Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Существующие представления о строении и составе нижней земной коры
Глава.2. Строение фундамента якутской кимберлитовой провинции
2.1. Геологическое строение фундамента Якутской кимберлитовой провинции
2.2. Строение земной коры по данным глубинного сейсмического зондирования
Глава.3. Петрографическое описание ксенолитов 31
3.1. Гранатовые гранулиты 34
3.2. Двупироксеновые гранулиты 38
3.3. Амфиболиты 42
3.4. Кристаллосланцы 43
3.5. Гнейсы 45
3.6. Гранат-биотитовые сланцы 48
Глава.4. Особенности составов минералов 51
4.1. Гранаты 51
4.2. Пироксены 53
4.3. Плагиоклазы 54
4.4. Амфиболы 58
4.5. Биотиты 61
Глава 5. Геохимические особенности нижнекоровых ксенолитов
5.1. Главные элементы 63
5.2. Рассеянные и редкоземельные элементы 75
Глава. 6. Р-Т условия метаморфизма 87
Глава.7. Генезис гранатовых гранулитов и эволюция нижней коры
7.1. Петрологический разрез нижней коры 94
7.2. Природа протолитов ксенолитов и петрогенезис гранатовых гранулитов
7.3. Оценки Р-Т параметров ксенолитов гранатовых гранулитов и сравнение с кондуктивной палеогеотермой литосферы Якутской алмазоносной провинции
7.4. Расчет скоростей продольных волн и интерпретация геофизических данных
7.5. Строение земной коры в районах кимберлитовых трубок Якутии 107
Заключение по литература 112
Приложение 127
- Существующие представления о строении и составе нижней земной коры
- Строение земной коры по данным глубинного сейсмического зондирования
- Двупироксеновые гранулиты
- Пироксены
Введение к работе
Изучение вещественного состава и условий формирования нижних частей земной коры является одной из фундаментальных проблем глубинной петрологии. Нижняя континентальная кора является слабо изученной, в силу своей ограниченной доступности. На сегодняшний момент существует три источника информации о строении нижних частей земной коры:
гранул итовые комплексы, обнажающиеся на щитах;
ксенолиты нижнекоровых пород из трубок взрыва;
глубинные сейсмические исследования.
Хотя ксенолиты и не представляют полный геологический разрез, а являются липш фрагментами пород, многие исследователи считают, что они являются наиболее достоверными представителями нижней континентальной коры (Rogers, 1977; Rudnick et al., 1987,1992; Downes, 1993).
Актуальность проблемы. Проведенные в последние годы интенсивные исследования ксенолитов коровых пород из кимберлитовых и лампрофировых трубок, а также щелочных базальтов дали важную информацию о составе и структуре нижней континентальной коры (Rogers et al., 1977; Griffin et al., 1979, 1986; O'Reilly et al., 1989, 1997; Rudnick et al., 1986, 1987, 1990, 1995; Downes, 1990, 1993; Holtta et al., 2000; Markwick et al., 2000; 2001; Kempton et al, 1995; 1997; 2001; Niu et al., 2002). Многими исследователями отмечается, что большинство нижнекоровых ксенолитов имеют базитовый состав. В то же время, в гранулитовых комплексах обнажающихся на щитах преобладают породы кислого и среднего составов (Rudnick et al., 1995; Downes, 1993). Это дает основание рассматривать ксенолиты основных гранулитов либо как реститы после плавления нижних частей коры, либо как продукты андерплейтинга (Rudnick et al., 1992; Downes, 1993). В последнее время также высказана идея о том, что нижняя кора может состоять из аккретированных и поддвинутых океанических плато и островодужных базальтов (Condie, 1994).
Ксенолиты нижнекоровых пород широко распространены в кимберлитовых трубках Якутской алмазоносной провинции (Алмазные
месторождения .., 1959; Специус, Серенко, 1990; Розен и др., 2002). В то же время, их исследованию уделялось значительно меньше внимания по сравнению с ксенолитами мантийных пород. Следствием этого является то, что целый ряд вопросов, касающихся эволюции состава коры Якутской алмазоносной провинции остается открытым. В частности, нет однозначности в оценке соотношения ксенолитов метабазитов с ксенолитами пород среднего и основного состава, недостаточно точно определены Р-Т параметры нижнекоровых ксенолитов.
