Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Геологическое строение гранулитовых комплексов Сарматии (Воронеж ский кристаллический массив (ВКМ), Украинский щит) 7
Глава 2. Методика исследований и восстановления первичного состава минералов, содержащих структуры распада твердых растворов 16
Глава 3. Структуры распада в пироксенах из железисто-кремнистых формаций (ЖКФ) 21
3.1. Минералогия и петрография гранулитовых комплексов Сарматии 21
3.1.1. Минералогия и петрография ЖКФ Курско - Бесединского блока ВКМ 21
3.1.2. Минералогия и петрография ЖКФ Приазовского блока Украинского щита 39
3.2. Структуры распада пироксенов из ЖКФ Курско - Бесединского блока ВКМ 43
3.2.1. Магнетитовые кварциты 43
3.2.2. Железисто- силикатные породы 48
3.3. Структуры распада в ЖКФ Приазовского блока Украинского щита 49
3.4. Реинтеграция составов первичных пижонитов и ферроавгитов 51
3.4.1. Магнетитовые кварциты Курско- Бесединского блока ВКМ 51
3.4.2. Железисто- силикатные породы Курско-Бесединского блока ВКМ 58
3.4.3. Магнетитовые кварциты Приазовского блока Украинского щита 59
Глава 4. Структуры распада в полевых шпатах из метапелитовых гранулитов ВКМ 62
4.1. Минералогия и петрография метапелитов Курско- Бесединского блокаВКМ 62
4.2. Структуры распада полевых шпатов 71
4.3. Реинтеграция состава первичных полевых шпатов 73
Глава 5. Физико-химические условия метаморфизма гранулитовых комплексов Сарматии 76
Глава 6. Структуры распада пироксенов и полевых шпатов в высоко температурных гранулитовых комплексах мира 95
Заключение 103
Литература 107
- Минералогия и петрография ЖКФ Курско - Бесединского блока ВКМ
- Структуры распада пироксенов из ЖКФ Курско - Бесединского блока ВКМ
- Реинтеграция составов первичных пижонитов и ферроавгитов
- Реинтеграция состава первичных полевых шпатов
Введение к работе
Актуальность темы определяется: 1) первостепенным значением железистых формаций докембрия как источника железорудного сырья и возрастающей ролью при этом метаморфических пород (магнетитовых кварцитов); 2) специфической приуроченностью железистых формаций главным образом к архею и палеопротерозою, что определяет их фундаментальное значение в ранней истории Земли; 3) отсутствием корректных данных для количественной оценки физико-химических условий метаморфизма железистых формаций Курско-Бесединского блока Воронежского кристаллического массива (ВКМ) и Приазовского блока Украинского щита (УЩ).
Цель работы - определение физико-химических условий
высокотемпературного метаморфизма архейских железисто-кремнистых
формаций (ЖКФ) ВКМ и УЩ на основе детального изучения структур
распада твердых растворов в минералах. - -
Основные задачи исследований: 1) изучение в минералах структур распада твердых растворов и определение последовательности образования генераций минеральных фаз; 2) разработка рациональной методики реконструкции химических составов минералов устойчивых на пике метаморфизма: ферроавгитов, пижонитов и полевых шпатов; 3) оценка физико-химических параметров высокотемпературного метаморфизма.
Научная новизна исследований. 1) Впервые для пород ВКМ и УЩ описаны уникальные структуры распада твердых растворов пироксенов и полевых шпатов; предложена принципиально новая схема их распада. 2) Реконструированы химические составы первичных минералов устойчивых на пике метаморфизма. 3) Впервые систематически и на единой основе выполнены количественные определения физико-химических параметров высокотемпературного метаморфизма железисто-кремнистых пород ВКМ и УЩ. 4) Реконструирован Р-Т тренд метаморфизма мезоархейских гранулитовых комплексов Сарматии.
Практическая значимость результатов работы. 1) Данные определения параметров метаморфизма могут быть использованы при поисково-разведочных работах и оценке перспективности различных метаморфогенних железорудных месторождений.
