Петрология, 2020, T. 28, № 1, стр. 23-54

Гранулиты

НР гранулиты, в которых развиты сдвиговые зоны с телами изученных инфильтрационных метасоматитов, представляют собой гранат-плагиоклаз-двупироксеновые и гранат-плагиоклаз-ортопироксеновые кристаллические сланцы основного и среднего состава, иногда с тонкими прослоями ортопироксеновых плагиогнейсов. На некоторых участках встречаются прослои Sil-Grt-Bt ± Crd ± Opx²² гнейсов. Гранулиты часто слагают пачки “пластинчатых гранулитов” (рис. 4) и могут быть сильно бластомилонитизированы в контактах пластин. В бластомилонитизированных гранулитах при полной перекристаллизации пироксен может образовывать удлинненные пластинообразные зерна. Мигматизация гранулитов проявлена только в отдельных зонах. Двупироксеновые гранулиты представляют собой среднезернистые породы, состоящие из плагиоклаза (30–60%), ортопироксена (2–10%), клинопироксена (5–25%), граната (5–20%), биотита (5–10%), иногда 5–10% амфибола, иногда кварца (1–5%) и калиевого полевого шпата (до 3%). Кварц слагает редкие зерна или сильно вытянутые линзы. Ортопироксеновые гранулиты представляют собой среднезернистые породы, состоящие из плагиоклаза (30–60%), ортопироксена (10–40%), граната (5–20%), кварца (1–7%), биотита (2–10%), иногда калишпата (до 5%). Типичные минеральные ассоциации этих пород (магнезиальность минералов и содержание анортитового минала в Pl указаны в подстрочных индексах в мольных %): Pl_43–81 + Opx_52–63 + Cpx_44–77 + Grt_19–30 + + Bt_48–59 ± Hbl_44–71 ± Qz ± Kfs и Pl_27–91 + Opx_54–73 + + Grt_20–47 + Bt_62–83 ± Qz ± Kfs. Все гранаты содержат кальций: в Cpx-Opx гранулитах Х_Са = 0.18–0.20, в Opx гранулитах Х_Са = 0.04–0.14.

Рис. 4.

Пример типичных Px гранулитов Порегубского покрова, вмещающих тела сингранулитовых метасоматитов. (а) – пластины Px гранулитов в масштабе обнажения; (б) – образец Grt-Opx гранулита; (в) – шлиф Grt-Opx гранулита, в Pl матрице присутствует кварц.

Сингранулитовые метасоматиты

Кварцевые бластомилониты

Среди богатых кварцем Mg–Al–Si метасоматических пород с силлиманитом, высокомагнезиальными ортопироксеном и гранатом, часто с биотитом, иногда с кордиеритом, калиевым полевым шпатом для исследования были выбраны Qz бластомилониты (pис. 5а), содержащие парагенезис Qz + Opx + Sil ± Grt, который является хорошим минералогическим индикатором высоких давлений (например, Aranovich, Podlesskii, 1989; Подлесский, 2003; Бушмин, Глебовицкий, 2008; Bushmin, Glebovitsky, 2016). Временная связь Qz бластомилонитов с пластическими деформациями в региональных сдвиговых зонах среди НР гранулитов доказана микроструктурными исследованиями (Козлова и др., 1991). В составе Qz бластомилонитов главными минералами, кроме кварца, являются Sil, Opx и Grt, в меньшем количестве может присутствовать Bt, Crd, Kfs, Ab и в виде редких зерен шпинель и сапфирин. Они отличаются тонкополосчатой текстурой и обладают всеми признаками бластомилонитов со “струйчатым” распределением минералов, иногда пластинчатой формой зерен пироксена и граната и отличаются неоднородным отчетливо зональным распределением минералов от полиминеральных до мономинеральных зон (pис. 5б). Метасоматическая зональность (Коржинский, 1982) в Qz бластомилонитах проявлена парагенезисами, в которых число минералов по мере их последовательного замещения и растворения (выщелачивания) закономерно уменьшается вплоть до образования гранат-ортопироксен-силлиманитовых, (Grt: X_Mg = = 0.57–0.68; Opx: X_Mg = 0.76–0.81, Al = 0.36–0.42), гранат-силлиманитовых (Grt: X_Mg = 0.60–0.66), ортопироксен-силлиманитовых (Opx: X_Mg = 0.77–0.79, Al = 0.37–0.40) и силлиманитовых кварцитов с участками или зонами кварцевого и силлиманитового состава (рис. 5б). Кальция в гранатах практически нет (X_Ca = 0–0.03, иногда 0.05). В кварцитах с ортопироксеном и гранатом присутствуют зерна шпинели, контактирующие с кварцем.

Ортопироксен-гранатовые и диопсид-скаполитовые жилы

С богатыми кварцем метасоматическим породами ассоциируют в сдвиговых зонах разнообразные по минеральному составу, богатые в разных количествах Fe, Mg, Ca, гигантозернистые, крупнозернистые и среднезернистые порфиробластические и жильные породы: гранатовые, силлиманит-ортопироксен-гранатовые, кордиерит-силлиманит-ортопироксен-гранатовые, а также диопсид-скаполитовые породы (рис. 2, 3, 6).

Выбранные для исследования ортопироксен-гранатовые жилы, как и Qz бластомилониты, содержали парагенезис Opx + Sil + Qz, который являлся минералогическим индикатором высоких давлений. В составе этих жил главными минералами являются гранат (X_Mg = 0.57–0.71) и ортопироксен (X_Mg = 0.77–0.82, Al = 0.38–39), может присутствовать Crd (X_Mg = 0.87–0.93), Bt (X_Mg = = 0.82–0.94, X_Al = 0.32–0.33). Кордиерит может быть как матричным минералом, так и входить в состав минеральных оторочек и симплектитов вокруг граната. Содержание кальция в гранатах, как и в гранатах Qz бластомилонитов, очень низкое (X_Ca = 0.02–0.05). В подчиненном количестве присутствуют Sil, Qz, в небольшом количестве может присутствовать калиевый полевой шпат, иногда присутствуют шпинель и сапфирин. Изученные диопсид-скаполитовые жилы на участке о. Паленый ассоциируют с телами Qz бластомилонитов и Opx-Grt пород (pис. 3) и по геологическим взаимоотношениям являются относительно более поздними. В составе этих жил главными минералами являются скаполит и диопсид, присутствуют Ttn и Qz. Преимущественно жилы сложены парагенезисом Scp + Di, в котором скаполит более кальциевый (содержание мейонита 77–81 мол. %), а диопсид более магнезиальный (X_Mg = 0.7). Однако в жилах присутствуют и локальные небольшие участки и прожилки, сложенные более поздним парагенезисом этих же минералов. В них скаполит более натриевый (содержание мейонита 71–74 мол. %) и диопсид более железистый (X_Mg = 0.4).

Метод исследования

Выделены первичные, первично-вторичные и вторичные генетические типы флюидных включений. Первичные включения (p) представлены отдельными, единичными включениями или группами включений, объемно расположенными в зернах минералов. Они образуются во время кристаллизации минералов на стадиях роста. Первично-вторичные (ps) и вторичные (s) включения образуют плоскости или линейные зоны. Зоны первично-вторичных включений не выходят за пределы минерального зерна и возникают, как и первичные, в зонах микродефектов во время кристаллизации минерала или за счет первичных включений при их перераспределении в другие дефекты или микроразрывы (например, Van den Kerkhof, Hein, 2001). Таким образом, они относятся к категории относительно ранних включений, первоначально образовавшихся при кристаллизации минерала. Вторичные включения расположены в плоскостях и зонах пересекающих границы минеральных зерен. Их химический состав может быть аналогичен составу первичных включений в результате, например, миграции включений внутри кристаллов (Зонова и др., 1996; Baumgartner et al., 2014 и ссылки там), но может и отличаться от состава первичных включений в результате преимущественной потери Н₂О или СО₂ из включений за счет селективной диффузии и дефектов кристалла (Baumgartner et al., 2014; Bakker, Doppler, 2016; Bakker, 2017). В большинстве случаев вторичные включения появляются в связи с совершенно другими процессами позднего флюидного воздействия, и поэтому их состав отличается от составов первичных и первично-вторичных включений (например, Roedder, 1984).

Исследования включений выполнено методом микротермометрии. По температуре плавления (–56.6°С) замороженного включения выделены включения СО₂. Однако определяемые температуры плавления углекислотных включений обычно занижены до –58.0°С, что предполагает присутствие азота либо метана в веществе включений (Van den Kerkhof, 1988). Гомогенизация включений СО₂ наблюдалась в жидкую фазу. По температуре гомогенизации СО₂ (ThCO₂) определялась плотность СО₂. Иногда присутствующие во включениях СО₂ кристаллы твердой фазы идентифицированы рамановской спектроскопией как карбонат (кальцит). Включения азота были выделены по их гомогенизации в газовую фазу вблизи критической точки азота (–147.0°С). У части таких включений гомогенизация в газовую фазу наблюдалась при повышенных температурах (до –120.0°С), что предполагает примесь углекислоты во включениях. В водно-солевых включениях определялись начальные и конечные температуры плавления льда. Начальные температуры плавления льда (Tm1) позволяют определять тип водно-солевой системы (Борисенко, 1977), конечные температуры плавления льда (Tmf) позволяют судить о концентрации солей во включении. Измерения Tm1, главным образом, от −60 до −30°С при понимании, что возможно присутствие и катионов Mg, Fe, K, позволили предполагать систему CaCl₂–NaCl–H₂O, и концентрация этих солей определялась по тройной диаграмме CaCl₂–NaCl–H₂O (Crawford, Hollister, 1986; Oakes et al., 1990; Zwart, Touret, 1994; Steele-MacInnis et al., 2011; Chu et al., 2016 и ссылки там). Для включений, имеющих Тmf выше –21°С, концентрация соли на основании конечных температур плавления льда представлена в эквивалентных значениях NaCl (Bodnar, Vityk, 1994). Ряд включений содержит кристаллы галита. По температуре растворения галита определялась концентрация солей в таких включениях (Bodnar, Vityk, 1994).

