Реакционные структуры и подвижность щелочей при метаморфизме и гранитизации

Актуальность исследований. В 1962 г. Д. С. Коржинский предположил, что чарнокитизация метабазитовых комплексов может осуществляться не при повышении температуры, а за счет возрастания химической активности вполне подвижного калия в метаморфическом флюиде, обусловленного эффектом кислотно-основного взаимодействия (Коржинский, 1962). В СССР вслед за Д. С. Коржинским проблеме чарнокитизации и гранитизации вообще было уделено много внимания (например, Петрова, Левицкий, 1984). Однако за последние 30 лет прямых доказательств идеи о вполне подвижном поведении калия найти не удалось. За рубежом чарнокитизация, равно как и метаморфизм в РТ-условиях гранулитовой фации, объяснялись ведущей ролью углекислоты во флюиде, снижающей парциальное давление воды. Иными словами высокая, до 90% концентрация СОг (по данным изучения флюидных включений) во флюиде как бы осушает горные породы и приводит к реакциям дегидратации (например, Newton, 1986). Очень популярна на западе модель так называемого «сухого» метаморфизма. Эту модель, в частности, развивает Дж. Велли с сотр. (Valley et al., 1990). Эти исследователи полагают, что метаморфизм осуществляется без значительного участия внешних флюидов, а источниками углекислоты и воды являются карбонаты и водосодержащие минералы, соответственно. При прогрессивном метаморфизме эти минералы разлагаются и в какой-то мере участвуют в преобразовании горных пород.

Значительная часть российских ученых придерживается мнения, что при метаморфизме главными вполне подвижными компонентами являются НгО и СОг, а при гранитизации к ним присоединяются щелочи. Однако лишь недавно появились неоспоримые доказательства вполне подвижного поведения калия и натрия при гранитизации. Л. Л. Перчук и Т. В. Геря в большом цикле работ (Перчук, Геря, 1993, 1994; Perchuk, Gerya, 1992, 1993; Perchuk et al., 1994; Перчук, 1993 и др.) доказали, что активности калия и натрия во флюиде действительно играли ведущую роль в процессе чарнокитизации пород различного состава и образования чарнокитовых комплексов регионального масштаба (например, Побужский, Шарыжалгайский, комплексы Южной Финляндии и некоторые комплексы Южной Индии). Они также предположили, что пятнистые чарнокиты Шри Ланки и Южной Индии могут служить микромоделью формирования этих комплексов. Однако однозначных доказательств им не удалось найти, и потому формация пятнистых чарнокитов до недавнего времени считалась классическим примером углекислой модели чарнокитизации (например, Friend, 1981; Janardhan et al., 1982; Hansen et al., 1984a, 6, 1987; Newton, 1986, Yoshida, Santosh, 1994 и многие другие). Вместе с тем, находки таких доказательств для пятнистых чарнокитов способствовали бы созданию единой модели чарнокитизации (Perchuk et al., 1994).

Несмотря на то, что свидетельства вполне подвижного поведения калия и натрия были описаны не только для чарнокитовых комплексов (например, Harlov, Franz, 1997; Harlov et al., 1997), роль щелочей при формировании других минеральных парагенезисов в гранулитовых комплексах ранее практически не изучалась. Между тем, находки в гранулитах первичных водно-солевых включений (Touret, 1995 а, Ь) свидетельствовали о повышенных концентрациях щелочей в метаморфических флюидах. Недавние теоретические и экспериментальные исследования показали, что высокотемпературный флюид может расслаиваться на углекислый и существенно водно-солевой (Аранович, 1991; Аранович и др., 1987; Шмулович, 1983; Bowers, Helgeson, 1983; Newton, 1995; Aranovich, Newton, 1997). Если первый характеризуется некоторой консервативностью, то второй флюид отличается высокой подвижностью при сравнительно низкой активности воды (Watson, Brenan, 1987). Такие флюиды играют важную роль в гранулитовом метаморфизме и, вероятно, именно водно-солевые растворы обуславливают вполне подвижное поведение щелочей. А это в свою очередь оказывает значительное влияние на ход метаморфических реакций в горных породах, обуславливая возникновение новых минеральных ассоциаций в процессе метаморфизма. Поэтому находки минеральных реакционных структур, возникших и развивавшихся за счет возрастания активностей вполне подвижных К или Na, определили главную задачу этой работы. На этом фоне возникла новая задача: роль щелочей при формировании реакционных структур в породах гранулитовой фации метаморфизма.

Изучение вполне подвижного поведения щелочей при метаморфизме и гранитизации очень актуально и с точки зрения термобарометрии минеральных парагенезисов. Так, JI.JI. Перчук (1993) доказал, что активности калия и натрия во флюиде существенно влияют на составы сосуществующих минералов. Поэтому термобарометрические исследования невозможны без независимой оценки активностей щелочей при метаморфизме.

Из рассмотренных задач со всей очевидностью вытекает цель данной диссертационной работы.

Цель работы — доказать ведущую роль химических потенциалов вполне подвижных К и Na во флюиде при гранитизации (чарнокитизации), а также в ходе протекания флюидно-минеральных реакций в условиях гранулитовой фации метаморфизма на конкретных хорошо изученных объектах:

1) пятнистые чарнокиты Шри Ланки и.

2) гранатовые коронарные структуры в породах гранулитового комплекса Адирондак, США.

Научная новизна работы.

1). В диссертации впервые приводятся сведения о находке реакционных структур в гнейсах Шри Ланки, микроструктурное и химическое изучение которых позволило создать систему доказательств вполне подвижного поведения калия и натрия в процессе образования пятнистых чарнокитов. Это позволило однозначно подтвердить предположение (Perchuk et al., 1994) о том, что чарнокитовое «пятно» может являться микромоделью образования региональных чарнокитовых комплексов.

2). В диссертации впервые охарактеризована роль активностей щелочей в процессе образования гранатовых коронарных структур в ортопородах комплекса Адирондак (США). Это дало возможность доказать вполне подвижное поведение К и Na на ретроградной стадии гранулитового метаморфизма.

Основные защищаемые положения.

1) Доказано вполне подвижное поведение калия и натрия во флюиде, которое обуславливает возникновение и эволюцию пятнистых чарнокитов Шри Ланки, а также приводит к образованию парагенезиса гранат+калиевый полевой шпат+кварц на регрессивной стадии метаморфизма гранулитов в температурном интервале 750−600°С.

2) Минералогическими индикаторами возрастания активностей щелочей являются новообразования кайм и микрожил щелочного полевого шпата.

