приводит к развитию реакционных структур, изменению состава минералов и в предельном случае – к образованию новых минеральных ассоциаций. Позднее работы Д.С. Коржинского были существенно дополнены (Perchuk, Gerya, 1992, 1993; Perchuk et al., 1994, 2000; Перчук и др., 1994; Сафонов, 1997; Ravindra-Kumar, 2004 и др.). Авторы соотносили структуры замещения и закономерности изменения состава минералов при образовании метаморфических чарнокитов с воздействием на породы калийсодержащих рассолов. Термодинамический анализ, представленный в (Safonov, Aranovich, 2014), показывает, что изменения в минеральных ассоциациях гранитизации, чарнокитизации, сиенитизации и др. могут происходить за счет вариаций активностей щелочей без изменения Р-Т параметров. Соотношения активностей щелочей могут буферироваться как вмещающими породами, так и фильтрующимися флюидами.

Большое значение для понимания роли KCl/NaCl в процессах гранитизации имеют экспериментальные исследования. В работах (Orville, 1963; Aranovich et al., 2013) определена зависимость соотношения K/(K + Na) в расплаве или полевом шпате от того же соотношения во флюиде. Показано, что величина отношения K/Na во флюидной фазе при фиксированных Р и Т определяет калишпатизацию, либо альбитизацию плагиоклазов. И в разбавленных растворах при сравнительно низкой температуре (Orville, 1963), и в концентрированных – при высокой (Aranovich et al., 2013) переход от натровых к калиевым полевым шпатам осуществляется в узком интервале состава флюида.

В исследовании (Safonov et al., 2014) представлены закономерные преобразования минеральных ассоциаций и тренды составов расплавов, полученные при взаимодействии биотит-амфиболового гнейса с флюидами H2O-CO2-(Na,K)Cl при концентрациях солей во флюиде X(Na, K)Cl ≈ 0.01–0.02 и варьирующем соотношении KCl/NaCl. Авторами показано, что соотношение KCl/NaCl во флюиде наряду с Р-Т параметрами определяет как вариации минеральных ассоциаций, так и составы сосуществующих расплавов. Данные расплавы могут меняться от дацитовых и калиевых риолитовых в присутствии флюидов H2O-CO2-KCl до трахитовых и фонолитовых в присутствии флюидов H2O-CO2-(Na,K)Cl и H2O-CO2-NaCl. Эти вариации типов гранитоидов осуществляются в пределах первых мольных процентов солевой составляющей, т.е. при концентрациях, вполне реальных для коровых флюидов (Сафонов, Косова, 2017). Тем не менее содержания хлоридов щелочей в «гранитизирующих флюидах», видимо, сильно меняются. В тыловых зонах инфильтрационных колонок значимую роль играют высококонцентрированные растворы и рассолы. Так, по данным (Кориковский, Аранович, 2010) в тыловых зонах колонок гранитизации для района Порьей Губы (Белое море) средний состав флюида может быть представлен как: XH2O – 0.45, XCO2 = 0.10, ХNaCl = 0.30, ХKCl = 0.15. Для района о-ва Горелый (Кандалакшский залив, Белое море) в приконтактных зонах коронарных метагаббро-норитов с гнейсо-гранитами также получен близкий состав флюидной фазы (XH2O = 0.60, XCO2 = 0.10, ХNaCl = 0.30; Кориковский, Ходоревская, 2006). Именно высокая соленость флюидов обеспечивает появление в тыловых зонах колонок таких амфиболов как ферропаргаситы и феррогастингситы (Ходоревская, Аранович, 2016), плагиоклазов кислого состава, кварца, калиевого полевого шпата (Шмулович, Грэм, 2008). Наиболее вероятным механизмом повышения солености флюида в этих зонах является образование расплава и водосодержащих минералов, таких как роговые обманки и биотит, что приводит к уменьшению XH2O во флюиде.

Таким образом, благодаря полевым, экспериментальным и термодинамическим исследованиям, начиная с пионерских работ Д.С. Коржинского, были получены основополагающие данные, объясняющие все основные закономерности особенностей гранитизации, связанных с участием K и Na, а также Si во флюиде.

Второй важнейший аспект гранитизации – поведение таких петрогенных компонентов, как Ca, Mg, Fe. Среди этих элементов Fe и Mg являются избыточными по отношению к гранитной эвтектике, и их удаление из вмещающих пород обеспечивает приближение состава породы к гранитному и плавление при соответствующих Р-Т условиях. Следует отметить, что в ряде случаев, наоборот, привнос Ca способствует плавлению (Аранович, 2017; Aranovich, Safonov, 2018).

Однако, в целом, в отличие от полевых, экспериментальных и термодинамических исследований режима щелочей при гранитизации, вопрос выноса и переотложения или рассеивания таких элементов, как Ca, Mg, Fe остается почти не изученным.

Полевые данные свидетельствуют о том, что вблизи зон гранитизации не наблюдается сплошной фронт выноса указанных элементов (Reynolds, 1946). Этот факт дает основание для существенной критики, а порой и отрицания модели гранитизации, хотя, согласно представлениям Д.С. Коржинского (1952), большая часть выносимых Mg, Fe и Са, чаще всего, рассеивается далеко за пределами ореолов анатектиса. Тем не менее на периферии гранитизированных участков нередко фиксируются меланократовые Grt1-Cpx-Opx-Hbl, Hbl-Cpx-Pl-Bt, Hbl-Grt-Pl, Cpx-Grt-Pl-Mag проявления. Подобные меланократовые образования, связанные с зонами гранитизации, получили название базификаты. Объем их невелик и несопоставим с объемом гранитоидов. Чаще всего, базификаты представляют собой небольшие тела послойных или секущих жил, пятна, оторочки вокруг зон гранитизации и т.д. Ширина базификатных жил варьирует от первых сантиметров до нескольких метров, длина – до десятков метров.

Исследования меланократовых проявлений в метабазитах немногочисленны. При наличии данных по составам минералов базификатов, их соотношениям, а также некоторым оценкам Р-T параметров их образования (Утенков, 1989; Беляев, Рудник, 1980; Жданов, 1980; Кориковский, Аранович, 2010, 2015; Ходоревская, Кориковский, 2007 и др.) нет основополагающих представлений о механизме выноса Ca, Mg, Fe из зон гранитизации или метабазитов, практически полностью отсутствует информация о составе флюидов. Очень небольшое количество экспериментальных и расчетных данных о растворимости темноцветных минералов (Пуртов, 1998; Азимов, Бушмин, 2007 и др.) не может в полной мере объяснить формирование зональных меланократовых проявлений. Остается дискуссионным вопрос о связи меланократовых метасоматических проявлений в метабазитах с областями гранитизации или ее отсутствии. С.П. Кориковский и Л.Я. Аранович (2010) предположили, что формирование автономных меланократовых жил может происходить на значительном удалении (десятки, а, возможно, и сотни метров) от зон гранитизации. Л.И. Ходоревская (2012) считает, что меланократовые жилы, изредка наблюдаемые в метабазитах, не обязательно должны быть генетически связаны с областями гранитизации, а являются проявлением обычного высокотемпературного метасоматоза.

Отсутствие подобной информации не позволяет говорить о способах миграции вещества, дистанции и направлении перемещения, причинах переотложения не только петрогенных, но и рудных, и редких элементов.

В настоящей статье кратко изложены новые данные, дополняющие результаты моделирования процессов гранитизации, представленные в исследованиях (Ходоревская, 2004). Однако главной задачей работы была оценка состава флюида при формировании базификатов. Полученные данные позволили дополнить и расширить некоторые аспекты модели гранитизации Д.С. Коржинского.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ГРАНИТИЗАЦИИ

Экспериментально моделировать процессы гранитизации, включающие одновременно привнос Na, K, Si в метабазит при сопутствующем выносе элементов, крайне сложно. Поэтому в опытах воспроизведена упрощенная модель гранитизации, вызванная фильтрацией флюида, привносящего Na, K и Si, в образцы амфиболитов.

Для моделирования соответствующего привноса элементов в опытах создавался перепад давления вдоль ампулы, что стимулировало направленное движение растворов от больших давлений к меньшим. Методика постановки экспериментов по переносу компонентов от одной породы к другой (размеры ампул, подготовка исследуемых пород, составы исходных амфиболитов, особенности ввода ампул в режим опытов, кинетические опыты, обработка образцов после опытов, методы анализа), а также составы образующихся расплавов и минералов, получаемые при привносе щелочей и кремнезема в амфиболиты, были подробно описаны в исследованиях (Ходоревская, 2004). Дополнительные данные этих экспериментов кратко изложены ниже.

Было установлено, что по краю амфиболита, взаимодействующего с однонаправленным потоком Na-K-Si-содержащего флюида, образуется кайма близэвтектического расплава. В зависимости от соотношения K/Na во флюиде состав расплава меняется от трондьемитового до гранитного (Ходоревская, 2004, рис. 7).

Основные минералы в контакте новообразованного расплава с амфиболитом представлены амфиболом, биотитом, плагиоклазом. Биотит становится несколько более титанистым, содержит больше Al в октаэдрической координации по сравнению с биотитом из амфиболитов. Происходит уменьшение основности первичных плагиоклазов породы от лабрадора до андезина. Исходный амфибол в контакте приобретает гастингситовый, либо паргаситовый состав. В зонах интенсивного развития расплава амфиболы сильно уменьшаются в размерах, иногда замещаясь почти полностью расплавом. Ильменит преобразуется в агрегаты рутила и магнетита: краевые участки зерен обогащаются титаном, появляется рутил.