Цели и задачи исследования. Целью диссертационной работы является реконструкция строения земной коры в Якутской кимберлитовой провинции на основе комплексного изучения представительной коллекции ксенолитов нижнекоровых пород из Средне-Мархинского (трубка Ботуобинская) и Далдын-Алакитского (трубки Удачная, Зарница, Загадочная, Ленинградская, Комсомольская, Юбилейная) алмазоносных районов. Для достижения цели решались следующие задачи:
1) Детальная классификация ксенолитов на основании их
петрографических и минералогических особенностей;
2) Реконструкция природы протолитов пород ксенолитов;
Определение Р-Т параметров условий образования минералов ксенолитов;
Сопоставление геофизических данных о плотностных свойствах нижней коры с вещественным составом, полученным на основе исследования ксенолитов;
5) Построение комплексной модели строения земной коры на северо-
востоке Сибирской платформы.
В рамках данной работы для реализации поставленной цели необходимо было провести исследования по следующим направлениям:
1) Изучение петрографии и химического состава различных типов пород;
Выявление особенностей химического состава минералов, оценка Р-Т параметров образования пород с использованием наиболее надежных современных методов;
Геохимическая характеристика пород;
4) Проведение расчетов скоростей продольных волн в ксенолитах
различного состава для увязки геофизических данных с вещественным составом
земной коры.
Фактический материал, методы и объем исследований.
Материалом для исследования послужила представительная коллекция коровых ксенолитов, собранная в процессе полевых исследований 1977-2004 годов. Материалы 1977-2001 г.г. были любезно предоставлены автору для обработки и систематизации его научным руководителем чл.-корр. РАН B.C. Шацким. В период 2002-2004 г.г. автор лично участвовал в полевых работах. Ксенолиты из кимберлитовой трубки Загадочная были любезно предоставлены академиком Н.В. Соболевым. Коллекция насчитывает более полутора тысяч образцов из различных кимберлитовых трубок (трубки Удачная, Загадочная, Ленинградская, Зарница, Комсомольская, Юбилейная, Ботуобинская). Следует отметить, что в полевых условиях проводился подсчет процентного содержания ксенолитов в негабаритах (тр. Удачная) и в керне скважин (тр. Ботуобинская), что тем самым исключает влияние фактора выборочного отбора.
Все образцы были просмотрены визуально, из наиболее свежих изготовлены пластинки и шлифы. Исходя из специфики поставленных задач, основными методами исследований являлись оптическая микроскопия, рентгеноспектральный микрозондовый анализ, рентгенофлюоресцентный анализ, метод масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой.
На поляризационном оптическом микроскопе марки "Zeiss Axiolab" было просмотрено 800 шлифов и пластинок. Составы минералов анализировались на рентгеноспектральном микроанализаторе с электронным зондом "Camebax-micro" фирмы Cameca (Франция) (оператор Л.В. Усова) (ОИГТиМ СО РАН). Было сделано около 1000 полных анализов минералов. Определение валового
состава пород было проведено методом рентгенофлюоресцентного анализа на рентгеновском анализаторе VRA-20 R (производства фирмы «Карл Цейсе Йена», ГДР) (аналитик Л.Д. Холодова) (ИМП СО РАН) и рентгеновском квантометре «СРМ-25» (аналитики А.Д. Киреев, Н.А. Глухова) (Аналитический центр ОИГГиМ СО РАН). Было проанализировано 170 образцов. Определение содержания редких земель и ряда рассеянных элементов было проведено в Аналитическом центре ОИГГиМ СО РАН методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой аналитиками СВ. Палесским и И.В. Николаевой. Было проанализировано 37 образцов. Научная новизна:
1. Впервые на представительном материале проведено комплексное
исследование коровых ксенолитов из кимберлитовых трубок Средне-
Мархинского и Далдын-Алакитского алмазоносных районов Якутии.