3) Геохимическим индикатором подвижности щелочей являются: а) снижение глиноземистости ортопироксена и биотита в контактах с новообразованным калиевым полевым шпатомб) увеличение основности плагиоклаза или развитие мирмекитоподобных микрожил на фронте метасоматического замещения плагиоклаза калиевым полевым шпатомв) увеличение кальциевости граната в контактах с новообразованным калиевым полевым шпатом.

4) Вполне подвижное поведение калия и натрия обусловлено изначально постоянными их концетрациями во внешнем водно-углекисло-солевом флюиде, не меняющимися в ходе метасоматических реакций. При этом установлено две температурные стадии протекания этих реакций: а) 750−600°С, обусловленная водно-солевыми флюидами и б) ниже 600 °C, обусловленная водно-углекислыми флюидами с небольшими концентрациями щелочей.

Практическая ценность работы.

Результаты исследований, приведенные в диссертационной работе, могут быть использованы при изучении процессов чарнокитизации метаморфических пород и создании общей модели чарнокитизации. Обнаруженные реакционные структуры могут быть использованы как индикаторы вполне подвижного поведения щелочей при метаморфизме. Разработанные совместно с Т. В. Герей методы расчета химических потенциалов щелочей могут оказаться полезными при исследовании процессов регионального метаморфизма.

Фактическая основа и методы исследования.

В работе использованы образцы метаморфических пород Шри Ланки, любезно предоставлены проф. Л. Л. Перчуком и Т. В. Герей. Использованные для исследований образцы пород Адирондака собраны автором во время геологической экспедиции в район Адирондака (май 1993). Я также воспользовался некоторыми образцами, любезно предоставленными в полное мое распоряжение проф. Дж. В. Вэлли (Университет Висконсин-Мэдисон, США). Исследования составов минералов и их зональности проводились с помощью электронного микрозонда с EDS Link AN10/85S в лаборатории микроанализа кафедры петрологии МГУ. В процессе исследований было произведено около 4000 микрозондовых анализов. Наряду с петрографическим изучением образцов, было проведено 23 модельных эксперимента. Анализ гранатов на соотношение стабильных изотопов кислорода (см. глава 1) проводился с использованием лазерной методики разделения изотопов в лаборатории изотопного анализа Университета Висконсин-Мэдисон (США) под руководством проф. Дж. В. Вэлли. Данные анализа флюидных включений в изученном чарнокитовом пятне (см. глава 2) предоставлены проф. Ж. Л. Р. Туре (Амстердамский университет, Нидерланды). Эксперименты по моделированию реакционных структур в чарнокитах (см. глава 2) проводились в Институте экспериментальной минералогии РАН.

Апробация работы.

По теме диссертации опубликовано и принято в печать 4 статьи и 5 тезисов докладов на международных конференциях. Результаты исследований были представлены на Международных конференциях студентов и аспирантов по фундаментальным наукам.

Ленинские горы-95, 96″, Гольдшмидтовской конференции (Германия, Хайдельберг, 31 марта-4 апреля 1996), Симпозиуме по гранулитовым и чарнокитовым породам (Индия, Мадрас, 29 августа-4 сентября 1996) и Европейском геологическом конгрессе (EUG 9) (Франция, Страсбург, 23−28 марта 1997).

Объем работы.

Диссертационная работа состоит из 3 глав, введения, заключения и приложения. Общий объем работы составляет 167 страниц. Работа содержит 36 рисунков и 15 таблиц.

Список литературы

включает 128 названий.

Благодарности.

Профессор Л. Л. Перчук поставил перед автором задачу исследования и систематически осуществлял научное руководство работой. Доцент Т. В. Геря предоставил каменный и, частично, аналитический материал по пятнистым чарнокитам Шри Ланки, а также оказал помощь в термодинамических расчетах. H.A. Коротаева и Е. В. Гусева оказали неоценимую помощь в работе на микрозонде. Профессор Дж.В. Вэлли (Университет Висконсин-Мэдисон, США) предоставил каменный материал по Адирондаку и содействовал в решении проблемы изотопного состава кислорода в гранатах из метабазитов Шри Ланкион также принял активное участие в обсуждении результатов исследований. Профессор Дж.М. МакЛелланд (Колгейт Университет, США) возглавил экспедицию в район Адирондака, а также предоставил огромный литературный материал по геологии и петрологии этого комплекса. Профессор Ж.Л. Р. Туре (Амстердамский Университет, Нидерланды) произвел анализ флюидных включений в образце изученного чарнокитового «пятна» из Шри Ланки. Всем им автор выражает сердечную признательность.

Условные обозначения, принятые в работе.

Термодинамические параметры.

Т — температураР — давлениеaf — активность компонента i во флюидеу/7 -коэффициент активности компонента i во флюиде- ?i/1 — химический потенциал компонента i во флюидеf — фугитивность компонента iG — свободная энергия Гиббса, кал/мольS — энтропия, кал/моль/КV — объем, кал/барН — энтальпия, калR =1.987 кал/моль/КAG°r, AS°r, АН°Г, AV°r — изменение соответствующих стандартных параметров в реакции гW?, j — параметр взаимодействия компонентов.

Р1 i и j в твердом раствореNc*u") = 100-Ca/(Ca+Na+K) — мольный процент анортитового компонента в плагиоклазеN^(0ryKfs = 100-K/(K+Na) — мольный процент ортоклазового компонента в щелочном полевом шпате и роговой обманкеN0K0px = 100-Al/(Al+2Mg+2Fe) — мольный процент ортокорундового (А1АЮз) компонента в ортопироксенеNEn0px =Nu°px (1 -NOK0px) — мольный процент энстатитового компонента в ортопироксенеNFs0px =(1-Nms°px) (1 -N0K0px) -мольный процент ферросилитового компонента в ортопироксенеNaCpx = 100-Al/(Al+2Mg+2Fe+2Ca) — мольный процент алюминия в клинопироксенеNEastBt = 100-(Al-l)/(Al-l+2Mg+2Fe) — мольный процент истонитового компонента (КА170ю (0Н)2) в биотите (ф.е. рассчитаны на 11 атомов О) — NPMBtNmsBi (-N0K0px) — мольный процент флогопитового компонента в биотитеNAnnBt =(1-Nu°px) (1 -N0K0px) — мольный процент аннитового компонента в биотитеiVMg=100-Mg/(Mg+Fe) — мольный процент магния в железо-магнезиальных минералахiVca=100-Ca/(Ca+Mg+Fe) — мольный процент кальция в гранате и клинопироксенеNsim'= 1 OOSi/(Si+Ti+AI+Fe+Mn+Mg) — мольный процент кремния в роговой обманкеNai™ — 100Al/(Si+Ti+Al+Fe+Mn+Mg) — мольный процент алюминия в роговой обманке. Символы минералов:

АЬ — альбитAim — альмандинA In — аланитAn — анортитАпк — анкеритAnnаннитАр — апатитBt — биотитCal — кальцитСМ — хлоритCrd — кордиеритСрхклинопироксенСит — куммингтонитDi — диопсидEast — истонитЕп — энстатитFs.