Включения в гранулитах

Включения СО₂

Первичные и первично-вторичные включения СО₂ высокой плотности. Высокоплотные p-включения СО₂ редки, многочисленные ps-включения СО₂ повышенной плотности в кварце, редко в гранате, иногда содержат кристаллики карбоната. TmCO₂ около −57…−58°С, пик ThCO₂ от −24 до −20°С. Первичные включения очень мелкие, и поэтому не удалось сделать для них количественные измерения, получены данные только для ps‑включений³³, см. ESM_1.pdf (Suppl. 1)^a. Так как Tm чистого включения СО₂ = −56.6°С, то снижение Tm до −58°С, по-видимому, связано с присутствием СН₄ или азота. Высокоплотные включения ассоциируют с ps-включениями азота и с включениями рассола с высокой концентрацией соли.

Вторичные включения СО₂ низкой плотности. Вторичные включения с ThCO₂ от +2 до +28°С в кварце. В некоторых s-включениях присутствует Н₂О с низкой концентрацией солей, см. ESM_1.pdf (Suppl. 1). Вода с низким содержанием солей характерна для вторичных водно-солевых включений и ее обнаружение в низкоплотных включениях СО₂, скорее всего, связано с поздним перезаполнением.

Включения рассола и азота

Включения рассола редки. Первично-вторичные включения c Tm1 −60°C и Tmf от −18 до −16°C (вероятно, растворы CaCl₂ с 21–20 мас. % в экв. NaCl), а также включения с разным соотношением солей CaCl₂ и NaCl (Tm1 от −53 до −42°С и Tmf от −36 до −24°C: соленость 25 мас. % CaCl₂ + + 5 мас. % NaCl и 7 мас. % CaCl₂ + 18 мас. % NaCl соответственно) наблюдаются в кварце между высокоплотными р- и рs-включениями СО₂ и многочисленными ps-включениями азота. Вторичные включения рассола низкой солености (Tmf около −0.5°С: сульфатные и карбонатные растворы) обычно встречаются в ассоциации с s-включениями азота низкой плотности, гомогенизирующими в газовую фазу.

Рис. 5.

Сингранулитовые метасоматиты. (а) – пример обнажения с жилоподобным телом Qz бластомилонита на контакте с вмещающим Px гранулитом (обнажение БЛГ, о. Паленый, см. рис. 3б). (б) – зональный образец Qz бластомилонита с отчетливо выраженной минеральной метасоматической зональностью из этого обнажения.

Рис. 6.

Сингранулитовые метасоматиты: мафические жильные и жилоподобные породы, ассоциирующие с богатыми кварцем породами в сдвиговых зонах. (а) – жила крупнозернистой Opx-Grt породы на контакте с Qz бластомилонитом (о. Паленый), S-форма крупного порфиробласта граната с S-образным распределением минеральных включений свидетельствует о синкинематических условиях кристаллизации в сдвиговой зоне; (б), (в) – гигантские гранаты (диаметр до 12–15 см) в жиле крупнозернистой Opx-Grt породы (о. Паленый); (г) – жильная крупнозернистая Crd-Opx-Grt порода (о. Костариха); (д) – Opx-Grt жила на контакте с Qz бластомилонитом (о. Паленый); (е) – Opx-Grt жилы в Sil кварците (о. Паленый).

Включения в сингранулитовых метасоматических породах

В сингранулитовых метасоматических породах разного состава (богатые кварцем породы, в том числе кварцевые бластомилониты; жилы и жилоподобные тела мафических ортопироксен-гранатовых, гранат-кордиерит-ортопироксеновых и дипсид-скаполитовых пород), как и во вмещающих гранулитах, обнаружены ассоциации включений СО₂, рассола и азота. Обращает на себя внимание, что в целом в метасоматитах включений заметно больше, чем во вмещающих гранулитах (рис. 7–11).

Рис. 7.

Сингранулитовые метасоматиты (Qz бластомилонит): ассоциации первичных и первично-вторичных включений СО₂, рассола и N₂ в матричном кварце из зоны кварцита с гранатом и силлиманитом (см. рис. 5б). (а) – ps-включения СО₂ (L) высокой плотности, рядом группа включений рассола (G + L), обр. Л4-1в; (б) – ps-включения СО₂ с высокой (L) и низкой (L + G) плотностью, обр. Л4-1в; (в) – включение СО₂ (L+G) и включения рассола (L+G), обр. Л4-1в; (г) – ps-включения СО₂ (L) высокой плотности и включения рассола со слабо анизотропной фазой, обр. Л4-1б; (д) – ассоциация ps-включений СО₂ высокой плотности, рассола и N₂, обр. БЛГ-г; (е) – включения рассола и крупное включение рассола с галитом среди включений азота, обр. БЛГ-1а. L – жидкая фаза, G – газовая фаза, Crb – карбонат.

Рис. 8.

Сингранулитовые метасоматиты (Qz бластомилонит): первично-вторичные флюидные включения в зоне кварцита с гранатом, ортопироксеном и силлиманитом (см. рис. 5б), обр. БЛГ-1б. (а), (б) – ассоциация включений СО₂ высокой плотности, рассола и N₂ в зерне кварца, заключенном в гранат; (в), (г) – ассоциация включений СО₂ высокой плотности, рассола и N₂ (часто с Н₂О) в зерне кварца, заключенном в ортопироксен. L – жидкая фаза.

Рис. 9.

Сингранулитовые метасоматиты (Opx-Grt жила): включения СО₂ высокой плотности, рассола и N₂. (а) – p-включение СО₂ с формой отрицательного кристалла в кварце, обр. Л4-2б; (б) – ps-включения СО₂ с формой отрицательного кристалла в кварце, обр. Л4-2б; (в) – ассоциация ps-включений рассола и ps-включений N₂ в кварце, многие включения N₂ содержат Н₂О, обр. Л4-2б; (г) – ps-включения рассола низкой солености в кварце, обр. Л4-2е; (д) – ассоциация ps-включений рассола высокой солености и N₂ в кварце, обр. Л4-2е; (е) – червеобразные ps-включения СО₂ в крупном порфиробласте граната, обычные для включений такого состава в гранате, обр. Л4-2г. L – жидкая фаза, G – газовая фаза, Crb – карбонат.

Рис. 10.

Сингранулитовые метасоматиты (Opx-Grt жила): (а) – ассоциация ps-включений СО₂ высокой плотности и ps-включений N₂ в кварце, заключенном в крупное зерно граната, обр. Л4-3; (б) – увеличенный участок с включениями N₂. L – жидкая фаза, G – газовая фаза.

Рис. 11.

Сингранулитовые метасоматиты (диопсид-скаполитовая жила): включения СО₂ высокой плотности в скаполите, обр. Б880-22б. (а) – p-включения СО₂, некоторые содержат карбонат; (б) – ps-включения СО₂, с карбонатом и без него, в ассоциации с включениями рассола. L – жидкая фаза, G – газовая фаза, Crb – карбонат.

Включения в кварцевых бластомилонитах

Включения СО₂

Первичные и первично-вторичные включения СО₂ высокой плотности. Среди p- и ps-включений СО₂ (наблюдались только в кварце) высокой плотности (Th до −32°С) преобладают ps-включения, а p-включения (Th –18…–20°C) единичны, см. ESM_2.pdf (а) (Suppl. 2)^b. Иногда присутствуют кристаллы карбоната. Зоны таких ps-включений обычно близки к направлениям блаcтомилонитовой полосчатости.

Первичные, первично-вторичные и вторичные включения СО₂ низкой плотности. В целом, по сравнению с включениями высокой плотности, включения низкой плотности заметно преобладают. Группа низкоплотных p- и ps-включений CO₂ (Th до +32°С с пиком +22°С) объединяет, см. ESM_2.pdf (b) (Suppl. 2) многочисленные ps-включения в матричном кварце и в кварце, включенном в гранат, десятки ps-включений в кварце, включенном в ортопироксен и редкие ps-включения в гранате. Первичные включения низкой плотности единичны и встречены только в кварце, заключенном в ортопироксен. Группа низкоплотных s‑включений (Th от +6 до +32°С с пиком +22°С) представлена включениями в кварце и только редкие из них заключены в кварце внутри граната, см. ESM_2.pdf (с) (Suppl. 2). Большинство низкоплотных включений СО₂ распределяется не только в зонах ps-включений как вдоль, так и перпендикулярно бластомилонитовой полосчатости, но часто присутствуют в зонах s-включений, расположенных только ортогонально бластомилонитовой полосчатости.