2. Исследования глубинных ксенолитов из кимберлитовых трубок Средне-
Мархинского и Далдын-Алакитского алмазоносных районов свидетельствуют о
латеральной неоднородности земной коры изучаемого региона.
3. Помимо кристаллических сланцев, гнейсов и плагиогнейсов,
сопоставимых с породами гранулитового комплекса Анабарского щита, в
кимберлитах Далдын-Алакитского и Средне-Мархинского алмазоносных
районов широко распространены ксенолиты гранатовых гранулитов, по Р-Т
параметрам относящихся к низам земной коры.
4. Согласно петрохимическим и геохимическим данным протолитами
гранатовых гранулитов являлись породы, по составу отвечающие
дифференцированным базальтам.
5. Палеогеотерма, построенная по минеральным ассоциациям ксенолитов,
лежит гораздо выше континентальной геотермы, что является следствием
быстрого остывания базитовых расплавов в нижних частях земной коры.
Основные защищаемые положения:
1. На период внедрения кимберлитовых трубок разрез нижней земной коры в Далдын-Алакитском и Средне-Мархинском алмазоносных районах
Якутии представляется следующим: нижняя часть коры сложена гранатовыми гранулитами, гнейсами, плагиогнейсами, эндербитами, двупироксеновыми гранулитами, кристаллосланцами, выше по разрезу залегают амфиболиты и гранат-биотитовые сланцы.
По геохимическим данным мафические грану литы не являются реститовым материалом, а соответствуют различным типам дифференцированных базитов и отражают исходный состав базальтовой магмы, выплавившиеся из мантийного источника, обогащенного крупноионными (Ва, Sr) и редкоземельными элементами. Гнейсы имеют исходно магматическую природу и сопоставимы с породами ряда дацитов-риодацитов.
Сопоставление полученного разреза земной коры с данными сейсмического зондирования, указывает на то, что гранатовые гранулиты залегают в низах коры не в виде отдельного слоя, а представляют собой дискретные тела в плагиогнейсах.
Практическая значимость работы:
В результате комплексных петролого-минералогических исследований нижнекоровых ксенолитов, с привлечением геофизических данных, отработана методика реконструкции разреза глубинных зон земной коры. Такая информация полезна для широкого круга исследователей, занимающихся изучением глубинного строения литосферы. Проведенные исследования свидетельствуют о латеральной неоднородности нижней коры Якутской алмазоносной провинции. На основании этого можно сделать заключение, что состав и строение коры не являются определяющими факторами для проявления процессов кимберлитового вулканизма.
Публикации и апробация работы.
По теме диссертации опубликовано 8 работ, из которых одна статья в рецензируемом журнале и 7 тезисов докладов в трудах российских и международных конференций. Основные результаты работ были доложены на научной конференции молодых ученых ИНЦ СО РАН «Современные проблемы геохимии», Иркутск, 2004; на XV молодежной научной конференции,
посвященной памяти О.К. Краща, Санкт-Петербург, 2004; на Второй Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле, Новосибирск, 2004.
Структура и объем работы.
Диссертация состоит из введения, 7 глав, заключения и приложения общим объемом 160 страниц, содержит 18 таблиц и 50 рисунков. Список литературы включает 152 наименования.
Работа выполнена под руководством чл.-корр. РАН B.C. Шацкого, которому автор выражает искреннюю признательность за постоянное внимание, поддержку и помощь в работе. Автор благодарит д.г.-м.н. О.М. Туркину за обсуждение отдельных положений работы, К.Г.-М.Н. А.В. Корсакова за конструктивные замечания и плодотворное сотрудничество, Л.В. Усову, к.х.н. А.Д. Киреева, Н.М. Глухову, Л.Д. Холодову, СВ. Палесского, И.В. Николаеву, Скороходову А.Ф. за помощь в проведении аналитических работ. Автор признателен за ценные советы, конструктивные замечания и плодотворные дискуссии К.Г.-М.Н. В.В. Хлестову, д.г.-м.н. А.Д. Ножкину, к.г.-м.н. С.З. Смирнову. Автор благодарит академика Н.В. Соболева за предоставленные образцы из трубки Загадочная. В.В. Егорову, В.В. Калинину, Л.В. Черемных, Л.Н. Похиленко, Э.С. Ефимову, В.В. Бузлукова и И.И. Шкарбань за моральную поддержку.