— ферросилитFsp — полевой шпатGrf — графитGrt — гранатGrs — гроссулярGruгрюнеритНЫ — роговая обманкаHed — геденбергитHyp — гиперстенПтильменитKfs — калиевый полевой шпатMt — магнетитОК — ортокорунд (фиктивный минал ортопироксена, А1АЮз) — Орх — ортопироксенOr — ортоклазPhi.

— флогопитР1 — плагиоклазРгр — пиропRich — рихтеритQtz — кварцSanсанидинSdr — сидеритSil — силлиманитSph — сфенSpl — шпинельTsch — молекула ЧермакаZrn — циркон.

Выводы из проведенных экспериментов.

Проведенные эксперименты являются качественными: они не преследовали цель изучения фазовых равновесий и построения фазовых диаграмм. В процессе опытов были изучены закономерности изменения минерального состава гнейса при его взаимодействии с КС1-ЫаС1 флюидом. Опыты продемонстрировали возможность замещения ассоциации биогит+роговая об м ан ка+ плагиоклаз ассоциацией в.

Рис. 2.20.

Ассоциация Ср. х+К/\ полученная экспериментально. а) Замещение роговой обманки клино-пироксеном и калиевым полевым шпатомб) Субидиоморфные кристаллы клино-пироксена, развивающиеся по биотиту. в) Каймы клинопироксена на контактах зерен биотита и плагиоклаза. Образование клинопироксена сопровождается интенсивной калишпатизацией плагиоклаза. (Хкс1во Фл"иде=0.57- 5.1 вес.% солей). Отраженные электроны. СашБсап. б.

Рис. 2.21.

Ассоциация ШсН+К/$, полученная экспериментально, а) идиоморфные кристаллы амфибола (рихтерита) и стекле на контакте зерен биотита и кварцаб) лейсты калиевого полевого шпата в стекле на контактах зерен плагиоклаза и кварца. (Ака®-0 флюиде—0 44- 18.8 всс.% солей). Отраженные элек троны. СатЗсап. пироксен+калиевый полевой шпат за счет высоких концентраций щелочей во флюиде при РТ-параметрах, близких к природным.

Образование клинопирокссна связано с режимом кальция во флюиде: поскольку ампула представляет собой закрытую систему, то кальций, выносимый при замещении плагиоклаза калиевым полевым шпатом, не удалялся из системы, а принимал активное участие в образовании новых Fe-Mg минералов (клинопироксена). В отличие от эксперимента, реальный процесс чариокитизации характеризуется интенсивным выносом кальция из системы. Это способствует образованию в чарнокитах ортопироксена (обогащенного кальцием) вместо клинопироксена. Однако в разделе 2.3.4 (стр. 26) было показано, что локально мог образовываться и клинопироксен.

Несмотря на достаточно углекислый состав флюида в опытах {Лсо2=0.5), ни в одном из образцов не были обнаружены структуры карбонатизации. По-видимому это связано с тем, что в процессе принимали участие два несмешивающихся флюида: водно-солевой и углекислый. Поскольку водно-солевой флюид обладает высокой проникающей способностью (из-за низкого угла смачивания) по отношению к углекислому флюиду (Watson, Brenan, 1987), то основные изменения породы были связаны с воздействием только этого флюида.

Наблюдается закономерное изменение минеральных парагенезисов: повышение относительного содержания калия во флюиде обуславливает замещения биотита и обыкновенной роговой обманки клин о пироксен ом и калиевым полевым шпатом (чарнокитовый или мангеритовый парагенезис). При более натровом составе флюида образуется ассоциация щелочного амфибола и калиевого полевого шпата (фенитовый или щелочногранитпый парагенезис). Локальная фенитизация пород широко проявлена в метаморфических породах различных комплексов и в ряде случаев структурно похожа на процесс пятнистой чарнокитизации (Newton, 1990).

Глава 3. Роль щелочей при образования гранатовых коронарных структур в метамангеритах и метаанортозитах комплекса Адирондак (США). 3.1 Гипотезы образовании коронарных структур к породах комплекса Адирондак.

Ортопороды комплекса Адирондак характеризуются коронарными структурами Grt+Qtz на контактах зерен пироксенов, ильменита и роговой обманки. Образование граната в ортопородах Адирондака являлось предметом многочисленных дискуссий среди петрологов начиная с 30-х годов нынешнего века {Buddinglon, 1939). Однако, наиболее интенсивные исследования гранатовых реакционных структур началось лишь в середине 60-х годов, Д. Де Ваард (De Waard, 1965) впервые обратил внимание на то, что образование граната в породах Адирондака сопровождается образованием клинопироксена согласно реакции:

4(Mg, Fe) Si03+4Ca AS2Ob= Орх An.

Ga3Al2Si30i2+(Fe)Mg)3AbSbOi2]+Ca (MgFe)Si2O6+4SiO2 (3. i) Grt Cpx Qtz.

По мнению Д. Де Ваарда (De Waard, 1965″) образование клинопироксенгранатового парагенезиса в породах комплекса Адирондак отвечает метаморфизму этих пород в условиях гранулитовой фации. На основе реакции (3.1) он выделил в этих породах клинопироксен-альмандиновую субфацию гранулитовой фации метаморфизма.

De Waard, 19 656). Дж. Мартиньель и К. Шривер (Martingole, Srijver, 1973) обнаружили, что образование граната в ортопородах Адирондака контролируется валовым составом пород. Они показали, что развитие граната затруднено в высокомагнезиальных породах, содержащих кислый плагиоклаз. Кроме того, большинство исследователей отмечают, что образующийся гранат чрезвычайно железист (1−5 мол. % пиропа). По мнению некоторых из них (например, De Waard, 1965а) невозможно получить столь железистый гранат за счет реакции пироксена (с 20 мол. % энстатита) с плагиоклазом без привноса железа, и гранат-пироксеновая ассоциация в породах Адирондака не равновесна. В связи с этим Дж. МакЛелланд и Ф. Уайтни (McLelland, Whitney, 1977) утверждают, что реакции образования граната в метамангеритах и метаанортозитах.

Адирондака требуют того, чтобы в исходной ассоциации присутствовали ильменит и магнетит. Иными словами, процесс образования граната в породах Адирондака контролировался не реакцией (3.1), а реакцией.