2) Методические подходы к определению температуры метаморфизма применимы к широкому разнообразию кристаллических пород, минералы которых содержат структуры распада твердых растворов. 3) Результаты исследований использовались в Воронежском государственном университете при составлении карты метаморфизма докембрия Восточно-Европейской платформы масштаба 1:1000000 (Госконтракт №АМ-02-43/15 с Федеральным агентством по недропользованию).
Полученные результаты создают принципиально новые возможности в исследовании железистых формаций докембрия. Они представляют решение научной проблемы - оценки физико-химических условий метаморфизма при формировании железорудных месторождений, методом реконструкции по структурам распада первичных равновесных составов.
Настоящая работа развивает новое направление - исследование структур распада твердых растворов как важнейших индикаторов условий природного минералообразования.
На защиту выносятся следующие положения:
1. Для пироксенов из гранулитовых комплексов Сарматии (ВКМ и УЩ) характерны структуры распада твердых растворов. При реинтеграции ламелей орто- и клинопироксенов и матрицы зерен получены составы первичных пижонита: En24jFs62»Woi4 - для ВКМ; Eni6,Fs725Wo12- для УЩ, и ферроавгита: En23,Fs45>Wo32- для ВКМ; Eni5,Fs5i,Wo35- для УЩ, которые впоследствии распадались по двухступенчатой схеме на гиперстен и авгит.
2. В метапелитах ВКМ присутствуют разнообразные структуры
распада полевых шпатов: антипертиты, мезопертиты и пертиты.
Определен состав первичных высокотемпературных полевых шпатов:
Ab475An25)Or28 - для зерен содержащих антипертитовые; АЬ5<ьАпц,Огз9 -
мезопертитовые; АЬ29»Апб,Ог65 - пертитовые структуры распада.
3. По реинтегрированным составам первичного пижонита и
ферроавгита температуры гранулитового метаморфизма оцениваются:
для Курско- Бесединского блока ВКМ — 950С-1000С при 10-11 кбар; для
Приазовского блока УЩ - 890С-930 С при 10 кбар. Температуры
метаморфизма, полученные по первичным составам полевых шпатов
составляют 960С-1050С.
Фактический материал. Объектом исследования являлись породы архейской ЖКФ Курско-Бесединского блока ВКМ и Приазовского блока УЩ. Основой для исследований послужили материалы, собранные автором в течении 2003-2007 гг. при выполнении тематических работ, проводившихся по планам научных программ Минобразования РФ, грантам ФЦП «Интеграция» (проект Э-0348), Президента РФ (проект МД-248.2003.05), «Развитие научного потенциала Высшей школы. Университеты России» (НИЧ-5041) и Российского фонда фундаментальных исследований (проекты 01-05-65018, 03-05-64071, 04-05-64585, 04-05-65109, 06-05-64088).
В процессе выполнения работ задокументирован керн 36 скважин и детально описано более 1500 шлифов по 22 скважинам. При исследовании вещественного состава метаморфических образований использовался комплекс методов оптической микроскопии и аналитических исследований, который включает 57 силикатных анализов пород. Изучен химический состав 1520 минералов в 75 препаратах. Наиболее информативные минеральные ассоциации и зерна минералов со структурами распада изучались на растровых электронных микроскопах - Jeol 6380 LV (ВГУ) CamScan 2300 (ИЭМ РАН). Химические составы минеральных фаз были получены с помощью энергодисперсионной приставки INCA 250 (ИЭМ РАН, ВГУ).
Апробация работы. Материалы по теме диссертации докладывались на международных и российских конференциях: "ECROFI" (Siena, Italy, 2005); "Granulites and Granulites 2006" (Brazil, 2006), X Всероссийском петрографическом совещании (Апатиты, 2004), "Геологи 21 века" (Саратов, 2004, 2006), Ломоносов-2005 (Москва, 2005), "Гранулитовые комплексы в геологическом развитии докембрия и фанерозоя" (Санкт-Петербург, 2007), а также на научных сессиях Воронежского государственного университета (2003-2007 гг.). Основное содержание диссертации отражено в 10 опубликованных статьях и в тезисах вышеупомянутых совещаний и конференций. Работа выполнена на кафедре полезных ископаемых и недропользования Воронежского государственного университета.