Включения рассола

Исследовано около 100 водно-солевых включений (CaCl₂ и NaCl, Tm1 до −50°С), см. ESM_3.pdf (а, b) (Suppl. 3)^c. Первичные и ps-включения присутствуют в матричном кварце и в кварце, заключенном в гранат и ортопироксен. Наряду с включениями повышенной солености (p- и ps-включения с соленостью в диапазоне 10–23 мас. % в экв. NaCl) и включениями высокой солености (p-включения в кварце с 20 мас. % CaCl₂ + 10 мас. % NaCl, ps-включения в кварце с 5 мас. % CaCl₂ + 20 мас. % NaCl и с 5–23 мас. % в экв. NaCl), встречены редкие включения с галитом. Эти первичные включения рассола с галитом находятся не только в матричном кварце, но и в кварце, заключенном в зерна граната и ортопироксена. Включения с галитом в кварце, заключенном в гранат, находятся среди азотных включений. В азотных включениях довольно часто вокруг газового пузыря азота присутствует водная фаза, но обычен также только газовый пузырь азота без водной фазы. В водно-азотных включениях водная фаза имеет низкую соленость, которая в целом типична для этого типа включений. В этих включениях с галитом растворение галита наблюдалось при Т = 170°С, что соответствует солености 30.5 мас. %. Включения с галитом в кварце, заключенном в ортопироксен, найдены среди ps-включений СО₂ и водно-солевых ps-включений с низкой соленостью. Во включениях этого типа растворение галита наблюдалось при Т = 260°С, что соответствует солености 35 мас. %. Включения с галитом в матричном кварце найдены среди азотных и СО₂ включений. Во включениях этого типа растворение галита наблюдалось при Т = 175°С, что соответствует солености 30.5 мас. %. Исследованные включения с галитом были мелкими, наблюдать в них удалось только окончание растворения галита и по этой температуре получить информацию о концентрации NaCl (30–35 мас. %). Случай получения начальной температуры плавления льда около –50°С указывает на присутствие CaCl₂. Если принять во внимание обычное присутствие двух солей CaCl₂ и NaCl во включениях рассола, то общая соленость во включениях с галитом может превышать 30–35 мас. %.

Включения солей кальция и натрия, вероятнее всего, отражают солевой состав флюида, так как хлорид магния достоверно обнаружен только во включениях в магнезиальном гранате, а соли кальция и натрия во включениях в минералах, не содержащих кальций и натрий. Во включениях с Tm1 = −31°С может быть чистый хлорид магния, а может быть и смесь натриево-кальциевых растворов. Включения с Tm ниже −31°С, вероятнее всего, содержат смеси солей. Такая неопределенность в составе солей часто позволяет говорить о величинах солености только в эквиваленте NaCl.

Включения азота

Включения азота присутствуют во многих образцах кварцевых бластомилонитов. Довольно часто вокруг газового пузыря азота присутствует водная фаза. Обычно соленость этой водной фазы низкая. Обычен также только газовый пузырь азота без водной фазы. Как было отмечено выше, при описании включений рассола, включения азота могут ассоциировать с включениями повышенной солености, но часто ассоциируют и с включениями низкой солености.

Первично-вторичные включения азота. Преобладающая часть ps-включений азота.  см. ESM_3.pdf (с) (Suppl. 3) присутствует в матричном кварце, реже они встречается в кварце, заключенном в гранат и ортопироксен. Азотные включения низкоплотные, с Th в газовую фазу часто выше −147°С (критическая точка азота), что, видимо, связано с присутствием СО₂ во включениях. Также в них часто видна Н₂О и они находятся в ассоциации с первично-вторичными включениями рассола низкой солености до 3−4 мас. % в экв. NaCl.

Вторичные включения азота. Низкоплотные ps-включения азота, см. ESM_3.pdf (d) (Suppl. 3), встреченные только в матричном кварце, также как и низкоплотные ps- и s-включения СО₂ распределены по линейным зонам. Как и в ps-включениях, в s-включениях азота также можно предполагать наличие СО₂, часто присутствует Н₂О и они находятся в ассоциации с включениями рассола низкой солености до 3–4 мас. % в экв. NaCl.

Включения в ортопироксен-гранатовых жильных породах

Включения СО₂

Так же как и в кварцевых бластомилонитах, среди p- и ps-включений СО₂ в минералах Opx-Grt жил преобладают ps-включения, многочисленны s-включения, а p-включения единичны. Они представлены группами включений высокой и низкой плотности, но преобладают включения низкой плотности.

Первичные и первично-вторичные включения СО₂ высокой плотности. Высокоплотные p- и ps-включения СО₂ (Th до −22°С) встречены только в матричном кварце между преобладающими в породе зернами ортопироксена и граната, см. ESM_4.pdf (а) (Suppl. 4)^d.

Первично-вторичные и вторичные включения СО₂ низкой плотности. Так же как и в кварцевых бластомилонитах, многочисленные низкоплотные ps-включения (Th до +32°С, пик +12°С) найдены как в матричном кварце, так и в главном матричном минерале – гранате или кварце, заключенном в гранат, см. ESM_4.pdf (а) (Suppl. 4). Также многочисленные низкоплотные s-включения (Th до +30°С, пик +26°С) присутствуют в кварце и реже встречаются в кварце, заключенном в гранат, см. ESM_4.pdf (b) (Suppl. 4).

Включения рассола

В Opx-Grt жилах обнаружены редкие ps-включения рассола в матричном кварце со смесью солей CaCl₂ и NaCl (Tm1 = −42 и −26°C) и соленостью 21–10 мас. % в экв. NaCl. Как и в кварцевых бластомилонитах, найдены редкие включения с галитом среди ps-азотных включений в кварце, заключенном в гранат. Эти включения декрипитировали при Т ~ 220°С, значит температура растворения галита больше 220°С и соленость рассола более 33 мас. % NaCl. Вероятно, в них присутствует и CaCl₂. Также в матричном кварце присутствуют поздние s-включения низкой солености (до 4 мас. % в экв. NaCl), часто встречающиеся в ассоциации с включениями азота.

Включения азота

Во многих образцах Opx-Grt жил немногочисленные p- и ps-включения азота присутствуют как в матричном кварце, так и в кварце, заключенном в ортопироксен и гранат, см. ESM_4.pdf (с) (Suppl. 4). Так же как и в кварцевых бластомилонитах, по-видимому, часть включений содержит примесь СО₂, часто вокруг газового пузыря азота видна Н₂О и они ассоциируют с водными низкосолеными включениями (до 3–4 мас. % в экв. NaCl). Некоторые включения азота не содержат Н₂О.

Включения в диопсид-скаполитовых жильных породах

Включения СО₂

По геологическим данным диопсид-скаполитовые жилы более поздние по отношению к кварцевым и ортопироксен-гранатовым породам. Включения найдены только в скаполите. Первичные и первично-вторичные включения СО₂ в скаполите небольшой плотности (Th от −4 до +20°С), близкой к низкоплотным вторичным включениям ранних метасоматитов, см. ESM_5.pdf (Suppl. 5)^e. Поэтому разуплотнение включений ранних метасоматитов, видимо, связано по времени с деформациями во время образования этих жильных пород.

Включения рассола и азота

Включения рассола и азота в диопсид-скаполитовых жилах изучить не удалось. Были обнаружены только очень мелкие включения, в которых не было видно фазовых изменений, но которые по форме, внешнему виду аналогичны включениям Н₂О-соль и азота, широко проявленным в других типах изученных пород.

Мультиравновесная термобарометрия

Термобарометрия пород выполнена методом TWEEQU (Berman, 1991), который позволяет не только рассчитать искомые величины Р и Т, но и проверить равновесность использованных при этом составов минералов. Для расчетов применена взаимосогласованная база данных Р.Дж. Бермана и Л.Я. Арановича (Berman, Aranovich, 1996) версии 2.02b, которая наиболее подходит для гранулитовых ассоциаций. Результаты мультиравновесной термобарометрии гранулитов и сингранулитовых метасоматитов района исследования опубликованы в работах (Бушмин и др., 2007; Лебедева и др., 2012). Для тех образцов, в которых изучались флюидные включения, получены следующие интервалы вариаций Р-Т параметров: для гранулитов ~8.7–11 кбар и ~800–900°С, для сингранулитовых метасоматических кварцевых бластомилонитов ~11–9 кбар и ~920–850°С, для жил мафических ортопироксен-гранатовых пород ~11–8 кбар и ~925–850°С. Примеры результатов расчета Р-Т параметров методом мультиравновесной термобарометрии показаны на рис. 12, 13. Пиковые Р-Т условиях кварцевых и мафических метасоматитов подтверждены анализом парагенезисов минералов – во всех изученных породах сохранялся неизмененный НР парагенезис Opx + Sil + Grt + Qz.

Рис. 12.

Примеры расчета методом TWEEQU Р-Т параметров гранулитов: (а) – Px гранулит (Pl, Grt, Opx, Qz, Bt), обр. Б1017-9-1, о. Костариха; (б), (в) – Px гранулит (Grt, Opx, Pl, Bt, Qz), обр. Б856-4_F2 и Б856-4_F1, о. Паленый. IR – число независимых реакций, СКО – среднеквадратичное отклонение.

Рис. 13.