2CaAlSi20g+ (6-x)(Mg, Fe) Si03 + xFe-oxide+(x-2)Si02 = An Орх FeO в Ilm/Mi Qtz.

Ca (Mg, Fe)5Al4Si6024+Ca (MgFe)Si206 (3.2) Grt Cpx реакция приведена в точном соответствии с работой Дж. МакЛелланда и Ф. Уайтни (McLelland, Whitney, 1977)). С. Болен и Э. Эссин (Bohlen, Essen, 1975) определили, что реакции с участием магнетита являются главными в образовании граната в метаанортозитах и характеризуют восстановительные условия метаморфизма этих пород.

Дж. МакЛелланд и Ф. Уайтпи (McLelland, Whitney, 1977) предложили модель образования корон, основанную на теории «ионных равновесий» (Fisher, 1970). Они представили реакции образования гранатовых корон как серию «полуреакций» с участием свободных ионов Mg, Fe, Ca, Na. Таким образом, по мнению этих авторов, реакции образования граната на контактах ильменита и магнетита связаны с реакциями на контактах пироксснов и плагиоклаза посредством переноса отдельных компонентов от одной микроассоциации к другой. Дж. МакЛелланд и Ф. Уайтни {McLelland, Whitney, 1977) не обсуждают механизм переноса компонентов в пределах породы и природу флюида, посредством которого осуществляется такая миграция. Более того, эти исследователи полагают, что образование корон проходило в «безводных» условиях. Это предположение согласуется с более поздними исследованиями группы Дж. Вэлли (Lamb, Valley, 1984; Valley, O’Neil, 1984; Valley et al" 1990), которые отстаивают «сухой» метаморфизм пород Адирондака.

По мнению большинства исследователей образование корон происходило в температурном интервале 600−800°С и давлениях 7−8 кбар {De Waard, 1965оMartingole, Schrijver, 1971, 1973; McLelland, Whitney, 1977). Дж. МакЛелланд и Ф. Уайтни (McLelland, Whitney, 1977) предположили, что рост кайм граната в оротопородах Адирондака о твечает этапу субизобарического остывания, С. Болен и др. (Bohlen et al., 1985) утверждают, что гранат формировался на пике метаморфизма (750−800°С, 7−8 кбар), и его необычная форма роста в виде корон обусловлена исключительно кинетическими причинами. Эти значения температуры рассчитаны авторами по равновесиям двух полевых шпатов, пироксснов, ильменита и магнетита, по пределам стабильности акерманита в скарнах и др. Однако С. Болен и др. (Bohlen et al., 1985) полагают, что именно при этих значениях температуры происходит рост корон. Прямых определений температуры образования граната в ортопородах комплекса Адирондак в литературе мало. Из последних определений следует отметить расчеты Р. Бермана и др. (Berman et al., 1995), которые использовали обновленную калибровку гранат-клинопироксенового термометра, основанную на их собственных экспериментах в широком диапазоне составов граната и клинопироксена. Эти значения (2 измерения) составляют 717 и 788 °C. Ни в одном из упомянутых исследований обменные равновесия ортопироксена и роговой обманки с гранатом не использовались для расчета температур образования гранатовых корон. В предлагаемой диссертационной работе сделана попытка восполнить этот пробел.

Петрографическое изучение пород показало, что образование гранатовых реакционных структур в метаанортозитах и метамангеритах комплекса Адирондак сопровождаются интенсивной калишпатизацией и образованием многочисленных кайм калиевого полевого шпата внутри гранатовых корон. Рост кайм калиевого полевого шпата свидетельствует об активной роли щелочей в эволюции метаморфизма пород. Обнаружение кайм калиевого полевого шпата совместно с гранатовыми коронами в породах Адирондака позволяет определить роль активностей калия и натрия в образовании эти реакционных структур методами, использованными при изучении пятнистых чарнокитов (глава 2).

3.2 Модель образования коронарных структур в породах комплекса Адирондак.

3.2.1 Геологическое положение изученных образцов метамапгеритов и метаанортозитов.

На рисунке 1.2 показаны места отбора образцов, которые были подвергнуты детальному исследованию. Метамангериты из районов Лэйк Плесид, Саранак-Лэйк и Таппер-Лэйк (AD89−14, S90−15, AD89−4- S90−3bS90−1ITL90−14) принадлежат к комплексу пород, расположенному на границах анортозитоного массива Марси. Метамангериты имеют взаимный контакт (т.е. магматические расплавы внедрялись и кристаллизовались одновременно, смешиваясь и проникая друг в друга) с анортозитами и являются частью единой анортозит-мангерит-чарнокит-гранитной свиты пород (AMCG) (см. глава 1.2). Наиболее детально изученный образец анортозита (AD2−13/1) отобран в районе Таппер-Лэйк в карьере Вабеек. Это обнажение представляет собой замечательный пример взаимного контакта анортозитов и мангеритов (McLelland, Chiarenzelli. 1991, стр. 53−54), принадлежащих к AMCG свите. Лейкократовый метагранит AD89−27 отобран в районе Таппер-Лэйк и является представительным образцом обширной группы пород, известных под названием «гнейсы Лайон-Маунтин». Лейкократовые породы Лайон-Маунтин не принадлежат к AMCG свите и внедрились вблизи пика гранулитового метаморфизма 1080−1025 млн. лег назад (McLelland, Chiarenzelli, 1991, стр. 52−53).

3.2.2 Петрографическое описание изученных пород.

Метамангериты.

Главными породообразующими минералами метамапгеритов являются плагиоклаз, ортопироксен, клииопироксен, кварц, калиевый полевой шпат. Некоторые из образцов содержат роговую обманку и биотит. Акцессорные минералы представлены гранатом, ильменитом, магнетитом, сфеном, сульфидами железа. В некоторых образцах (например S90−11) магнетит является одним из главных породообразующих минералов, количество которого достигает 30 об. %.

Породы обладают граноб ластовой структурой. В некоторых образцах сохранились реликтовые структуры первичной магматической породы гипидиоморфнозернистые агрегаты плагиоклаза и кварца с крупными (до 2 мм) субидиоморфными кристаллами ортопироксена. Большинство образцов характеризуются пятнистым распределением изометричных ортопироксенклинопироксеновых кластеров размером 2−3 мм в гранобластовой плагиоклаз-кварц-калишпатовой матрице. Эти пироксеновые кластеры и отдельные кристаллы ортопироксена слабо ориентированы. В некоторых из изученных образцов (например S90-I5, S90−11) четко проявлена гнейсов идность S2-S3 (Wieneret al., 1984). В образце S90−15 крупные кристаллы клинопироксена приобретают ориентировку и вместе с вытянутыми зернами роговой обманки и ильменита маркируют линейность в породе (рис. 3.1). В метамангерите S90−11 гнейсовидность подчеркивается чередованием крупных лейкократовых прослоев (Kfs+PI+Qtz) с прослоями, обогащенными клинопироксеном, магнетитом и роговой обманкой. Свидетельств более поздних деформаций (S4 и S5) не было обнаружено.