Суммарное содержание (CaO + MgO + FeO), определенное из анализа состава расплава с площади 200 × 200 мкм, варьирует. При составе флюидов H2O-HCl или H2O-NaCl содержание (CaO + MgO + FeO) в расплаве составляет 3–5 мас.%, несколько больше, чем при водном флюиде (1–2 мас.%).

Состав образцов амфиболитов вблизи контакта с новообразованными расплавами также меняется. Так, согласно данным (Ходоревская, 2004, рис. 6) измерения валового состава вдоль всего образца амфиболита, проводимые в среднем с площади 800 × 800 мкм, показали, что в экспериментах наиболее заметен вынос MgO из приконтактной зоны расплава с амфиболитом. Это приводит к увеличению магнезиальности темноцветных минералов амфиболита. Этот фронт “микробазификации” с увеличением времени опытов мигрирует в сторону неизмененного амфиболита. Скорость фронта микробазификации для амфиболитов составляет ≈ 10–9–10–8 м/с.

Таким образом, данные экспериментов показывают, что при взаимодействии щелочи-Si несущих растворов с амфиболитами происходит растворение последних. Выщелоченные CaO, MgO, FeO отчасти входят в расплав в очень небольших, 2–5 мас.% количествах, отчасти остаются во флюидах. Несмотря на то, что их содержания в расплавах, полученных в экспериментах, составляют первые проценты, в природных гранитоидах, развивающихся за счет гранитизации амфиболитов, основных гранулитов и сланцев, их содержания могут достигать 25 мас.%, вследствие фиксации в новообразованных амфиболах, биотите, ортопироксене (Щербакова, 1988 и др.). Оставшиеся в растворе CaO, MgO, FeO могут рассеиваться в процессе фильтрации флюида или концентрированно переотлагаться за пределами зон гранитизации, образуя базификаты.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ВЫСОКОТЕМПЕРАТУРНОГО МЕТАСОМАТОЗА

Воспроизведение моделей инфильтрационного метасоматоза требует воссоздания фильтрующегося через породу флюида, растворяющего и выносящего компоненты породы, с дальнейшим переотложением этих компонентов и формированием новых минералов, стабильных при заданных Р-Т условиях. Методика постановки данных экспериментов была аналогична рассмотренной в (Ходоревская, 2004) за исключением исходных материалов. В качестве модельного исходного состава, взаимодействующего с флюидом, был выбран гранат Grs28Alm43Prp16 из меланократовой гранат-амфиболовой жилы (о-в Кий, Онежская Губа, Белое море). При параметрах опыта гранат являлся буферной фазой для насыщения флюида петрогенными элементами, их переноса и переотложения по мере фильтрации. В гранате присутствуют включения амфибола и альбита, составляющие 10–15 об.%. Химический состав граната, роговой обманки и общий химический состав граната с включениями роговой обманки и альбита представлены в табл. 1. Гранат помещался в нижнюю часть золотой ампулы. Ампула заполнялась 0.07–0.10 мл H2O или 5.7 моль/кг H2O (m) раствором NaCl (XNaCl = 0.09). Переосаждение выщелоченных элементов из граната должно было проходить на подложке, представляющей собой любую плотную, слаборастворимую при параметрах экспериментов породу. В качестве подобной подложки использовался анортозит (рис. 1), который состоял из неравномерных меланократовых (Cpx, Opx, с редким ильменитом) и лейкокоратовых (PlAn80) прослоев или линз (табл. 1). В анортозите проявлены небольшие (≈ 10–20%) метасоматические изменения, связанные с появлением плагиоклаза An53. Выбор анортозита в качестве подложки был обусловлен только тем, что наличие в нем Cpx, Opx, Pl позволяет сравнить исходные составы минералов с составами тех же минералов, образующихся вследствие переноса элементов из граната. Цилиндрический образец анортозита высотой 2–3 см плотно вставлялся в ампулу. Расстояние между гранатом и анортозитом составляло 15–20 мм и их взаимодействие осуществлялось только через флюидную фазу.

 

Рис. 1. Фотография края анортозита, обращенного к флюиду, после опыта А-3 (а) и А-4 (б). G – минералы (An+Px+Melt+ox.Fe), образовавшиеся вследствие реакции распада исходного граната. Стрелками показано направление переноса элементов флюидом от G до анортозита. Кайма (на рис. 1а, 1б) – смесь минералов, образовавшихся на краю анортозита за счет переноса компонентов флюидом. 1 и 2 на рис. 1а – размеры каймы (см. в тексте). На рис. 1а, 1б минералы ассоциации G показаны вблизи образца анортозита; в опытах расстояние между исходным G и анортозитом составляло ≈ 20 мм.

 

Таблица 1. Химические составы граната (мас.%) с примесями и основных минералов анортозита

Компоненты

Состав Grt, расположенного на дне ампулы, с примесями Hbl и Pl

Cостав анортозита

Grt

Hbl

Ab

Grt+Hbl+Pl

Cpx

Opx

Pl

Ilm

SiO2

37.55

41.79

64.70

38.28

50.51

50.56

47.47

0.00

TiO2

0.05

1.56

0.00

0.87

0.84

0.03

0.11

52.37

Al2O3

20.95

15.86

22.61

19.80

5.28

4.35

33.43

0.00

Cr2O3

0.00

0.01

0.00

0.01

0.14

0.18

0.00

0.00

FeO

24.89

15.07

0.17

22.30

7.68

22.46

0.27

45.63

MnO

2.20

0.30

0.00

1.47

0.18

0.35

0.07

0.00

MgO

3.71

10.14

0.01

5.57

13.08

21.53

0.00

1.10

CaO

10.51

11.28

1.36

10.40

21.66

0.46

16.21

0.00

Na2O

0.00

1.89

9.88

0.94

0.60

0.00

2.22

0.00

K2O

0.00

0.66

1.10

0.20

0.00

0.00

0.04

0.00

Сумма

99.6

98.55

99.83

99.87

99.98

99.98

99.83

99.10

Формульные количества

O

12

23

8

 

6

6

8

3

Si

2.95

6.06

2.85

1.87

1.88

2.18

0.00

Ti

0.00

0.17

0.00

0.02

0.00

0.00

1.00

Al

1.94

2.71

1.17

0.33

0.19

1.81

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

Fe3+

0.14

0.66

0.00

0.02

0.04

0.00

0.01

Fe2+

1.49

1.16

0.01

0.22

0.66

0.01

0.95

Mn

0.15

0.04

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

Mg

0.43

2.19

0.00

0.72

1.19

0.00

0.04

Ca

0.89

1.75

0.06

0.86

0.02

0.80

0.00

Na

0.00

0.53

0.84

0.04

0.00

0.20

0.00

K

0.00

0.12

0.06

0.00

0.00

0.00

0.00

XFe

0.85

0.35

-

0.24

0.36

-

-

XAdr

0.02

      

XGrs

0.28

      

XAlm

0.43

      

XPrp

0.15

      

Примечание. Здесь и далее в таблицах оксиды даны в мас.%, элементы в – г/т.

 

Сверху на анортозит помещалась толстостенная микрокамера с внутренним отверстием, футерованным платиной, диаметром 2 мм для сбора раствора, фильтрующегося через породу. Объем камеры составлял 0.06 ± 0.01 см3. Флюидное давление в нижней части ампулы, вследствие ее тонких стенок, соответствовало внешнему давлению, в то время как в верхней части ампулы, из-за толстых стенок микрокамеры, первоначальное давление близко к 1 атм. Перепад давления вдоль ампулы приводил к направленному потоку раствора между стенками ампулы и образцом (по трещинам в образце и т.д.) до выравнивания давления вверху и внизу ампулы. Этот же перепад давления приводил к небольшому неконтролируемому градиенту температур вдоль ампулы с понижением температуры в ее верхней части из-за резкого расширения объема флюида в области пониженных давлений (дроссельный эффект). Во время опыта проходило разложение и частичное растворение нестабильного при данных Р-Т параметрах граната, расположенного в нижней части ампулы (G на рис. 1). Из-за создаваемого градиента температуры растворенные компоненты переносились флюидной фазой (направление стрелок на рис. 1) и частично переосаждались на подложке, т.е. по краю анортозита, обращенного к флюиду. Формировалась кайма минералов (рис. 1). Часть растворенных элементов оставалась в растворе, проникая вместе с ним в верхнюю часть ампулы. В условиях равновесия состав минералов в ассоциации G и в кайме должен быть идентичным.

После опытов отобрать и проанализировать раствор не представлялось возможным из-за его малого количества и неравномерного распределения вдоль образца. Летучесть кислорода в опытах не контролировалась в силу сложной методики заполнения ампул. Продолжительность опытов составляла 240 ч. Температура опытов (750°С) отвечала условиям образования природных базификатов при гранитизации. Давление 500 МПа – обычное при высокотемпературных метаморфических и метасоматических процессах (Левицкий, 2005).

Ниже представлены результаты опыта А-3, в котором исходный флюид был представлен H2O, и опыта А-4 с исходным 5.7 m раствором NaCl.