Примеры расчета методом TWEEQU Р-Т параметров сингранулитовых метасоматитов: (а), (б) – кварцевые бластомилониты (Qz, Opx, Sil, Grt, Bt), обр. БЛГ-2_F2 и БЛГ-2_F3, о. Паленый; (в), (г) – мафические жилы: (в) – Opx-Grt порода с Bt, Sil, Pl, Qz, обр. Б801-56, о. Паленый и (г) – Crd-Opx порода с Pl, Qz, Sil, Bt, Grt, обр. Б1021-13-1, о. Костариха. IR – число независимых реакций, СКО – среднеквадратичное отклонение.

Изохоры флюидных систем

Изохоры построены на основании данных по температурам гомогенизации СО₂ в первичных и первично-вторичных включениях, см. ESM_6.pdf (Suppl. 6)^f. Величины давления оценены по наиболее плотным включениям. Для вмещающих гранулитов Т = 800–900°С соответствуют Р ~ 7–7.5 кбар, см. ESM_6.pdf (Suppl. 6). Для метасоматических кварцевых бластомилонитов Т = 850–920°С соответствуют Р ~ 8–8.5 кбар, см. ESM_6.pdf (Suppl. 6). Эти более низкие оценки давления с использованием изохор близки к таковым в гранулитах (~8–9 кбар) и к величинам давления начала ретроградного минералообразования в метасоматитах (~9 кбар), полученным методами мультиравновесной термобарометрии. Такая разница в величинах (1–1.5 кбар) флюидного давления (включения) и метаморфического давления (термобарометрия) систематически отмечается во многих гранулитах (например, Touret, 2001). Все остальные первично-вторичные и вторичные включения, обладающие пониженной и низкой плотностью, связываются нами с поздними ретроградными стадиями – с процессами разуплотнения при вскрытии включений во время их пространственного перераспределения в зернах минералов во вторичные цепочки поздних структурных дефектов. А также с поздними гидротермальными процессами в гранулитах. К последним относятся проявленные в районе исследования низкотемпературные процессы образования рудных карбонатных жил на месторождениях серебра и гидротермальные процессы, сопровождавшие внедрение даек лампроитов при эксгумации гранулитов.

Геологическая документация флюидных потоков

Мы привели примеры жильных тел инфильтрационных сингранулитовых НТ-НР метасоматитов разного минерального состава и примеры детального картирования фрагментов сдвиговых зон, в которых они сосредоточены. Прежде всего, потому, что они отражают пути инфильтрации глубинных флюидных потоков и результаты их взаимодействия с вмещающими породами, но, по нашему предположению, до сих пор задокументированы недостаточно, хотя чрезвычайно важны для понимания роли флюидов в петрогенезисе нижней коры. Присутствие в гранулитах, по крайней мере, двухфазного несмесимого метасоматизирующего флюида подтверждается этими многочисленными геологическими наблюдениями. Свидетельством инфильтрации несмесимых одновозрастных флюидов являются локализованные в одних и тех же или в соседних зонах сдвиговых деформаций тела сингранулитовых инфильтрационных метасоматитов: кварцевых бластомилонитов, разнообразных по минеральному составу кварцевых жил и богатых кварцем пород с Sil, Grt, Opx, Crd, жил и жилоподобных тел мафических гранат-ортопироксеновых пород с Sil, Crd и Qz, диопсид-скаполитовых пород, карбонат-диопсидовых и карбонатных пород мощностью от первых самтиметров до первых метров.

К настоящему времени известно больше полевых подтверждений флюидной инфильтрации в гранулитах низких и умеренных давлений как во всем объеме пород во время метаморфизма, так и в виде локальных флюидных потоков, вызывавших метасоматоз (например, Коржинский, 1947; Судовиков, 1956). Для НР гранулитов такие примеры единичны (например, Бушмин, 1996; Доливо-Добровольский, 2002, Ходаревская, Кориковский, 2007; Бушмин и др., 2007, 2009).

Три главных типа включений

В этом разделе при обобщении полученных данных и обсуждении состава флюидных включений мы обращаем внимание преимущественно на результаты, полученные по первичным и первично-вторичным включениям, так как предполагаем, что их химический состав, в отличие от состава вторичных включений, соответствует или близок к составу флюида при кристаллизации минералов гранулитов и сингранулитовых метасоматитов при установленных для них пиковых и послепиковых Р-Т параметрах. Первично-вторичные включения сохраняют такую же информацию о составе минералообразующего флюида, что и первичные включения и, прежде всего, это касается включений в кварце (например, Crawford, Hollister, 1986).

В исследованных НР гранулитах (~8.7–11 кбар, ~800–900°С) и сингранулитовых инфильтрационных НР метасоматитах (жилоподобные тела кварцевых бластомилонитов и жилы ортопироксен-гранатовых пород с Р-Т параметрами 11–9 кбар, ~920–850°С, диопсид-скаполитовые жилы) ЛГП присутствуют одинаковые ассоциации сингенетичных типов включений с флюидными фазами контрастного химического состава: СО₂ (заметно преобладают), рассолы (главные соли CaCl₂ и NaCl) и N₂ ± H₂O. Эти три типа включений сосуществуют в одних и тех же генерациях ранних включений: более редких первичных (p) и преобладающих первично-вторичных (ps). Включения СО₂ – высокой и низкой плотности, включения N₂ – низкой плотности. В гранулитах присутствуют ps-включения рассолов богатых CaCl₂ (до 21–20 мас. % в экв. NaCl) и включения концентрированных рассолов с разным соотношением солей CaCl₂ и NaCl: соленость 25 мас. % CaCl₂ + 5 мас. % NaCl и 7 мас. % CaCl₂ + 18 мас. %. NaCl. В метасоматитах p- и ps-включения рассолов обнаруживают широкий диапазон общего содержания солей (до 30–35 мас. %) и разное соотношение концентраций главных солей: p-включения с соленостью 20 мас. % CaCl₂ + 10 мас. % NaCl; ps-включения с соленостью 5 мас. % CaCl₂ + 20 мас. % NaCl; p- и ps-включения с соленостью 5–23 мас. % в экв. NaCl; p-включения с галитом (до 35 мас. % NaCl). В целом CaCl₂ является преобладающим компонентом среди солей в группе ранних p- и ps-включений изученных пород, что не является редкостью для гранулитов Фенноскандинавского щита (Touret, 1985; Fonarev et al., 1998). Все эти особенности включений позволяют предполагать внешний флюидный поток и свидетельствуют о том, что на пике Р-Т параметров захват включений происходил из гетерогенного флюида, в котором одновременно сосуществовали несмесимые водно-солевой и богатый СО₂ флюиды, изначально содержащие азот. При одинаковом химическом типе включений и в гранулитах, и в сингранулитовых метасоматитах общее количество присутствующих флюидных включений в метасоматитах значительно выше, что указывает на более высокое отношение флюид/порода в локальных флюидопроводящих сдвиговых зонах.

Другие районы ЛГП с НР гранулитами, где были изучены флюидные включения, немногочисленны. Такие же типы включений присутствуют в НР гранулитах российской части северо-западного фрагмента ЛГП (Фонарев, Крейлен, 1995). В этом районе ранние типы включений в гранулитах представлены высокоплотными включениями, богатыми СО₂, с примесью или заметным количеством CH₄ или N₂ и включениями азота с примесью СН₄. Причем, азотные включения присутствуют как одиночные, так и в виде скоплений. В Финнской Лапландии (Klatt, Schoch, 1974; Barbey, Raith, 1990) отмечены богатые СО₂ включения и включения рассолов (5–25 мас. % в экв. NaCl). Другие примеры относятся к архейской Центрально-Кольской гранулитовой области Фенноскандинавского щита, где исследованы зоны НР гранулитового метаморфизма и метасоматоза с пиковыми параметрами 9–10 кбар, 800–900°С (Доливо-Добровольский, 2002). Эти гранулиты содержат такие же главные типы сингенетичных включений (или как их называют авторы – “группы синхронных включений”): включения богатые СО₂ с 5–35 мол. % N₂, включения рассолов CaCl₂ (до 28 мас. % в экв. NaCl) или NaCl (до 30 мас. %), чистые включения N₂, иногда с 8 мол. % CH₄ (Fonarev et al., 1998.). Позднее в этом районе были детально исследованы подобные флюидные включения в сингранулитовых сапфириновых породах метасоматического происхождения в зонах НР гранулитового метаморфизма (неопубликованные данные Е.А. Вапника). Многочисленные находки ассоциации сингенетичных включений, богатых СО₂ (больше 50 мол. %), и концентрированных рассолов (до 50% и более мас. % в экв. NaCl) известны давно и в других регионах, где распространены метаморфические породы с высокими Р-Т параметрами (например, Sisson et al., 1981; Trommsdorff et al., 1985). Все три типа этих включений обычны для гранулитов, а устойчивая ассоциация СО₂ включений и NaCl–CaCl₂ рассолов с N₂ включениями типична особенно для эклогитов и НР гранулитов (например, Touret, 1985, 2001 и ссылки там).