В породах четко выделяются три микроструктурные ассоциации минералов:

1) лейкократовыне прослои, состоящие главным образом из плагиоклаза, кварца и калиевого полевого шпата;

2) пироксен-ильменитовые кластеры (Орх+Cpx+Ilm±-Pi±-Otz);

3) коронарные структуры {Gri+Qtz+Kfs+Cpx), окаймляющие пироксеновые кластеры или отдельные зерна ортопирксена, роговой обманки и ильменита на их контактах с плагиоклазом.

Лейкократовые прослои представляют собой агрегаты изометричных зерен плагиоклаза и кварца. Калиевый полевой пшат, наряду с изометричными зернами, образует зерна неправильной формы с неровными краями, а также мелкие каймы на границах зерен плагиоклаза и кварца. Такие зерна калиевого полевого шпата содержат многочисленные включения плагиоклаза. На рисунке 3.1 (образец S90−15) видно, что часть зерен калиевого полевого шпата ориентирована вдоль гпейсовидности, но наряду с этим в породе проявлены многочисленные мелкие каймы калиевого полевого шпата и неправильные зерна, секущие гнейсовидность.

Замечательные структуры замещения плагиоклаза калиевым полевым шпатом были обнаружены в образце S90−11 (рис, 3.2). На рисунке четко проявлены два морфологичеких типа калиевого полевого шпата в этом образце: i) тонкие пертитовые срастания плагиоклаза и калиевого полевого шпата и 2) каймы и крупные вростки калиевого полевого шпата в плагиоклазе, часто связанные с ламеллями распада в крупных пертитовых зернах. Пертитовые структуры маркируют первоначальные границы зерен магматического калиевого полевого шпата. Грубозернистые срастания минералов и каймы, по-видимому, характеризуют более позднее замещение плагиоклаза калиевым полевым шпатом. Таким образом, образец S90−11 содержит как первичный, т. е. магматический калишпат, так и вторичный, метасоматический.

Рис. 3.1.

Структурные храрктеристики расслаицованого метамангерита 890−15. Отчетливая гиейсовидность породы (черная стрелка) выражена в ориентировке кристаллов клинопироксена, роговой обманки, пироксеновых кластеров. Часть зерен калиевого полевого шпата ориентированна вдоль гнейсовидности. Вместе с тем встречаются неориентированные зерна неправильной формы и мелкие каймы калиевого полевого шпата вдоль границ зерен плагиоклаза. ОП+К/э+.

Рис. 3.2.

Структурные характеристики образца 890−11. Два типа калиевого полевого шпага: микропертитовые зерена (К/з+Р1) представляют собой распавшиеся высокотемпературные калишпаты (см. текст), многочисленные каймы калиевого полевого шпата, по-видимому, имеют метасоматическое происхождение. Отраженные электроны. СатЗсап.

В образце AD89−14 лейкократовые прослои содержат мелкие (300−400 мкм) изометричные зерна граната (рис. 3.3), окаймленные калиевым полевым шпатом. Эти структуры свидетельствуют о более позднем происхождении калишпата по крайней мере по отношению к плагиоклазу.

Таким образом, из приведенных данных следует, что часть калиевого полевого шпата в метамангеритах кристаллизовалась после образования гранобластовой плагиоклаз-кварц-калишпатовой матрицы.

Пироксен-ильменитовые кластеры характерны для большинства изученных мангеритов. Как правило, вытянутые субидиоморфные кристаллы ортопироксена и зерна ильменита образуют ядра таких кластеров (рис. 3.4). В свою очередь ортопироксен и ильменит окружены агрегатами изометричных зерен клинопироксена (рис. 3.4). Эти зерна клинопироксена тесно связаны с ламеллями распада клинопироксена в ортопироксене. В породах были обнаружены все стадии роста клинопироксеновых зерен за счет ламеллей распада в ортопироксене. На рисунке 3.5 показан крупный субидиоморфный кристалл ортопироксена, лишенный мощной клинопироксеновой оболочки (сравните с рис. 3.4). Ортопироксен содержит многочисленные тонкие ламелли распада, которые плавно переходят в клинопироксеновые каймы (20−30 мкм) на контактах ортопироксена с плагиоклазом (рис. 3,5). В свою очередь клинопироксеновые каймы местами перекристаллизованы в небольшие почкообразные зерна клинопироксена. Каймы и «почки» клинопироксена, как правило, сопровождаются кварцем и калиевым полевым шпатом, замещающими контактирующий плагиоклаз (рис. 3.5). Образование кайм и почкообразных зерен клинопироксена знаменует самую раннюю стадию роста клинопироксена на границах кристаллов ортопироксена. Заключительная стадия роста клинопироксена выражается в укрупнении его зерен и образовании рав, но мер нозерн истого клинопироксенового агрегата (рис. 3.4). Подобные взаимоотношения ортопироксена и клинопироксена широко распространены в анортозитах массива Марси {Bohlen, Essen, 1978). Нет сомнений в том, что такие пироксен-плагиоклаз-кварц-кал и шпатовые микроструктуры отражают реакционные взаимоотношения первичного магматического ортопироксена (пижонита) с матричным плагиоклазом при последующем метаморфизме. Эти взаимоотношения могут быть охарактеризованы следующей схемой.

Орх +Р1Cpx+Qtz ± K/s (3.3).

С. Болен и Э. Эссин (Bohlen, Essen, 1978) полагают, что образование клинопироксена вокруг крупных кристаллов ортопироксена представляет собой.

Рис. 3.3.

Округлое зерно граната в лейкократовом прослое метамангерита А089−14. Зерно окаймлено калиевым полевым шпатом, который в свою очередь имеет магнетитовую оторочку. Дробные числа в поле бгг обозначают Отраженные электроны. СашБсап.

Рис. 3.4.

Пироксен-ил ьменитовый кластер в метамангерите 890-ЗЬ. Кристаллы ортопироксена и ильменита образуют ядро кластера. Крупные зерна клинопироксена образуют мощную оболочку вокруг ортопироксена и ильменита. Кластер окружен гранат-кварцевой короной. В этой короне калиевый полевой шпат редок. Однако корона содержит кислый плагиоклаз (до 15 номера). Числа в полях Орх и Срх обозначают 1^м&ирх (Срх>, в поле Р1 — ДЪЛ в поле К/х — Мккр, дробные числа в поле бг/ обозначают Отраженные электроны.