Объем и структура работы. Диссертация общим объемом 115 страниц, включая 55 страниц текста, 19 таблиц, 36 рисунков и список литературы из 73 наименований, состоит из введения, семи глав и заключения.
Некоторые вопросы и результаты исследований обсуждались с чл.-корр. РАН Н.М. Чернышовым, а также с кандидатами геолого-минералогических наук И.П. Лебедевым, В.М. Холиным. Всем перечисленным исследователям, а также своему научному руководителю профессору К.А. Савко, оказывавшему всемерную помощь и поддержку в ходе выполнения диссертационной работы автор выражает искреннюю и глубокую благодарность. Большую помощь при проведении лабораторных работ оказали сотрудники лаборатории метаморфизма ИЭМ РАН: А.Н. Конилов, О.В. Васюкова, Д.М. Султанов, А.Н. Ваккуров, Н.И. Крутова. Автор считает своим приятным долгом выразить слова благодарности М.Н. Новиковой за любезно предоставленный аналитический материал по флюидным включениям в минералах.
Автор особенно признателен доктору геолого-минералогических наук
Фонареву В.И.1 за неизменную поддержку и огромный интерес к
исследованиям, советы и критические замечания.
Минералогия и петрография ЖКФ Курско - Бесединского блока ВКМ
Гранулитовые комплексы Сарматии, входящие в состав блоковых структур (Курско-Бесединский блок, Приазовский блок и др.), представляют собой закономерные чередования в разрезах скважин магнетитовых кварцитов, метабазитов (железисто-силикатных пород), метаультрабазитов и метапелитов. Наибольшем развитием в гранулитовых комплексах пользуются пироксен-кварц-магнетитовые породы или высокометаморфизованные аналоги железистых кварцитов - типичных представителей докембрийских полосчатых железисто-кремнистых формаций, установленных в пределах всех древних платформ и щитов.
Именно в этих породах установлены необычные структуры распада пироксенов, позволившие определить ультравысокие температуры метаморфизма гранулитовых комплексов Сарматии. Вместе с тем, такие же находки фиксируются в метабазитах и железисто - силикатных породах ВКМ. Ниже будет представлена минералого-петрографическая характеристика гранулитовых комплексов ВКМ и УЩ, а также детально рассмотрены структуры распада пироксенов.
Мезоархейские магнетитовые кварциты ВКМ представлены плотными, средне- и крупнозернистыми породами темно-серого цвета массивными или чаще полосчатыми (линзовидно - полосчатыми) за счет чередования (от первых миллиметров до 3-4 см) участков существенно кварцевого и пироксен-магнетитового состава (рис. 5). Микроструктура пород гранобластовая, иногда с элементами порфиробластовой. Породы состоят, главным образом, из орто- и клинопироксена (20-25%), кварца (35-50%) и магнетита (20-40%). В редких случаях встречается гранат (обычно вместе с биотитом). В различных количествах (от 1-3 до 15 %) присутствует грюнерит, нередко в виде относительно крупных ксеноморфных кристаллов (более 0,5 мм), развивающихся по пироксенам и магнетиту. Химические составы типичных образцов мезоархейских магнетитовых кварцитов ВКМ представлены в таблице №1 (Аналитическая лаборатория Воронежского Государственного Университета).
Ортопироксен и клинопироксен присутствуют в магнетитовых кварцитах в двух генерациях.
