Высокобарические граниты в сутурах Урала

Породы гранитоидного состава известны в ареалах высокобарических метаморфических пород эклогитовой и глаукофан-сланцевой фаций. Они описаны в разных по возрасту и геологической позиции метаморфических комплексах.

Высокобарические породы выделены и на Урале, где они залегают в зоне Главного Уральского разлома. Их образование связывают с конвергентным взаимодействием Восточно-Европейской континентальной и Уральской океаническо-островодужной плит. Этим породам посвящена обширная литература, однако сведения о породах кислого состава в пределах уральских высокобарических метаморфических комплексов фрагментарны.

В отличие от базитов высокобарические породы кислого и среднего составов не обладают ярко выраженными минералогическими особенностями. Большинство авторов объясняет это валовым химическим составом пород, не способным продуцировать какие-либо особые минеральные ассоциации, по крайней мере, в поле стабильности плагиоклаза, ниже равновесия альбит = жадеит + кварц. Даже в ультравысокобарических комплексах, таких, например, как кокчетавский алмазоносный комплекс или гнейсовый террейн западной Норвегии, ультравысокие давления в гнейсах, вмещающих эклогиты, фиксируются лишь по косвенным признакам.

Нами были выявлены своеобразные высокобарические породы кислого состава на Урале за пределами развития известных глаукофан-сланцевых и эклогитовых комплексов.



В настоящее время установлены и довольно детально изучены три участка развития высокобарических ортопород кислого состава. Два из них находятся в зоне Главного глубинного разлома - район горы Белой к северу от Кытлымского массива и Чашковский гранитный массив, а третий располагается в западном экзоконтакте Челябинского батолита и назван нами Харлушинским по имени ближайшего населенного пункта. Во всех указанных районах кислые породы ассоциированы с амфиболитами и сходны по особенностям минерального состава (при резких различиях химического): для них характерен парагенезис высокоглиноземистой роговой обманки и кальциевого альмандина, не типичный для кислых пород. В последнее время выявлены еще несколько точек распространения таких пород.

Район горы Белой. Высокобарические ортопороды кислого состава - плагиогранитогнейсы - образуют жилы и небольшие интрузивные тела в амфиболитах зоны ГУГР между горой Белой на севере и Кытлымским платиноносным массивом на юге. Амфиболиты - это преобразованная базальтоидная часть офиолитового комплекса, возраст которого предполагается как среднеордовикский по аналогии с более южными районами Урала. Плагиогранитогнейсы представляют собой продукты мигматизации, частичного плавления амфиболитов. Названный комплекс пород является вмещающим для зональных дунит-клинопироксенит-габбровых массивов Платиноносного пояса Урала, которые внедряются в уже метаморфизованные в условиях эпидот-амфиболитовой фации (Робщ = 6-8 кбар, t = 500-600 °С) породы и создают в них вторичную метаморфическую зональность, выражающуюся в падении уровня метаморфизма с удалением от массивов. На расстоянии до 0.5 км от Кытлымского массива амфиболиты превращены в двупироксеновые и амфиболовые роговики, а плагиогранитогнейсы - в амфибол-кварц-альбитовые породы роговиковой структуры. На большем расстоянии, где влияние массива уже не сказывается, плагиогранитогнейсы представляют собой мелко-и среднезернистые породы гнейсовидной текстуры и порфировидной структуры. В порфировидных выделениях размером 1-2 мм обособляется альбит-олигоклаз An5-20, сцементированный агрегатом гранулированного кварца, в парагенезисе с гроссуляр-альмандиновым гранатом, высокожелезистой глиноземистой роговой обманкой, магнетитом и ильменитом. Кроме того, встречаются слюдистые минералы: белая слюда, отвечающая по составу парагониту, и почти полностью хлоритизированный биотит.