Существующие представления о строении и составе нижней земной коры
Одной из важнейших областей континентальной коры, о которой менее всего известно, является нижняя кора. Нижней континентальной корой или гранулит-базитовой оболочкой земли в модели А.Б. Ронова и А.А. Ярошевского названа нижняя часть кристаллической коры, располагающаяся между геофизическими границами Конрада и Мохо (Ронов и др., 1990), но, как известно, поверхность Конрада не всегда отчетливо проявлена на континентах (Rudnick, Fountain, 1995; Трипольский, Шаров, 2004). В. Холбрук с соавторами (Holbrook et al., 1992) по скоростям распространения сейсмических волн рассматривал четыре определения нижней коры: 1) в регионах, где отсутствует граница Конрада, к нижней коре относятся нижние 50% всей коры до границы Мохо; 2) при наличии границы Конрада, слой ниже этой границы соответствует нижней коре; 3) если выделяются два слоя под границей Конрада, то нижней корой называют слой непосредственно над границей Мохо; 4) если скоростные параметры земной коры указывают на трехслойную модель, то наиболее нижний слой определяется как нижняя кора. Таким образом, по сейсмическим данным, нижняя кора представляет собой либо 1/2 или 1/3 часть земной коры (Holbrook et al., 1992). Р. Рудник и Д. Фаунтейном (Rudnick, Fountain, 1995) под нижней корой подразумевают нижние 20-25 км всей земной коры, которые представлены метаморфическими породами гранулитовой фации. На основании сейсмических данных эти авторы приняли в качестве перехода от верхней коры к нижней, возрастание скорости продольных волн до 6,5 км/сек, что в различных типах континентальной коры соответствует глубине от 12 до 18 км. В. Гриффин и С. О Рейлли (Griffin, O Reilly, 1987) расценивали нижнюю кору как слой переменной мощности выше границы Мохо, на которой происходит резкий скачок скоростей продольных волн от нормально "коровых" значений (Vp 7,4 км/с) до типично "мантийных" (Vp 7,8 км/с). Такой скачок фиксируется на глубине 30-40 км (Griffin, O Reilly, 1987). Общепринято, что нижняя кора представлена метаморфическими породами кислого (кварц-полевошпатовые разновидности) и основного составов (кристаллосланцы и гранулиты) (Rudnick, Fountain, 1995).
К. Менгел и X. Керн (Mengel, Kern, 1992), помимо геофизической границы Мохо, фиксирующей смену упругих параметров среды, выделяли "петрологическую" границу Мохо, где фельзические (кварц-полевошпатовые разновидности) и мафические (кристаллосланцы и гранулиты) породы сменяются перидотитами (01-разновидности). Целесообразность выделения такой границы авторы объясняли тем, что для многих гранатовых и двупироксеновых гранулитов скорости продольных волн (Vp-7,4-8 км/с) близки к мантийным значениям (Mengel, Kern, 1992).
Согласно имеющимся представлениям, нижняя континентальная кора может быть образована несколькими путями: 1) как резервуар остаточного материала, после парциального плавления и фракционной кристаллизации (Тейлор, Мак-Леннан, 1988); 2) путем магматического андерплейтинга, как наиболее существенного процесса образования новой коры (Rogers, 1982; Rudnick et al., 1986; Downes, 1990). Таким образом, знания о составе, генезисе и возрасте нижней коры важны для моделей образования и эволюции континентальной коры и отношения с верхней мантией.