Ранняя генерация ортопироксена (Opxl) представлена относительно крупными часто субидиоморфными зернами (порфиробластами) размером от 0,5 до 1,5 мм с неровными корродированными границами. Нередко эти зерна генерации встречаются редко и установлены только в одном образце (3588-V5). (2) Мелкие игольчатые кристаллы грюнерита (менее 50 мкм), выполняющего интерстиции между орто- и клинопироксенами и магнетитом, а также развивающийся по трещинам спайности ортопироксена. Крупные кристаллы грюнерита рассматриваются нами как первичные, сохранившиеся в железистых породах при повышенной активности НгО и/или невысокой фугитивности кислорода в метаморфическом флюиде. Мелкий игольчатый грюнерит несомненно имеет ретроградное происхождение и развивался при спаде температуры в зонах интенсивной циркуляции флюидов.
Эти два типа грюнерита различаются по химическому составу. Крупные первичные грюнериты заметно более железистые (Хре = 0,781-0,802), чем вторичные игольчатые (XFe = 0,674-0,712) (табл. 2).
Кварц представлен крупными (1,5 мм) неправильными реже изометричными зернами и его количество составляет примерно 30 % от общего объема породы. Из акцессорных минералов присутствуют апатит, пирит, доломит и кальцит.
Железисто- силикатные породы1. Аналогичные по составу породы (aluminous iron formations) также в ассоциации с железистыми кварцитами (BIF) присутствуют в одной из самых древних (палеоархей) вулканогенно-осадочных толщ - комплексе Исуа, Гренландия (Dymek, Klein, 1988). На рис. 8 (а, б, в) представлены валовые составы магнетитовых кварцитов, железисто-силикатных пород, метабазитов, метаультрабазитов и метапелитов исследованного района ВКМ, а также «aluminous iron formation» комплекса Исуа (Dymek, Klein, 1988). Очевидно, что магнетитовые кварциты и железисто-силикатные породы (aluminous iron formation) заметно обособляются от ортопород (метабазитов и метаультрабазитов). Вместе с тем проявляются и некоторые различия в их химизме. Главным образом, это более высокое содержание глинозема в железисто-силикатных породах по сравнению с магнетитовыми кварцитами и более низкое Fe/Si соотношение в них.
Железисто-силикатные породы Курско-Бесединского блока - мелко- и среднезернистые меланократовые и мезократовые массивные или слабо линзовидно-полосчатые с тонкими обособлениями лейкократового материала. Микроструктура породы неравномернозернистая порфировидная за счет крупных выделений граната или ортопироксена, иногда равномернозернистая, граноб ластовая. В породе всегда присутствует гранат (20-60%), обычно ортопироксен (10-20%), очень редко - клинопироксен ( 10%). Поздние минералы представлены грюнеритом (0-5%), амфиболами (0-5%) и биотитом (0-20%), лейкократовые минералы - плагиоклазами (5-30%), кварцем (5-15%) и реже калиевым полевым шпатом ( 1%). Постоянно
присутствует магнетит (5-10 %), в редких случаях - шпинель (3-5%) и карбонаты ( 1%).
Средний химический состав железисто-силикатных пород (мае. %) соответствует (обр. V33, V34, V35): Si02 - 66,07, ТЮ2 - 0,19; А1203 - 4,06, Fe203 - 23,06, MnO - 0,3, CaO - 1,92, MgO - 2,31, Na20 - 0,37, K20 - 0,2 (РФА, ИГЕМ РАН, аналитик Якушев А.И.).
Гранат здесь характерный минерал в отличие от магнетитовых кварцитов. Он часто образует скопления и, по-видимому, в зависимости от степени перекристаллизации пород и их деформированности присутствует в них в различных формах. В ряде случаев это равномернозернистые гранобластовые агрегаты тесно расположенных или сросшихся зерен (o6p.V34). Облик минерала, свежий, не трещиноватый. В других случаях трещиноватость проявлена весьма значительно, границы минерала неровные, корродированные (o6p.V35). Часто (обр.УЗЗ) гранат носит четко выраженный коронарный характер, развиваясь вокруг лейст плагиоклаза и, реже, пироксенов (рис. 9 а) часто со структурами распада. Практически во всех случаях для минерала характерна пойкилобластовая (ситовидная) структура (иногда структура снежного кома) за счет многочисленных включений округлого кварца, акцессориев (циркон) и в отдельных случаях — ортопироксена, а также биотита и магнетита.