Результаты изотопного изучения циркона из плагиогранитогнейса к788 приведены в табл. 9.1 и на рис. 9.1. Этот плагиогранитогнейс аналогичен по составу образцу кт42 (табл. 9.2) и взят из того же обнажения. Отчетливо выделяются три популяции цирконов возрастом 405-420, 379 и 299 млн лет. Цирконы ранней популяции представлены обломками кристаллов с содержанием урана 100-250 ppm. Можно полагать, что эти цирконы близки к первичным и отражают возраст субстрата или образованы в процессе фонового регионального метаморфизма. Наиболее распространенная популяция возрастом 379 млн лет представлена призматическими зональными зернами неоднородного строения, в которых состав и возраст разных частей кристалла уравновешены (зерна 27, 28). Это значение возраста отвечает пику высокобарического эклогитового метаморфизма в зоне ГУР, детально изученного на примере максютовского комплекса. Для нашего случая можно с большой долей уверенности утверждать, что цирконы второй популяции образованы именно на пике высокобарического метаморфизма. Молодая популяция характеризуется обычным присутствием значительных количеств нерадиогенного свинца, чем обусловлено отклонение таких зерен от конкордии. Нижнее пересечение образованной ими дискордии отвечает возрасту 299.1±2.7 млн лет. Типичные зерна представлены слабо зональными разностями с варьирующимся содержанием урана от 150 до 1000 ppm и более. В отдельных кристаллах удается наблюдать обрастание цирконом третьей генерации предположительно высокобарического циркона № 2 (см. рис. 9.1, зерно А, в котором хорошо сохранились ядро и обрастающая его оторочка молодого циркона).

В относительно крупных телах плагиогранитогнейсов видно, что породы образуют обычную гомодромную серию, ранние члены которой представлены адамеллитами, а поздние - аплитовидными и пегматоидными лейкогранитами (см. табл. 9.1). Все породы претерпели деформации, в результате которых приобрели гнейсовидную текстуру и были собраны в птигматитовые складки. При этом плагиогранитогнейсы секут гнейсовидность амфиболитов, образуя фестончатые контакты, фиксирующие замки мелких складок (рис. 9.2, а, б). Эти данные свидетельствуют о том, что деформации амфиболитов предшествовали высокобарическому метаморфизму, в процессе которого все породы были совместно деформированы.

По химическому составу плагиогранитогнейсы представляют собой практически бескалиевые высококальциевые породы, отвечающие кварц-плагиоклазовой котектике (рис. 9.3, 9.4), они сходны с плагиогранитами, ассоциированными с офиолитами. Это свидетельствует, во-первых, об их магматическом происхождении, а во-вторых, о приблизительно изохимическом характере метаморфизма. Породы имеют высокую железистость и повышенное содержание марганца, а также низкое содержание щелочей (см. табл. 9.2, рис. 9.3). Незначительное отклонение некоторых точек на диаграмме K2O-CaO от гранитного котектического ряда (см. рис. 9.3) связано с развитием вторичного альбита. Важно подчеркнуть, что плагиограниты, расположенные в той же части гранитного котектического ряда, что и рассматриваемые, содержат плагиоклаз андезин-лабрадорового состава Аn35-50, тогда как их высокобарические аналоги при том же валовом химическом составе состоят из олигоклаза или альбит-олигоклаза. Такой состав плагиоклаза характерен не только для белогорских, но и для харлушинских плагиогранитов, что является важным подтверждением высокобарической природы минерального парагенезиса.

Распределение редких (рис. 9.5), в том числе редкоземельных элементов (рис. 9.6), тренды которых характеризуются положительным наклоном, наряду с предельно низким содержанием калия в высокобарических плагиогранитах подтверждает офиолитовую природу пород.

Главной особенностью минерального состава плагиогранитогнейсов является ассоциация высокоглиноземистой роговой обманки с кальциевым альмандином (табл. 9.3, 9.4). Роговая обманка, по современной классификации, относится к амфиболам группы ферропаргасит-гастингсит и представляет собой богатую марганцем и бедную титаном и калием умеренно железистую разновидность с высоким содержанием глинозема. Последнее совершенно не свойственно кислым породам.

