Все о геологии :: на главную страницу! Геовикипедия 
wiki.web.ru 
Поиск  
  Rambler's Top100 Service
 Главная страница  Конференции: Календарь / Материалы  Каталог ссылок    Словарь       Форумы        В помощь студенту     Последние поступления
   Геология >> Геохимические науки >> Петрология | Диссертации
 Обсудить в форуме  Добавить новое сообщение

Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия

Автор: Геря Тарас Викторович
диссертация на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
Московский Государственный Университет им.  М.В. Ломоносова

Содержание

III.3 Геотермобарометрия гранулитов и пород зеленокаменных поясов.

Рис.III.32

    Геотермобарометрические исследования позволяют наиболее точно определить эволюцию температуры и давления в ходе формирования метаморфических комплексов. Основными задачами при этом являются
        - установление последовательности формирования и эволюции составов минералов и характера метаморфических реакций между ними;
        - расчет P-T параметров минералообразования на выявленных этапах эволюции с учетом протекавших метаморфических реакций.
    Обе эти задачи решались с использованием методик изложенных в Главе I и определивших корректность геотермобарометрии пород изученных комплексов.
    Расчет температур и давлений для различных комплексов проводился с использованием одних и тех же входящих в программу "ГеоПас" взаимосогласовынных геотермометров и геобарометров. Для гранулитов использованы Grt-Crd-Sil-Qtz (реакции 1 и 2 в таблице I.2) и Grt-Crd-Opx-Qtz (реакции 5 и 2 в таблице I.2) геотермобарометры. Для слюдистых сланцев из экзоконтакта гранулитовых комплексов были использованы согласованные Grt-Bt-Ms-Qtz (ур-е I.1.8) и Grt-Bt-Ms-Qtz-Al2SiO5 (Перчук и Кротов, 1998) геобарометры в комбинации с Grt-Bt термометром (Perchuk, 1990). Для безгранатовых амфиболитов был использован эмпирический амфиболовый геотермобарометр (ур-я I.1.13, I.1.14). Набор термобарометров был сознательно ограничен наиболее надежными и согласованными уравнениями, что позволило непосредственно сравнивать результаты геотермобарометрии, полученные для различных комплексов. Параметры составов сосуществующих минералов и оценки Р и Т их равновесий для исследованных образцов приведены в таблицах III.3. - III.5.

    Ангаро-Канский выступ в Южно-Енисейском кряже
Породы Канского гранулитового комплекса.

Рис. III.33

    Оценки температур и давлений для пород Канского комплекса в основном получены с использованием Grt-Crd-Sil-Qtz геотермобарометра (реакции 1 и 2 в таблице I.2). Соответствующая минеральная ассоциация присутствует в большинстве метапелитов (см. табл.III.1). Петрографические исследования этих пород (Перчук и Геря, 1989) показали, что для них характерны структуры роста граната в соответствии с реакцией Crd=>Grt+Sil+Qtz (рис.III.26 а). Обратная реакция разложения граната практически не проявлена. Задача геотермобарометрии сводилась к определению для конкретных образцов сопряженной эволюции составов Grt и Crd по их зональности и последующему расчету Р-Т параметров по составам, отвечающим различным стадиям этой эволюции. Как показали микрозондовые исследования зональность минералов имеет ростовую (кристаллизационную) природу. Диффузионные профили, связанные с низкотемпературным обменом Fe и Mg между гранатом и кордиеритом проявлены редко и их ширина не превышает 10-15 микрон. Гранат и кордиерит часто разделены каймами Sil+Qtz, что препятствует изменению их состава на более поздних стадиях метаморфизма. В этом случае составы сближенных участков граната и кордиерита сохраняют информацию о промежуточных стадиях метаморфизма. Для расчета температур и давлений высокотемпературной части Р-Т трендов для каждого исследованного образца использовались составы центральных частей крупных контактирующих зерен граната и кордиерита. Для расчета низкотемпературной части трендов использовались составы сближенных частей Grt и Crd. Ниже приводится детальное описание результатов геотермобарометрии для 8 наиболее детально изученных образцов (см. табл.III.3).

Рис. III.34


Кузеевская толща.

    В обр. K-111 и K-302 магнезиальность кордиерита по направлению к гранату заметно растет (рис. III.32 а), отражая тендецию изменения его состава в ходе кристаллизации граната. Состав граната в ходе его роста остается практически постоянным (рис. III.32 б) (NMg = 30-32). Исходя из этого, рост граната отвечает снижению температуры. С учетом постоянства состава граната тренд ретроградного метаморфизма был параллелен изоплете его магнезиальности (NMg = 30-32) в Р-Т координатах (рис. III.32 в, III.33 а). Расчет изолиний постоянных количеств граната по составам образцов K-111 и K-302 показывает, что снижение температуры и давления вдоль ретроградного тренда должно сопровождаться увеличением количества граната (рис. III.32 г, III.33 б). Этот вывод согласуется с реакционными структурами, изученными в данных образцах, например, с образованием атоллового граната вокруг кордиерита рис. III.34. Р-Т тренды для обоих образцов хорошо согласуются, что доказывает корректность оценки эволюции параметров метаморфизма для соответствующего участка Канского комплекса (см. рис. II.1).

Рис. III.35

Рис. III.36

    В обр. K-170 крупные удлиненные порфиробласты граната (NMg = 36-37) окружены более поздними каймами и мелкими скелетными сростками Grt (NMg = 38-40) с Sil и Qtz, развивающимися за счет кордиерита. Магнезиальность кордиерита по направлению к гранату возрастает (рис. III.35 а). С учетом изменения состава граната тренд ретроградного метаморфизма с понижением температуры сечет изоплеты магнезиальности граната в сторону ее повышения (NMg = 36->40). Результаты геотермобарометрии для этого образца показаны на рис. III.35 б, в. Видно, что оценки Р-Т параметров по Grt-Crd-Sil-Qtz геотермобарометру для данного образца отвечают в основном среднетемпературной части его ретроградной эволюции. О более высоких температурах пика метаморфизма [750-850оС по Grt-Bt геотермометру (Perchuk, 1990)] для данного образца говорит присутствие в отдельных порфиробластах граната (NMg=33-34) включений железистого Bt (NMg=50-60), изолированного кварцем. Соотношения ретроградного тренда с изолиниями постоянных количеств граната (рис. III.35 в) хорошо согласуется с ростом Grt-Sil-Qtz скелетных сростков за счет Crd на фоне снижения температуры.
    Образец K-106 характеризуется самым железистым составом граната, проанализированным в метапелитах кузеевской толщи (NMg=25-27). Магнезиальность кордиерита заметно растет по направлению к гранату (NMg увеличивается от 73 до 81), тогда как NMg граната по направлению к Crd остается практически постоянным или слабо уменьшается. Соотношения ретроградного тренда с изолиниями постоянных количеств граната (рис. III.36) свидетельствует о его росте со снижением температуры и согласуется с обрастанием кордиерита гранатом, зафиксированным для данного образца.
Атамановская толща.

Рис. III.37

Рис. III.38

    Образцы А-643 и А-538 характеризуются сходными профилями зональности граната и кордиерита (рис. III.37 а, б, III.38 а, б). Магнезиальность Crd по направлению к гранату существенно возрастает (NMg увеличивается от 65-70 до 77-80). Магнезиальность порфиробластов граната остается практически постоянной (NMg=23-25) и лишь в узкой зоне (100-150 микрон) вблизи контакта с Crd слегка возраствет до NMg=27-29. В отдельных случаях фиксируется последующее снижение магнезиальности граната до NMg=24-25 в приконтактовой зоне (10-20 микрон). Такая же магнезиальность характерна для мелких идиоморфных кристаллов граната в кордиерите. Расчетный тренды для данных образцов показаны на рис. III.37 в, г, III.38 в, г Краевые зоны граната часто окружены сростками Sil и Qtz, свидетельствующими о протекании реакции Crd=>Grt+Sil+Qtz. Направление реакции хорошо согласуется с расчетными соотношениями приведенными на рис. III.37 г, III.38 г. Тренды для обоих образцов практически совпадают, что служит подтверждением корректности оценки изменения параметров в ходе метаморфической эволюции соответствующего участка Канского комплекса (см. рис. II.1).

Рис. III.39

Рис. III.40

    Образцы А-258 и А-275 также характеризуются похожими составами и профилями зональности граната и кордиерита (рис. III.39 а-г, III.40 а, б). Магнезиальность Crd по направлению к Grt всегда возрастает (от NMg=60-65 до NMg=75-82). Магнезиальность большинства порфиробластов граната остается практически постоянной (рис. III.39 б, NMg=20-21) и увеличивается лишь в узкой зоне вблизи контакта с кордиеритом до NMg=22-23. В отдельных случаях фиксируется последующее снижение магнезиальности граната до NMg=18-20 в приконтактовой зоне порфиробластов (10-20 микрон) и в обрастающих их на контакте с кордиеритом мелких скелетных кристаллах Grt вместе с Sil+Qtz. В обр. A-275 обнаружен крупный изометричный порфиробласт граната с включениями кварца, магнезиальность которого отчетливо снижается по направлению к краям (рис. III.40 б) от NMg=20-21 до NMg=17-18. На контакте с кордиеритом магнезиальность в новообразованной кайме граната вновь возрастает до NMg=20-21. Еще более значительное повышение магнезиальности граната до (NMg=25-30) зафиксировано в мелких идиоморфных кристаллах граната заключенных в кордиерите. Расчетный тренды для образцов А-258 и А-275 показаны на рис. III.39 д, е, III.40 в, г. Высокотемпературная часть ретроградной истории (Т=800-750оС Р=5.5-4.5 кбар) получена только для образца А-275 с использованием составов центральных частей контактирующих порфиробластов граната и кордиерита. Высокие температуры, рассчитанные для этой стадии по Grt-Crd равновесию подтверждаются данными (T=750oC) Grt-Bt геотермометрии с использованием составов включений биотита (NMg=43-44) в кварце, захваченном гранатом (NMg=20-21) при его росте. Заметное увеличение магнезиальности граната соответствует последующей стадии интенсивного охлаждения породы в интервале ~700-600оС на фоне постоянства или слабого повышения давления, составлявшего в среднем около 4 кбар. Как можно видеть из расчета количественных соотношений минералов (рис. III.39 е, III.40 г) именно этой стадии соответствовал интенсивный рост граната (рис. III.26 а) за счет кордиерита. Самые внешние каймы граната, характеризующиеся снижением магнезиальности (рис. III.39 б, г) были сформированы на фоне снижения как температуры (до ~550оС) так и давления (до ~3 кбар). Таким, образом тренды эволюции образцов А-258 и А-275 имеют относительно сложную конфигурацию, которая тем не менее, однозначно отвечает закономерностям изменения составов сосуществующих минералов в ходе метаморфической истории пород соответствующего участка Канского комплекса (см. рис. II.1).

Породы экзоконтакта Канского гранулитового комплекса.

Рис. III.41

    Для определения эволюции Р-Т параметров метаморфизма и деформаций пород экзоконтакта были детально исследованы два образца пород из Юксеевского зеленокаменного комплекса. Первый из них представлен гранат-содержащим слюдистым сланцем T-218 а второй - безгранатовым амфиболитом T-244 (табл. III.1).
    Для слюдистого сланца T-218 были использованы Grt-Bt геотермометр (Perchuk, 1990) и полуэмпирический Grt-Bt-Ms-Qtz геобарометр (ур-е I.1.8). Результаты расчета Р-Т параметров для образца T-218 приведены в таблице III.4.
    Для амфиболита T-244 был использован эмпирический амфиболовый геотермобарометр (см. Главу I, ур-я I.1.13, I.1.14). Результаты расчета Р-Т параметров для образца T-244 содержатся в таблице III.5.
    Образцы T-218 и T-244 содержат в основном композиционные свидетельства пика метаморфизма и его ретроградной стадии (рис. III.7 г-е). Рассчитанные Р-Т параметры отражают поэтому только позднюю син-D2 и пост-D2 эволюцию пород зеленокаменного пояса. Абсолютные значения температур и давлений метаморфизма для слюдистого сланца и амфиболита хорошо согласуются между собой (табл. III.4, III.5, рис.III.41), что говорит о согласованности использованных геотермобарометров. Пик метаморфизма пород Юксеевского комплекса соответствует температуре ~660oC и давлению ~5.8 кбар. Эти параметры попадают в область стабильности силлиманита и согласуются с его находками в пределах Юксеевского комплекса (кианит в породах экзоконтакта Канского гранулитового комплекса отсутствует).

    Шарыжалгайский выступ в Юго-Западном Прибайкалье

Рис.III.42

    Оценки температур и давлений для пород Шарыжалгайского комплекса в основном получены с использованием Grt-Crd-Sil-Qtz (реакции 1 и 2 в таблице I.2) и Grt-Crd-Opx-Qtz (реакции 5 и 2 в таблице I.2) геотермобарометов. Соответствующие минеральные ассоциации присутствует в большинстве метапелитов (см. табл.III.1). Петрографические исследования Grt-Crd-Opx-Qtz пород (Perchuk, 1989) показали, что для них часто характерны реакции распада граната Grt+Qtz=>Opx+Crd (рис.III.22 г). Во многих Grt-Crd-Sil-Qtz породах реакционные соотношения между гранатом и кордиеритом не выражены. Задача геотермобарометрии сводилась к определению для конкретных образцов сопряженной эволюции составов Grt, Crd и Opx по их зональности и последующему расчету Р-Т параметров по составам, отвечающим различным стадиям этой эволюции. Методика геотермобарометрии была аналогичной уже описанной для пород Канского комплекса. Ниже приводится описание результатов геотермобарометрии для 8 наиболее детально изученных образцов. Оценки Р-Т параметров для этих образцов приведены в таблице III.3.

Рис. III.43

    Образцы B244 и B245 представляют собой Grt+Crd+Opx+Qtz чарнокитоиды из восточной части байкальского разреза. В обр. B244 зерна граната окружены каймой кордиерита, содержащей редкие удлиненные лейсты красно-бурого биотита. Гранат-кордиеритовые ядра окружены зональной каймой. Внутренняя (ближняя к кордиериту) ее часть сложена симплектитом плагиоклаза и ортопироксена, содержащим также зерна кварца, ильменита, биотита. Внешняя часть каймы - фактически мономинеральный агрегат зерен ромбического пироксена. В обр. B245 развиты симплектовые гиперстен-кордиеритовые каймы, замещающие порфиробласты граната. Иногда в этих каймах присутствует зеленая шпинель и рудный минерал. Каймы, как правило, имеют зональное строение: симплектитовую - внутреннюю (ближнюю к гранату) часть, кордиерит в которой обычно преобладает, и почти мономинеральную, внешнюю ортопироксеновую оторочку (вероятно, отвечающую первичным контурам замещаемого зерна граната). Магнезиальность кордиерита по направлению к гранату возрастает (рис. III.42 а), отражая тендецию изменения его состава в ходе замещения граната. Магнезиальность граната в сторону контакта с кордиеритом несколько снижается (рис. III.42 б). Результаты геотермобарометрии для двух образцов показаны на рис. III.42  в. Высоко- и среднетемпературная (750-650оС) часть Р-Т тренда субпараллельна изоплете магнезиальности граната (NMg=40) и отвечает стадии субизобарического остывания, для которой могла быть характерна устойчивость граната или даже его рост. Низкотемпературная (650-550оС) часть полученного ретроградного тренда почти параллельна изоплете магнезиальности кордиерита (NMg=85) и отчетливо сечет изоплеты магнезиальности граната. На этой стадии, характеризующейся падением давления, могло протекать замещение граната ортопироксеном и кордиеритом.

Рис. III.44

    Обр.ВL3M3. Высокоглиноземистый гнейс в виде полутораметрового пласта, мощностью 1.5 м среди эндербитов и кристаллических сланцев западной части байкальского разреза. Видны хорошо 

Рис. III.45

развитые реакционные каймы кордиерита и ортопироксена вокруг граната (рис.III.22 г), особенно на его контактах с зернами кварца. Соотношения зональности граната и кордиерита в целом аналогичны уже описанным для образцов B244 и B245: магнезиальность кордиерита по направлению к гранату возрастает (рис. III.43 а) а магнезиальность граната в сторону кордиерита - снижается (рис. III.43 б). Результаты геотермобарометрии этого образца показаны на рис. III.43 в. По аналогии с предыдущими образцами на построенном Р-Т тренде так же выделяется два участка: среднетемпературный (700-600оС) субизобарического остывания и низкотемпературный (600-550оС) - декомпрессионного остывания.

    Обр.BL10J - полосчатый, мигматизированный гнейс, отобранный в западной части байкальского разреза в непосредственной близости от обр.ВL3M3. В отличие от последнего порода не содержит ортопироксена и реакция между гранатом и кварцем с образованием кордиерита и ортопироксена в нем не фиксируется. Кроме того, в образце присутствуют силлиманит и андалузит. Гранат и кордиерит характеризуются повышенной железистостью, что в целом весьма характерно для Grt+Crd+Sil+Qtz парагенезисов по сравнению с сопряженными Grt+Crd+Opx+Qtz ассоциациями. Магнезиальность граната довольно постояннна и заметно снижается только в контакте с биотитом (рис. III.44 а). Магнезиальность кордиерита, проанализированного вблизи граната, обычно заметно выше, чем на удалении от него (рис. III.44 а). Значения температур и давлений а также Р-Т тренд, хорошо согласуются с таковыми для обр. ВL3M3 (ср. рис. III.44 б и III.43 в). Это говорит о надежности результатов геотермобарометрии для данного участка комплекса. В своей высокотемпературной части этот тренд параллелен изоплете магнезиальности граната (NMg=20) (рис. III.44 б). Как было показано ранее для Grt+Crd+Sil+Qtz парагенезисов, такое снижение температуры должно сопровождаться небольшим ростом количества граната в породе. Это согласуется с хорошей сохранностью порфиробластов граната и отсутствием следов их замещения кордиеритом.

Рис. III.46

Рис. III.47

    Образцы A-27, А-68 и A-187 представляют слабо полосчатые немигматизированные глиноземистые гнейсы, отобранные в восточной части байкальского разреза, в пределах межкупольных синформ. При этом в образце А-27 присутствует ассоциация Grt+Crd+Opx+Qtz а в двух других - Grt+Crd+Sil+Qtz. Гранат во всех образцах характеризуется идиоморфными очертаниями, следы его замещения кордиеритом отсутствуют. В обр. А-187 гранат на контакте с кордиеритом окружен мелкими иглами силлиманита, что свидетельствует о протекании реакции Crd=>Grt+Sil+Qtz. Магнезиальность центральных и краевых зон граната во всех образцах практически не различается (рис.III.45 б), тогда как кальциевость всегда снижается к краям зерен (рис.III.45 б). Абсолютные значения магнезиальности граната в ортопироксенсодержащем образце (А-27, NMg=37) заметно выше чем, в силлиманитсодержащих (А-68, NMg=30; А-187, NMg=31). Магнезиальность кордиерита несколько растет по направлению к краям зерен (рис.III.45 а). Расчетные Р-Т тренды, субпараллельны изоплетам магнезиальности граната в соответствующих парагенезисах и хорошо согласуются с высокотемпературной (субизобарической) частью тренда образцов В244 и В245 (ср. рис. III.45 в, III.46, и III.42 в). Хорошая сохранность граната в образцах согласуется с расчетными масс балансовыми соотношениями (рис. III.46 в).
    Обр.B125 - сапфиринсодержащий кварцит, отобранный в обнажениях на р.Полуденный Тойсук. Структура матрицы породы мелко- и среднезернистая, равномернозернистая с крупными порфиробластами граната и каймами кордиерита. Основная масса породы сложена кварцем, у контактов которого с гранатом реакционные каймы не возникают. В матрице рассеяны зерна сапфирина, граната, силлиманита, рутила, биотита. В кордиеритовых каймах встречаются шпинель и биотит. Наиболее магнезиальный гранат NMg=33-34 находится в срастании с сапфирином, а со шпинелью равновесен гранат с NMg=30. Магнезиальность крупных порфиробластов граната, резорбированных кордиеритом отчетливо уменьшается в сторону контактов с кордиеритом (рис.III.47 а, б). Магнезиальность кордиерита в каймах увеличивается в направлении контакта с гранатом (рис.III.47 а, б). Оценки Р-Т параметров метаморфизма для данного образца, полученные с использованием Grt-Crd-Sil-Qtz геотермобарометра хорошо согласуются с низкотемпературной (декомпрессионной) частью тренда образцов В244 и В245 (ср. рис. III.47 в и III.42 в). Заметное падение давления на этой стадии является причиной снижения магнезиальности граната в парагенезисе с силлиманитом и кварцем и его частичного замещения разрастающимися каймами кордиерита.

    Лапландский комплекс на Кольском полуострове
Породы Лапландского гранулитового комплекса.

Рис. III.48

    Условия метаморфизма пород Лапландского гранулитового комплекса и пояса Тана освещались в нескольких работах (Фонарев, 1994; Barbey & Raith, 1990; Daly & Bogdanova, 1991; Raith et al., 1982). Однако единого результата в оценке Р-Т параметров и выделении стадий метаморфизма на сегодняшний день нет. В фельзитовых гранулитах С.Дэйли и С.Богданова (Daly & Bogdanova, 1991) выделяют две стадии деформаций и метаморфизма, протекавших при (1) Т = 840oС, Р = 9.5 кбар и (2) 770-675oС и 7.5 - 5.5 кбар. Более высокие Р-Т параметры определены ими для метаморфизованных эндербитов, прорывающих метапелиты: 910oС и 8.7 + 0.7 кбар, тогда как для мигматизированных метапелитов центральной части Лапландского гранулитового комплекса они дают оценку 790oС и 7.3 кбар. П.Хёрманн с сотрудниками (Hormann et al., 1980), а также М.Райта с соавторами (Raith et al., 1982) также выделяют две стадии метаморфизма: синкинематическую (Т=850oС, Р = 8 кбар, XCO2fl >0.8), и посткинематическую, ретроградную (Т = 830 - 760oС и Р = 7.2 - 6.2 кбар, XCO2fl = 0.9 - 0.6). При этом параметры метаморфизма уменьшаются с юго-запада на северо-восток.
    В отличии от упомянутых выше авторов, В.И.Фонарев с соавторами (1994) в лапландских гранулитах выделяет четыре стадии деформаций и метаморфизма: (1) Т=860-925oС, Р =11.3 кбар; (2) Т=780-810oС, Р=8.6-10.5 кбар; (3) Т=675-7200С, Р=7.6-7.7 кбар; (4) Т=565-605oС, Р=3.9 кбар. Направленность метаморфизма этих пород определена как ретроградная. Из приведенных данных очевидно, что в оценках этапов деформаций и связанных с ними стадий метаморфизма пород Лапладского комплекса между западными и нашими (см. также Минц и др., 1996) геологами существуют серьёзные разногласия.

Рис. III. 49

    В целом породы Лапландского комплекса бедны парагенезисами информативными для целей барометрии, поэтому получение надежных и детальных Р-Т трендов для этого комплекса является довольно трудной задачей. Исключение составляют только метапелиты (образцы lg33 и lg34, см. табл.III.1) из северной части комплекса содержащие парагенезис Grt+Crd+Sil+Qtz. Термобарометрия этих пород проведена с использованием Grt-Crd-Sil-Qtz геотермобарометра (реакции 1, и 2 в таблице I.2). Петрографические исследования этих пород показали, что для них характерно наличие двух основных типов реакционных структур: (1) структуры замещения раннего граната с ориентированными включениями силлиманита и кварца каймами кордиерита (рис. III.11) и (2) собрастание реликтов раннего граната новообразованными Grt+Sil+Qtz каймами (рис. III.11, III.26 б). По направлению к контакту с гранатом NMg кордиерита непрерывно повышается, тогда как NMgGrt в центре зерна граната понижается, а во внешней кайме вновь возрастает (рис. III.48 а). Эффект возрастания магнезиальности обоих минералов - кордиерита и граната - по направлению к их контакту объясняется субизобарическим остыванием породы, что хорошо видно на рис. III.48 б, где линия Р-Т тренд при давлении около 5 кбар пересекает изоплеты граната и кордиерита в сторону повышения магнезиальности обоих минералов. Параметры пика метаморфизма пород определяются как 800оС и 6.7 кбар.
    Кроме того, был исследован образец Grt+Crd+Opx+Qtz метапелитов Колвицкого пояса (образец KL1098, см. табл.III.1), входящего в состав Лапландско-Колвицкого гранулито-гнейсового пояса (Минц и др., 1996). В данном образце широко представлены структуры замещения граната на контакте с кварцем Opx-Crd симплектитами (рис. III.22 б). Образец сильно деформирован и многие реакционные структуры имеют синдеформационный облик. В отличие от других образцов с подобными структурами ретроградная зональность граната в KL1098 проявлена незначительно: NMgGrt понижается от 56-57 в центрах порфиробластов до 53-54 на краях. Зональность Opx-Crd симплектитов аналогична изученной в подобных реакционных структурах метапелитов комплекса Лимпопо. Оценки Р-Т параметров для KL1098 получены с использованием Grt-Crd-Opx-Qtz геотермобарометра. Все минералы образца отличаются высокими значениями магнезиальности, что определяет высокобарный характер полученного ретроградного Р-Т тренда (рис.III.49). Максимальные значения температуры и давления отвечают 780оС и 7.9 кбар, соответственно, фиксируя начало образования Opx-Crd симплектитов в ходе охлаждения и декомпрессии породы на ретроградной стадии. В силу особенностей зональности сосуществующих минералов наклон ретроградного Р-Т тренда является довольно пологим и в своей низкотемпературной части (620оС, 6.6 кбар) он заходит в область устойчивости Ky.

Породы экзоконтакта Лапландского гранулитового комплекса.

Рис. III.50

    Для определения эволюции Р-Т параметров метаморфизма и деформаций пород экзоконтакта Лапландского пояса были детально исследованы образцы гранат-кианитовых слюдистых сланцев из Корватундровой серии Пояса Тана (Кротов, 1998). Для оценки температур был использован Grt-Bt геотермометр (Perchuk, 1990) и полуэмпирический Grt-Bt-Ms-Qtz-Ky геобарометр (Перчук и Кротов, 1998).
    В разделе "Петрография и минералогия" уже были описаны признаки синдеформационного роста граната и слоистых силикатов, признаки пика метаморфизма, а также микроструктуры, характерные для постдеформационной стадии. В шлифах эти стадии очень уверенно выделяются по ориентировке слюд и хлорита в основной массе сланца по отношению к тем же минералам, включенным в порфиробласты граната. Выводы об эволюции метаморфических событий в пределах пояса Тана, сделанные на основе петрографического изучения пород, хорошо подтверждаются микрозондовыми исследованиями зональности минералов. Практически в каждом образце сохраняются следы прогрессивного и регрессивного этапов, а также пика метаморфизма. Часто даже в пределах одного порфиробласта граната из двуслюдяных сланцев можно выделить зоны, состав и структура роста которых соответствует различным этапам метаморфизма, однако не во всех образцах эти этапы проявлены одинаково ярко.
    В сланцах хлорит-ставролитовой зоны (обр. Lap-18/2, Lap-20, Lap-19) доминируют следы прогрессивного этапа. Во всех изученных образцах из этой зоны встречаются ротационные порфиробласты граната с ярко выраженной прогрессивной зональностью - магнезиальность граната повышается от центров к краям зёрен и в этом же направлении падает марганцовистость. У самых краёв порфиробластов, в пределах 30-40 микрон, практически во всех образцах намечаются очень слабые инверсионные соотношения, отвечающие регрессивному этапу метаморфизма. Наиболее характерным примером описанной картины может служить образец Lap-20 (табл.III.1, рис.III.14 а, III.15 а).
    Пик метаморфических событий наиболее полно отражён в некоторых образцах слюдяных сланцев из кианит-биотитовой зоны и прежде всего в образце Lap-29b (табл.III.1, рис.III.15 б). Порфиробласты граната в этом образце обычно имеют сравнительно небольшое ядро, насыщенное включениями (рис.III.14 б) и широкую кайму, почти не содержащую включений, придающую порфиробласту в целом облик идиоморфного кристалла. Химической зональностью таких гранатов практически зафиксированы все три упомянутых выше стадии метаморфизма, хотя преимущественно в ней записаны проградная стадия и условия пика метаморфизма. Проградная стадия сохраняется в ядре, где содержание спессартинового компонента снижается в сторону краёв порфиробласта, тогда как NMgGrt слегка возрастает в пределах 2-3 мольных процентов. Условия пика метаморфизма запечатлены в основной части порфиробласта, где соотношения компонентов практически не изменяются. Лишь в узкой краевой зоне наблюдается резкое падение пироповой составляющей, что позволяет отнести её к ретроградному этапу метаморфизма.
    Наиболее ярко ретроградный этап проявлен в образце Lap-15 (табл.III.1, рис.III.14 в, III.15 в) из кианит-биотитовой зоны. Следы прогрессивного метаморфизма в этом образце не выявлены. Гранат в нём представлен относительно мелкими (до 1.5 мм) порфиробластами, почти не содержащими включений. Химическая зональность граната (понижение магнезиальности и повышение марганцовистости от центров к краям зёрен) свидетельствует о том, что рост (или перекристаллизация) этого граната начался на пике метаморфизма и завершился на регрессивной стадии. В этом же образце встречены зёрна граната, практически гомогенные по составу, которые могут быть отнесены к пику метаморфизма.
    Результаты расчетов Р-Т параметров метаморфизма представлены в таблице III.4 и на рис.III.50. Точки на диаграммах рис.III.50 образуют тренд, отражающий погружение сланцев до глубины порядка 20 км а затем их ретроградную декомпрессию и охлаждение. Проградная и ретроградная ветви тренда, закрученного по часовой стрелке, сближены меду собой. Прараметры пика метаморфизма соответствуют температуре 625+15oC и давлению 7.0+0.3 кбар. Расчетный тренд метаморфизма лежит в кианитовом поле, что согласуется с устойчивостью этого минерала в породах пояса Тана. Низкотемпературная часть тренда попадает в поле устойчивости андалузита, который в исследованных слюдистых сланцах не обнаружен. Тем не менее, по неопубликованным данным П. Хольтта на территории Финляндии породы зоны II пояса Тана (cм. рис.III.11, III.12), в их непосредственном контакте с кратоном подверглись более глубокой гидратации, вплоть до разложения граната с образованием хлорита, сопровождающееся возникновением андалузита по кианиту.

    Пояс Лимпопо в Южной Африке
Породы гранулитового комплекса Лимпопо.

Рис. III.51

Рис. III.52

    Оценки температур и давлений для пород пояса Лимпопо получены с использованием Grt-Crd-Sil-Qtz (реакции 1 и 2 в таблице I.2) и Grt-Crd-Opx-Qtz (реакции 5 и 2 в таблице I.2) геотермобарометов. Соответствующие минеральные ассоциации присутствует в большинстве метапелитов (см. табл.III.1). Петрографические исследования этих пород показали, что для них характерно наличие двух основных типов реакционных структур:
        (1) структуры распада раннего граната (реакции разуплотненния, рис. III.22 а, в), связанные с режимом декомпрессионного остывания;
        (2) структуры роста новообразованного граната (реакции уплотнения, III.26 в, г), связанные с режимом субизобарического остывания.

    Структуры первого типа развиты в большинстве исследованных образцов, тогда как структуры второго типа характерны в основном для образцов, отобранных в краевой части комплекса на расстоянии <45 км от его южного контакта с породами кратона Каапвааль. В некоторых образцах присутствуют сразу оба типа структур, причем структуры второго типа всегда более поздние и часто развиваются по структурам первого типа. Степень замещения реликтового граната в структурах декомпрессионного остывания колеблется в пределах 10-100% и в целом тем выше, чем выше валовая магнезиальность породы (Van Reenen, 1983; Smit & Van Reenen, 1997). В некоторых метапелитах из Центральной Зоны реакционные соотношения между гранатом и кордиеритом не выражены.

Рис. III.53

Рис.III.54

    Развитие различных типов структур сопровождается закономерными отличиями в зональности сосуществующих минералов. Так, для реликтовых гранатов из структур декомпрессионного остывания характерна отчетливо выраженное снижение магнезиальности от центров к краям зерен которое часто составляет 8-12 номеров. Кордиерит и ортопироксен в коронарных структурах, окружающих реликтовый гранат обачно имеют довольно выдержанный состав. Ядра таких гранатов обычно богаты гроссуляровым компонентом. Для новообразованных гранатов из структур субизобарического остывания характерна низкая кальциевость и постоянная магнезиальность. Кордиерит, ассоциирующий с таким гранатом всегда заметно (на 5-10 номеров) повышает свою магнезиальность к краям зерен. Задача геотермобарометрии сводилась к определению для конкретных образцов сопряженной эволюции составов Grt, Crd и Opx по их зональности и последующему расчету Р-Т параметров по составам, отвечающим различным стадиям этой эволюции. Ниже приводится описание результатов геотермобарометрии для 8 наиболее детально изученных образцов. Оценки Р-Т параметров для этих образцов приведены в таблице III.3.

Рис. III.56

Рис. III.55

    Образцы BY27 и BY30, отобраны в пределах Центральной Зоны. BY27 лишен отчетливых реакционных структур, а в BY30 присутствуют следы замещения граната кордиеритом (рис.III.21). Зональность сосуществующих минералов в этих образцах развита довольно отчетливо (рис. III.51 а-в, рис.III.21) и позволила восстановить их Р-Т эволюцию. Для обоих образцов был определен режим декомпрессионного остывания (рис. III.51 г,д, рис.III.52). Как можно видеть из диаграмм рис. III.51 д Р-Т тренд для BY27 субпараллелен линиям постоянного количества граната в парагенезисе Grt+Opx+Crd+Qtz. Это хорошо согласуется с отсутствием реакционных взаимоотношений между минералами. Р-Т тренд для BY30 в своей высокотемпературной части пересекает изолинии количеств граната в сторону его разложения, что согласуется с наличием соответствующих реакционных структур (рис.III.21). Несмотря на заметные различия в парагенезисах и составе минералов, тренды для образцов BY27 и BY30, отобранных в пределах сближенных участков Центральной Зоны (рис.II.13) практически совпадают. Это говорит о надежности и согласованности Р-Т определений по Grt+Opx+Crd+Qtz (BY27) и Grt+Sil+Crd+Qtz (BY30) геотермобарометрам.

Рис.III.58

Рис.III.57

    Образцы DR45, LW7 и JC1 характеризуются отчетливым развитием коронарных структур декомпрессионного остывания, выраженных в замещении раннего граната Opx-Crd симплектитами (рис. III.22 а, в, III.53). Структуры роста более позднего по отношению к этим симплектитам новообразованного граната в данных образцах не проявлены. Порфиробласты граната часто содержат ядра богатые Prp (NMg= 45-55) и Grs составляющими а их магнезиальность заметно снижается от центров к краям зерен в сторону Crd-Opx симплектитов (см. рис.III.54 в, III.55 б, III.56 в). В образцах DR45 и JC1 ранний гранат часто имеет отчетливые атолловые очертания и развивается вокруг крупных удлиненных зерен раннего глиноземистого ортопироксена (рис.III.53) составы сосуществующего граната и ортопироксена в DR45 фиксируют параметры пика метаморфизма (870-820оС, Grt-Opx термометр, Perchuk & Lavrent'eva, 1990). Рост атоллового граната видимо протекал за счет реакции 3En + OK => Prp, связанной с остыванием на ранней постпиковой истории. Для обр.DR45 это подтвержено расчетными соотношениями Р-Т тренда с линиями постоянного количества граната в парагенезисе Grt+Opx+Qtz без Crd (рис.III.54 д) Этот парагенезис был в породе до образования коронарных структур (до начала расчетного Р-Т тренда, см. жирный пунктир на рис.III.54 д), поскольку матричный кордиерит в образце отсутствует. Полученные тренды декомпрессионного остывания для этих трех образцов представлены на рисунках III.54- III.56 и согласуются как с зональностью (сопоставьте зональность минералов на рис.III.54-III.56 и соотношения трендов с изоплетами магнезиальности), так и с реакционными соотношениями минералов (сопоставьте реакционные структуры на рис. III.22 а, в, III.53 и соотношения трендов с изолиниями количества граната).

Рис. III.60

Рис.III.59

    Образцы DV101, DR19 и DV81 отобраны в пределах Южной Краевой Зоны на небольшом удалении от ее контакта с породами кратона Каапвааль. Эти образцы характеризуются однотипными реакционными соотношениями минералов, свидетельствующими о смене режима декомпрессионного остывания режимом субизобарического остывания на поздней стадии ретроградной истории. Первая стадия характеризуется замещением раннего граната Opx-Crd симплектитами по реакции Grt+Qtz=>Crd+Opx. Вторая стадия начинается с роста новообразованного атоллового и идиоморфного граната замещающих Opx-Crd аггрегаты в соответствии с реакцией Crd+Opx=>Grt+Qtz (рис.III.28 а). Завершается эта стадия обрастанием как реликтового, так и атоллового граната Grt+Sil+Qtz симплектитами на контакте с кордиеритом (рис.III.26 а) и (реже) плагиоклазом (рис.III.28 б), что отвечает реакциям Crd=>Grt+Sil+Qtz и An=>Grs+Sil+Qtz, соответственно.
    Степень замещения граната Opx-Crd симплектитами в этих образцах различна: в обр. DV101 ранний гранат полностью замещен а количесство новообразованного не превышает 5 % от объема Opx+Crd аггрегатов (рис.III.28 а); в обр. DV81. и DR19 объем сохранившегося и вновь образованного граната приблизительно равен объему симплектитов. Изучение зональности граната в образцах показало, что только в DV81 порфиробласты граната неправильной формы, окруженные Opx+Crd симлектитами содержат ядра повышенной кальциевости и магнезиальности которая может характеризовать реститы раннего граната (рис.III.57). В DV101 и DR19 состав неправильных и атолловых порфиробластов граната не отличается от состава этого минерала в новообразованных Grt+Sil+Qtz сростках, замещающих кордиерит (рис.III.27, III.59 а). Это позволяет сделать вывод, что большая часть граната в данных образцах была образована и перекристаллизована на относительно поздней субизобарической стадии ретроградной истории.

Рис.III.61

    Полученные тренды для этих трех образцов представлены на рисунках III.57- III.59. Ранняя декомпрессионная часть этих трендов, соответствующая образованию Opx+Crd симлектитов проведена достаточно условно, от пика метаморфизма, полученного для образца DR45, отобранного в пределах Южной краевой зоны. Составы сосуществующих минералов в основном фиксируют более позднюю субизобарическую часть ретроградной истории. Соотношения построенного Р-Т тренда с изолиниями количества граната в парагенезисе Grt+Opx+Crd+Qtz для обр.DR19 (III.59 а) хорошо согласуются с описанной последовательностью метаморфических реакций.
    Метапелиты R8 и DV3 гидратированы на наиболее поздней стадии своей термодинамической истории. Ранние структуры в этих породах в целом аналогичны проявленным в образцах DV101, DR19 и DV81 и также свидетельствуют о наличии двух ранних этапов (декомпрессионного остывания и субизобарического остывания) их ретроградной истории. Реакционные структуры соответствующие этим этапам, однако в значительной мере затушеваны более поздними процесами гидратации, связаннми с замещением Opx и Crd ортоамфиболом и Bt+Sil/Ky сростками. Как показали результаты геотермобарометрии (рис.III.60 б, III.61 б) гидратация имела место на фоне снижения как температуры так и давления и соответствовала наиболее поздней стадии эволюции гранулитов отвечающей декомпрессионному охлаждению в интервале температур 600-500оС.

Породы экзоконтакта гранулитового комплекса Лимпопо.

Рис.III.62

    Для определения эволюции Р-Т параметров метаморфизма и деформаций пород экзоконтакта пояса Лимпопо были детально исследованы образцы гранат-содержащих слюдистых сланцев SL22 и K5 из зеленокаменного пояса Свазерленд и порфиробластический безгранатовый амфиболит LIM101b из зеленокаменного пояса Реностеркопи. Оба эти пояса непосредственно примыкают к сдвиговой зоне Хот Ривер и подверглись интенсивному метаморфизму и деформациям в ходе надвига гранулитов на породы кратона Каапвааль.
    Для слюдистых сланцев SL22 и K5 были использованы Grt-Bt геотермометр (Perchuk, 1990) и полуэмпирический Grt-Bt-Ms-Qtz геобарометр (ур-е I.1.8). Результаты расчета Р-Т параметров для этих образцов приведены в таблице III.4. Образцы SL22 и K5 содержат в композиционные свидетельства как проградной так и ретроградной ветвей метаморфизма (рис. III.18 б, III.62 а, б). При этом проградное возрастание температуры до пика метаморфизма зафиксировано составами синдеформационной генерации граната а ретроградному этапу отвечают составы постдеформационных гранатов
    Для оценки Р-Т параметров метаморфизма амфиболита LIM101b использован эмпирический амфиболовый геотермобарометр (см. Главу I, ур-я I.1.13, I.1.14). Результаты расчета Р-Т параметров для этого образца приведены в таблице III.5. Интересно, что в отличие от большинства других амфиболитов порфиробласты амфибола в образце LIM101b сохран или свидетельства проградной ветви метаморфизма. Эти порфиробласты в ряде случаев содержат ядра богатые актинолитовой составляющей. Содержание Al2O3 в таких порфиробластах отчетливо растет от центра к краям зерен (рис.III.20), отражая возрастание как температуры, так и давления (рис.III.62 г). Края порфиробластов, содержащие включения мелких зерен клинопироксена, представлены чермакитовой роговой обманкой, аналогичной по составу мелким синдеформационным зернам в матрице породы. Состав плагиоклаза характеризуется ростом анортитовой составляющей от центров (NAn=33-34) к краям (NAn=40-44) зерен. Снижение температуры и давления (рис.III.62 г) зафиксировано по составам краевых частей мелких постдеформационных зерен и по вторичным генерациям актинолитов, развивающихся по трещинам.
    Абсолютные значения температур и давлений метаморфизма для слюдистых сланцев и амфиболита хорошо согласуются между собой (табл. III.4., III.5., рис.III.62 в, г). Пик метаморфизма пород южного экзоконтакта гранулитового комплекса Лимпопо соответствует Т~600oC и Р~5.0 кбар. По всей видимости оценки давлений являются несколько заниженными, поскольку попадают область стабильности силлиманита, тогда как в пределах изученных зеленокаменных поясов зафиксированы находки кианит-содержащих пород. Датирование синдеформационного кианита зоны Хот Ривер (Kreissig & Holzer, 1997) показало, что его образование отвечает времени надвига гранулитов на породы кратона Каапвааль и, следовательно, отражает условия метаморфизма, наложенного на породы сопряженных зеленокаменных поясов.

<<назад

вперед>>

Полные данные о работе Геологический факультет МГУ
 См. также
Анонсы конференцийГранулитовые и эклогитовые комплексы в истории Земли
НовостиВ Киеве пройдет Международная научно-практическая конференция "Стратиграфия, геохронология и корреляция нижнедокембрийских породных комплексов фундамента Восточно-Европейской платформы" с 31 мая по 4 июня.
ДиссертацииГеология и эволюция земной коры восточной Антарктиды в протерозое-раннем палеозое:
ДиссертацииГеология и эволюция земной коры восточной Антарктиды в протерозое-раннем палеозое: Основные защищаемые положения и их обоснование.
ДиссертацииМинерагения благородных металлов и алмазов северо-восточной части Балтийского щита:
ДиссертацииМинерагения благородных металлов и алмазов северо-восточной части Балтийского щита:

Проект осуществляется при поддержке:
Геологического факультета МГУ,
РФФИ
   
TopList Rambler's Top100