РЕЗУЛЬТАТЫ ЭКСПЕРИМЕНТОВ

Минералы, образующиеся при разложении граната, расположенного в нижней части ампулы (G на рис. 1)

Стабильность гранатов в мафических метаморфических породах контролируется составом исходной породы. В более железистых метабазитах гранат возникает при меньших давлениях, чем в относительно магнезиальных разностях. Однако даже в породах с повышенной железистостью гранат стабилен при давлении выше 600–800 МПа (Winther, Newton, 1991). Поэтому при давлении 500 МПа происходит разложение граната Grs28Alm43Prp16 (табл. 1), помещенного внизу ампулы (G на рис. 1), согласно реакции GrtPl + Cpx + оксиды Fe + Hbl ± расплав ± Opx. Появление или отсутствие Opx зависит от состава флюидной фазы. Так, в опыте А-3 (исходный флюид H2O) отмечается Opx c XFe = 0.17, в то время как в опыте А-4 (исходный флюид – 5.7 m раствор NaCl) Opx отсутствует. Роговая обманка в опыте А-3 не отмечена, в то время как в опыте А-4 амфибол представлен паргаситом с XFe = 0.25. Клинопироксены в том и другом образце маложелезистые. В опыте А-3 Cpxхарактеризуются XFe = 0.17–0.20, Jd = 1.90–2.60 мол.%, в опыте А-4 – XFe = 0.10, Jd = 2.80–3.00. Плагиоклазы в опыте А-3 представлены An95, в опыте А-4 – An82-85. Расплав в опыте А-3, количество которого не превышает 1–2 мас.%, отвечает составу (мас.%): SiO2 – 64.70, TiO2 – 0.34, Al2O3 – 16.53, FeO – 1.61, MnO – 0.56, MgO – 0.59, CaO – 4.47, Na2O – 2.16, K2O – 1.40, сумма 92.35. В опыте А-4 расплав не отмечен, возможно, его следовые количества присутствуют, но обильное развитие амфибола по гранату не позволяет выявить участки расплава, пригодные для анализа.

Минералы, образующие кайму на краю анортозита, обращенного к флюиду (кайма на рис. 1)

Кайма, уменьшающаяся к краям анортозита, представляет собой вытянутое скопление минералов, с максимальной высотой в центре. В опыте А-3 максимальная высота каймы до контакта с анортозитом составляла ≈ 1600 мкм (1, 2 на рис. 1а), в опыте А-4 ≈ 700 мкм (рис. 1б). Размеры минералов в кайме в обоих опытах по сравнению с минералами из анортозитов были намного меньше, поэтому под микроскопом минеральная кайма четко отделялась от образцов анортозита. Изменение составов минералов анортозитов в контактах с соответствующими минералами из каймы, вызванное диффузионным взаимодействием, практически не отмечено.

На рис. 2 представлены минеральные фазы, образующиеся в кайме на краю анортозита в опытах А-3 и А-4. Видно, что независимо от состава флюида (H2O или 5.7 m NaCl) в том и другом опыте образуются мельчайшие кристаллы оксидов Fe, которые иногда образуют крупные скопления. Фактически новообразованная кайма маркируется oксидами железа. Их мелкие кристаллы отмечаются и в трещинах анортозита, маркируя тем самым участки проникновения флюида в породу. В образце анотозита, удаленном от реакционной зоны, оксиды железа практически отсутствуют.

В опыте А-3 минералы в кайме представлены клинопироксеном, плагиоклазом и амфиболом (рис. 2а). Эти минералы, особенно плагиоклаз, имеют изометричные формы с хорошо выраженными гранями, размеры минералов не превышают 50 мкм. Во всей кайме отмечаются многочисленные зерна ортопироксена. Расплав в количестве ≈ 20–30 об.% занимает интерстиции между зернами.

 

Таблица 2. Химический состав ортопироксенов в опыте А-3

Компоненты

1

2

3

4

15*

11

6

20

27

26

16ц

17к

20ц

19к

35

44

SiO2

51.75

52.99

51.72

51.96

51.39

51.78

51.47

54.33

51.44

54.67

51.83

51.83

TiO2

0.01

0.1

0.32

0.6

0.28

0.19

0.14

0.13

 

0.2

0.18

0.41

Al2O3

4.71

4.39

4.04

4.98

4.39

5.49

2.82

2.06

2.61

1.6

2.26

5.72

Cr2O3

0.00

0.04

0.00

0.0

0.05

001

0.18

0.11

0.11

0.05

0.08

0.03

FeO

10.23

9.58

10.83

9.83

10.35

9.97

21.62

8.27

21.56

8.1

23.1

8.86

MnO

3.76

3.61

4.43

3.69

4.11

3.2

0.5

2.93

0.53

3.25

0.36

3.4

MgO

27.77

27.52

26.88

27.24

27.1

27.87

22.54

30.52

23.11

30.83

21.7

27.98

CaO

1.1

1.66

1.42

1.15

2.18

1.41

0.37

1.47

0.35

1.21

0.41

1.74

Na2O

0.07

0.05

0.07

0

0.07

0

0.04

0.13

0.16

0.05

0.06

0.04

K2O

Сумма

99.43

99.89

99.72

99.45

99.90

99.95

99.91

99.95

99.87

99.94

99.97

99.99

Формулы, нормализованные на 6 атомов О

Si

1.85

1.89

1.86

1.87

1.84

1.84

1.91

1.91

1.90

1.93

1.94

1.84

Ti

0.00

0.00

0.01

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.01

Al

0.20

0.18

0.17

0.21

0.19

0.23

0.12

0.09

0.11

0.07

0.10

0.24

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe3+

0.10

0.03

0.10

0.03

0.13

0.08

0.07

0.09

0.09

0.07

0.02

0.06

Fe2+

0.20

0.26

0.23

0.27

0.18

0.22

0.60

0.16

0.58

0.17

0.70

0.20

Mn

0.11

0.11

0.13

0.11

0.12

0.10

0.02

0.09

0.02

0.10

0.01

0.10

Mg

1.48

1.46

1.44

1.46

1.44

1.48

1.24

1.60

1.27

1.62

1.21

1.48

Ca

0.04

0.06

0.05

0.04

0.08

0.05

0.01

0.06

0.01

0.05

0.02

0.07

Na

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

XFe

0.18

0.2

0.2

0.21

0.17

0.17

0.33

0.13

0.32

0.14

0.37

0.17

Примечание. Расположение Opx: 1 – в новообразованной кайме минералов на краю анортозита, обращенного к флюиду (расстояние 1, 2 на рис. 1а); 2 – в контакте анортозита с каймой минералов; 3 – в анортозите; 4 – в минеральной ассоциации, образовавшейся на месте граната в нижней части ампулы (G на рис. 1); ц – центр, к – край. * Номер анализа.

 

Рис. 2. Минералы, образующиеся в кайме по краю анортозита, обращенного к флюидному потоку, в опыте А-3 (а) и в опыте А-4 (б).

 

В опыте А-4 амфибол является резко преобладающим минералом, плагиоклаз обтекает амфиболы, занимает интерстиции между минералами, фактически служит цементирующим минералом. Расплав в незначительном количестве отмечается и в Hbl, и в Pl. Изометричные мелкие, 10–20 мкм, зерна клинопироксена встречаются редко, ортопироксен отсутствует (рис. 2б).

СОСТАВЫ ФАЗ ПОСЛЕ ОПЫТОВ

Ортопироксен

Химический состав ортопироксенов из каймы минералов, из анортозитов и из минеральной ассоциации G представлен в табл. 2. По составу новообразованные Opx в кайме не меняются от края (опыт А-3), обращенного к флюидному потоку, до анортозита. На рис. 3 видно, что Opx из каймы характеризуются более высокими значениями XAl = 0.05–0.06 в отличие от Opx из анортозитов, имеющих XAl = 0.035–0.040. Железистость Opx из каймы ниже, чем железистость Opx из анортозитов. Соотношение XFeXAl в Opx из каймы близко к таковому в Opx, образовавшемуся при разложении Grt, расположенного в нижней части ампулы (1 и 3 на рис. 3).

 

Рис. 3. Соотношение XFe–XAl в ортопироксенах в опыте А-3: 1 – в кайме минералов; 2 – из анортозита; 3 – в ассоциации минералов из нижней части ампулы (G на рис. 1).

 

Клинопироксены

Химический состав клинопироксенов из опытов А-3 и А-4 представлен в табл. 3. Пересчет составов Cpx на формульные единицы и оценка отношения Fe3+/Fe2+ проводились согласно (Cawthorn, Collerson, 1974). На рис. 4 залитыми кружками и квадратами показано соотношение XFeJd,% в Cpx из минеральной каймы. Видно, что железистость клинопироксенов в кайме близка в обоих опытах, в то время как по содержанию Jd-минала Cpx различаются. Клинопироксены из опыта А-4 характеризуются большим содержанием жадеитового минала по сравнению с таковыми из опыта А-3. В целом составы Cpx из кайм обоих опытов отличаются от таковых из гранулитов (3, 4 на рис. 4) и близки к составам клинопироксенов, образовавшихся при разложении Grt внизу ампулы (5, 6 на рис. 4).

 

Рис. 4. Соотношение XFe–Jd,% в Cpx в опытах А-3 и А-4: 1, 2 – в кайме, 3, 4 – в анортозитах, 5, 6 – в ассоциации минералов из нижней части ампулы (G на рис. 1).