Концентрация алюминия в роговой обманке в значительной мере определяется давлением, на основании чего разработан ряд эффективных геобарометров. Давление, фиксирующее равновесие плагиоклаза и роговой обманки, 11-12 кбар (рис. 9.7). Эти значения давления намного превышают параметры, которые приведены выше для регионального метаморфизма в западной части зоны Платиноносного пояса Урала.

Дополнительным признаком наличия высокого давления при формировании рассматриваемых пород является присутствие в них заметных количеств парагонита (табл. 9.5), что особенно характерно для ассоциаций с повышенным содержанием Al2O3 HNa2O.

Харлушинский район представляет собой крупный (=5x2 км) блок в западном экзоконтакте Челябинского батолита, примыкающий к тектоническому шву, ограничивающему с запада палеоконтинентальную зону юго-восточного мегаблока. Восточная часть Харлушинского блока сложена слоистыми биотит-роговообманково-плагиоклазовыми роговиками, а западная - разнообразными гнейсами и эпидотовыми апогаббровыми амфиболитами. Среди гнейсов преобладают двуслюдяные олигоклаз-микроклиновые разности, химический состав которых (табл. 9.6, ан. 1-3) позволяет рассматривать их как метаморфические аналоги гранитов, характерных для надсубдукционных окраинно-континентальных тоналит-гранодиоритовых батолитов. Кроме названных пород в центральной части провеса кровли выявлен довольно крупный участок размером не менее 0.5x0.5 км, сложенный биотит-роговообманково-гранатовыми плагиогранитогнейсами, сходными по составу пород и минералов с вышеописанными белогорскими плагиогранитогнейсами и кварцсодержащими эпидот-гранатовыми амфиболитами. Плохая обнаженность не позволяет определить геологические соотношения этих пород с двуполевошпатовыми гнейсами.

Породы изучены в небольшом каменном карьере, расположенном примерно в 0.5 км восточнее д. Харлуши (рис. 9.8). Карьер сложен двумя тектонически совмещенными блоками, в которых залегают разные текстурные типы плагиогранитогнейсов, сходные по минеральному и химическому составу. В западном блоке гнейсовидность пород имеет субмеридиональное или северо-восточное простирание, а в восточном -субширотное или северо-западное. Блоки разделены зоной катаклазированных эпидот-кварцевых метасоматитов, «залечивающих» тектонический шов. В западном блоке породы представлены сравнительно однородными разностями с четко ориентированной длиннопризматической роговой обманкой размером около 1.5 мм по длинной оси и тонкозернистым гранобластовым существенно кварц-плагиоклазовым базисом (см. табл. 9.2, ан. 4), а восточный - пятнистыми гнейсами, содержащими ориентированные линзовидные скопления роговой обманки (см. табл. 9.2, ан. 3).

Обе текстурные разновидности плагиогранитогнейсов состоят из кварца, плагиоклаза Аn20-27 (судя по положению пород в рамках гранитного котектического ряда, первичный плагиоклаз в породах такого состава должен содержать не менее 40% анортитового компонента), роговой обманки, граната, эпидота, а также редких зерен биотита, белой слюды ряда мусковит-фенгит, сфена, апатита, ильменита. Состав минералов приведен в табл. 9.3-9.5. Состав роговой обманки и граната сходен с таковым одноименных минералов из высокобарических пород района горы Белой.

Плагиоклаз и кварц обособляются в виде тонкозернистого гранобластового агрегата, в который входит и большая часть эпидота. Роговая обманка характеризуется высоким содержанием глинозема (см. табл. 9.4) и представлена двумя разновидностями: длиннопризматическими зернами, не более первых десятых долей миллиметра в поперечнике, практически не содержащими включений других минералов, и более крупными и короткими призмами, достигающими в поперечнике 0.5-1 мм, которые содержат обильные включения кварца и олигоклаза. Коротокопризматическая пойкилитовая роговая обманка ориентирована примерно под углом 50° к линейности, образованной длиннопризматической роговой обманкой и линзами гранулированного кварца. Она отличается несколько повышенным содержанием глинозема (см. табл. 9.4, ан. 4, 7, 8, 11) от длиннопризматической компактной (ан. 5, 6, 9, 10), что наряду с различиями в ориентировке и облике свидетельствует о наличии, по крайней мере, двух этапов высокобарического метаморфизма, из которых поздний характеризуется несколько большими давлениями. Роговая обманка, как и в случае белогорских гранитоидов, принадлежит к высокоглиноземистым амфиболам группы ферропаргасит-гастингсит. Общими особенностями состава роговой обманки являются низкое содержание в ней титана, магния и высокое - железа и марганца, что обусловлено кислым составом пород.

