текст-2



Особенности химического состава минералов из коры выветривания гранитоидов оз.Кискинлампи (С.Карелия).

Сидоров Сергей, СПбГУ, Санкт-Петербург, sidorov@mail.ru

Якобсон К.В., ГИН РАН, Москва

В районе оз. Кискинлампи Пана-Куолаярвинской структуры (С.Карелия) располагается предъятулийская кора выветривания гранитоидов Карельского эпиархейского кратона. Субстрат коры выветривания представлен среднезернистыми розовыми гранито-гнейсами, прорванными жилами красных микроклиновых гранитов . Гипергенный профиль перекрыт вулканогенно-осадочными образоаниями ятулия, в основании которых зелегают розовые метапесчаники. На изученной территории супракрустальные образования метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации с формированием метаморфического парагенезиса — роговая обманка, биотит, эпидот и мусковит. Ассоциация голубовато-зеленой роговой обманки, биотита и эпидота проявлена в метабазальтах, тогда как в слоистых метапесчаниках наблюдается биотит-мусковит-эпидотовая ассоциация. Аналогичная ассоциация наблюдается и в профиле выветривания, однако в этих породах отмечается и более низкотемпературная ассоциация хлорит-биотит-эпидот. Настоящая работа посвящена особенностям состава породообразующих минералов из пород коры выветривания.

Составы минералов из гранито-гнейсов и микроклиновых гранитов, по которым развивается гипергенный профиль, были изучены при помощи сканирующего электронного микроскопа JEOL JSM-6510 LA в ИГГД РАН.

Таблица 1. Состав минералов из коры выветривания гранитоидов оз.Кискинлампи (С.Карелия), вес.%

№пп

минерал

образец

кол-во измер.

SiO2

TiO2

Al2O3

FeO

MnO

MgO

CaO

Na2O

K2O

Сумма

порода

205а

n=1

71,7

0,465

13,8

2,286

0,027

0,493

1,14

3,74

4,81

98,46

порода

1405

n=1

71,2

0,534

13,2

2,646

0,034

0,707

1,65

3,94

4,06



97,97

1

Биотит

205

n=5

37,64

2,79

16,97

22,14

0,14

9,51

0,00

0,17

10,79

100,16

2

1405

n=1

38,64

2,80

16,98

17,82

0,11



12,68

0,00

0,00

10,97

100,00

3

205

n=3

39,10

1,57

16,59

20,65

0,15

11,39

0,00

0,19

10,52

100,16

4

1405

n=1

38,84

1,46

15,16

18,65

0,32

15,14

0,00

0,00

10,42

99,99

5

Хлорит

1405

n=1

31,35

0,00

22,35

24,01

0,00

22,03

0,00

0,26

0,00

100,00

6

205

n=7

29,96

0,00

23,16

28,70

0,59

17,44

0,00

0,20

0,22

100,27

7

Плагиоклаз

205

n=4

64,06

0,00

22,83

0,00

0,00

0,00

3,42

9,66

0,12

100,09

8

1405

n=2

66,16

0,00

21,29

0,00

0,00

0,00

1,59

10,92

0,11

100,06

9

205

n=4

67,74

0,00



20,26

0,00

0,00

0,00

0,38

11,46

0,68

100,51

10

1405

n=1

68,30

0,00

19,77

0,00

0,00

0,00

0,43

11,51

0,00

100,01

В гранито-гнейсах наблюдаются кварц, плагиоклаз (Пл), калиевый полевой шпат (КПШ), и мусковит. Темноцветные минералы представлены биотитом (Бт), хлоритом (Хл) и эпидотом. Также в шлифе отмечаются титанит, циркон, апатит, карбонат (представленный чистым кальцитом) и оксиды железа. Порода не равномернозернистая – в ней присутствуют крупнозернистые сростки Пл, КПШ и кварца, между которыми отмечаются участки более мелкозернистые, где преимущественно и концентрируются темноцветные и акцессорные минералы. Формирование такой структуры произошло вследствие древних гипергенных разрушений пород, когда в результате выветривания образовывались обломки породы и цементировались материалом того же гранитоида, но с большим содержанием слюд и более мелкозернистым (Семенов Н.А., 2010). Плагиоклазы представлены двумя разновидностями – олигоклазом и альбитом. Олигоклаз встречается в виде отдельных зерен и сростков с КПШ в массивной части породы. Альбит выполняет трещины в КПШ, или встречается в виде мелких зерен в ассоциации с хлоритом и кварцем в более мелкозернистых участках породы. Точки составов биотитов образуют тренд в координатах TiO2- MgO (рис. 1). Составы биотитов, выполняющих трещины в зернах циркона или слагающих включения в них, не всегда согласуются с общим трендом (включение в зерне циркона из образца 205а), что вероятно связано с их размером (3-5 мкм) и, как следствие, невозможностью более точных измерений. Однако FeО/MgO соотношение в них аналогично этому соотношению в остальных биотитах из образца 205 а, что позволяет отнести их к тому же тренду. Наиболее высокотитанистые разновидности биотита ассоциируют с олигоклазом, тогда как низкотитанистые встречаются с хлоритом и альбитом. Хлорит, наблюдаемый в гранито-гнейсах, представлен железо-магнезиальной разновидностью, и его состав постепенно изменяется от высоко магнезиального (#Mg=0.68) и маложелезистого в сторону увеличения содержания железа и уменьшения содержания магния (#Mg=0.45).