Захват включений из гетерогенного флюида

Анализ фазового состояния гранулитовой флюидной системы на основе моделей тройных систем Н₂О–СО₂–NaCl (Аранович и др., 2010б) и Н₂О–СО₂–CaCl₂ (Ivanov, Bushmin, 2018; Иванов, Бушмин, 2019) при установленных Р-Т параметрах изученных НР гранулитов показал, что флюид мог находиться в гетерогенном состоянии. Сопоставление результатов термодинамического предсказания с данными по флюидным включениям убедило нас в том, что захват включений происходил из гетерогенного флюида, в котором одновременно сосуществовали несмесимые водно-солевой и богатый СО₂ флюиды, а, обращая внимание на данные по включениям азота, предполагаем, что богатая СО₂ флюидная фаза изначально содержала и N₂.

При захвате из гетерогенного флюида вероятно присутствие включений разных типов в одном и том же кластере или микротрещине кристаллизующегося минерала. Это вероятно в том случае, если петрогенезис протекал сразу после фазовой сепарации гомогенного флюида и несмесимые флюиды не успели разделиться в геологическом пространстве в силу многих причин (деформация, стресс, смачиваемость и повышенная способность к фильтрации, гравитационная сепарация и др.). Часто включения несмешивающихся флюидов встречаются в соседних микротрещинах. В отношении СО₂ включений и рассолов это нашло объяснение в экспериментальных исследованиях синтетических включений, в результате которых было показано, что возможен и преимущественный захват только одного из сосуществующих флюидов (Sterner, Bodnar, 1984). Присутствие в гранулитах среди преобладающих включений СО₂ высокой плотности одновозрастных включений рассолов, в том числе с CaCl₂ и NaCl, известно давно (например, Newton, 1986; Touret, 1985, 1995), хотя в ряде других исследований они не обнаруживались или не принимались во внимание (например, Фонарев, Крейлен, 1995). Более того, только редкие включения рассолов и множество газовых включений отмечалось даже в зонах метасоматической переработки, где очевидно участие водных флюидов (например, Damman et al., 1996). Также известны и примеры формирования гранулитов в результате притока концентрированных водных рассолов (Nijland et al., 1998). В связи с этим при всестороннем исследовании роли рассолов высокой концентрации в нижнекоровом гранулитовом метаморфизме была принята во внимание очевидная недооценка данных по присутствию немногочисленных, по сравнению с СО₂, включений рассолов (Newton et al., 1998).

То, что концентрированные водные рассолы с небольшим количеством СО₂ могут устойчиво сосуществовать с флюидами, богатыми СО₂, при LP гранулитовом метаморфизме (до 5–7 кбар) давно показано на примере системы H₂O–NaCl–CO₂ (Bowers, Helgeson, 1983; Duan et al., 1995). Хотя в основу моделей и расчетов были положены фрагментарные экспериментальные данные, эти представления послужили основанием предполагать одновозрастность ассоциаций включений рассолов и СО₂ и в более широком диапазоне Р-Т параметров глубинного петрогенезиса (Crawford, Hollister, 1986; Touret, 1985), что и было позднее подтверждено также на примере системы H₂O–NaCl–CO₂ (Аранович и др., 2010б).

Что же касается включений с азотом, то здесь нам многое неясно. Петрологическая проблема, связанная с источником азота во флюидных включениях, известна давно. Существует много сообщений о присутствии в гранулитах включений азота (например, Touret, Dietvorst, 1983). При этом обращалось внимание на совместное присутствие чистых включений N₂ и чистых включений СО₂ в одной и той же зоне (микротрещине). На основании того, что эти летучие неполярные газы должны хорошо смешиваться между собой в широком диапазоне температур, предполагалось, что они могли поступать в гранулиты в виде отдельных струй флюидов на поздних стадиях. Отсутствие поля их несмесимости в системе CO₂–N₂ при рассматриваемых Р-Т условиях (Kooi et al., 1998) позволяло интерпретировать сосуществование включений СО₂ и N₂ в соседних зонах (микротрещинах) за счет сближенной по времени инфильтрации таких разных по составу флюидов (например, Fonarev et al., 1998). Однако в наших исследованиях установлено присутствие N₂ совместно с ранними включениями СО₂ и рассола в одних и тех же зонах (микротрещинах), что вроде бы необъяснимо поздней инфильтрацией азота. Конечно, можно предположить, что включения азота связаны с остатками поровых флюидов осадочного протолита. Однако осадочного протолита для исследованных гранулитов и метасоматитов нет. Протолитом гранулитов являлись андезибазальты и базальты (Козлов, 1990), протолитом сингранулитовых метасоматитов – вышеназванные Pl-Рx гранулиты (Бушмин и др., 2007). Несмесимость в системе H₂O–N₂ проявляется при температурах ниже 400°С при низких давлениях. Расслоение смеси Н₂О–N₂ возможно при более высоких температурах только в сочетании с высоким давлением, например, в мантийных условиях зон субдукции (Аранович, 2013 и ссылки там). При Р ~ 10 кбар расслоение можно ожидать при Т не выше ~500°С. Однако солевая нагрузка приводит к расширению этой области расслоения. Также можно принимать во внимание, что в азотсодержащих хлоридных растворах возможно присутствие соединения азота с хлором NH₄Cl, для которого с уменьшением давления возможна реакция: NH₄Cl = NH₃ + HCl. При фазовой сепарации азотсодержащего флюида продукты этой реакции могут фракционировать в малоплотную газовую фазу (Петренко и др., 1989).

Если рассмотреть тройные системы H₂O-хлориды с разными неполярными газами (CO_2, CH₄), то для них отмечалось одинаковое поведение в отношении флюидной несмесимости при высоких Р и Т (до 5 кбар), с расширением границы сольвуса при высокой концентрации соли, особенно в системах с CaCl₂. При отсутствии экспериментальных данных допускалось, что принципиальные фазовые соотношения этих систем можно транслировать в систему и с неполярным газом N₂ (Heinrich, 2007; Liebscher, 2010 и ссылки там). Принимая во внимание, что более поздними исследованиями показано существование поля несмесимости флюидов в системах H₂O–NaCl–CO₂ и H₂O–CaCl₂–CO₂ при значительно больших Р и Т в диапазоне НР гранулитов (Аранович и др., 2010б; Иванов, Бушмин, 2019), следует ожидать возможность распада гомогенного флюида при близких высоких Р-Т условиях в тройной системе с азотом. Такие геологические примеры известны. Например, ассоциация одновозрастных включений концентрированных рассолов, включений СО₂, включений СО₂–N₂ и СО₂–CH₄–N₂ обнаружена в Px гранулитах на пике НР гранулитового метаморфизма в Танзании (Herms, Schenk, 1998).

Так как в нашем случае в изученных породах присутствуют не только поздние s-включения азота, но и водно-азотные ps-включения, которые в одних и тех же зонах ассоциируют с высокоплотными включениями СО₂ и рассолами, мы считаем, что наблюдаемые азотные включения являются свидетельством присутствия азота в несмесимых флюидных фазах во время их захвата во включения и не связаны с поздней инфильтрацией азотсодержащего флюида в гранулиты. В связи с этим обращает на себя внимание тот факт, что CO₂ и N₂ флюиды обычно присутствуют и несмесимы с CaCl₂-рассолами в эклогитах (например, Xiao et al., 2000). Включения Н₂О–N₂, весьма вероятно, могут быть свидетельством глубинного внешнего источника флюидов, так как в алмазах не только устанавливается примесь азота, но и присутствуют Н₂О–N₂ флюидные включения (Aranovich et al., 2016 и ссылки там). По нашему мнению, скорее, азот был растворен в захваченной во включения богатой СО₂ флюидной фазе и после захвата флюидных включений был отделен при высоких давлениях и более низких температурах от СО₂ (Tsunogae et at., 2008 и ссылки там) и от Н₂О (Аранович, 2013).

Происхождение и состав внешнего материнского флюида

Наряду с полевыми геологическими свидетельствами на внешний флюидный поток указывает и одинаковый состав флюида во включениях в гранулитах (просачивание во всем объеме породы) и сингранулитовых метасоматитах (фокусированный поток). Если бы в гранулитах состав флюида отличался, можно было предполагать сценарий гранулитового метаморфизма с участием только “местного” флюида, выделившегося при реакциях дегидратации. И наряду с этими свидетельствами на внешний источник флюида указывают изотопные данные. На мантийный генезис флюидного потока указывают параметры изотопных систем в изученных метасоматитах (неопубликованные данные С.А. Бушмина): (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ = 0.7031–0.7060 и ε_Nd(Т) = +1…+4.3. Учитывая, что изотопные параметры деплетированного мантийного резервуара 2 млрд лет назад (возраст процессов: Бушмин и др., 2009) составляли ε_Nd(Т) = +5…+6 и (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₀ = 0.701–0.7015 (Фор, 1989), можно предполагать, что в качестве источников метасоматических флюидов выступало вещество с изотопными характеристиками верхней мантии.

На существование внешнего фокусированного потока НТ флюидов в исследованных сингранулитовых НР метасоматитах указывает и анализ распределения изотопов кислорода (δ¹⁸Ο) в сосуществующих минералах сингранулитовых метасоматитов (Аранович и др., 2009, 2010а) тех же образцов, в которых изучены флюидные включения. Были не только подтверждены петрологические данные о больших температурах (около 900°С) при НР гранулитовом петрогенезисе, но и сделан вывод, что метасоматические процессы происходили на пике метаморфизма под воздействием внешнего флюида. При неодинаковом интегральном объемном отношении флюид/порода в различных зонах весьма интенсивный поток быстро остывал, был весьма кратковременным и дискретно распределенным в сдвиговых зонах в гранулитах.