Ортопироксен, светлый со слабым плеохроизмом, присутствует в железисто-силикатных породах в двух генерациях. Первая (ранняя) генерация сохраняется лишь в отдельных образцах (обр. V33). Это относительно крупные субидиоморфные выделения с существенно более тонким агрегатом клинопироксена, кварца и второй генерации ортопироксена между ними. Для минерала характерны структуры распада, аналогичные магнетитовым кварцитам, но менее четко выраженные
Структуры распада пироксенов из ЖКФ Курско - Бесединского блока ВКМ
Образец 3504-V16. Магнетитовый (железистый) кварцит относительно меланократовый двупироксеновый (20%) примерно с близким содержанием кварца и магнетита (по 35-40 %) и относительно небольшим содержанием вторичного грюнерита (не более 2-3%). Оба пироксена представлены двумя генерациями. Ранние генерации минералов (Орх I и Срх I)- относительно крупные (до 1-1,5 мм) субидиоморфные кристаллы (порфиробласты) с неровными, корродированными границами. Клинопироксен — светло-зеленоватого цвета с очень слабым плеохроизмом и хорошо выраженной нередко изогнутой спайностью. Ортопироксен заметно плеохроирует в розовых и слабо-буроватых тонах. Крупные зерна минерала нередко разбиты многочисленными трещинами и фрагментированы. Структуры распада присутствуют именно в этой генерации орто- и клинопироксенов. Вторая генерация пироксенов (Орх II и Срх II) развивается по периферии некоторых из зерен Орх I и Срх I. Это существенно более мелкие (порядка 20 мкм) новообразованные ксеноморфные кристаллы, часто в тесной ассоциации с игольчатым грюнеритом.
Структуры распада в клинопироксене (ферроавгите) (Срх I) представлены двумя типами (рис. 13 а). Первый тип — это относительно крупные (до 5-Ю мкм) ламели (L) ортопироксена (OpxlL) в матричном клинопироксене (Срх 1Н)- хозяине (Н). Второй тип (результат последующего распада Срх Ш) - очень тонкие (порядка 1 мкм) относительно короткие и часто расположенные ламели ортопироксена (Орх 2L) в клинопироксене — хозяине Срх 2Н. Схема распада первичного клинопироксена (Срх Р) показана нарис. 14 а.
Так же два типа структур распада фиксируется и в ортопироксенах (Орхі) (рис. 13 б, в). Аналогично клинопироксену, первый тип представлен крупными (в данном случае даже до 50 мкм) протяженными ламелями клинопироксена (Срх 1L) в матричном ортопироксене (Орх 1Н). В свою очередь Срх 1L распадается с выделением очень тонких (менее 1 мкм) ламелей ортопироксена (Орх 2LL) в клинопироксене - хозяине (Срх 2LH). По аналогии с более ранними находками (Bonnichsen, 1969; Vaniman, 1980; Sandiford, Powell R., 1986; Harley, 1987) и, как будет показано ниже (глава 3.4), по своему составу первичный минерал являлся низкокальциевым моноклинным пироксеном (пижонитом). Схема его распада показана на рис. 14 6.