 

Таблица 3. Химический состав клинопироксенов из опытов А-3 и А-4

Компоненты

Опыт А-3

Опыт А-4

1

2

3

1

2

3

1ц*

2

14

15

29ц

30к

37

10

11

4

7

15

17

31

Мкм**

150

155

200

400

500

1900

1900

 

70

80

200

250

700

900

 

SiO2

48.36

48.93

48.32

52.54

47.98

49.45

50.89

49.39

46.93

46.94

47.2

47.93

51.05

50.63

42.11

TiO2

0.78

0.67

0.75

0.28

0.79

0.98

0.57

0.69

0.75

0.76

1.19

0.94

0.38

0.52

1.64

Al2O3

6.32

6.5

6.05

3.22

6.05

5.77

4.11

5.06

7.53

6.33

8.86

7.46

4.03

4.99

10.72

Cr2O3

0.08

 

0.03

  

0.04

0.14

 

0.01

0.1

     

FeO

8.26

7.52

7.89

7.19

8.23

7.64

7.13

8.15

9.5

8.76

9.89

8.48

6.51

7.3

9.83

MnO

2.71

2.61

2.48

3.08

2.68

0.21

0.23

3.03

0.88

0.85

0.82

0.83

0.45

0.27

0.84

MgO

14.93

14.82

15.05

17.44

15.57

12.67

13.5

15.65

12.13

13.2

11.83

13.1

14.08

13.62

10.62

CaO

18.50

18.18

19.22

17.91

18.42

22.56

22.73

19.18

21.63

21.64

22.28

21.33

22.91

21.91

22.39

Na2O

0.08

0.22

0.23

0.1

0.12

0.55

0.55

0.31

0.53

0.68

0.84

0.74

0.43

0.56

0.64

K2O

Сумма

100.02

99.52

100.02

101.76

99.84

99.87

99.85

101.46

99.89

99.27

103.02

100.93

99.84

99.82

98.87

Формулы, нормализованные на 6 атомов О

Si

1.79

1.82

1.79

1.90

1.78

1.84

1.89

1.80

1.75

1.75

1.70

1.76

1.89

1.87

1.59

Ti

0.02

0.02

0.02

0.01

0.02

0.03

0.02

0.02

0.02

0.02

0.03

0.03

0.01

0.01

0.05

Al

0.28

0.28

0.26

0.14

0.26

0.25

0.18

0.22

0.33

0.28

0.38

0.32

0.18

0.22

0.48

AlVI

0.07

0.10

0.05

0.04

0.04

0.09

0.07

0.02

0.08

0.03

0.08

0.08

0.06

0.09

0.07

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe3+

0.10

0.06

0.14

0.05

0.15

0.06

0.05

0.16

0.17

0.22

0.21

0.17

0.06

0.05

0.30

Fe2+

0.16

0.17

0.11

0.17

0.11

0.18

0.17

0.08

0.13

0.05

0.09

0.09

0.14

0.18

0.01

Mn

0.09

0.08

0.08

0.09

0.08

0.01

0.01

0.09

0.03

0.03

0.03

0.03

0.01

0.01

0.03

Mg

0.82

0.82

0.83

0.94

0.86

0.70

0.75

0.85

0.67

0.73

0.64

0.72

0.78

0.75

0.60

Ca

0.73

0.72

0.76

0.69

0.73

0.90

0.90

0.75

0.86

0.86

0.86

0.84

0.91

0.87

0.90

Na

0.01

0.02

0.02

0.01

0.01

0.04

0.04

0.02

0.04

0.05

0.06

0.05

0.03

0.04

0.05

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

XFe

0.23

0.24

0.18

0.22

0.18

0.21

0.19

0.17

0.19

0.09

0.15

0.14

0.17

0.2

0.05

Jd

0.57

1.92

1.65

0.70

0.86

3.96

3.95

1.84

3.83

2.88

6.39

5.81

3.08

4.11

5.06

Act

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.35

0.00

2.08

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Aug

99.43

98.08

98.35

99.30

99.14

96.04

96.05

97.81

96.17

95.04

93.61

94.19

96.92

95.89

94.94

Примечание. Расположение Сpx: 1 – в кайме минералов на краю анортозита, обращенного к флюиду; 2 – в контакте анортозита с каймой минералов; 3 – в минеральной ассоциации, образовавшейся на месте граната в нижней части ампулы. * Номер анализа; ** – расстояние от края каймы, обращенного к флюиду, до анортозита (1, 2 на рис. 1а).

 

Таким образом, в экспериментах установлено, что составы Cpx и Opx, образовавшихся в кайме минералов, близки к таковым соответствующих минералов, расположенных в нижней части ампулы (G на рис. 1).

Амфиболы

Номенклатура амфиболов, использованная в работе, а также пересчет анализов на кристаллохимическую формулу AB2C5VIT8IVO22(OH)2 и характеристика изоморфных замещений проводились согласно рекомендациям (Leake et al., 1997). Распределение катионов по позициям и отношение Fe3+/Fe2+ рассчитывались по программе (Schumaсher, 1997). Как видно на рис. 5, амфиболы в обоих опытах относятся к группе кальциевых амфиболов, в которых (Ca + Na)B > 1.50 и NaB < 0.50, что соответствует ряду паргасит–эденит. Амфиболы из опыта А-3 характеризуются несколько большим содержанием актинолитовой составляющей по сравнению с амфиболами из опыта А-4, относящимися к паргаситам (табл. 4).

 

Рис. 5. Соотношение Al/(Al + Si + Fe + Mg + Mn + Ti)–Ca/(Ca + Na + K) в амфиболах: 1, 2 – опыты А-3 и А-4, соотвественно. Пунктирная линия на рисунке отделяет Ca-амфиболы от Ca-Na амфиболов. Act – актинолит, Arf – арфведсонит, Ed – эденит, Eck – экерманит, Ktp – катофорит, Gln – глаукофан, Prg – паргасит, Rbk – рибекит,Rit – рихтерит, Tr – тремолит, Ts – чермакит.

 

На рис. 6 (а, б) представлены два типа гетеровалентного изоморфизма (Leake et al., 1997), наиболее часто встречающихся в амфиболах из пород основного состава. Это замещение эденитового минала (Ed) паргаситовым (Prg) по схеме:

([A] + [6]Mg + 2[4]Si) = ([A]Na + 2[4]Al + [6]Al); (1)

и замещение эденитового минала гастингситовым (Hs):

([A] + [6]Mg + 2[4]Si) = ([A]Na + 2[4]Al + [6]Fe3+), (2)

где [A] – вакансия, [A]Na – натрий в позиции А, [6], [4] – позиции катиона в октаэдре и тетраэдре.

В амфиболах из опыта А-3 паргаситовый и гастингситовый тип замещения проявлен в меньшей степени, чем в опыте А-4 (рис. 6а, 6б). Подобная тенденция к увеличению Prg и Hs миналов характерна для амфиболов, образующихся в присутствии NaCl содержащих флюидов (Ходоревская, Аранович, 2016).

 

Рис 6. Паргаситовый (а) и гастингситовый (б) типы замещения в амфиболах. Условные обозначения (1, 2) те же, что и на рис. 5; 3 на рис. 6а, 6б – природные амфиболы (Кориковский, Аранович, 2010, 2015; Ходоревская, 2012).

 

Таблица 4. Химический состав амфиболов из опытов А-3 и А-4

Компоненты

Опыт А-3

Опыт А-4

1

2

1

2

3

Мкм*

20

40

80

100

150

280

714

777

1510

20

100

160

200

311

700

  