На внешний мантийный источник флюидов косвенно могут указывать и ассоциация ранних включений рассолов, СО₂ и N₂, так как они известны во многих породах, принадлежавших верхней мантии. В большинстве мантийных ксенолитов присутствуют почти чистые включения СО₂, в ряде случаев содержащие Н₂О и азот (например, Frezzotti, Touret, 2014 и ссылки там). Возможным источником внешнего флюида мантийного происхождения могли быть карбонатитовые расплавы верхней мантии, содержащие СО₂, Н₂О, кремнезем, хлориды кальция и щелочей (например, Frezzotti, Touret, 2014 и ссылки там). Эти исследования показали, что с понижением давления карбонатные расплавы превращаются во флюиды, в которых преобладают СО₂ и рассолы с растворенными хлоридами, кремнеземом, щелочами. Данные по флюидным включениям предполагают промежуточные свойства между карбонатно-силикатно-водным расплавом и флюидом. Приблизительно такого состава мог быть и “материнский” гомогенный флюид для исследованных гранулитов.

Сравнение термодинамического предсказания и данных по включениям

Состав включений, их количество и результаты моделирования

Для объяснения преобладающего присутствия в гранулитах богатых СО₂ включений, наряду с общепризнанным механизмом обогащения флюида газами (СО₂, СН₄), в результате преимущественного удаления Н₂О в расплав, также обосновывается возможность поступления СО₂ флюида из очагов карбонатных расплавов верхней мантии (например, Frezzotti, Touret, 2014 и ссылки там; Duan, 2014 и ссылки там).

Другой возможный механизм, объясняющий присутствие многочисленных СО₂ включений в гранулитах, основывается на сценарии фазовой сепарации гомогенного флюида (см. выше), при которой состав возникающих несмесимых фаз (Н₂О-соль и богатая СО₂), участвующих в минералообразовании, определяется положением сольвуса. Экспериментально было показано, что эти возникающие флюидные фазы обладают свойствами, определяющими их разную транспортную способность и разную предрасположенность к захвату в минералы. Были выполнены экспериментальные исследования (Watson, Brenan, 1987; Holness, 1992 и ссылки там) углов смачивания между флюидами разного состава и породообразующими минералами (Qz, Opx, Cpx, Cal и др.). Установлено, что в зависимости от величины угла смачивания флюид образует или изолированные в межзерновом пространстве “карманы” (при углах больше 60°), или взаимосвязанные каналы вдоль границ зерен (при углах меньше 60°), что определяет способность флюида к фильтрации. Например, в системе кварц–флюид в условиях гранулитовой фации при 10 кбар для Н₂О–СО₂ флюида угол смачивания больше 60° и возрастает до ~100° в чистом СО₂ флюиде. Напротив, для рассола Н₂О–NaCl угол смачивания меньше 60° и значительно снижается при увеличении содержания соли. Таким образом, из-за чрезвычайно низкой способности к смачиванию богатый СО₂ флюид, образуя изолированные “карманы”, малоподвижен и преимущественно захватывается во флюидные включения, а Н₂О-соль флюид, имея высокую способность смачивания, образует сетку взаимосвязанных каналов, определяющих повышенную способность к фильтрации и удалению из породы. При этом концентрированные рассолы при более высокой способности к фильтрации будут иметь очень низкую предрасположенность к захвату в виде включений при высоких Р-Т параметрах гранулитов и это свойство может объяснять редкость включений рассолов по сравнению с богатыми СО₂ включениями. А если существовал геологически значимый разрыв во времени между возникновением несмесимых флюидов и началом формирования породы, то в результате вероятного их разделения в пространстве породообразующим флюидом может оказаться одна из несмесимых флюидных фаз (богатый СО₂ флюид или рассол), химический состав которой и будет преимущественно отражен во флюидных включениях.

Существуют также экспериментальные исследования, установившие возможность исчезновения уже захваченных включений Н₂О-соль за счет их миграции внутри кристаллов (Зонова и др., 1996). Было показано, что миграция, движущей силой которой является градиент Т и векторного Р, могла не ограничиваться только отдельными кристаллами, но и приводить к выходу включений в межзерновое пространство за реальное время метаморфических процессов. В результате таких процессов р-включения рассола могли переходить в состояние ps- и s-включений или вообще удаляться из минеральных зерен.

Чистые включения

Включения, найденные и в гранулитах и в метасоматитах – это СО₂ включения без Н₂О и включения рассолов без СО₂. Получение на сольвусе относительно чистого CO₂ флюида и столь же свободного от CO₂ водного флюида, близких по составу к бинарным системам, теоретически возможно в поле двухфазного флюида тройной системы, но при определенных составах исходного материнского гомогенного флюида (рис. 15а, 15б). Такой же результат может быть получен и при снижении Р-Т параметров. Детально механизм образования флюида, например, с высоким содержанием CO₂ и низким содержанием соли при снижении Р-Т параметров можно проиллюстрировать на примере тройной системы с CaCl₂ (рис. 17а). Предположим, точка 1 (аН₂О = 0.50) на сольвусе 11 кбар 900°С соответствует менее плотной малосоленой фазе, образовавшейся из гомогенного флюида при пиковых условиях. Флюид в точке 1 содержит 10 мас. % CaCl₂. Дальнейшее снижение давления до 10 кбар при 900°С вызывает новый распад получившегося флюида. Состав новой образовавшейся фазы в точке 2 (аН₂О = 0.52) определится коннодой сольвуса с новыми параметрами – 10 кбар и 900°С. Флюидная фаза, отвечающая точке 2, будет содержать только 7 мас. % CaCl₂. Дальнейшее снижение Р и Т до 9 кбар и 850°С приведет к флюиду с составом, отвечающим точке 3 (аН₂О = 0.54) и содержащим 5 мас. % CaCl₂. Таким образом, снижение Р и Т от 11 кбар и 900°С до 9 кбар и 850°С вызывает двукратное сокращение содержания соли в малоплотной СО₂ содержащей флюидной фазе. Содержание воды в этой фазе также сокращается. Изменение Р-Т параметров в более широких пределах приведет к еще большему уменьшению солености и концентрации воды в СО₂ содержащей флюидной фазе. Также следует принимать во внимание, что в обычно встречающихся чистых включениях СО₂ на их стенках присутствует тонкая невидимая пленка воды (Н₂О до 20 мол. %), которую трудно обнаружить под микроскопом (Touret, 1985; Crawford, Hollister, 1986 и ссылки там). Недавними исследованиями методом рамановской спектроскопии Н₂О была установлена в тех флюидных включениях гранулитов, которые ранее считались чистыми включениями СО₂ (например, Lamadrid et al., 2014).

Рис. 17.

(а) Фрагмент фазовой диаграммы системы Н₂О–СО₂–CaCl₂: сценарий выделения из исходного гомогенного флюида фазы с высоким содержанием CO₂ при снижении Р-Т параметров. Толстые линии – линии сольвуса, разделяющие области гомогенного и двухфазного флюида, тонкие линии – конноды сосуществующих флюидных фаз. (б) Фрагмент фазовой диаграммы системы Н₂О–СО₂–NaCl: толстая линия – линия сольвуса, разделяющая гомогенный и двухфазный флюид, пунктир – коннода двухфазного флюида с аН₂О = 0.40, точки – произвольно выбранные составы исходного гомогенного флюида с разным содержанием соли, соответствующие разным количественным соотношениям возникающих при сепарации флюидных фаз. (в) Сценарий расслоения тройной системы H₂O–NaCl–CO₂. Тенденция изменения псевдобинарных составов флюида на сольвусе при снижении давления и температуры: водно-солевой флюид сдвигается в более “соленую” и менее “углекислотную” область, а богатый СО₂ флюид – в более “углекислотную” область. x – мольные доли, m – массовые доли.

Многие годы существует представление, что СО₂ и СН₄, имея очень низкую растворимость в гранитных расплавах, остаются во флюиде, а Н₂О, напротив, перемещается в мигматитовый расплав и этот сценарий давно используется для объяснения богатых СО₂ включений в гранулитах (например, Touret, Huizenga, 2012 и ссылки там). Поскольку исследованные чистые включения СО₂ обнаруживают меньшую плотность, соответствующую давлениям, которые на ~1–1.5 кбар меньше пиковых значений по данным термобарометрии (рис. 13), они, скорее всего, образовались в результате “перераспределения” флюида, захваченного в более раннюю пиковую стадию. Предполагалось, что причиной изменения плотности, отсутствия Н₂О и примеси СН₄ в СО₂ включениях может быть диффузионная потеря водорода, который расходуется согласно реакции: СН₄ + Н₂О = СО₂ + Н₂. В зависимости от степени диффузии Н₂ плотность флюида во включении может меняться, а состав приближаться к чистому СО₂ флюиду (Roedder, 1984). Различные причины потери воды из включений неоднократно обсуждались (напримеер, Cordier et al., 1994; Carlson et al., 2015). Предполагалось и подтверждено экспериментально (например, Diamond, Tarantola, 2015), что перераспределение флюида с выборочной утечкой Н₂О из включения, богатого СО₂, может происходить даже при небольшом изменении Р и Т. Принято считать, что включения обычно могут выдерживать Р = 1–1.5 кбар, максимально до 2 кбар (Crawford, Hollister, 1986 и ссылки там). Это избыточное давление вызывает образование микротрещин, по которым преимущественно Н₂О уходит из включений в силу большой способности к смачиванию и инфильтрации по сравнению с СО₂. Одновременно к увеличению плотности включений могло приводить и уменьшение их объема при стрессе на фоне сдвиговых деформаций, сопровождавших образование кварцевых бластомилонитов. Возможность преимущественной потери Н₂О или СО₂ из включений за счет селективной диффузии и деффектов кристалла экспериментально подтверждена на примере синтетических включений H₂O–NaCl, H₂O–CO₂ и природных включений H₂O–CO₂–NaCl в кварце (например, Sterner, Bodnar, 1989; Vityk et al., 2000; Baumgartner et al., 2014; Bakker, Doppler, 2016; Bakker, 2017).

