Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия

    Во введении к диссертации уже рассматривались известные геодинамические процессы, с которыми может быть связано перемещение гранулитовых комплексов к поверхности Земли. В западной литературе для обозначения процесса подъема какого-либо комплекса к поверхности Земли используется два термина: аплифт (uplift) и эксгумация (exhumation). Анализ этих терминов приводит к выводу (England & Thompson, 1984), что "эксгумация" наиболее точно отражает перемещение конкретного комплекса к земной поверхности, тогда как аплифт относится к воздыманию какого-то участка земной коры в результате ее тектонического или эрозионного утонения. С нашей точки зрения именно термин "эксгумация" наилучшим образом соответствует подъему гранулитовых комплексов в сторону земной поверхности вдоль Р-Т трендов в ходе гравитационного перераспределения.
    Поскольку гранулиты обнажаются на значительных площадях современной континентальной коры, вопрос о механизме их вывода к земной поверхности имеет принципиальное значение. Обычно рассматриваются три возможных механизма (см. обзор Thompson, 1990):
- аплифт за счет площадного эрозионного утонения коры в коллизионных зонах,
- аплифт за счет площадного тектонического утонения (растяжения) коры в зонах коллизии,
- эксгумация гранулитов в виде отдельных блоков при сопутствующей эрозии.
Применительно к ним выполнено достаточно большое число физических расчетов (например, England & Thompson, 1984; Henry et al., 1997). Заметим, что движущие силы всех этих механизмов - внешние по отношению к земной коре.
    Гравитационное перераспределение - новый механизм, предложенный Л.Л.Перчуком (Perchuk, 1989, 1990) для процесса эксгумации гранулитов. Этот механизм в значительной мере отвечает физическим основаниям диапировой теории Рамберга (1985) и имеет много общего с концепцией нестационарной коровой конвекции (Эз, 1997), или адвекции (Белоусов, 1969). В основу модели Перчука положена потенциальная гравитационная нестабильность разрезов докембрийской континентальной коры в областях развития зеленокаменных поясов. Крупномасштабная нестабильность связана с тем, что высокоплотные основные и ультраосновные породы зеленокаменных поясов в разрезе обычно располагаются над менее плотными породами гнейсового основания. В случае разогрева нижних частей разрезов (гранито-гнейсов) до высоких температур снижение вязкости пород приводит к активизации процессов гравитационного перераспределения корового вещества, т.е. к коровому диапиризму. Л.Л.Перчук (1993) показал, что в случае постепенного роста плотности и вязкости пород от нижних частей разреза к верхним (строго антидромная последовательность) диапировая модель в состоянии воспроизвести формирование тоналитовых куполов в зеленокаменных поясах, но не способна вывести их на поверхность из-за постепенного затухания процесса эксгумации вследствие высоких вязкостей пород в верхних частях разреза. Поэтому, принципиально новым моментом в модели гравитационного перераспределения (Perchuk, 1989, 1990) явилось введение в нее механизма цепных реакций (Перчук, 1993; Perchuk et al., 1992a). Л.Л.Перчук (1993) показал, что ускорение процесса гравитационного упорядочения толщ возможно при наложении термального возмущения на слоистые полиритмовые разрезы. Это ведет к взаимодействию между ритмами слоистой системы и подобно цепной реакции вызывает ускоренную конвекцию в пределах всего разреза. Ритмичность первичного разреза является основой для создания крупных неоднородностей в начале процесса гравитационного перераспределения и понижения эффективной вязкости среды на этапе эксгумации. Иными словами, эффективная эксгумация гранулитовых комплексов возможна лишь при условии наличия в глубинных разрезах кратонов среднемасштабной неоднородности (например, слоистости), где гравитационная нестабильность связана с ритмическим чередованием пород различной плотности и реологии. Это строго соответствует обычным разрезам зеленокаменных поясов (Куликов и др., 1987; Лобач-Жученко, 1988; de Wit & Ashwal, 1997; Конди, 1983).
    Физическая обоснованность приложения механизма цепных реакций к теории гравитационного перераспределения была подтверждена результатами численного моделирования, выполненного в изотермическом приближении для случая ритмично слоистых разрезов с высоким контрастом плотностей и вязкостей пород (Перчук, 1993; Perchuk et al., 1992a). Однако до недавнего времени в модели Перчука оставался не исследованным целый ряд принципиально важных моментов, таких как
- влияние факторов гравитационной неустойчивости самой континентальной коры при гранулитовом метаморфизме;