SiO2

41.79

43.7

44.91

43.88

45.96

46.1

46.32

43.29

44.61

41.79

40.71

43.23

42.47

42.35

41.69

38.84

39.92

TiO2

1.88

2.04

1.74

1.8

1.71

1.47

1.61

1.82

2.13

1.88

2.04

2.15

1.57

1.24

1.59

2.11

1.88

Al2O3

13.11

12.19

11.63

12.36

10.52

10.48

10.79

13.51

11.51

13.11

13.60

12.18

12.78

16.33

13.46

13.66

13.49

FeO

10.09

10.27

9.69

10.18

9.16

9.25

9.86

9.47

9.58

10.09

10.60

10.20

10.05

15.19

11.31

9.92

10.82

MnO

0.79

1.98

2.12

2.25

2.21

2.3

2.13

1.72

1.58

0.79

0.38

0.79

0.63

0.17

0.87

0.56

0.54

MgO

14.81

16.53

16.81

16.49

17.57

17.83

16.84

16.52

16.49

14.81

14.51

15.47

15.31

10.25

13.78

14.04

13.66

CaO

11.75

11.05

10.4

10.64

10.48

10.22

10.28

10.93

11.16

11.75

12.06

12.31

12.12

11.61

10.60

11.83

12.06

Na2O

3.13

1.81

2.14

1.88

1.62

1.87

1.75

2.15

2.21

3.13

3.08

3.04

3.04

2.16

3.21

2.83

2.99

K2O

0.07

0.1

0.14

0.22

0.37

0.22

0.21

0.3

0.27

0.07

0.12

0.03

0.15

0.55

0.13

0.24

0.08

Cl

0.12

0.05

0.13

0.05

0.03

0.12

0.02

0.03

Сумма

97.42

99.67

99.58

99.7

99.6

99.74

99.79

99.71

99.54

97.42

97.10

99.40

98.12

99.85

96.64

94.03

95.44

Формулы, нормализованные на 22 атома О

Si

6.11

6.19

6.31

6.19

6.45

6.46

6.46

6.10

6.30

6.11

6.01

6.20

6.17

6.10

6.12

5.93

6.02

AlIV

1.89

1.81

1.69

1.81

1.55

1.54

1.54

1.90

1.70

1.89

1.99

1.80

1.83

1.90

1.88

2.07

1.98

AlVI

0.37

0.22

0.23

0.25

0.19

0.19

0.24

0.34

0.22

0.37

0.37

0.26

0.36

0.88

0.45

0.39

0.41

Ti

0.21

0.22

0.18

0.19

0.18

0.15

0.17

0.19

0.23

0.21

0.23

0.23

0.17

0.13

0.18

0.24

0.21

Fe3+

0.36

0.88

0.90

0.96

0.82

0.82

0.90

0.84

0.67

0.36

0.33

0.31

0.34

0.34

0.54

0.34

0.27

Fe2+

0.87

0.33

0.23

0.24

0.26

0.26

0.25

0.27

0.46

0.87

0.98

0.91

0.88

1.49

0.84

0.92

1.09

Mn

0.1

0.24

0.25

0.27

0.26

0.27

0.25

0.21

0.19

0.1

0.04

0.1

0.08

0.02

0.1

0.08

0.06

Mg

3.23

3.48

3.52

3.47

3.67

3.72

3.5

3.47

3.47

3.23

3.19

3.31

3.31

2.2

3.01

3.19

3.07

Ca

1.84

1.68

1.56

1.61

1.57

1.53

1.54

1.65

1.69

1.84

1.91

1.89

1.89

1.79

1.67

1.93

1.95

Naa

0.8

0.49

0.57

0.51

0.41

0.47

0.44

0.59

0.45

0.8

0.83

0.78

0.79

0.48

0.73

0.79

0.83

Nab

0.09

0.00

0.01

0.00

0.03

0.04

0.03

0.00

0.15

0.09

0.06

0.06

0.07

0.13

0.19

0.04

0.04

K

0.01

0.02

0.03

0.04

0.07

0.04

0.04

0.05

0.05

0.01

0.02

0.01

0.03

0.10

0.02

0.05

0.02

XFe

0.21

0.09

0.06

0.06

0.06

0.07

0.07

0.07

0.12

0.21

0.23

0.22

0.21

0.4

0.22

0.22

0.26

(Na+K)a

0.81

0.51

0.60

0.55

0.48

0.51

0.48

0.64

0.50

0.81

0.85

0.79

0.82

0.58

0.75

0.84

0.85

Тип Hbl

Prg

Mg-Hs

Mg-Hs

Mg-Hs

Mg-Hs

Mg-Hs

Mg-Hs

Mg-Hs

Mg-Hs

Prg

Prg

Mg-Hs

Prg

Prg

Mg-Hs

Prg

Prg

Примечание. Расположение Hbl: 1 – в кайме минералов на краю анортозита, обращенного к флюиду; 2 – в контакте анортозита с каймой минералов; 3 – в минеральной ассоциации, образовавшейся на месте граната в нижней части ампулы.

*Расстояние от края каймы, обращенного к флюиду, до анортозита (1, 2 на рис. 1а).

 

На рис. 6а, 6б кружками показаны пределы паргаситового и гастингситового типов замещения в природных амфиболах из базификатных жил (Ходоревская, 2012; Кориковский, Аранович, 2010, 2015). Видно, что в природных амфиболах и в амфиболах, полученных в экспериментах, замещение эденитового минала паргаситовым (1) приблизительно одинаково. Однако вклад гастингситового минала в природных амфиболах ниже, чем в амфиболах из опыта А-4, и особенно в амфиболах из опыта А-3. Наиболее высокие значения гастингситового типа замещения в амфиболах из опыта А-3 объясняются высокими содержаниями Fe3+. Это связано с диссоциацией H2O в опытах согласно реакции:

2H2O = 2H2 + O2, (3)

что вызывает частичный переход Fe2+→ Fe3+, при котором происходит значительное подавление флюидной мобилизации железа и его осаждение в Hbl, Px и в оксиды железа. В опыте А-3 (водный флюид) создается более высокая активность воды, следовательно, наиболее высокие значения летучести кислорода, и, соответственно, наиболее высокие значения Fe3+, что определяет более высокий вклад гастингситовой составляющей в амфиболах. Амфибол более чувствителен к изменению окислительно-восстановительной обстановки по сравнению с пироксенами.

Плагиоклазы и расплавы

Средний состав плагиоклаза в кайме минералов в опыте А-3 отвечает An80-90. Изредка встречаются зональные плагиоклазы с изменением состава к краям зерен до An73-75. В опыте А-4 плагиоклазы более кислые – An65-70, и зональность плагиоклазов не отмечена.

Расплавы, появляющиеся в небольшом количестве в кайме в том и другом опытах, отвечают тоналитовым и гранодиоритовым составам. В опыте А-4 составы расплавов близки к эвтектическим. В опыте А-3 расплавы характеризуются большим (на 20–30%) содержанием нормативного кварца и наибольшим (на 10%) содержанием анортита по сравнению с расплавами из опыта А-4.

Оксиды Fe

В опытах А-3 и А-4 оксиды железа представлены гематитом и ильменитом.

Валовый состав минеральной ассоциации G и каймы в опытах А-3 и А-4

Анализы по площади 200 × 200 мкм показали, что от края каймы, контактирующей с флюидом, до границ с анортозитом (1, 2 на рис. 1) валовый состав каймы в каждом опыте практически идентичен и близок к валовому составу ассоциации G в нижней части ампулы (колонки 2 и 3 в табл. 5). Как отмечалось выше, новообразованные минеральные фазы Cpx, Pl, Opx, Hbl и расплав в кайме и в ассоциации G также имеют близкий состав. Следовательно, устанавливается равновесие между элементами, вынесенными из нижней части ампулы и переотложенными на краю анортозита в виде каймы, а также их содержанием в растворе.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

 

Рис. 7. Соотношение XFe–(Ca+Na+K)/(Fe+Mg): 1, 2 – соответственно в опытах А-3 и А-4; 3, 4 – в метаморфических и метасоматических минералах из габбро-анортозитов Колвицкого массива (Ходоревская, 2012).

 

На рис. 7 сопоставлены значения XFe меланократовых минералов (Cpx, Opx и Hbl) из минеральной каймы, полученной в опытах А-3 и А-4, с XFe тех же минералов из природных объектов. Как видно из рисунка, минералы Opx, Cpx, Hbl природных метасоматических жил (базификатов) характеризуются более высокими значениями железистости, чем соответствующие минералы из опытов. Следовательно, минералы, сформировавшиеся в кайме, не являются базификатами. Поскольку минералы из опытов образовались при участии типичных для метаморфических условий флюидов H2O, H2O-NaCl, они характеризуют метаморфические минералы, стабильные при заданных Р-Т параметрах. Именно поэтому соотношения XFe–(Ca + Na + K)/(Fe + Mg) в минералах из каймы, полученной в опытах, и в соответствующих минералах из меланократовых прослоев анортозитов, испытавших высокотемпературный метаморфизм, близки (рис. 7).

 

Таблица 5. Валовые составы исходных и конечных продуктов опытов

Компоненты

Опыт А-3

Опыт А-4

1

2

3

4

2

3

4

SiO2

38.28

45.86

45.68

16.2

42.09

42.47

9.9

TiO2

0.87

0.81

0.79

10.1

0.79

0.72

20.8

Al2O3

19.8

21.77

21.53

8.0

23.73

23.12

14.4

FeO

22.3

14.71

14.99

48.8

13.87

14.04

58.8

MnO

1.47

1.22

1.19

23.5

0.48

0.54

172.2

MgO

5.57

3.45

3.46

61.0

3.8

3.62

53.9

CaO

10.4

8.83

8.70

19.5

11.14

11.13

6.6

Na2O

0.94

2.23

2.31

59.3

3.58

3.61

74.0

K2O

0.2

0.68

0.67

70.2

0.07

0.10

100

Cl2O

0

0

0

0

0.15

0.10

 

Сумма

99.87

99.56

99.32

 

99.70

99.45

 

SiO2/Al2O3

1.93

 

2.12

    

TiO2/Al2O3

0.04

 

0.04

    

FeO/Al2O3

1.13

 

0.70

    

MgO/Al2O3

0.28

 

0.16

    

CaO/Al2O3

0.53

 

0.40

    

SiO2/CaO

3.68

    

3.82

 

TiO2/CaO

0.08

    

0.06

 

Al2O3/CaO

1.90

    

2.08

 

FeO/CaO

2.14

    

1.26

 

MgO/CaO

0.54

    

0.33

 

Al2O3/SiO2

0.52

    

0.54

 

FeO/SiO2

0.58

    

0.33

 

MgO/SiO2

0.15

    

0.09

 

CaO/SiO2

0.27

    

0.26

 

TiO2/SiO2

0.02

    

0.02

 

Примечание. 1 – валовый состав исходной ассоциации Grt+Hbl+Pl; 2 – валовый состав ассоциации G после опытов; 3 – средние значения оксидов в кайме минералов; 4 – отклонения значений элемента в кайме от значений того же элемента в исходном валовом составе, определяемые как (i(кайма) – i(Grt+Hbl+Pl))/i(кайма) × 100%.

 

Рис. 8. Содержания FeO, MgO, CaO, SiO2, нормированные к Al2O3, в исходном гранате и в опыте А-3.

 

Направленный поток раствора, создаваемый градиентом давления, вызывал перекристаллизацию исходного граната и его частичное инконгруэнтное растворение, зависящее от состава растворов, и переотложение в виде каймы минералов на анортозите. Однако часть растворенных компонентов оставалась в растворе и переносилась из нижней части ампулы в верхнюю. Чтобы решить вопрос о том, какие элементы выносятся растворами, в меньшей степени участвуя в минералообразовании, необходимо выделить геохимически инертный компонент (который не привносится и не выносится растворами). Иными словами, необходимо выделить тот элемент, содержание которого в навеске исходного граната и в валовом составе новообразованной каймы было близким. В табл. 5 наряду с валовыми составами продуктов опытов в колонке 4 приведены значения отклонения (%) средних содержаний i-компонента в валовом составе каймы от его содержаний в исходном Grt. Для опыта А-3 минимальные различия по содержанию Al2O3 в валовых составах исходного граната и каймы составляют ≈ 8%. Поэтому можно допустить, что в данном опыте Al2O3 являлся инертным компонентом. Значения, нормированные к Al2O3 оксидов, приведены в табл. 5. На рис. 8 видно, что содержания FeO, MgO, CaO (нормированные к Al2O3) в исходном гранате выше, чем в кайме минералов из опыта А-3. Следовательно, часть этих элементов удаляется в раствор, причем Fe выносится интенсивнее, чем Mg и Ca. Вынос данных элементов приводит к некоторому увеличению в кайме значения отношения SiO2/Al2O3 (рис. 8). Порода становится более лейкократовой. Содержания Na2O и K2O в исходном гранате с включениями составляют менее 1 мас.%, поэтому их нормирование к Al2O3 = 0, и рассматривать их привнос и вынос, очевидно, не имеет смысла.