СатЗсап.

Рис. 3.5.

Отдельный субвдиоморфный кристалл ортопироксена в метасиените 890-ЗЬ. На контакте с матричным плагиоклазом ортопироксен замещен каймами кл и, но пироксена и кварца. Каймы клинопироксена связаны с почкообразными кристаллами клинопироксена. Контактирующий плагиоклаз интенсивно калишпатизирован. Частично ортопироксеновое зерно окружено гранат-калишпат-кварцевыми коронами. Обратите внимание на идиоморфизм гранатовых «кружев». Числа в полях Орх и Срх обозначают Иы^рх (Срх>, в поле Р1 — ЛЬ", в поле К/з — Мс дробные числа в поле обозначают .

Отраженные электроны. СатЭсап. перекристаллизацию первичных магматических пироксенов (пижонитов или авгитов) в условиях метаморфизма гранулитовой фации. При этом они считают, что почкообразные зерна клииопироксена являются промежуточной стадией между распадом твердого раствора первичного пироксена и полной перекристаллизацией породы с образованием равнозернистого клинопироксенового агрегата.

Коронарные структуры представляют собой симплектйго подобные срастания граната, кварца и калиевого полевого шпата на контактах зерен ортопироксена, клииопироксена, ильменита и роговой обманки с плагиоклазом. Мощность корон составляет 100−500 мкм. Образование корон происходит вокруг пироксен-иль меНйтовых кластеров, что свидетельствует об их более позднем формировании по отношению к образованию клииопироксена в породах. Гранатовые короны образуются и по отдельным кристаллам ортопироксена. Таким образом, в породах проявлены следующие схемы образования гранат-кварц-кали шпатовых корон на контактах зерен плагиоклаза и пироксепов.

Орх +Р/-> Grt +Qtz ± Kfs (3.4).

Срх + PIGrt +Qiz ±Kfs (3.5).

Иногда короны содержат включения клииопироксена, что, возможно, отражает одновременное образование граната и клииопироксена в коронах.

Орх + Pl^> Grt + Cpx+Qtz ± Kfs (3.6).

Д. Де Ваард (De Waard, 1965) и Дж, МакЛелланд и Ф. Уайтни (McLelland, Whitney, 1977) отдают предпочтение третьей схеме образования корон. Однако, из текстурных соотношений видно, что в изученных метамангеритах реализуются все три схемы коронообразования.

Рисунок 3.6 представляет гранатовую коронарную структуру вокруг крупного зерна роговой обманки. Четко видно, что сама роговая обманка развивается по ортопироксену, клинопироксену и магнетиту. Корона захватывает как зерно роговой обманки, так и зерна пироксенов. Этот рисунок свидетельствует о том, что образование гранатовых структур происходило после кристаллизации роговой обманки, которая сама по-видимому являлась более поздним минералом по отношению к пироксенам.

В метамангеритах выделяются две группы гранатовых коронарных структур по содержанию кварца:

1) кварцеодержащие короны на контактах пироксенов и роговой обманки с плагиоклазом и.

2) бескварцевые короны, характерные для контактов ильменита и плагиоклаза.

Рис. 3.6.

Взаимоотношения пироксенов, роговой обманки и грантовых коронарных структур в образце 890-ЗЬ. Роговая обманка развивается по пироксенам. Гранат-кал и шпат-кварцевые короны окаймляют как пироксены так и роговую обманку. Короны по пироксенам содержат калиевый полевой шпат, тогда как короны вокруг роговой обманки содержат лишь редкие включения этого минерала. Слева видны каймы калиевого полевого шпата на контактах пироксенов с плагиоклазом. Отраженные электроны. СашБсап.

Гранат в коронах образует кружевные срастания с кварцем и растет преимущественно за счет плагиоклаза. В ряде случаев гранатовые «кружева» имеют идиоморфную огранку (рис. 3.5). Интересно отметить, что подобная идиоморфная огранка гранатовых симплектитов была описана в метапелитах (например, Перчук и др., 1996), где гранатовые коронарные структуры отвечают этапу субизобарического остывания пород.

Характерной особенностью корон в метамангсритах является наличие калиевого полевого шпата. Калиевый полевой шпат в коронах образует каймы на контакте короны с внешним плагиоклазом, сростки с кварцем и гранатом внутри корон. Соотношение количеств калиевого полевого шпата и кварца в коронах варьирует в широких пределах. Как правило, в узких коронах (около 100 мкм) преобладает калиевый полевой шпат (рис. 3.7 а). В более мощных коронах (300−500 мкм) калиевый полевой шпат образует зону лишь во внешних частях корон, тогда как внутри корон встречаются включения этого минерала (рис. 3.7 б), В единичных случаях встречены участки корон, не содержащие калиевого полевого шпата. Калиевый полевой шпат редок в коронах вокруг роговой обманки (рис. 3.6).

Гранатовые короны неравномерно распределены в породах. Несмотря на наличие многочисленных контактов пироксенов и роговой обманки с плагиоклазом, в одном и том же образце встречаются зерна, окаймленные коронами, и зерна, вокруг которых короны отсутствуют. Например в образце 590−15 окаймленные зерна (рис. 3.1) составляют лишь «2 об. % от всех зерен пироксенов, ильменита и роговой обманки, контактирующих с плагиоклазом.

На приведенных микрофотографиях видно, что короны в изученных метамангеритах не деформированы и не раздроблены. Они обрастают зерна пироксенов и роговой обманки, которые маркируют линейность в породах (рис. 3.1). Это свидетельствует о том, что гранатовые короны образовывались после формирования гнейсовидности и линейности в породах (82−83). Иными словами, гранатовые короны в метамангеритах являются пост-деформационными.

Таким образом, микроструктурные особенности гранатовых корон в метамангеритах свидетельствуют о том, что эти реакционные структуры формировались после образования клинопироксена, роговой обманки и после развития гнейсовидности (Зг-Эз) в породах (см. также МагПП? о)е, Зс^гууег, 1971). Кроме того, очевидно, что реакции коронообразования протекали неоднородно в разных участках пород и были связаны с калишпатизацией.

Са (ч2сап МГУ 2 303 1 0С*чч а.

Рис. 3.7.

Взаимоотношения граната, калишпата и кварца в коронарных структурах в метамангеритах. а) тонкая корона, в которой калишпат преобладает над кварцем {обр. А089−14) — б) мощная корона, в которой калишпат образует внешнюю зону и включения внутри короны (обр. А089−4). Отраженные электроны. СатБсап.