Такими же особенностями состава обладает биотит (см. табл. 9.5). Он неустойчив в породах и замещается фенгитом и хлоритом. Неустойчивость биотита и образование фенгита свидетельствуют в пользу высокобарического характера пород. Железистость Fe/(Fe + Mg) биотита всегда меньше таковой для сосуществующего амфибола.

Гранат образует небольшие изометричные зерна и по составу отвечает богатому кальцием спессартин-альмандину. Он имеет зональное строение, которое выражается в резком росте содержания кальция и некотором уменьшением концентраций марганца от центра зерна к его краю. Остальные параметры состава не обнаруживают закономерных изменений (см. табл. 9.3). Подобная зональность гранатов из эклогитов Кокчетавского комплекса рассматривается Л.Л. Перчуком с соавторами как показатель регрессивной стадии эк-логитового метаморфизма, что, по-видимому, справедливо, по крайней мере, относительно оценки температурного тренда. В то же время ряд авторов оценивает такую зональность как прогрессивную и характерную для высокобарических образований.

По химическому составу плагиогранитогнейсы, как и рассмотренные выше породы района горы Белой, отвечают высококальциевым офиолитовым плагиогранитам (см. табл. 9.2, 9.5), а именно кварц-андезиновой котектике при давлении воды около 3 кбар при средних значениях Qtz/(Qtz + Or + Ab) = 0.56 и An/(An + Ab + Or) = 0.35. Офиолитовая, первично-океаническая природа рассматриваемых пород подтверждается распределением в них редких, в том числе редкоземельных, элементов (см. рис. 9.5, 9.6). В то же время наличие четкой Nb- и Ti-аномалий на рис. 9.5 свидетельствует, возможно, об участии в магматическом источнике пород и островодужной коры.

Неоднородность состава плагиогранитогнейсов выражается в том, что местами в них кварц и роговая обманка распределены неравномерно, обособляясь в виде полосчатых или шлироподобных участков (см. табл. 9.6, ан. 10-14).

В породах отмечаются немногочисленные жилы аплита мощностью 10-100 см, которые рассекают гнейсовидность плагиогранитогнейсов и сами интенсивно катаклазированы и перекристаллизованы. В то же время жилы сохраняют прямолинейные контакты и не смяты в складки. Аплиты состоят из кварцевых зерен размером около 0.5-1 мм, между которыми располагается тонкозернистый гранобластовый кварц-плагиоклазовый агрегат с отдельными зернами граната и хлоритизированного биотита. Аплиты (см. табл. 9.2, ан. 6) характеризуются теми же особенностями химического состава, что и плагиогранитогнейсы и, по-видимому, представляют собой дифференциаты последних, как и в обычных неметаморфизованных интрузивах. Распределение в них РЗЭ (см. рис. 9.5, б) подтверждает этот вывод: породы имеют пологий тренд с четкой отрицательной Eu-аномалией и более высоким значением отношения La/Yb по сравнению с плагиогранитогнейсами.

Подобный минеральный состав, сходный с таковым для плагиогранитогнейсов, свидетельствует о высокобарическом метаморфизме пород, протекавшем при тех же параметрах, что и для гнейсов. Между тем наличие недеформированных (а лишь перекристаллизованных) аплитовых жил указывает на то, что высокобарическому метаморфизму были подвергнуты уже гнейсовидные породы, не испытавшие значительных деформаций в ходе этого метаморфизма. Второй этап деформаций, зафиксированный ориентировкой наиболее высокоглиноземистой (и, следовательно, высокобарической) пойкилитовой роговой обманки, о чем говорилось выше, был слабым.