В опыте А-4 различия в содержаниях оксидов в валовых составах исходного граната и каймы составляют для Al2O3 ≈ 14 мас.%, SiO2 ≈ 10 мас. %, CaO ≈ 7 мас.% (табл. 5, колонка 4). Поэтому в качестве инертного компонента здесь рассматривается CaO. На рис. 9 видно, что в кайме опыта А-4, так же как в опыте А-3, отмечается пониженные содержания FeO/CaO и MgO/CaO, т.е. данные элементы выносятся раствором. За счет их выноса в остаточной матрице происходит некоторое увеличение нормализованных к CaO содержаний SiO2 и Al2O3, т.е., так же как в опыте А-3, порода становится более лейкократовой. Следует отметить, что выбор в качестве инертного компонента SiO2 (табл. 5) не меняет основного вывода: Fe и в меньшей степени Mg выносятся раствором, а Ca практически не выносится.

 

Рис. 9. Содержания FeO, MgO, Al2O3, SiO2, нормированные к CaO, в исходном гранате и в опыте А-4.

 

Таким образом, в экспериментах показано, что инфильтрационное взаимодействие граната Grs28Alm43Prp16 с водным флюидом приводит к выносу Fe, Mg и Ca. При наличии NaCl в растворе (XNaCl = 0.09) флюидной фазой из граната выносятся Fe и Mg, а Ca ведет себя как инертный компонент.

Значимые количества Mg (табл. 2–4) в составе новообразованных амфиболов и пироксенов из опытов А-3 и А-4 свидетельствуют о том, что Mg интенсивно переносится как водными, так и H2O-NaCl флюидами. Полученные данные отличаются от исследований (Budanov, Shmulovich, 2000; Shmulovich et al., 2001; Ходоревская, Аранович, 2016), в которых показано, что в статических условиях при взаимодействии диопсида/амфибола с растворами NaCl магний фиксируется в новообразованных форстерите, либо в слюде, а не выносится в раствор, т.е. магний остается инертным компонентом в широком интервале температур. Данные результаты (Shmulovich et al., 2001; Ходоревская, Аранович, 2016) не коррелировались с многочисленными полевыми исследованиями гранитизации (Гаврикова, Жариков, 1984; Кориковский, Ходоревская, 2006 и др.), согласно которым Mg интенсивно выносится из зон гранитизации. Результаты, представленные в настоящей статье, показывают, что действительно в динамических условиях при фильтрации флюида через породу наряду с выносом Fe и Ca происходит вынос Mg.

С одной стороны, выявленное в эксперименте инертное поведение Ca в присутствии NaCl-содержащего флюида кажется неожиданным, учитывая, что растворимость Са-содержащих минералов в растворах NaCl намного выше, чем в чистой воде (Newton, Manning, 2010 и ссылки в этой статье). С другой стороны, как отмечалось в (Аранович, 2017; Aranovich, Safonov, 2018), при участии Ca в ряде случаев могут формироваться новые, как правило, более легкоплавкие минеральные ассоциации, т.е. протекают реакции гранитизации по Д.С. Коржинскому. Поэтому на основании данных (Аранович, 2017; Aranovich, Safonov, 2018), а также полученных результатов экспериментов можно предположить, что при гранитизации метабазитов, осуществляемой при участии флюидов, содержащих высокие концентрации NaCl (XNaCl ≥ 0.1), Ca не выносится вместе с Fe и Mg из зон гранитообразования, а наряду со щелочами и кремнием участвует в образовании расплавов (Ca всегда присутствует в составе гранитоидов) и амфиболов, характерных для тыловых зон инфильтрационных колонок.

Смена состава флюидной фазы вследствие переосаждения щелочей в новообразованные минеральные ассоциации, включая расплавы, приводит к тому, что Ca наряду с Fe и Mg начинает выноситься из зон гранитообразования.

Таким образом, видимо, можно утверждать, что NaCl-содержащие флюиды не характерны для процессов формирования базификатов при гранитизации. Это представляется логичным, если учитывать, что основная часть щелочей, привносимых гранитизирующими растворами, осаждается в тыловых зонах инфильтрационных колонок с образованием кислых плагиоклазов и полевых шпатов, т.е. содержание хлоридов K и Na во флюиде не может быть высоким.

Независимо от состава флюида (H2O, H2O-NaCl) вынос Fe из граната идет более активно, чем Mg и Ca. Преимущественный вынос Fe при высокотемпературном метасоматозе подтверждается природными наблюдениями. Так, в темноцветных минералах (Opx, Cpx, Grt, Hbl) из меланократовых метасоматитов наблюдается более высокая железистость по сравнению с соответствующими минералами вмещающих пород (Ходоревская, Кориковский, 2007). Кроме того, встречаются меланократовые жилы, в которых отдельные зоны сложены магнетитом и ильменитом (Кориковский, Аранович, 2010; Ходоревская, 2012). В условиях экспериментов воспроизвести минералы, состав которых характерен для базификатов, не удалось. Причиной этого явилось то, что объем растворов с выносимыми Fe, Mg и Ca был мал, и растворы неравномерно распределялись в свободном объеме ампулы, т.е. фактически рассеивались. Такие случаи известны в природных условиях.

Вынос растворами Fe, Mg, в ряде случаев и Ca из алюмосиликатной породы, отмеченный в экспериментах, является общей особенностью высокотемпературного метасоматоза и может быть абсолютно не связан с гранитизацией. Однако во многих работах (Рябчиков, 1975; Aranovich et al., 2013; Manning, Aranovich, 2014) показано, что образование кислых расплавов в присутствии растворов галогенидов щелочей приводит к обогащению флюидной фазы HCl вследствие реакций MeCln(флюид) + nH2O = Me(OH)n(расплав) + + nHCl(флюид), подобных реакциям гидролиза на фазовой границе жидкость–пар в водно-солевых системах (Shmulovich et al., 1995; Bischoff et al., 1996). Очевидно, что при фильтрации подобного подкисленного флюида происходит более значимый вынос Ca, Mg, Fe из вмешающих пород, чем в случаях H2O или (Na, K)Cl флюида. Именно поэтому, природные меланократовые метасоматиты, чаще всего, приурочены к зонам гранитизации.

Как следует из экспериментальных и природных наблюдений, объемы меланократовых образований или базификатов при гранитизации несопоставимы с объемами гранитоидов. Это связано с рядом причин. При поступлении флюидной фазы происходит перекристаллизация и амфиболизация метабазитов с уменьшением как общего объема флюида, так и уменьшением в нем XH2O и возрастанием содержания хлоридных компонентов. Сопутствующая повышению содержаний солей биотитизация, альбитизация, калишпатизация и гранитизация пород приводит к увеличению кислотности остаточных флюидов. Только такие флюиды способны вынести Ca, Fe и Mg из вмещающих пород. Поэтому можно полагать, что вынос данных элементов является следствием гранитизации, а не ее причиной. Уменьшение общего объема флюидов и увеличение его кислотности определяют степень выноса Ca, Fe и Mg, и, соответственно, масштабы переотложения с формированием базификатов в процессах гранитизации. Поэтому очевидно, что переотложение указанных элементов, вынесенных при гранитизации, происходит в меньших масштабах по отношению к собственно гранитоидам или не происходит вообще.

ВЫВОДЫ

Эксперименты, проведенные при 750°С и 500 МПа в условиях небольшого градиента давления, подтвердили, что при взаимодействии граната с водой и флюидом H2O-NaCl происходит реакция разложения этого минерала с образованием пироксенов, амфиболов, плагиоклаза, небольшого объема расплава и оксидов Fe. Образовавшиеся минералы формируют кайму на подложке, представленной габбро-анортозитом. При незначительном содержании щелочей во флюиде основные меланократовые минералы в кайме представлены клино- и ортопироксеном, плагиоклазом и оксидами Fe. Амфибол и расплав отмечаются в небольших количествах. При наличии NaCl в составе флюидной фазы главные продукты реакций представлены амфиболом, плагиоклазом и оксидами Fe, клинопироксен присутствует в небольших количествах, а ортопироксен отсутствует. Составы новообразованных фаз в кайме идентичны составам соответствующих минералов, образующихся при метаморфизме габбро-анортозитов при Т > 750°C, P > 700 МПа.

При формировании минеральной каймы происходит вынос элементов, зависящий от состава флюидной фазы. Водный флюид выносит Fe, Ca и Mg. При добавлении NaCl (XNACl ≈ 0.1) в состав флюида Ca ведет себя как инертный компонент. Отсутствие выноса Ca в экспериментах свидетельствует о том, что повышенное содержание NaCl во флюиде (XNaCl ≈ 0.1) не характерно для процессов формирования базификатов при гранитизации. Вынос железа водными флюидами и флюидами H2O-NaCl происходит более активно, чем вынос других элементов. В природных ассоциациях, связанных с гранитизацией, это подтверждается высокой железистостью темноцветных минералов и обилием в базификатах магнетита и гематита.