Кроме гранатовых корон в некоторых образцах (например 590−11) были изучены амфиболовые короны, образующиеся вокруг зерен магнетита и клинопироксена (рис. 3.8). Эти короны также не деформированы и их образование происходило после формирования гнейсовидности пород. Также как и гранатовые короны, амфиболовые короны сопровождаются каймами калиевого полевого шпата (рис. 3.8). Метаанортозиты.

Метаанортозиты представляют собой лейкократовые породы с крупными кристаллами плагиоклаза, размер которых достигает нескольких сантиметров в длину. Плагиоклаз в анортозитах имеет серый цвет благодаря мельчайшим включениям титаномагнетита. Вместе с тем во всех изученных образцах между крупными плагиоклазовыми кристаллами отмечаются зоны раздробленного и рекристаллизованного плагиоклаза. Темноцветные минералы (пироксены) распределены в анортозитах в виде линз различного размера (от нескольких мм. до 1−3 см.). Как правило, пироксены в анортозитах сильно изменены в агрегаты хлорита, кварца и амфибола. В анортозитах встречаются крупные линзы титаномагнетита. Гранат в крупнозернистых анортозитах приурочен к контактам пироксеновых и титаномагнетита®ых линз с плагиоклазом. Кроме того, гранат часто образуется на контактах крупных зерен апатита с плагиоклазом.

Наибольший интерес представляют образцы анортозитов из контактовых частей массивов, где анортозиты секутся жилами мангеригов, габбро и гранитов (мангериты карьера Вабеек и габбро и граниты района Вуллеи-Милл, Мс1е11апс1, СЫагепгеШ, 1991). В образцах макроскопически отмечено, что гранатовые короны вокруг пироксеновых линз приурочены к контактам анортозита с более кислыми и щелочными породамимангеритами и гранитами. На удалении от контактов гранатовые короны слабо развиты и сменяются амфиболовыми каймами вокруг пироксенов.

Образц А02−13/1 был отобран из контакта анортозитового массива с мангеритами (см. раздел 3.2.1). Порода состоит из крупных кристаллов плагиоклаза, границы которых представляют собой агрегаты перекристаллизованного плагиоклаза. Местами линзы раздробленного плагиоклаза заполнены кварцем и калиевым полевым шпатом (рис. 3.9). Как правило, такие линзы сопровождаются многочисленными вростками калиевого полевого шпата в контактирующем плагиоклазе. Агрегаты хлорита, кварца и амфибола, развивающиеся предположительно по пироксенам, образуют небольшие линзы в плагиоклазовой матрице. Образец АГ)2−13/1 содержит гранат. Выделяются три типа микроассоциаций граната с другими минералами:

Рис. 3.8.

Короны хлористой роговой обманки вокруг зерен магнетита и кпинопироксена в метасиените 590−11. Отраженные электроны. СатЭсап.

Рис. 3.9.

Калишпат-кварцевая линза в метаанортозите ЛВ2−13/1. Линза сопровождается интенсивной калишпатизацией внутри контактирующего плагиоклаза. Цифры в поле Р! обозначают в поле К/з — Nк'í-Js¦ Отраженные электроны. СатЗсап.

1) гранатовые каймы, оконтуривающие хлорит-кварц-амфиболовыс линзыэти каймы состоят из сросшихся субидиоморфных кристаллов гранатанесмотря на интенсивное развитие хлорита и амфибола в линзах, гранат не измененна контакте с плагиоклазом гранат окаймлен калиевым полевым шпатом (рис. 3.10);

2) округлые порфиробласты граната, приуроченные к линзам раздробленного плагиоклаза, тесно ассоциирующиеся с зернами рекристаллизованного калиевого полевого шпата;

3) симплектитоподобные срастания граната и калиевого полевого шпата вдоль контактов зерен плагиоклаза и апатита (рис. З. Пя, 6) — в отличие от корон в метамангеритах, коронарные структуры в анортозитах не содержат кварцгранат-калишпатовые микроструктуры сопровождаются многочисленными включениями калиевого полевого шпата в контактирующем плагиоклазе.

Описанные взаимоотношения минералов в метаанортозитах свидетельствуют о следующей схеме образования граната:

Р1±Ар Оп + }ф (3.7).

О процессе образования граната вокруг линз темноцветных минералов трудно судить с достаточной уверенностью, т.к. не было обнаружено неизменненых первичных пироксепов.

Микроструктурные особенности гранатовых корон в метаанортозитах также свидетельствуют о том, что происхождение реакционных структур связано с калишпатизацией,.

3.2.3 Составы и зональность минералов в метамангеритах и метаанортозитах.

Лейкократовые минералы. Метамангериты содержат кислый плагиоклаз {Ыс/1−22−24) (Табл. 3.1). Как правило, Ncснижается к краям зерен и местами зерна плагиоклаза окаймлены практически чистым альбитом. В контакте с гранатовыми коронарными структурами М:/' снижается от центра зерен плагиоклаза на 1−4 мол. %. В единичных случаях в самих коронарных структурах встречен более кислый плагиоклаз (№:аР-15−17). Состав плагиоклаза в метаанортозитах изменяется в пределах #с/'=43−36 (Табл. 3.1). Также как и в мангеритах, Мз" снижается на 1−4 мол. % от центра зерен плагиоклаза к контактам с гранатовыми коронарными структурами или с кварц-калишпатовыми линзами.

Состав калишпата в метамангеритах варьирует в широких пределах, составляя в среднем = 0.85 (Табл. 3.1). Содержание альбитовой составляющей в нем уменьшается от центров зерен к их краям. Калиевый полевой шпат содержит.

Рис. 3.10.

Гранатовая корона вокруг линзы СЫ+НЫ+Апк в метаанортозите А02−13/1. На контакте с плагиоклазом корона оконтурена калиевым полевым шпатом. Цифры в поле Р1 обозначают дроби в поле Сп обозначают. Отраженные электроны. СатЗсап. б.

Рис. 3.11.

Взаимоотношения граната, калишпата и апатита в метаанортозите А02−13/1. а) Гранат-калишпатовая корона вокруг крупного зерна апатита на его контакте с плагиоклазомб) гранат-калишпат-апатитовая микрожила. Цифры в поле Р1 обозначают в поле К/з — ЫкУ*, дроби в поле вп обозначают .