При рассмотрении сценариев потери Н₂О в СО₂ включениях при селективной диффузии возникает вопрос – куда исчезает солевая составляющая этих включений? Ниже будет рассмотрено важное геохимическое следствие: в поле несмесимости сосуществующих флюидных фаз и в концентрированном рассоле, и в Н₂О–СО₂ флюидной фазе с крайне низким содержанием соли активность соли одинакова, что не зависит от ее количества. Поэтому при взаимодействии с окружающими породами Н₂О–СО₂ флюида низкой солености, но с такой же величиной активности, как в концентрированном расcоле, соль может быстро расходоваться в минеральных реакциях. В связи с проблемой солевой составляющей также можно обратить внимание на присутствие кальцита во включениях СО₂. Включения карбонатов в СО₂ включениях разных пород не являются редкостью и известны даже в ассоциации с алмазами в СО₂ включениях в мантийных ксенолитах (например, Murakami et al., 2008). Что касается гранулитов, то включения карбонатов во включениях СО₂ известны, например, в гранулитах Шри Ланки (Bolder-Schrijver et al., 2000). Эти авторы предполагали образование карбоната (в данном случае магнезита) из гомогенной флюидной фазы, состоящей из СО₂ и MgO. В нашем случае мог быть близкий механизм образования карбоната (кальцита). В результате гидролиза CaCl₂ возникающий гидроксид кальция реагировал с СО₂ с образованием кальцита, согласно реакции СО₂ + Са(ОН)₂ = = СаСО₃ + Н₂О. Растущие кристаллы карбоната не использовали вещество кристаллизующегося минерала, так как это был кварц.

В завершение вышесказанного отметим, что сложность и многовариантность в объяснении причин появления почти чистых включений СО₂ и включений рассолов без СО₂, возможно, связана и с недостатком знаний физико-химических свойств природных флюидов, содержащих, кроме NaCl, такую важную соль, как CaCl₂, которая значительно влияет на положение тройного сольвуса по отношению к бинарным системам. В тройной системе с увеличением содержаний CaCl₂ и СО₂ линии сольвуса быстро приближаются к краевым (простым) бинарным системам (pис. 15а, 15б).

Состав исходного гомогенного флюида и соотношение возникающих флюидных фаз

При фазовой сепарации вариации состава исходного гомогенного флюида существенно влияют на величины массовых и объемных долей возникающих флюидных фаз. В качестве примера рассмотрим вариант, представленный на рис. 17б. Изображенная на рисунке коннода соответствует двухфазному флюиду – рассолу и Н₂О–СО₂ флюиду с содержанием соли 72 и 2 мас. % соответственно. Образование этих фаз является результатом распада исходного гомогенного флюида при заданных P-T параметрах. Состав этого исходного флюида, в принципе, мог отвечать любой точке составов на этой конноде. Однако соотношение количеств и, соответственно, объемов, занимаемых рождающимися при распаде флюидными фазами, резко зависит от положения этих точек составов. Приведенным для примера составам с mNaCl = 0.05, mNaCl = = 0.08 и mNaCl = 0.16 соответствует соотношение массовых долей более плотного (рассол) и менее плотного (Н₂О–СО₂) флюидов 1/50, 1/12 и 1/3 и, соответственно, объемных долей 1/30, 1/8 и 1/2. Эта зависимость также может учитываться при анализе преобладающего присутствия в минералах флюидных включений определенного состава, например включений СО₂.

Причины появления первичных включений с галитом

Включения рассола с галитом повышенной солености в изученных метасоматитах встречаются редко. Обычно это одиночные включения и, поэтому мы предполагаем, что они первичные. Еще в работе (Touret, 1985) отмечены аналогичные включения с галитом в гранулитах юга Норвегии. Петрографическое изучение минералов, содержащих включения с галитом, позволяют считать некоторые первичные включения с галитом относительно более поздними, так как они встречаются в кварце крупнозернистых участков перекристаллизации матричного кварца кварцевых бластомилонитов. Или встречаются в кварце, заключенном в гранат или ортопироксен, которые являются более поздними порфиробластами, по сравнению с пластинчатыми формами этих же минералов кварцевых бластомилонитов. Также они встречены в более крупных порфиробластах граната ортопироксен-гранатовых жил. Такие включения с рассолами (до 35 мас. % NaCl), по нашему мнению, могли формироваться при продолжавшемся во время кристаллизации пород относительно быстром снижении P и T от пиковых величин. Мы объясняем их появление следующим образом. Мог продолжаться процесс распада ранее возникших при расслоении флюидных фаз. Так могут появляться все более и более концентрированные рассолы и все более богатые СО₂ и бедные солью флюидные фазы, соответствующие концам коннод на рис. 17в. Если предположить, что имела место диффузия Na между p- и ps-включениями флюида в кварце и внешним флюидом поздних зон s-включений в кварцевых бластомилонитах, то более вероятна потеря Na, чем его приобретение, так как этот поздний флюид имеет очень низкие концентрации NaCl. Таким образом, в однажды расслоившемся гомогенном флюиде при снижении P и T будет продолжаться расслоение его флюидных фаз, близких по составу к бинарным системам. То есть состав флюида и несмешивающихся фаз после распада будет контролироваться положением сольвуса в системе, и это дает нам представление об основной тенденции изменения содержания солей и СО₂ во флюидных фазах, как еще не захваченных, так и захваченных во включения. Если снижение быстрое и сопоставимо с процессом кристаллизации породы, то в составе первичных флюидных включений новых генераций минералов будет фиксироваться эволюция состава этих краевых флюидных систем.

Возникает вопрос – почему в таких включениях рассолов большая концентрация NaCl? Одно из возможных объяснений – процессы гидролиза CaCl₂ и NaCl. Степень гидролиза первой соли значительно больше (Bischoff et al., 1996), и после фракционирования продуктов гидролиза солевая система возможно смещается в сторону увеличения содержания NaCl. Такая тенденция наблюдается, например, в исследованных диопсид-скаполитовых жилах. Скаполитовые жилы, ассоциирующие в одних и тех же сдвиговых зонах с не содержащими кальций кварцевыми бластомилонитами и Opx-Grt жилами, мы считаем зонами комплементарного переотложения кальция, вынесенного из зон кварцевых бластомилонитов и Opx-Grt пород. Это согласуется с преобладанием CaCl₂ во флюиде при образовании метасоматитов. Ранний метасоматический парагенезис с более кальциевым скаполитом (мейонита 77–81 мол. %) частично замещается более поздним парагенезисом с менее кальциевым скаполитом (содержание мейонита 71–74 мол. %). Это согласуется как с присутствием первичных Н₂О включений с галитом в относительно более поздних генерациях метасоматических граната и ортопироксена, так и с возможным повышением содержания NaCl в смеси солей при снижении Р-Т параметров, исходя из термодинамического предсказания.

Сравнение расчетов активности воды по минеральным равновесиям с термодинамическим предсказанием

Термодинамическое предсказание фазового состояния, состава сосуществующих флюидов и активности Н₂О в системе Н₂О–СО₂-соль сопоставимо с выводами, основанными на данных по флюидным включениям, и с расчетами аН₂О по минеральным парагенезисам. Пределы вариаций аН₂О, рассчитанные по равновесиям (гранулиты 0.49 и метасоматиты 0.51) вполне соответствуют диапазону максимальных активностей (система с NaCl: 0.50–0.53, система с CaCl₂: 0.52–0.57) на сольвусах двухфазовых полей (рис. 15а, 15б). Также хорошо согласуются расчетные величины аН₂О по минеральным равновесиям в конкретных образцах, полученные методом мультиравновесной термобарометрии с термодинамическим предсказанием по модельным системам. В поле двухфазного флюида расчетные величины активностей не могут быть больше модельных величин, что показано на приводимых примерах:

Обр. Б1017-9-1, Р = 8659 бар, Т = 786°С (гранулит):

Мультиравновесная термобарометрия: aH₂O = = 0.49.

Максимальная активность на сольвусе двухфазного флюида с CaCl₂: аН₂О = 0.58.

Обр. Б1021-13-1, Р = 9349 бар, Т = 864°С (сингранулитовый метасоматит):

Мультиравновесная термобарометрия: aH₂O = = 0.51.

Максимальная активность на сольвусе двухфазного флюида с CaCl₂: аН₂О = 0.56.