Изучение нижней континентальной коры основано на данных по гранулитовым комплексам, по ксенолитам коровых пород из трубок взрыва кимберлитов и базальтов, и по результатам глубинного сейсмического зондирования.
Начиная с 70-х годов представления о составе нижней коры базировались на результатах исследования гранулитовых комплексов, таких как комплекс Льюис (Шотландия) (Sheraton, 1970; Weaver, Tarney, 1986), Лапландский гранулитовый комплекс (Barbey et al., 1982). Такие комплексы представляются наиболее доступным материалом для оценки состава и строения нижней коры. На основе исследования гранулитовых комплексов предполагалось, что нижняя кора имеет существенно средний состав (Тейлор, Мак-Леннан, 1988; Weaver, Tarney, 1986).
При изучении Р-Т трендов гранулитовых комплексов, С. Харлей (Harley, 1989) разделил эти комплексы на две большие группы: изобарического остывания и изотермальной декомпрессии. Различия в характере Р-Т трендов связываются с различным происхождением гранулитовых комплексов (Harley, 1989). Тренды изотермальной декомпрессии характерны для гранулитовых комплексов, которые образовывались в результате утолщения континентальной коры и были выведены на поверхность в результате процессов внутриконтинентального растяжения (Harley, 1989; Newton, Perkins, 1982). Эти комплексы, преимущественно фельзического состава, не могут быть представителями нижней коры (Harley, 1989). С. Бохлен и К. Мезгер (Bohlen, Mezger, 1989), опираясь на данные термобарометрии, пришли к выводу, что гранулитовые комплексы изотермальной декомпрессии представляют собой среднюю и верхнюю часть нижней коры (6-8 кбар, 700-850 С). Р. Рудник с Д. Фаунтейном считают, что гранулитовые комплексы с изотермальной декомпрессией являются верхнекоровыми образованиями, кратковременно погружавшимися на большие глубины в ходе орогенеза (Rudnick, Fountain, 1995). Гранулитовые массивы, имеющие тренды изобарического остывания (около 35% по С. Харлею) (Harley, 1989), образуются в результате утолщения коры при коллизии (Bohlen, 1991). Состав этих комплексов более мафический, и их можно отнести к фрагментам низов коры (например, в Алышйско-Пиренейской коллизионной зоне (зона Ивреа, северо-западная Италия) (Voshage et al., 1990)). С. Пин и Д. Вилзуф (Pin, Vielzeuf, 1983) при сравнении нижнекоровых ксенолитов центральной Европы с гранулитовым массивом из зоны Ивреа обнаружили явное сходство составов пород.
Строение земной коры по данным глубинного сейсмического зондирования
По материалам глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ) (Суворов и др., 1993, 1997; Караев и др., 2003) в Якутской алмазоносной провинции раздел Мохоровичича залегает на глубинах 35-50 км. Анализ интегральных амплитудных характеристик мигрированных волновых картин (Суворов и др., 1993, 2005) свидетельствует о существовании в земной коре крупной коровомантийной структурно-вещественной аномалии (рис. 2.2.1).
Она проявляется в зеркальном совпадении в плане прогиба поверхности Мохоровичича (Мохо) и поднятия вышележащей внутрикоровой границы К2 (граница Конрода между средней и нижней корой). Рельеф границы Мохо представляет собой желобообразный прогиб, прослеженный почти в меридиальном направлении на протяжении 700 км, с возрастанием мощности коры с юга на север от 40 до 50 км и более (Суворов, 1993, 1994, 1997).
Амплитуда прогиба возрастает с 5 км в районе Мирнинского кимберлитового поля до 10-12 км в Далдын-Алакитском районе. Над желобообразным прогибом границы Мохо располагается валообразное поднятие отражающей границы К2. Мощность слоя между этими двумя границами изменяется в широком диапазоне (10-25 км), увеличиваясь с юга на север. Все кимберлитовые поля располагаются внутри контура полосы аномально неоднородных свойств поверхности мантии, преимущественно над участками западных склонов регионального прогиба этой поверхности и поднятия внутрикоровой отражающей границы. Поэтому считается (Крылов и др., 1993), что выявленные коромантийные аномалии в значительной степени связаны с процессом кимберлитового магматизма.