Благодарности. Автор глубоко признательна С.А. Бушмину (ИГГД РАН) и Л.Я. Арановичу (ИГЕМ РАН) за конструктивные замечания, полезные советы, значительно улучшившие статью.

Финансовые источники. Исследование выполнено в рамках темы АААА-А18-118020590148-3 Государственного задания ИЭМ РАН на 2019–2021 гг.

 

1 Grt – гранат, Adr – андрадит, Prp – пироп, Grs – гроссуляр, Alm – альмандин, Cpx – клинопироксен, Hbl – амфибол, Bt – биотит, Opx – ортопироксен, Cpx – клинопироксен, Jd – жадеит, Act – актинолит, Aug – авгит, Pl – плагиоклаз, An – анортит, Mg-Hs – Mg-гастингсит, Prg – паргасит, Mag – магнетит, ox.Fe – (Fe2O3 + FeO), XFe = FeO/(FeO + MgO).

L. I. Khodorevskaya

D.S. Korzhinskii Institute of Experimental Mineralogy, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: khodorevskaya@mail.ru

Russian Federation, Chernogolovka, Moscow district

  1. Азимов П.Я., Бушмин С.А. Растворимость минералов метаморфических и метасоматических пород в гидротермальных растворах разной кислотности: термодинамическое моделирование при 400-800°C и 1-5 кбар // Геохимия. 2007. № 12. C. 1305-1330.
  2. Антипин В.С., Макрыгина В.А. Геохимия эндогенных процессов. Часть II. Геохимия процессов метаморфизма и метасоматоза. Иркутск: Изд-во ИГУ, 2006, 130 с.
  3. Аранович Л.Я. Роль рассолов в высокотемпературном метаморфизме и гранитизации // Петрология. 2017. Т. 25. № 5. С. 491-503.
  4. Беляев Г.М., Рудник В.А. О типах магнезиально-железо-кальциевого метасоматизма в связи с гранитообразованием (на примере Алданского щита) // Железо-магнезиальный метасоматизм и рудообразование. Под ред. В.А. Рудника. М.: Наука, 1980. С. 13-29.
  5. Беус А.А., Щербакова Т.Ф. Сравнительная геохимическая характеристика амфиболит-трондьемит-гранитных серий Балтийского (беломорский комплекс) и Украинского (днепропетровский комплекс) щитов // Геохимия. 1994. № 11. С. 1547-1568.
  6. Гаврикова С.Н. Гранитизация архейских гранулитов (на примере Могочинского выхода в Олекминском Становике) // Очерки физ.-хим. петрологии. М.: Наука, 1982. Вып. X. С. 110-140.
  7. Гаврикова С.Н. Раннепротерозойская гранитизация в южной части Алдано-Витимского щита // Очерки физ.-хим. петрологии. М.: Наука, 1987. Вып. XIV. С. 64-90.
  8. Гаврикова С.Н., Жариков В.А. Геохимические особенности гранитизации архейскихих пород в Восточном Забайкалье // Геохимия. 1984. № 1. С. 26-49.
  9. Жариков В.А., Эпельбаум М.Б., Боголепов М.В. Экспериментальное исследование возможности гранитизации под воздействием глубинного флюида // Докл. АН. 1990. Т. 331. № 2. С. 462-465.
  10. Жариков В.А., Эпельбаум М.Б, Боголепов М.В. Процессы гранитообразования // Экспериментальные проблемы геологии. М.: Наука, 1994. С. 83-103.
  11. Жданов В.В. Зоны региональной базификации и их рудоносность // Железо-магнезиальный метасоматизм и рудообразование. Под ред. В.А. Рудника М.: Наука,1980. C. 29-40.
  12. Коржинский Д.С. Принцип подвижности щелочей при магматических явлениях // Сборник к 70-летию Акад. Д.С. Белянкину. М.: Изд-во АН СССР, 1946. С. 242-261.
  13. Коржинский Д.С. Гранитизация как магматическое замещение // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1952. № 2. С. 56-69.
  14. Коржинский Д.С. Проблемы петрографии магматических пород, связанные со сквозьмагматическими растворами и гранитизацией // Магматизм и связь с ним полезных ископаемых. М.: Изд-во АН СССР, 1955. С. 220-234.
  15. Коржинский Д.С. Трансмагматические флюиды и магматическое замещение // Петрография. М.: Изд-во МГУ, 1976. Ч. 1. С. 117-129.
  16. Кориковский С.П., Аранович Л.Я. Чарнокитизация и эндербитизация основных гранулитов Лапландского гранулитового пояса (южная часть Кольского полуострова, район Порьей губы): I. Петрология и термобарометрия // Петрология. 2010. Т. 18. № 4. С. 340-368.
  17. Кориковский С.П., Аранович Л.Я. Чарнокитизация ортопироксен-клинопироксен-флогопитовых бесполевошпатовых метаультрамафитов в Лапландском гранулитовом поясе (юг Кольского полуострова): изменение состава пород и минералов, Р-Т параметры, флюидный режим // Петрология. 2015. Т. 23. № 3. С. 211-250.
  18. Кориковский С.П., Ходоревская Л.И. Гранитизация палеопротерозойских высокобарических метагабброноритов в беломорской серии Балтийского щита (район Кандалакшского залива, о. Горелый) // Петрология. 2006. Т. 14. № 5. С. 453-481.
  19. Крылова М.Д., Седова И.С., Крылов И.Н., и др. Эволюция вещества при ультраметаморфизме (на примере докембрия Восточной Сибири). Ленинград: Наука, 1972. 180 с.
  20. Левицкий В.И. Петрология и геохимия метасоматоза при формировании континентальной коры. Новосибирск: Изд-во «ГЕО», 2005. 342 с.
  21. Летников Ф.А., Савельева В.Б., Шилина Е.В. Процессы гранитизации в надкупольной части Бирхинского гранитогнейсового купола // Зап. ВМО. 2004. № 4. С. 1-9.
  22. Перчук Л.Л., Геря Т.В., Корсман Л. Модель чарнокитизации гнейсовых комплексов // Петрология. 1994. Т. 2. С. 451-479.
  23. Петрова З.И., Левицкий В.И. Петрология и геохимия гранулитовых комплексов Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1984. 201 с.
  24. Пуртов В.К. Экспериментальное исследование процессов высокотемпературного метасоматоза пород базальтового состава и генерации кислых расплавов в хлоридных растворах. Автореф. дисс. … докт. геол.-мин. наук. Екатеринбург: ИГиГ УО РАН, 1998. 40 с.
  25. Рябчиков И.Д. Термодинамика флюидной фазы гранитоидных магм. М.: Наука, 1975. 232 с.
  26. Сафонов О.Г. Реакционные структуры и подвижность щелочей при метаморфизме и гранитизации. Автореф. дисс. … канд. геол.-мин. наук. М.: МГУ, 1997. 40 с.
  27. Сафонов О.Г., Косова С.А. Флюидно-минеральные реакции и плавление ортопироксен-кордиерит-биотитового гнейса в присутствии флюидов H2O-СО2-NaCl и H2O-СО2-KCl // Петрология. 2017. Т. 25. № 5. С. 461-490.
  28. Утенков В.А. Высокобарические базификаты в Сысертско-Ильменогорском гнейсово-мигматитовом комплексе // Геология метаморфических комплексов. Под ред. Г.А. Кейльмана. Свердловск: СвГИ им. В.В. Вахрушева, 1989. С. 62-72.
  29. Ходоревская Л.И. Гранитизация амфиболитов. 2. Основные закономерности физических и химических явлений при процессах фильтрации флюидов через породу // Петрология. 2004. Т.. Т. 12. № 3. С. 321-336.
  30. Ходоревская Л.И. Экспериментальное исследование гранитообразования по породам основного состава. Автореф. дисс. … докт. геол.-мин. наук. М.: МГУ, 2006. 42с.
  31. Ходоревская Л.И. Метасоматоз гранулитовой фации габбро-анортозитах Колвицкого массива // Геохимия. 2012. № 3. С. 298-315.
  32. Ходоревская Л.И., Аранович Л.Я. Экспериментальное исследование взаимодействия амфибола с флюидом H2O-NaCl при 900°С, 500 МПа: к процессам плавления и массопереноса в гранулитовой фации // Петрология. 2016. Т. 24. № 3. С. 235-254.
  33. Ходоревская Л.И., Кориковский С.П. Метасоматические гранат-клинопироксен-ортопироксен-роговообманковые жилы в метаанортозитах Колвицкого массива, Кольский полуостров: минеральный состав и связь с сингранулитовой гранитизацией // Докл. АН. 2007. Т. 415. № 4. С. 539-543.
  34. Шмулович К.И., Грэм К. Равновесие плагиоклаз-водный раствор (NaCl-CaCl2): концентрационная зависимость // Петрология. 2008. Т. 16. № 2. С. 191-206.
  35. Щербакова Т.Ф. Амфиболиты беломорского комплекса и их гранитизация. М.: Наука, 1988. 148 с.
  36. Aranovich L.Y., Newton R.C., H2O activity in concentrated NaCl solutions at high pressures and temperatures measured by the brucite-periclase equilibrium // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 125. P. 200-212.
  37. Aranovich L.Y., Newton R.C. H2O activity in concentrated KCl and KCl-NaCl solutions at high temperatures and pressures measured by the brucite-periclase equilibrium // Contrib. Mineral. Petrol. 1997. V. 127. P. 261-271.
  38. Aranovich L.Y., Safonov O.G. Halogens in High-Grade Metamorphism // The role of halogens in terrestrial and extraterrestrial geochemical processes. Eds. D. Harlov, L.Y. Aranovich. NY.: Springer, 2018. Ch. 11. P. 713-757.
  39. Aranovich L.Y., Newton R.C., Manning C.E. Brine-assisted anatexis: experimental melting in the system haplogranite-H2O-NaCl-KCl at deep-crustal conditions // Earth Planet. Sci. Lett. 2013. V. 374. P. 111-120.
  40. Aranovich L.Y., Makhluf A.R., Manning C.E., Newton R.C. Dehydration melting and the relationship between granites and granulites // Precam. Res. 2014. V. 253. № 1. P. 26-37.
  41. Bischoff J.L., Rosenbauer R.J., Fournier R.O. The generation of HCl in the system CaCl2-H2O: vapor-liquid relations from 380-500°C // Geochim. Cosmochim. Acta. 1996. V. 60. P. 7-16.
  42. Budanov S.V., Shmulovich K.I. Experimental measurement of diopside solubility in H2O-NaCl fluids at 650°C and 2-7.5 kbar // Geochem. Int. 2000. V. 38. Suppl. 2. P. 237-243.
  43. Cawthorn R.G., Collerson K.D. The recalculation of pyroxene end-member parameters and the estimation of ferrous and ferric iron content from electron microprobe analyses // Ibid. 1974. V. 59. P. 1203-1208.
  44. Gibert F., Gullaume D., Laporte D. Importance of fluid immiscibility in the H2O-NaCl-CO2 system and selective CO2 entrapment in granulites: experimental phase diagram at 5-7 kbar, 900oC and wetting textures // Europ. J. Mineral. 1999. V. 11. P. 983-992.
  45. Hansen E., Ahmed K., Harlov D.E. Rb depletion in biotites and whole rocks across an amphibolite to granulite facies transition zone, Tamil Nadu, South India // Lithos. 2002. V. 64. № 1-2. P. 29-47.
  46. Holness M. Equilibrium dihedral angles in the system quartz-CO2-H2O-NaCl at 800oC and 1-15 kbar: the effects of pressure and fluid composition on the permeability of quartzites // Earth Planet. Sci. Lett. 1992. V. 114. P. 171-184.
  47. Leake B.E., Woolley A.R., Birch W.D., et al. Nomenclature of amphiboles. Report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association Commission on Newew Minerals and Mineral Names // Eur. J. Mineral. 1997. V. 9. P. 623-651.
  48. Manning C.E. Thermodynamic modeling of fluid-rock interaction at mid-crustal and upper-mantle conditions // Rev. Mineral. Geochem. 2013. V. 76. P. 135-164.
  49. Manning C.E., Aranovich L.Y. Brines at high pressure and temperature: thermodynamic, petrological and geochemical effects // Precam. Res. 2014. V. 253. P. 6-16.
  50. Newton R.C., Manning C.E. Role of saline fluids in deep-crustal and upper-mantle metasomatism: insights from experimental studies // Geofluids. 2010. V. 10. № 1-2. P. 58-72.
  51. Orville P.M. Alkali ion exchange between vapor and feldspar phases // Amer. J. Sci. 1963. V. 261. P. 201-237.
  52. Perchuk L.L., Gerya T.V. The fluid regime of metamorphism and the charnockite reaction in granulites: А review // Intern. Geol. Rev. 1992. V. 34. № 1. P. 1-58.
  53. Perchuk L.L., Gerya T.V. Fluid control of charnockitization // Chemical Geology. 1993. V. 108. P. 175-186.
  54. Perchuk L.L., Gerya T.V., Korsman K. A model for charnockitization of gneissic complexes // Petrology. 1994. V. 2. P. 451-479.
  55. Perchuk L.L., Safonov O.G., Gerya T.V., et al. Mobility of components in metasomatic transformation and partial melting of gneisses: Аn example from Sri Lanka // Contrib. Mineral. Petrol. 2000. V. 140. № 2. P. 212-232.
  56. Ravindra-Kumar G.R. Mechanism of arrested charnockite formation at Nemmara, Palghat region, southern India // Lithos. 2004. V. 75. № 3-4. P. 331-358.
  57. Rajesh H.M., Santosh M., Yoshikura S. The Nagercoil charnockite: a magnesian, calcic to calc-alkalicgranitoid dehydrated during a granulite-facies metamorphic event // J. Petrol. 2011. V. 52. № 2. P. 375-400.
  58. Ridolfi F., Renzulli A. Calcic amphiboles in calc-alkaline and alkaline magmas: thermobarometric and chemometric empirical equations valid up to 1130°C and 2.2 GРa // Contrib. Mineral. Petrol. 2012. V. 163. № 5. P. 877-895.
  59. Reynolds D.L. The sequence of geochemical changes leading to granitization // J. Geol. Soc. London. 1946. V. 102. P. 389-446.
  60. Safonov O.G., Aranovich L.Y. Alkali control of high-grade metamorphism and granitization // Geoscience Frontiers. 2014. V. 5. № 5. P. 711-727.
  61. Safonov O.G., Kosova S.A., van Reenen D.D. Interaction of biotite - amphibole gneiss with the H2O-CO2-(K, Na)Cl fluids at 5.5 kbar and 750 and 800°C: Experimental study and applications to dehydration and partial melting in the middle crust // J. Petrol. 2014. V. 55. P. 2419-2456.
  62. Schumacher J.C. The estimation of ferric iron in electron microprobe analysis of amphiboles // Eur. J. Mineral. 1997. V. 9. P. 643-651.
  63. Shmulovich K.I., Graham C.M. Melting of albite and dehydration of brucite in H2O-NaCl fluids to 9 kbars and 700-900°C: implications for partial melting and water activities during high pressure metamorphism // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 124. № 3-4. P. 370-382
  64. Shmulovich K.I., Tkachenkо S.I., Plyasunova N.V. Phase equilibria in fluid systems at high pressures and temperatures // Eds. K.I. Shmulovich, B.W.D. Yardley, G. Gonchar. Fluids in the Crust. London: Chapman and Hall, 1995. P. 193-214.
  65. Shmulovich K.I., Graham G., Yardley B.W.D. Quartz, albite and diopside solubilities in H2O-NaCl and H2O-CO2 fluids at 0.5-0.9 GPa // Contrib. Mineral. Petrol. 2001. V. 141. P. 95-108.
  66. Winther K. T., Newton R.C. Experimental melting of hydrous low-K tholeiite: Evidence on the origin of Archean cratons // Bull. Geol. Soc. Den. 1991. V. 39. P. 213-228.