Кроме микроклина и кварца в составе красных гранитоидов (образец 1405) отмечается плагиоклаз, мусковит, биотит, эпидот, хлорит и отдельные зерна кальцита. Акцессорные минералы представлены ортитом, титанитом, рутилом, апатитом, пиритом, оксидами железа и цирконом. Также, как и в гранито-гнейсах, структура породы не равномернозернистая – участки крупнозернистого микроклина в сростках с кварцем и плагиоклазом отделяются друг от друга трещинами, заполненными более мелкозернистым материалом, обогащенным темноцветными и слюдистыми минералами, что весьма характерно для древних кор выветривания Балтийского щита (Семенов Н.А., 2010). Составы биотитов, также как и в гранито-гнейсах, образуют тренд от высоко титанистых и низкомагнезиальных к высоко магниевым и низкотитанистым разновидностям (рис.1). Биотиты с низкими содержаниями титана (№ 4, табл.1) тяготеют к альбиту, содержание CaO в котором составляет 0.43 вес.% ( № 10 табл.1), кварцу и хлориту. Более титанистая разновидность биотита (№2 табл.1) также встречается в сростках с альбитом, но содержание СaO в таком альбите – около 1.6 вес. %. Хлорит в микроклиновом граните менее железистый, чем в образцах из гранито-гнейса, однако совместно с точками составов хлоритов из гранито-гнейса образует один тренд в координатах MgO-FeO.

Составы биотитов из обеих пород позволяют оценить температуру их уравновешивания при помощи титанового термометра Генри (Genry, 2005).

Для гранито-гнейсов (образец 205) максимальная температура по биотиту составила 561 оС, минимальная — 299 оС. Максимальная температура наблюдается в биотитах с высоким содержанием Ti, а минимальная – в тех случаях, когда биотит содержит мало титана и ассоциирует с мусковитом и хлоритом.

Для микроклиновых гранито-гнейсов (1405) максимальная температура уравновешивания биотита составляет 555 оС, а минимальная – 342 оС. Также как и для гранито-гнейсов, минимальная температура наблюдается там, где биотит ассоциирует с низко-кальциевым плагиоклазом, кварцем и хлоритом, а высокие значения температуры характерны для биотита с повышенным содержанием Ti ( № 2 табл.1).

Температуры кристаллизации хлорита, оцененные с использованием мономинерального термометра Кранидиотиса и Мак-Ленона (Kranidiotis P. , McLean W.H., 19 (Семенов, 2010) в целом совпадают для хлоритов из гранито-гнейсов и микроклиновых гранитов. Они варьируют в пределах 303-312 оС для первых и составляют 296 оС для вторых.

Таким образом, в гранито-гнейсах наблюдается две ассоциации минералов – высоко- (~550 оС) и низко-температурная (~300 оС). К первой относятся высокотитанистые биотиты, калиевый полевой шпат и олигоклаз, а ко второй – низкотитанистые биотиты, хлорит и мусковит.

Аналогичная ситуация характерна и для микроклиновых гранитов. Высокотемпературная ассоциация минералов (~550 оС) представлена альбитом (содержание CaO до 1.6 вес.%), высокотитанистым биотитом и микроклином. Низкотемпературная ассоциация соответствует температурам порядка ~340 оС и сложена низкотитанистым биотитом, хлоритом ± безкальциевым альбитом.

Составы железо-магнезиальных минералов (биотита и хлорита) из обеих пород образуют единый тренд – от высоко титанистых и железистых к низко титанистым и высоко магнезиальным. Составы биотитов, находящихся в качестве включений в цирконе или выполняющих трещины в нем, слагают единый тренд с составами биотитов из породы в целом. Этот факт, совместно с результатами предыдущих исследований циркона из этих пород [2], позволяет говорить о том, что дефектная структура циркона (кавернозность, трещиноватость) возникла до того, как составы биотитов были изменены в процессе последнего термального события.

Полученные нами данные позволяют сделать вывод, что на данной территории в постъятулийское время был проявлен зональный региональный метаморфизм. Максимальная температура метаморфических преобразований составляла ~550оС, а минимальная ~300-350 оС. Наибольшим изменениями подверглись супракрустальные породы, метаморфизованные в амфиболитовой фации. По мере приближения к фундаменту, степень метаморфических изменений ослабевала, и в породах коры выветривания проявлена более низкая ступень метаморфизма – зеленосланцевая фация.

Список литературы

Семенов Н.А. Геологическое строение и химический состав палеопротерозойских кор выветривания Карелии / Сборник трудов ученых ИГГД РАН, СПб.: Изд-во Политехн. ун-та, 2010.С.183-213.

Henry, D. J., Guidotti, C. V. and Thomson, J. A. (2005) The Ti-saturation surface for low-to-medium pressure metapelitic biotite: Implications for Geothermometry and Ti-substitution Mechanisms. American Mineralogist, 90, 316-328.

Kranidiotis P. , McLean W.H. Systematics of Chlorite Alteration at the Phels Dodge Massive Sulfide Deposits, Matagami Quebec// Economic Geology, 1987. V. 82. . pp 1898-1911.

Список литературы

Семенов, н. (2010). Геологическое строение и химический состав палеопротерозойских кор выветривания Карелии (Т. Сборник трудов ученых ИГГД РАН). СПб: Политехнический институт.








sitemap
sitemap