В Далдын-Алакитском районе граница К2 поднимается с глубины 36-37 км до 25 км (Суворов и др., 1997). Антиклинальному поднятию границы К2 соответствует ступенеобразное погружение поверхности Мохо до 47 км. Таким образом, мощность коры в данном районе - 47 км. В Мало-Ботуобинском районе граница Мохо залегает на глубине 43 км (Суворов и др., 1993), в Накынском поле - 46-47 км (Караев и др., 2003). Под Верхнемунским полем отмечается аномально большая мощность земной коры (граница Мохо на глубине 57 км), граница К2 поднимается до 15 км.
По данным близвертикальных отражений и по опорным волнам на значительные удаления от источников колебаний зафиксированы многочисленные короткие отражающие площадки, неравномерно распределенные на плоскости сейсмического разреза коры вплоть до границы Мохо (Крылов и др., 1993). Геофизические данные, полученные методом глубинного сейсмического зондирования, выявляют крайнюю неоднородность внутри нижней коры. На средних глубинах в нижней коре выявляется множество прерывистых плоских или слабо наклоненных отражающих площадок, количество которых иногда возрастает при приближении к Мохо (Суворов и др., 1993, 1997). Такая неоднородность низов коры затрудняет попытки связать скорости сейсмических волн с определенными типами пород.
Согласно Петрографическому кодексу «единая классификация видов метаморфических пород до сих пор не разработана». В связи с чем, авторы рекомендуют при названии пород использовать «несколько базовых терминов вне их таксономического значения (сланец, кристаллосланец, гнейс, амфиболит, гранулит, мрамор и др.)» (Петрографический кодекс, 1995). Н. Л. Добрецов с соавторами (Классификация..., 1992) разбивают метаморфические породы по составу на четыре группы: 1) метабазиты; 2) метапелиты и кварц-полевошпатовые породы; 3) карбонатные и карбонатно-силикатные породы; 4) метаультрабазиты.
Коллекция исследуемых ксенолитов насчитывает более полутора тысячи образцов. В зависимости от исходного состава среди метаморфических пород было выделено две группы: метабазиты и метапелиты. К первой группе отнесены все разновидности, состоящие на 60 % и более из пироксена (или амфибола) и граната, остальные 40% - салические минералы. Ко второй -породы, в составе которых при постоянном присутствии плагиоклаза, калиевого полевого шпата и биотита встречаются гранат, ортопироксен, амфибол, кварц и графит.
Двупироксеновые гранулиты
Клинопироксен ярко-зеленого цвета, размер зерен 1-2 мм. В некоторых зернах наблюдаются структуры распада в виде ламелей ортопироксена, включения гематита, ильменита и рутила. Зерна ортопироксена неправильной формы, трещиноватые, размером около 1,5 мм, в них отмечаются включения ильменита, плагиоклаза, биотита. Ортопироксен плеохроирует от буро-зеленого до темно-коричневого цвета. Для ортопироксенов также характерны структуры распада в виде ламелей ильменита, есть зерна почти полностью серпентинизированные. В ряде случаев наблюдается обрастание ортопироксена клинопироксеном. Амфибол имеет характерную спайность, сильно плеохроирует, зерна неправильной формы, размером 1-3 мм. Находится в структурном равновесии с клинопироксеном. В редких случаях, кристаллы амфибола обрастают ильменит. Кристаллы плагиоклаза размером до 1,5 мм, крупной таблитчатой формы с полисинтетическим двойникованием. Некоторые зерна по краям каолинизированы. Биотит рыжего цвета, представлен мелкими (0,5-1 мм) разориентированными чешуйками. Плеохроирует от коричнево-красного до темно-коричневого цвета. Есть вторичный биотит вокруг ильменита. Циркон присутствует в породе в виде единичных округлых зерен, размером 0,1-0,2 мм. Рутил встречается в виде ксеноморфных зерен темно бурого цвета размером около 0,5 мм.