Таким образом, в образце 3504-V16 могут быть выделены следующие равновесные ассоциации ромбических и моноклинных пироксенов. 1. Срх Р + Pgt (в ассоциации с магнетитом и кварцем) - первичные минералы. Состав Срх Р соответствуют интегральному составу Орх 1L +Срх 1Н, а состав Pgt - интегральному составу Орх Ш + Срх 1L. 2а. Срх 1Н + Орх 1L - продукты распада первичного клинопироксена (Срх Р). Состав Срх Ш соответствует интегральному составу Срх 2Н + Орх 2L. Рис. 13. Структуры распада пироксенов из магиетитовых кварцитов Курско-Беседииского блока ВКМ (образцы V16 и VI7). (а) Матричный клинопироксен (Срх2Н) с ламелями ортопироксена первой (OpxlL) и второй (Opx2L) ступени распада. Здесь и далее: точки соответствуют точечным микроанализам, квадраты - растровым, (б), (в) Матричный ортопироксен (ОрхШ) содержащий ламели клинопироксена первой ступени распада (CpxlL), которые в свою очередь распадаются с образованием Срх2Н и мельчайщих ламелей Opx2LL. (г) Реинтеграция первичного состава ферроавгита методом растровых полей, (д) Реинтеграция первичного состава ферроавгита с помощью набора локальных анализов по всей площади зерна, (е) Определение состава продуктов распада (матрицы зерна) ферроавгита. (ж) Реинтеграция первичного состава пижонита методом растровых полей, (з) Определение состава ламелей распада в ферроавгите. (и) Структуры распада ферроавгита из образца VI7. (a) (б)
Образец 3504-V2. Магнетитовый (железистый) кварцит по минеральному составу и текстурным особенностям аналогичный предыдущему (орто-и клинопироксены - порядка 20 %, кварц - около 50 %, магнетит - 30 %, грюнерит - 1-3 %). Моноклинный и ромбический пироксены представлены двумя генерациями (I и II) с реакционными соотношениями между ними. Игольчатый грюнерит так же замещает пироксены первой генерации. В ранних генерациях клинопироксена и ортопироксена хорошо выражены структуры распада по полной (двухступенчатой) схеме (рис. 14 а, 15 а) аналогично обр. 3405-V16.
Реинтеграция составов первичных пижонитов и ферроавгитов
Интегральные составы первичных пироксенов из образцов магнетитовых кварцитов Курско- Бесединского блока ВКМ (3504-V16;V2;V5) (табл. 9) были получены с использованием методики растровой съемки (порядка 250-500 мкм) и обычного локального анализа (порядка 5 мкм) с набором значительного числа индивидуальных определений (более 60) для площади сечения зерна порядка 0,2 мм. Следует отметить, что результаты растрового анализа во многих случаях отличались нестабильностью (по площади зерна) и не соответствовали условиям распада пироксенов (Lindsley, 1983). Поэтому большинство из них были признаны некорректными и отбракованы. Как выяснилось, такая некорректность составов связана с недостаточной представительностью количества ламелей ортопироксена в распавшемся клинопироксене (или клинопироксена в обратном случае) в плоскости шлифа, и отсюда, искажением реального соотношения продуктов распада в минералах. Это приводило к существенному завышению концентрации кальция в клинопироксенах и, наоборот, занижению - в ортопироксенах. Наиболее близкий к реальному состав ферроавгита (En22,Fs4i,Wo37) из образца V-16 был получен при специальном анализе одного из зерен полями шириной 40-60 мкм (18 растровых полей), практически перекрывающих площадь зерна порядка 500 600 мкм (рис. 13 г). Найдено, что железистость (f) минерала (Срх Р) варьирует в относительно узких пределах 0,636 — 0,664 (табл. 9); содержание кальция в среднем равно 17,262 ±1,3 мас. %. В остальных случаях (при растровой съемке) наиболее близкие к этим данным результаты соответствовали содержанию кальция порядка 18,7 мае. % при относительно более низкой железистости (0,633). При втором варианте анализа клинопироксена (с набором индивидуальных локальных определений) в расчет принималась лишь центральная часть проанализированного зерна, поскольку, как видно из рис. 13 д, периферийная его часть не содержит ламелей ортопироксена, относящихся к первой ступени распада (Орх 1L). Это, вероятно, может быть связано с более поздними (до образования второй системы ламелей Орх 2L) реакциями перераспределения компонентов между ассоциирующими минералами, хотя такое предположение носит пока лишь гипотетический характер.