Отраженные электроны. СатЭсап. многочисленные ламелли кислого плагиоклаза, которые плавно переходят в альбитовые каймы на контактах калишпата с плагиоклазом. Содержание ортоклазового компонента в калишпате из гранатовых коронарных структур в целом выше, чем в матричном и составляет NKK? =85−93. Мольный процент ортоклаза в щелочных полевых шпатах из метаанортозитов варьирует в пределах 90−96. Как в мангеритах, так и в анортозитах калиевые полевые шпаты в коронарных структурах характеризуются высоким, до 0.9−1.2 вес. %, содержанием ВаО (Табл. 3.1). Контактирующий с калишпатом плагиоклаз при этом практически не содержит бария. Несмотря на узкие пределы вариаций составов калиевого полевого шпата и плагиоклаза из корон в метамангеритах и метаанортозитах, во многих случаях наблюдается прямая корреляция NKK? KNc/l (piK.3A2a).

В образце S90−11 были описаны микропертитовые зерна и многочисленные каймы и вростки калиевого полевого шпата в плагиоклазе (см. рис. 3.2). Калишпатовые ламелли в микропертитовых зернах имеют jVk=90, а плагиоклазовые iVca=19. По текстурным признакам, однако, нельзя сказать, являлись ли микропертитовые зерна калиевым полевым шпатом или плагиоклазом с многочисленными калишпатовыми ламеллями распада. Однако, микрозондовые анализы с использованием методики сканирования по площади показали, что эти зерна представляли собой калиевый полевой шпат с NKK? =44−51 и iVCa^=8−10. Согласно изотермам в тройной системе АЬ-An-Or (Fuhrman, Linsdley, 1988), такие соотношения альбитового, ортоклазового и анортитового компонентов в полевом шпате отвечают температурам 950−1000°С. Эти значения температуры совпадают с оценками температур кристаллизации магматических мангеритов (например Bohlen, Essen, 1978). Поэтому микропертитовые зерна в образце S90−11, по-видимому, являются распавшимися зернами гомогенного высокотемпературного магматического калиевого полевого шпата. Вместе с тем, каймы калиевого полевого шпата (NkK/s= 85) в этом образце (рис. 3.2) образовывались позже, после кристаллизации минералов основной массы.

Fe-Mg минералы. Ортопироксен. Nu& субидиоморфных крупных кристаллов ортопироксена в метамангеритах изменяется от 13 до 17 (Табл. 3.1). Значительного изменения магнезиальное&tradeортопироксена на контакте с гранатовыми коронарными структурами не обнаружено. JVai0^ составляет 0.3−0.35 и снижается до нуля в контакте с гранатовыми каймами. Nca°px в среднем составляет 1.5−2%.

Клинопироксен в метамангеритах образует четыре морфологические типа: 1) ламелли в ортопироксене (NugCpx=20−22, NcaCpx=43, NACpx=0J-.0, N^aCpx=5-l%);

Заключение

.

На примере двух контрастных по флюидному и РГ-режимам метаморфизма комплексов — пятнистых чарнокитов района Курунегала, Шри Ланка, и комплекса Адирондак, США, — изучена роль щелочей на протекание реакций в горных породах на регрессивной стадии метаморфического процесса. Ни для комплекса пятнистых чарнокитов, ни для пород Адирондака свидетельства вполне подвижного поведения калия и натрия ранее не приводились. Комплекс пятнистых чарнокитов рассматривался как пример метаморфизма, обусловленного притоком глубинных существенно углекислых флюидов.

Newton, 1986; Hansen et al., 1984, 1987). Комплекс Адирондак являлся примером метаморфизма без значительного участия флюидной фазы (Valley et al., 1990). Однако, ииследования, представленные в данной работе в свидетельствуют о том, что в формировании обоих комплексов принимал участие существенно водный (или водно-углекислый) щелочной флюид, под воздействием которого протекали метаморфические реакции в РГ-условиях гранулитовой фации.

1. Вполне подвижное поведение щелочей в эволюции обоих комплексов связано с притоком глубинных подщелоченных флюидов, контролирующих реакции чарнокитизации и коронообразования в ортогнейсах на регрессивной стадии метаморфизма при 7=700−600°С.

2. Минералогическими индикаторами вполне подвижного поведения К и Na при метаморфизме обоих комплексов являются каймы и микрожилы Kfs, а также закономерное изменение составов сосуществующих минералов при возникновением этих реакционных структур:

— к контакту с каймами калиевого полевого шпата основность плагиоклаза увеличивается по реакции 2;

— на контакте кайм Kfs с другими породообразующими минералами образуются мирмекитоподобные микрожилы (реакция 1);

— в контакте с каймами Kfs систематически снижается глиноземистость Орх (реакция 3);

— кальциевость граната в коронарных структурах систематически увеличивается в сторону контакта с новообразованными каймами Kfs (реакция 7).

3. На примере пород из Шри Ланки показано, что в процессе пятнистой чарнокитизации участвовали два несмешивающихся флюида: водно-солевой и углекислый. Следствием этого являлась относительно низкая ¿-/то, связанная с высокими концентрациями солей калия и натрия в водно-солевом флюиде, что способствовало образованию ассоциации Opx+Kfs за счет биотита и роговой обманки. Воздействие дву несмешивающихся флюидов на породы обусловило две стадии изменения пород: высокотемпературную (750(?)7Ю-680°С) стадию изменения пород водно-солевыми флюидами и низкотемпературную (650−470°С) стадию гидратации и карбонатизации, связанная с водно-углекислыми флюидами. В породах комплекса Адирондак также наблюдаются две последовательные стадии проработки пород водно-солевыми флюидами при 700−600°С, с которой связано образование ассоциации Grt+Kfs+Qtz, и водно-углекислыми флюидами при Т ниже 600 °C (Morrison, Valley, 1988, 1991).

4. Вместе с тем, роль флюидных фаз, определявших протекание реакций в породах двух изученных комплексов, была несколько различна. Процесс пятнистой чарнокитизации пород Шри Ланки в основном обусловлен воздействием на ортогнейсы водно-углекислой флюидной фазы с относительно небольшим содержанием К-Ыа солей. Метасоматические изменения в метасиенитах и метаанортозитах комплекса Адирондак вызваны главным образом второй фазой, водно-хлоридной фазой единого глубинного флюида. Ведущими факторами преобразования биотит-амфиболовых гнейсов в чарнокиты являлись возрастание химических потенциалов как К, так и Иа во флюиде, тогда как образование Оп+К/я+()1г корон в метасиенитах и метаанортозитах комплекса Адирондак обусловлено субизобарическим остыванием пород при высокой активности К во флюиде.

Сделанные выводы характеризуют вполне подвижное поведение щелочей как один из важнейших факторов эволюции минеральных парагенезисов изученных пород.