Плагиогранитогнейсы содержат линзовидные и пластообразные (мощностью до 1-2 м) включения кварцевых эпидот-гранатовых амфиболитов, одни из которых ориентированы согласно с гнейсовидностью, а другие рассекают ее (см. рис. 9.2, в). По химическому и минеральному составу обе разности амфиболитов сходны. Обычно это неравномерно-зернистые полосчатые породы, в которых участки разной крупности зерна и разного состава располагаются слоями. Породы состоят из длиннопризматической сине-зеленой роговой обманки, изометричных мелких зерен плагиоклаза Аn20-35, эпидота, редких зерен граната и кварца. Последний обычно обособляется в виде крупных зерен, которые «обтекаются» гранобластовым плагиоклаз-эпидотовым агрегатом. Подобный кварц характерен для высокобарических образований. Рудный минерал представлен таблитчатыми зернами ильменита и гематита; обычны сфен, апатит.

Отдельные тела в западном блоке представлены биотитсодержащими амфиболитами, в которых отмечаются и существенно биотитовые участки. В таких участках деформированные крупные зерна биотита сцементированы тонкозернистым олигоклазовым базисом, составляющим 10-20 об.%. Наличие секущих контактов, цепочечное расположение включений позволяют рассматривать их как метаморфизованные фрагменты будинированных даек. Такую же природу, по-видимому, имеют и согласные с гнейсовидностью пластовые тела, но их геологическая позиция допускает возможность другой интерпретации. Они могли быть базитовыми прослоями среди плагиориолитов, представленных сейчас плагиогранитогнейсами, а вся ассоциация в целом - контрастной плагиориолит-базальтовой. Автор отдает предпочтение предположению об интрузивной природе протолита рассматриваемых пород.

Амфиболиты обладают некоторыми общими особенностями состава с плагиогранитогнейсами: низким содержанием калия, стронция, высокой железистостью, и образуют единые тренды с ними на харкеровских диаграммах (рис. 9.9). Общими являются и особенности составов минералов амфиболитов и вмещающих их плагиогранитогнейсов: роговая обманка в амфиболитах представлена высокоглиноземистой низкотитанистой разностью с несколько меньшей железистостью, чем в гнейсах (см. табл. 9.4), плагиоклаз - изометричными мелкими зернами олигоклаз-андезина Аn20-35, гранат - высококальциевым альмандином (см. табл. 9.3), ильменит характеризуется низким содержанием магния и умеренным - марганца. Наряду с эпидотом породы содержат в небольшом количестве Р-цоизит (?), который образует крупные зерна с округлыми ограничениями и в шлифах отличается от эпидота зеленовато-серым цветом и четкой одноосной оптической фигурой. Эти особенности минерального состава амфиболитов свидетельствуют об их изофациальности с плагиогранитогнейсами, что подтверждается данными минеральной термо- и барометрии (табл. 9.7, см. рис. 9.7).

По результатам определения возраста циркона методом LA-ICPMS в Университете г. Гранада (Испания) в харлушинских плагиогранитогнейсах выделяются несколько популяций циркона, из которых наиболее ранняя, возрастом 2260 млн лет, представлена низкоурановым прозрачным обломком, а более поздние образуют дискордию с верхним пересечением 820 млн лет и с нижним - 371 млн лет (рис. 9.10). Последнее значение совпадает с Sm-Nd-возрастом, который по минеральной изохроне соответствует 376 млн лет, и близко значению возраста высокобарического метаморфизма в зоне ГУР. Подобные полихронные цирконы свойственны офиолитам и наряду с геохимическими особенностями могут служить подтверждением офиолитовой природы пород Харлушинского блока.