Содержание кальция в первичном клинопироксене (ферроавгите) (En23,Fs45,Wo32) составляет 14,86 мае. % при железистости 0,663 (Табл. 9). Полученные таким образом составы ферроавгита показаны на рис. 18 а. Здесь так же представлена концентрация кальция и железистость продуктов распада как первичного клинопироксена (ферроавгита), так и пижонита. Состав Срх 1Н (интегральный состав Срх 2Н и Орх 2L) был найден в растровом режиме (10-20 мкм) с достаточно хорошей статистической представительностью продуктов более позднего распада (Рис. 13 а) и отсюда хорошей воспроизводимостью результатов (СаО - 19,753 ± 0,39 мае. %, f-0,625 ± 0,002). Несколько более высокой кальцивостью (21,156 ± 0,264 мае. %) и соответственно меньшей железистостью (0,605 ± 0,005) отличаются клинопироксены (Срх 2Н) - продукты второй ступени распада первичного минерала (рис. 13 а - т.9; рис. 13 е - тт.14, 16, 18 и др.). Близкие составы характеризуют и продукты распада (рис. 13 б, в) ортопироксена (первичного пижонита) - Срх 1L (тт. 21, 13) и Срх 1LH (тт. 16, 17, 23) (соответственно, СаО - 21,022 ± 0,288 мае. % , f- 0,616 ± 0,008 и СаО - 20,945 ± 0,235 мае. %, f-0,605 ± 0,003) (табл. 9).
Интегральные составы первичного пижонита из образца V-16 оценивались по растровой методике (например, рис. 13 ж). В трех наиболее представительных случаях концентрации кальция в минерале составили 3,05; 4,45 и 6,23 мае. % при железистости соответственно 0,726; 0,722 и 0,717 (рис. 18 б). Очевидно, что эти анализы, как было сказано выше, могут несколько занижать содержание кальция в минерале. Тем не менее, даже минимальные из найденных значений не характерны для ромбических пироксенов (Morimoto, 1989). Они указывают на его происхождение в результате распада первичного пижонита с переходом (конвертацией) структуры из моноклинной в ромбическую, как это было установлено в других аналогичных случаях (Bonnichsen, 1969; Vaniman et al., 1980; Sandiford, Powell R., 1986; Harley S.L., 1987). Существенно меньшей концентрацией кальция (в среднем 0,783 ± 0,07 мае. %) при несколько более высокой железистости (0,738 ± 0,005) характеризуются ранний ортопироксен (Орх 1Н) - один из продуктов распада первичного пижонита (En24,Fs62,Woi4) (рис. 13 б, с - тт. 22, 27, 14, 15), а так же ранняя генерация (Орх 1L) ламелей распада (рис. 13 з- т. 10) первичного ферроавгита (соответственно, 0,79 ± 0,09 мае. % и 0,754 ± 0,001). К сожалению, нам не удалось оценить составы ламелей ортопироксена (Орх 2L и Орх 2LL), образующихся при распаде клинопироксена Срх 1Н и Срх 1L. Вследствие их незначительной величины во всех анализах присутствовало избыточное количество кальция и магния из-за частичного захвата минерала-хозяина пучком микроанализатора.
Реинтеграция состава первичных полевых шпатов
Определение состава полевых шпатов устойчивых на пике метаморфизма стало возможным благодаря изучению структур распада твердых растворов в них. Для определения состава первичного полевого шпата (реинтегрирования) были параллельно использованы два метода: 1) растровый микрозондовый анализ и 2) подсчет в каждом зерне соотношения площадей (и составов по данным точечного энергодисперсионного анализа) минерала - хозяина и ламелей распада.
Зерна полевых шпатов, проанализированные первым методом, практически полностью перекрывались «растровыми полями» каждое размером порядка 50x50 мкм. Полученные результаты усреднялись. При втором методе анализа (подсчет площадей) количество локальных микрозондовых определений в каждом из зерен полевых шпатов составляло от 40 до 80. Точность аналитических данных обеспечивалась работой энергодисперсионной системы на низких ускоряющих напряжениях (10-15 кВ), позволяющих снизить эффект поглощения легких элементов. Подсчет площадей проводился с помощью компьютерного анализа высококонтрастных изображений минеральных зерен, полученных при электронном сканировании. При этом площади различных минеральных фаз соответствовали интегральному набору единичных точек (пикселей) одинаковой контрастности. Выявлено, что продукты распада полевых шпатов (как ламели, так и матрица) гомогенны по составу — максимальные различия в минальном составе не превышают 1-2 мольных %. В калиевом полевом шпате обычно фиксируется незначительная ( 1,5 мае. %) примесь ВаО.