Структура пород нематогранобластовая, среднезернистая. Текстура слабополосчатая. Основные минералы - амфибол (40-50%), плагиоклаз (30%), биотит (20%), клинопироксен (0-10%), гранат (0-5 %). Акцессорные минералы представлены ильменитом, биотитом, сфеном и апатитом. Амфибол бурого и зелено-бурого цвета, зерна ксеноморфны (рис. 3.3.1). Размер зерен 0,5-2 мм. В отдельных образцах отмечается ориентированное расположение зерен амфибола. Плагиоклаз представлен полисинтетическими сдвойникованными неправильными зернами, размером до 2 мм. По периферии плагиоклаз в некоторых зернах замещается каолинитом. Клинопироксен характеризуется ксеноморфными зернами травянисто-зеленого цвета. Размер зерен 0,5-1 мм. Гранат красно-розового цвета, зерна размером около 1 мм. Биотит встречается в виде единичных чешуек, размером 1-3 мм. Характеризуется плеохроизмом от светло- до темно-коричневого цвета. Апатит неравномерно распределен в породе в виде мелких (около 0,1 мм) изометричных бесцветных зерен. Структура пород гранобластовая, лепидогранобластовая, иногда порфиробластовая. Текстура - неоднородная, иногда гнейсовидная. Порода сложена плагиоклазом (30-40 %), гранатом (30-40 %), а также ортопироксеном (15 %), роговой обманкой (5-Ю %), биотитом (10-20 %), калиевым полевым шпатом (до 10%). Из акцессорных минералов присутствуют графит, Тї-магнетит, апатит, циркон, кварц.
Плагиоклаз представлен призматическими и удлиненными кристаллами, вытянутыми вдоль гнейсовидной текстуры. Размер кристаллов 0,5-1 мм. Иногда наблюдаются веретенообразные антипертитовые вростки калиевого полевого шпата (рис. 3.4.1). Двойники широкие, полисинтетические по альбитовому закону.
Структуры распада полевого шпата (антипертитовые вростки) в кристаллосланце из кимберлитовой трубки Удачная (николи скрещены). Ортопироксен представлен мелкими зернами (1-3 мм). В некоторых образцах наблюдается обрастание ортопироксеном ильменита.
Биотит имеет темно-бурую окраску с плеохроизмом до желтоватого оттенка. Чешуйки биотита неправильной и удлиненной формы размером 0,5-2 мм. Некоторые чешуйки формируют сланцеватый облик породы. В породе присутствуют две генерации биотита. Биотит первой генерации встречается как в виде включений в гранате (размером около 0,1-0,2 мм) (рис. 3.4.2), так и в матрице. Вторичный биотит наблюдается в виде каемки вокруг порфиробластов граната.
Амфибол бурого цвета, наблюдается отчетливая спайность. Размер зерен 1-1,5 мм. Калиевый полевой шпат образует антипертитовые вростки, а также мелкие единичные зерна неправильной формы, расположенные по границам плагиоклаза. Размер зерен около 0,5 мм.
Пироксены
Клинопироксены гранатовых гранулитов, двупироксеновых гранулитов и амфиболитов практически не отличаются по своему составу и относятся к группе Ca-Mg-Fe пироксенов (Morimoto, 1989). Химический состав клинопироксенов представлен в табл. 8 и табл. 3-7 (см. приложение 1). Состав клинопироксенов En2,o8-7564Di37,fr65 4Hdu,9-3uFso43-5 7 (рис. 4.2.1.) с содержанием жадеитового компонента 1,26-14,26 мол.%, кальциевого чермакита - 1,21-10,8 мол. %. А12Оз варьирует от 2,5 до 8,96 вес. %, Na20 - 0,7-2,1 вес. %. Для пироксенов не установлено значимых различий в содержании элементов между центральными и краевыми частями (в пределах точности анализа). Для более железистых клинопироксенов характерны ламели ортопироксена, а также выделения гематита и ильменита. Клинопироксены без структур распада характеризуются повышенным содержанием магнезиальности.