Некоторые геохимические следствия несмесимости в гранулитовом флюиде

Постоянство активностей компонентов несмесимых флюидных фаз

Это важное геохимическое следствие распада гомогенного флюида рассмотрим на примере сольвуса 900°C и 11 кбар тройной системы с CaCl₂ (рис. 15б). В поле несмесимости флюидных фаз активность соли (как и других компонентов) и в концентрированном рассоле (75 мас. % соли), и в Н₂О–СО₂ флюидной фазе, богатой СО₂ (2 мас. % соли), одинакова, постоянна (0.31) и не зависит от количества соли. Условие постоянства активностей (химических потенциалов) компонентов флюида, независимо от изменения их количества, близко к концепции Д.С. Коржинского (Коржинский, 1949) о природных физико-химических системах с вполне подвижными компонентами, так как эти параметры определяются фазовым равновесием несмесимых флюидов, а не реакциями флюид–порода.

Тенденции изменения кислотности флюидных фаз при меняющихся Р-Т параметрах

Преобладающие компоненты глубинных водных флюидов СО₂, Cl, Si, Ca, K, Na, ±N₂, ±CH₄ (Frezzotti, Touret, 2014 и ссылки там), поступающих из верхней мантии в нижнюю кору на уровень НР гранулитов, присутствуют как в виде нейтральных молекул, так и в виде ионов, что зависит от степени диссоциации электролитов (соли, кислоты, щелочи) и определяет кислотность-щелочность флюидной фазы. При снижении Р и Т изменение степени диссоциации различно для разных электролитов. Диссоциация HCl и H₂CO₃ (главных кислот природных флюидов) возрастает с понижением температуры, также возрастает и диссоциация щелочей, солей. Следовательно, важно, какой электролит преобладает в гомогенном флюиде или несмесимых флюидных фазах. И важна относительная скорость изменения диссоциации, которая выше у кислот по сравнению с солями и щелочами, что может приводить к повышению кислотности (снижению рН) флюидов (например, Говоров, 1977; Наумов В., Наумов Г., 1980; Рафальский, 1987; Bushmin, 2000; Кигай, Тагиров, 2010; Кольцов, 2015; Manning, 2018 и ссылки там; Mei et al., 2018). В поле двухфазного флюида может проявляться и эффект гидролиза солей CaCl₂ и NaCl – фракционирование продуктов гидролиза гидроксида и кислоты, соответственно, между более плотной и менее плотной флюидными фазами. Степень гидролиза усиливается с повышением температуры, но увеличение давления уменьшает его степень, поэтому заметное проявление гидролиза при высоких давлениях должно смещаться в более высокотемпературную область. Степень гидролиза у CaCl₂, относительно NaCl, значительно больше (Bischoff et al., 1996) и в системах с CaCl₂ гидролиз, по-видимому, более вероятен, также из-за образования, наряду с HCl, малорастворимого гидроксида Ca(OH)₂. Это позволяет предполагать геохимический эффект гидролиза с возможностью обогащения HCl менее плотной флюидной фазы и при значительных давлениях.

При высоких температурах и давлениях HP гранулитов (~700–900°С, 10 кбар) диссоциация NaOH значительно больше, чем у NaCl и HCl, которая в этих условиях является слабой кислотой (Manning, 2018; Mei et al., 2018). Поэтому возникающая при распаде гомогенного флюида фаза рассола NaCl, содержащая NaOH, будет обладать щелочными свойствами, которые будут усиливаться из-за повышения диссоциации с понижением температуры (ниже 700–800°С). А возникающая богатая летучими флюидная фаза (Н₂О–СО₂ ± рассол), содержащая H₂CO₃ и HCl, – будет только потенциально кислотной со свойствами, близкими к нейтральным, и кислотные свойства проявятся только при снижении Р-Т параметров.

При этом кислоты HCl и H₂CO₃ будут вести себя по-разному при изменении давления и температуры. Хотя диссоциация HCl и H₂CO₃ возрастает с понижением температуры, при 800–600°С (температура гранулитовой-амфиболитовой фаций) степень диссоциации H₂CO₃ ничтожна, кислотность и ее увеличение при снижении температуры обеспечивается диссоциацией, главным образом, HCl (Mei et al., 2018). При температурах меньше 450–400°С (температура зеленосланцевой фации), когда HCl практически полностью диссоциирована, снижение температуры влияет практически только на диссоциацию H₂CO₃, в связи с чем будет усиливаться роль углекислоты как кислотного компонента флюида.

В завершении подчеркнем, что сказанное выше будет реализовываться в природных флюидах, придавая им кислотные или щелочные свойства, если несмесимые флюиды, раздельно обогащенные щелочами или кислотами, независимо эволюционируют при снижении Р-Т параметров в процессе удаления от мест своего зарождения. Кислотные или щелочные свойства этих флюидов, прежде всего, определяют растворимость, а значит транспорт и отложение рудных и породообразующих элементов. Примером может служить предполагаемая связь орогенных месторождений золота в низкотемпературных частях региональных сдвиговых зон верхней коры с гранулитовыми флюидами, поступившими из нижней коры (например, Fu, Touret, 2014).

О присутствии мигматитов и плавлении

Высокая активность Н₂О (~0.5) как будто бы противоречит наблюдаемому слабому плавлению гранулитов около зон флюидной метасоматической переработки. Однако противоречие может быть снято, если принять во внимание, что в гранулитовой фации благодаря присутствию концентрированных рассолов температура плавления пород повышается на 80–100°С. В этом “температурном окне” при инфильтрации водных флюидов процессы метасоматической дегидратации и гидролиза могут протекать без плавления пород (Newton et al., 1998; Аранович, 2017). Наличие эффекта повышения температуры плавления в присутствии рассола было продемонстрированно экспериментально на примере альбита (Shmulovich, Graham, 1996) и модельного гранита (Aranovich et al., 2013).

Обращает на себя внимание, что свидетельства частичного плавления (мигматиты) присутствуют только в гранулитах, как непосредственно вмещающих зоны сингранулитовых метасоматитов, так и расположенных на удалении от метасоматических зон. Тогда как в жилоподобных телах кварцевых бластомилонитов и Opx-Grt пород, не содержащих полевых шпатов, мигматитов и других признаков плавления пород нет. Исходя из того, что в гранулитовом петрогенезисе участвовали две несмесимых флюидных фазы, мы объясняем это следующим образом. Локализованный в проницаемых зонах флюид повышенной кислотности (менее плотная Н₂О–СО₂ флюидная фаза) при взаимодействии с вмещающими гранулитами удалял из них Na, Ca, K, Fe и Mg и в результате формировались кварцевые бластомилониты. По мере насыщения флюида этими элементами происходило их комплементарное переотложение в сопряженных зонах “базификации” (Бушмин и др., 2007) в виде Opx-Grt и Di-Scp жил (например, pис. 3б). При рассматриваемых высоких Р-Т параметрах гранулитовой фации такой концентрированный флюид мог приобретать свойства, стирающие грань между флюидом и расплавом (например, Higashino et al., 2013). Признаками небольшого количества расплавной фазы в кварцевых бластомилонитах могут быть присутствующие в изученных образцах редкие каемки альбита или калиевого полевого шпата вокруг граната среди матричного кварца.

Второй (более плотной) несмесимой флюидной фазой, в которой могла быть стерта грань между флюидом и расплавом, были щелочные Na–Ca концентрированные солевые Cl-флюиды (верхние концы коннод с aH₂O = 0.40 и в меньшей степени с aH₂O = 0.51 на рис. 15а, 15б). Также локализованные в проницаемых зонах эти флюиды-рассолы вызывали метасоматическую Na–Ca фельдшпатизацию основных гранулитов с образованием Qz-Pl метасоматических пород. Образование этой более легкоплавкой минеральной ассоциации инициировало парциальное плавление и мигматизацию, интенсивную эндербитизацию Px гранулитов в протяженных сдвиговых зонах района нашего исследования (pис. 1, 16). Эффекты влияния щелочного Na–Ca метасоматоза под воздействием Cl флюидов на процессы плавления при гранулитовом метаморфизме убедительно продемонстрированы, например, в (Aranovich, Safonov, 2018). Высокая вероятность появления таких несмесимых флюидов в тектонических зонах высокой проницаемости (сдвиговые зоны) позволяет объяснить пространственную ассоциацию дискретных зон с интенсивным проявлением гранитизации и сингранулитового метасоматоза в гранулитовых комплексах.

В заключение заметим, что полученные характеристики флюидов НР гранулитов Лапланского пояса Фенноскандинавского щита не могут отражать условия образования всех известных НР гранулитов. Однако полученные результаты убеждают нас в том, что в глубинном гранулитовом петрогенезисе могли играть существенную роль дискретные потоки глубинных высокотемпературных несмесимых флюидов контрастного химического состава. После пространственной сепарации, в том числе из-за разной способности к фильтрации, поступая по региональным проницаемым зонам наверх, эти флюидные фазы глубинного происхождения могут играть важную роль в магматическом, метаморфическом, метасоматическом и рудном петрогенезисе средней и верхней коры. Прежде всего, потому, что они являются важным агентом транспорта породообразующих элементов, рудных элементов и летучих. При снижении Р и Т различия в физико-химических свойствах этих флюидных фаз, включая кислотно-щелочные свойства, должны усиливаться (например, Manning, 2018).