Составы реинтегрированных полевых шпатов представлены в таблице № 16, из которой видно, что оба метода анализа дают достаточно близкие результаты — максимальные различия для усредненных минальных составов не превышают 5-7 мольных %. Вместе с тем, анализы, выполненные первым методом, несколько занижают относительное содержание Са, Na для пертитовых полевых шпатов и К - для антипертитовых и мезопертитовых (с соответствующим увеличением содержания К в первых разностях и Са, Na -во вторых).
Это может быть связано как с систематическими ошибками анализа за счет матричных эффектов (Bohlen, Essene, 1977; Raase, 1998), так и недостаточной представительностью количества ламелей, выходящих на плоскость минеральных зерен и доступных рентгеноспектральному анализу, что приводит к искажению реального соотношения продуктов распада в минералах (Fonarev et al., 2006).
Несмотря на сравнительно долгую историю изучения Воронежского кристаллического массива, и Украинского щита количественные данные о физико-химических параметрах метаморфизма гранулитовых комплексов, развитых в их пределах, довольно ограничены (Савко, 1999; 2000 Фонарев, 1987) и нуждаются в корректировке.
Определение физико-химических условий метаморфизма гранулитовых комплексов Сарматии проводилось на основе анализа данных, полученных для железисто-кремнистых пород, а также ассоциированных с ними метабазитов, железисто- силикатных пород и метапелитов. Т-Р условия метаморфизма гранулитов определялись двумя методами.
Первый метод заключается в вынесении химических составов изучаемых минералов на диаграммы условий метаморфизма, базирующиеся на экспериментальных исследованиях устойчивости минералов. Этот метод имеет преимущества в определении физико-химических параметров пика метаморфического события по реликтовым структурам в минералах, сохранившимся в процессе метаморфической переработки пород. Недостатком метода является достаточно громоздкий процесс подготовки аналитических данных для вынесения их на диаграммы условий метаморфизма, а также ограниченность получаемой информации.
Второй метод - минеральной геотермобарометрии — предполагает использование составов и химической зональности минералов для определения Р-Т условий метаморфизма. Он наиболее успешно применяется для построения Р-Т трендов, так как при тщательной интерпретации результатов термобарометрии можно получить очень ценную информацию по эволюции метаморфических комплексов. Недостатком метода являются возможные ошибки из-за слабой изученности термодинамических свойств ряда твердых растворов минералов, влияния различных компонентов (например, МпО в гранате, ZnO в ставролите) на их параметры, а также трудности в определении равновесных составов минералов, используемых в термобарометрии.
Анализ наблюденных парагенезисов и изучение состава сосуществующих минералов не позволил получить Р-Т оценок пика метаморфизма гранулитов Сарматии, так как на ретроградной ветви тренда минеральные фазы переуравновесились при более низких температурах. Термобарометрия высокометаморфизованных пород с одной стороны весьма продуктивна из-за присутствия информативных минеральных парагенезисов и существования, надежных геотермобарометров, с другой стороны - сложна из-за высокой скорости катионного обмена между минеральными фазами, которая "стирает" данные о наиболее высокотемпературных условиях метаморфизма. К примеру, многие геотермометры, использующие гранат и пироксены отражают только ретроградную эволюцию гранулитов. Отсутствие плагиоклаза, низкая глиноземистость пироксенов, высокая железистость и кальциевость гранатов не позволяет использовать хорошо зарекомендовавшие себя геобарометры.
Ранее для архейских магнетитовых кварцитов ВКМ были получены температуры метаморфизма 800-850 С (ортопироксен — клинопироксеновый геотермометр). Давления при метаморфизме ассоциированных с железистыми породами метапелитов и метабазитов ВКМ были определены как 6-8 кбар (Савко, 2000).