При сравнении содержания Na20 в клинопироксенах и анортитовой компоненты в сосуществующих плагиоклазах (рис. 4.2.2.), отмечается отрицательная корреляция, которая объясняется распадом кальциевого плагиоклаза при высоких давлениях (Griffin et al., 1979).
Составы ромбических пироксенов (см. табл. 3-7) относятся к ряду энстатит-ферросилита. В ортопироксенах магнезиальность меняется от 0,60 до 0,79, А1203 содержится 0,12-2,49 вес. %. Для сосуществующих ортопироксенов и плагиоклазов отмечается негативная корреляция номера плагиоклаза и железистости ортопироксена, что характерно для пород магматического происхождения (Добрецов и др., 1971).
Плагиоклазы из гранулитов являются более кислыми, чем в амфиболитах. В некоторых плагиоклазах содержание анортитового компонента уменьшается к краю на контакте с гранатом и увеличивается на контакте с клинопироксеном. В гнейсах плагиоклаз относится к олигоклазу, основность Ап2о-Ап3о. В амфиболсодержащих породах плагиоклаз меняет основность до Апзо-Ащо- В некоторых плагиоклазах из гнейсов присутствует значительная примесь ортоклаза (до 10%), что свидетельствует о высоких температурах (Marschall et al., 2003). В гранат-биотитовых сланцах плагиоклаз представлен андезином и лабладором, основность меняется в пределах от Ап35 до Ango.
Особенности составов амфиболов приведены в табл. 10 и табл. 3-7 (см. прил. 1). Было проанализировано 100 зерен амфибола из гранулитов и амфиболитов. Амфиболы данных парагенезисов представлены преимущественно роговой обманкой, однако повышенное содержание К20 (до 2,34 вес. %) и Na20 (1,9-4,33 вес. %) указывает на то, что их состав смещен в сторону паргасита (Годовиков, 1983).
Большинство авторов, занимавшихся изучением метаморфических биотитов, считают, что поведение основных окислов в составе биотитов не зависит от степени метаморфизма. Исключение составляют титан и алюминий: с возрастанием температуры метаморфизма содержание титана в биотитах увеличивается, а содержание алюминия уменьшается (Фации метаморфизма, 1970; Ушакова, 1971). Сравнивая с данными Е.Н. Ушаковой (Ушакова, 1971), исследуемые биотиты из гранулитов можно отнести к гранулитовой фации, биотиты гранат-биотитовых сланцев относятся к амфиболитовой фации.
Реконструкция первичной природы гранулитовых пород представляет собой сложную задачу, решить которую можно лишь с помощью детального исследования петрохимических и геохимических особенностей этих пород. Необходимо учитывать подвижность тех или иных элементов при метаморфизме. Считается, что гранулиты из ксенолитов не подвергаются заметным регрессивным преобразованиям (Rudnick, Taylor, 1987), свойственным гранулитовым комплексам, медленно выведенным на поверхность, поэтому, за исключением некоторых малых элементов, гранулиты из ксенолитов сохраняют свой первичный состав, что с достаточной уверенностью позволяет установить природу нижней коры (Rudnick, Taylor, 1987). Интерпретации геохимических данных нижнекоровых ксенолитов должна предшествовать оценка степени контаминации корового материала кимберлитовым расплавом.
Многочисленными исследованиями гранулитов из метаморфических комплексов выявлено инертное поведение большинства петрогенных, а также большинства редких и редкоземельных элементов при гранулитовом метаморфизме (Rudnick, Taylor, 1987; Конди, 1983), тогда как Cs, Rb, Ва, К весьма мобильны и образуют неинформативные аномалии на мультиэлементных диаграммах. Общим правилом является малая подвижность, по крайней мере, в масштабах нескольких метров, таких элементов - Al, Ті, Ni, Zr, Hf, Та, Nb, Th, Y, редкоземельных элементов (Ludden et al., 1982).