Supplementary files

Supplementary Files Action
1. Fig. 1. Photograph of the edge of anorthosite facing the fluid after experiment A-3 (a) and A-4 (b). G - minerals (An + Px + Melt + ox.Fe) formed as a result of the decomposition of the initial garnet. The arrows indicate the direction of fluid transfer from G to anorthosite. Border (in Fig. 1a, 1b) is a mixture of minerals formed on the edge of anorthosite due to the transfer of components by fluid. 1 and 2 in fig. 1a - border dimensions (see text). In fig. 1a, 1b, minerals of association G are shown near the anorthosite sample; In the experiments, the distance between the initial G and anorthosite was ≈20 mm. View (173KB) Indexing metadata
2. Fig. 2. Minerals formed in a border along the edge of anorthosite facing to fluid flow, in experiment A-3 (a) and in experiment A-4 (b). View (255KB) Indexing metadata
3. Fig. 3. The ratio of XFe – XAl in orthopyroxenes in experiment A-3: 1 - in the rim of minerals; 2 - from anorthositis; 3 - in the association of minerals from the bottom of the ampoule (G in Fig. 1). View (49KB) Indexing metadata
4. Fig. 4. The ratio of XFe – Jd,% in Cpx in experiments A-3 and A-4: 1, 2 - in the rim, 3, 4 - in anorthosites, 5, 6 - in the association of minerals from the bottom of the ampoule (G in Fig. 1). View (54KB) Indexing metadata
5. Fig. 5. The ratio Al / (Al + Si + Fe + Mg + Mn + Ti) –Ca / (Ca + Na + K) in amphiboles: 1, 2 — experiments A-3 and A-4, respectively. The dashed line in the figure separates Ca-amphiboles from Ca-Na amphiboles. Act - actinolite, Arf - arfvedsonite, Ed - edenite, Eck - eckermanite, Ktp - catophorite, Gln - glaucophane, Prg - pargasite, Rbk - ribebite, Rit - richterite, Tr - tremolite, Ts - chermakite. View (126KB) Indexing metadata
6. Figure 6. Pargasitic (a) and hastingsitic (b) types of substitution in amphiboles. Conditional the notation (1, 2) is the same as in Fig. five; 3 in fig. 6a, 6b - natural amphiboles (Korikovsky, Aranovich, 2010, 2015; Khodorevskaya, 2012). View (113KB) Indexing metadata
7. Fig. 7. The ratio of XFe– (Ca + Na + K) / (Fe + Mg): 1, 2, respectively, in experiments A-3 and A-4; 3, 4 - in metamorphic and metasomatic minerals from gabbro-anorthosites of the Kolvitsky massif (Khodorevskaya, 2012). View (121KB) Indexing metadata
8. Fig. 8. The contents of FeO, MgO, CaO, SiO2, normalized to Al2O3, in the initial garnet and in experiment A-3. View (77KB) Indexing metadata
9. Fig. 9. The contents of FeO, MgO, Al2O3, SiO2, normalized to CaO, in the initial garnet and in experiment A-4. View (75KB) Indexing metadata

Views

Abstract - 60

PDF (Russian) - 47

Cited-By


PlumX

Refbacks

  • There are currently no refbacks.

Copyright (c) 2019 Russian academy of sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies