Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия

    Геодинамика формирования докембрийских гранулитовых комплексов является сложной и дискуссионной проблемой (например, Perchuk, 1989, 1990; Harley, 1989; Thompson, 1990; Spear, 1993). Так, С.Харли (Harley, 1989) на основе анализа более 90 гранулитовых комплексов пришел к выводу, что их Р-Т история существенно разнится и, поэтому, не может быть предложено универсальной геодинамической модели формирования гранулитов. Поэтому, вопрос о происхождении подобных комплексов или их групп должен решаться с максимальным использованием существующих геологических, геофизических, геохронологических, структурных, геохимических, петрологических и других данных, а также (что особенно актуально для контроля физической состоятельности тектонических гипотез) результатов геодинамического моделирования (например, Перчук и Геря, 1998б,в,г; Perchuk et al., 1997a,b; 1998a,b; Perchuk & Gerya, 1995, 1998a,b; Gerya et al., 1999).
    Рассмотрение геодинамики формирования изученных докембрийских гранулитовых комплексов предполагает анализ как минимум трех важных взаимосвязанных аспектов:
    (1) Структурно-метаморфическая история протолита;
    (2) Геодинамический контроль гранулитового метаморфизма;
    (3) Механизмы подъема (эксгумации) гранулитовых комплексов к земной поверхности.
Последовательному анализу этих аспектов для исследованных комплексов и посвящена настоящая глава.

IV.1 Структурно-метаморфическая история протолита.

Рис.IV.1

    Восстановление догранулитовой истории протолита существенно затруднено высокотемпературным характером наложенного метаморфизма гранулитовой фации, затирающего большую часть более ранней структурной и петрологической информации (например, Perchuk, 1985, 1989). Следствием этого является, в частности, отсутствие надежных данных о проградной стадии гранулитового метаморфизма и ретроградный характер гранулитовых Р-Т трендов. Однако, определенная геодинамически важная информация все же сохраняется.
    - исследованные гранулитовые комплексы содержат высокометаморфизованные аналоги супракрустальных пород характерных для докембрийских зеленокаменных поясов (например, Петрова, Левицкий, 1984; Ножкин, Туркина, 1993; Van Reenen, Smit, 1996).
    - часть гранулитов сохраняет следы ранних деформаций, сходных по характеру с более древними низкометаморфизованными породами примыкающих зеленокаменных комплексов и кратонов (например, van Reenen & Smit, 1996; Smit et al., 1999, см. также раздел III.4).

Рис.IV.2

    Следовательно история исследованных гранулитов была генетически связана с эволюцией примыкающих докембрийских кратонов, породы которых явились протолитом для заметной части вещества гранулитовых комплексов (Перчук, 1993; Perchuk, 1989). Очевидно, что эти породы испытали погружение в ходе своей догранулитовой истории. В литературе достаточно подробно рассмотривается лишь тектонический механизм (обычно коллизионный) такого погружения (например, Теркот и Шуберт, 1985; England & Thompson, 1984; Harley, 1989). Однако из теоретических моделей Е.Артюшкова (1979), модельных экспериментов Х.Рамберга (1984) и тектонических моделей В.В.Белоусова (1969, 1989), В.В. Эза (1991, 1997) и М.А.Гончарова (1989) следует также и гравитационный механизм погружения.
    Тектоническое погружение связано с воздействием на континентальную кору внешних растягивающих, либо сжимающих напряжений. В случае растягивающих напряжений погружение супракрустальных пород связано с прогибанием коры и накоплением более молодых толщ, которые затем также могут войти в состав гранулитового комплекса или его тектоно-метаморфического окружения. Такой случай, возможно, имел место в Енисейском кряже, где возраст протолита для Канской серии (>2700 млн. лет) значительно древнее, чем для aссоциирующих с ними пород Енисейской серии (~1900 млн лет), накопление, метаморфизм и гранитизация которых протекали почти синхронно с гранулитовым метаморфизмом (Бибикова и др., 1993а). В случае сжимающих напряжений погружение будет связано с коллизией коры за счет ее гомогенного, надвигового или комбинированного утолщения (например, Теркот и Шуберт, 1985; England & Thompson, 1984). Очевидно, что коллизия должна сопровождаться формированием единообразной системы ранних деформаций, как в пределах будущего гранулитового комплекса, так и в примыкающих породах кратона. Такие ранние (догранулитовые) D1 деформации изучены, например, в гнейсах комплекса Лимпопо (Van Reenen & Smit, 1996; Глава III). Тектонические механизмы погружения супракрустальных пород являются общепринятыми и широко используются при геодинамических построениях для исследованных комплексов (например, Минц и др., 1996; Van Reenen & Smit, 1996).
    До 90-х годов гравитационный механизм погружения в приложении к гранулитовым почти не дискутировался, поскольку ему противостояла бурно развивающаяся коллизионно-эрозионная модель (см. обзор Thompson, 1990). Вместе с тем было очевидно, что в архейских гранит-зеленокаменных поясах по мере "роста" (подъема) гнейсовых куполов относительно плотное и вязкое вещество собственно зеленокаменных поясов должно погружаться на более низкие горизонты континентальной коры (например, Talbot, 1968, 1971, 1977). Иными словами, подъем диапиров в гравитационном поле неизбежно должен сопровождаться погружением вмещающих их более плотных пород. Позднее (Perchuk, 1989) этот процесс получил название гравитационного переаспределения пород в земной коре. Чуть позже, он был численно смоделирован в рамках двумерной модели (Perchuk et al., 1992a) в приложении к кратонизации зеленокаменных поясов и к формированию "гранитного" и "базальтового" слоев континентальной земной коры (Перчук, 1993; Перчук и Подладчиков, 1993).
    Глубина погружения зеленокаменных поясов зависит от эффективных вязкостей коровых пород. В пределах кратонов зеленокаменные пояса приурочены к верхне-коровым горизонтам и глубина их заложения по геофизическим данным обычно не превышает 10 км (de Beer & Stettler, 1992; de Wit & Ashwal, 1997). Очевидно, что в случае разогрева нижней части коры до температур гранулитовой фации эффективные вязкости корового вещества будут значительно снижаться, что может инициировать процесс дальнейшего гравитационного погружения пород зеленокаменных поясов. Это предположение может быть проверено на конкретных объектах посредством численного моделирования, методы котрого рассмотрены в Главе 1. В качестве такого объекта выбран зеленокаменный пояс Мурчисон, залегающий в верхних коризонтах кратона Каапвааль, поскольку для этого пояса имеется добротная геофизическая информация (de Beer & Stettler, 1992). Результаты численного моделирования показывают высокую эффективность механизма гравитационного погружения. На рис. IV.1 и IV.2 видно, что процесс гравитационного погружения должен вести к существенному деформированию и "растаскиванию" вещества зеленокаменных поясов на нижне-коровых горизонтах (рис. IV.1). Между тем рис. IV.2 демонстрирует, что погружение зеленокаменного пояса может инициировать коровую тепловую конвекцию (например, Эз, 1997; Dirks, 1995). Это значительно ускоряет погружение и деформирование пород зеленокаменных поясов, обеспечиваая их "перемешивание" с породами нижней коры. Смоделированные процессы в какой-то мере объясняют высокую степень деформированности зеленокаменного протолита, входящего в состав гранулитовых комплексов, а также находки аналогов железистых кварцитов - эвлизитов, метаморфизованных в условиях гранулитовой фации (van Reenen & Smit, 1996).
    Очевидно, что с учетом сложности и длительности догранулитовой эволюции реальных геологических комплексов рассмотренные механизмы погружения пород могут комбинироваться как в пространстве, так и во времени. Это необходимо учитывать при разработке геодинамических построений моделирующих историю докембрийских гранулитов.