Чашковский массив расположен на восточной окраине г. Миасса. Залегает среди метаморфических пород амфиболитовой ступени. Это преимущественно ортогнейсы, протолитом которых являются породы орогенной тоналит-гранодиоритовой серии. Массив примыкает к зоне Главного Уральского разлома и вписывается в эллипсовидный купол-диапир, сложенный указанными ортогнейсами. Граниты и вмещающие породы обладают хорошо выраженной линейностью, которая в гранитах автономна относительно вмещающих метаморфитов: в последних она устойчиво погружается на юг, в гранитах на северном замыкании купола - на север, а на южном - на юг. Это может быть свидетельством разновременного метаморфизма тех и других пород. Во всяком случае, как и в районе горы Белой, здесь существует значительный разрыв между уровнем регионального метаморфизма вмещающих пород и метаморфизма гранитов. Судя по рогово-обманково-плагиоклазовому барометру, минеральные парагенезисы вмещающих гнейсов и амфиболитов отвечают давлению 5-7 кбар, а чашковских гранитогнейсов - 12-13 кбар (см. рис. 9.7).

Чашковский массив сложен биотитовыми гранитогнейсами и в целом имеет довольно однородное строение. Однородность нарушается наличием пластообразных и линзовидных тел амфиболитов и гнейсов, представляющих собой, по-видимому, ксенолиты вмещающих пород. Морфологически часть из них сходна с описанными выше будинированными дайками в Харлушинском районе, но более точно определить природу этих включений в Чашковском массиве не удалось.

Жильные породы представлены мелкозернистыми гранитами (адамеллитами), аплитами и пегматитами. Важно отметить, что жильные породы большей частью обладают общей гнейсовидностью и линейностью с вмещающими гранитогнейсами, при этом ограничения жил остаются правильными - на значительных расстояниях, измеряемых десятками метров, они не смещены и не участвуют в птигматитовой складчатости (см. рис. 9.2, г). В то же время высокобарические роговообманково-гранатовые парагенезисы накладываются и на эти породы, что свидетельствует, на наш взгляд, о близких к литостатическим условиях высокобарического метаморфизма, который не приводит к сильной деформации пород, как и в описанных выше случаях.

Главная разновидность пород массива - биотитовые мелкозернистые очковые гранитогнейсы, представленные, в отличие от описанных в Белогорском и Харлушинском районах, нормальными калинатровыми и малокалиевыми разностями, внешне не различимыми. Породы состоят из альбит-олигоклаза, часто имеющего антипертитовое строение, ортоклаза, местами микроклинизированного, биотита, высокоглиноземистой роговой обманки группы ферро-паргасит - гастингсит, кальциевого граната и акцессорных апатита, циркона, сфена, ортита; рудные минералы - магнетит, ильменит, гематит. В породах наблюдаются чешуйки мусковита, приуроченные к краям зерен биотита. Малокалиевые разности характеризуются тем же набором минералов, что и нормальные калинатровые, но плагиоклаз в них имеет более кислый состав и количественно преобладает над калишпатом, чаще встречаются роговая обманка и гранат. Состав минералов приведен в табл. 9.3-9.5.

По химическому составу чашковские гранитогнейсы близки к производному от континентальной коры среднему позднепалеозойскому водному граниту Урала. От рассмотренных выше офиолитовых метагранитов они резко отличаются повышенным содержанием калия и суммы оксидов щелочных металлов, а также пониженным содержанием железа и кальция (см. рис. 9.3). He менее четко выражены и различия в редкоэлементном составе. Чашковские гранитогнейсы, как калинатровые, так и малокалиевые, имеют повышенное содержание всех крупноионных литофильных элементов, а также легких РЗЭ (см. рис. 9.5, 9.6) и близки по этим параметрам обычным гранитам. Породы отличаются четкой отрицательной европиевой аномалией (рис. 9.6, в), свидетельствующей о значительном участии полевошпатового фракционирования в генезисе гранитогнейсов.

Некоторые из предыдущих исследователей рассматривали вариации содержания оксидов щелочных металлов в чашковских гранитогнейсах как результат последовательной калишпатизации мигматитов, а сами гранитогнейсы - как метасоматиты. Наши данные свидетельствуют о том, что главным процессом, обусловившим разнообразие в соотношении оксидов щелочных металлов в чашковских гранитогнейсах, является альбитизация, сопровождавшая высокобарический метаморфизм гранитов.

Минералогическими доказательствами альбитизации в чашковских гранитогнейсах служат более кислый состав плагиоклаза в малокалиевых разностях по сравнению с калинатровыми (соответственно An8-15 и An20-25), присутствие в первых шахматного альбита, более широкое распространение высокоглиноземистой роговой обманки и кальциевого граната. Последняя ассоциация, как и в рассмотренных выше случаях, свидетельствует о высокобарических условиях минералообразования. Судя по роговообманково-плагиоклазовому барометру, парагенезис этих минералов отвечает давлению 12-13 кбар. При этом первичный биотит-олигоклаз-андезиновый парагенезис разлагался с образованием более кислого плагиоклаза и граната и выносом некоторого количества калия, что привело к появлению малокалиевых разновидностей гранитогнейсов в результате реакции типа плагиоклаз + биотит —> роговая обманка + гранат + альбит + K2Oj,.

Существуют и петрохимические доказательства широкого развития альбитизации в чашковских гранитогнейсах, которые заключаются в том, что фигуративные точки малокалиевых разностей отклоняются от котектического ряда плагиогранит-гранит в сторону меньшего содержания калия, тогда как калинатровые отвечают котектическим составам (см. рис. 9.3). Чашковские гранитогнейсы с разным соотношением щелочей не различаются по содержанию кальция, и подобные отклонения во всех случаях обусловлены альбитизацией.

Состав главных породообразующих минералов весьма специфичен. Гранаты, как и в рассмотренных выше бескалиевых плагиогранитогнейсах, представлены кальциевыми альмандинами, отдельные образцы отличаются повышенным содержанием спессартинового минала (до 35%) (см. табл. 9.3). Роговая обманка характеризуется высокой железистостью, глиноземистостью, высоким содержанием железа, марганца, калия (см. табл. 9.4). Мы располагаем анализом фракции роговой обманки, выделенной из образца ил609, г/т:

Содержание легких лантаноидов в ней соответствует таковому в породе, так же как и величина европиевой аномалии, а тяжелых лантаноидов в ней примерно на порядок больше (см. рис. 9.6, в). Роговая обманка - главный концентратор и носитель этих элементов. Обращает на себя внимание крайне низкое содержание крупноионных литофильных элементов - Rb, Ba, Sr, обусловленное, возможно, высоким давлением при формировании роговой обманки и затрудненным вхождением этих элементов в структуру минерала. Низкое содержание сидерофильных элементов - V, Cr, Co, Ni - связано с кислым составом самой породы. Этим же обстоятельством можно объяснить высокие концентрации таких «гранитофильных» элементов, как Be, Sn, собственные минералы которых в породе отсутствуют. Высокие концентрации Ga обусловлены его изоморфизмом с алюминием, а скандия - связью этого элемента с тяжелыми лантаноидами и иттрием. Приведенные данные по редкоэлементному составу роговой обманки из гранитогнейсов важны, поскольку однозначно свидетельствуют об ее образовании непосредственно в породе гранитного состава, исключая представления о ксеногенной природе минерала, которые распространены среди ряда геологов, изучавших Чашковский массив.

Биотит, главный фемический минерал гранитогнейсов, характеризуется низкой глиноземистостью и более низкой железистостью по сравнению с роговой обманкой. Из других минералогических особенностей пород отметим обычное нахождение в одном образце олигоклаза, часто имеющего антипертитовое строение, и альбита, а также ортоклаза.

По биотит-гранатовому и роговообманково-гранатовому геотермометрам температура зафиксированных в породах равновесий отвечает 550-600 °С, а давление по роговообманково-плагиоклазовому геобарометру соответствует 12-13 кбар.