- реологические аспекты корового диапиризма;
- соотношение динамики корового диапиризма с геологическим строением гранулитовых комплексов и примыкающих к ним кратонов, а также с Р-Т трендами метаморфизма, выведенными для этих структурных единиц.
Изучению этих проблем и были посвящены исследования автора диссертации, изложенные в настоящем разделе.
Факторы гравитационной неустойчивости.
    Наиболее очевидным фактором гравитационной неустойчивости коры является ее стратиграфическое строение. С литологической точки зрения максимальную региональную гравитационную неустойчивость континентальной коры следует ожидать в областях развития зеленокаменных комплексов, где более плотные основные и ультраосновные породы зеленокаменных поясов залегают на менее плотном серогнейсовом основании (например, Рамберг, 1985; De Wit et al., 1992b; De Wit & Ashwal, 1997). Масштабы внутренней среднемасштабной гравитационной неустойчивости для различных гранулитовых комплексов могут существенно варьировать в зависимости от мощностей и разностей плотностей различных горизонтов пород (геологических тел), чередующихся в стратиграфическом разрезе. Для изученных гранулитовых комплексов оценка этих параметров может быть произведена на основе имеющихся геологических и геофизических данных. Так, в Лапландском гранулитовом поясе (Минц и др., 1996; Минц, персональное сообщение, см. также раздел II.3) мощности отдельных тектонических пластин варьируют в пределах 500-4000 м. Разность плотностей этих литологически различающихся пластин обычно варьирует в пределах 20-200 кг/м³. Минимальные значения плотностей (2670-2720 кг/м³) характерны для мигматитов, а наиболее высокие для основных гранулитов (2820-2950 кг/м³), эндербитов (2880 кг/м³), амфиболитов (2990-3040 кг/м³) и гранат-пироксеновых сланцев (3110 кг/м³). Аналогичные вариации литологического состава и мощностей в пределах гранулитовых тел характерны и для других изученных комплексов (например, Геря и др., 1986; Van Reenen & Smit, 1996; Грабкин и Мельников, 1980).
    Гравитационный механизм эксгумации гранулитов предполагает, что в ходе подъема они обладали пониженной плотностью по сравнению с окружающим породам и, как следствие, положительной плавучестью. Такое предположение может вступать в некоторое противоречие с измеренными и рассчитанными на основании гравиметрических исследований плотностями гранулитовых комплексов и вмещающих их кратонов в современных разрезах (например, de Beer & Stettler, 1992; Пожиленко и др., 1997; Marker, 1990; Минц и др., 1996). Очевидно, однако, что плотность гранулитовых комплексов, измеряемая в настоящее время в охлажденном состоянии, заметно выше той, которую они имели при температурах пика метаморфизма и его ретроградной стадии. Если учесть эффекты термического расширения пород и присутствие в составе гранулитовых комплексов значительных объемов малоплотных кислых расплавов (в виде парциальных выплавок мигматитов и тел синметаморфических гранитоидов), то контраст плотности может оказаться обратным измеряемому в настоящее время. Кроме того, Х.Рамберг (1985) показал, что из отсутствия контраста плотности или обратного его контраста отнюдь не следует, что соответствующие тела (например, тоналит-гнейсовые купольные структуры в зеленокаменных поясах) не являются гравитационными структурами. Сила плавучести необходимая для подъема диапиров может создаваться в результате контраста плотностей на более глубоких уровнях. При этом образующийся диапир может затем заметно проникать в перекрывающие малоплотные породы (Рамберг, 1985; см также рис.IV.14).

Рис.IV.8

    Влияние термального расширения на устойчивость коровых разрезов была нами изучена на примере модельных расчетов с использованием среднего состава Канского гранулитового комплекса (Ножкин и Туркина, 1993) и термодинамических данных приведенных в таблице I.4. Средний состав гранулитов был пересчитан на модальный состав типичного гранулита Канского комплекса, сложенного ассоциацией Qtz+Pl+Kfs+Opx+Grt (табл.IV.2), для которой затем при заданных Р и Т рассчитывались плотности. При разных значениях валовой теплотворной способности коры были рассчитаны (см. раздел IV.2) стационарные геотермы (рис.IV.8 а, б), отвечаюшие мощности коры в 42 км и мощности мантийной литосферы в 108 км. Плотности корового вещества, представленного средним модальным составом Канского комплекса, оценивались по ур-ю I.5.9 вдоль каждой из геотерм (рис.IV.9 б). Затем по уравнению (IV.2.1) вычислялась степень гравитационной неустойчивости соответствующего корового разреза (рис.IV.9 в).

Рис.IV.9

    На рис.IV.9 в видно, что начиная с температуры 800oС в основании коры степень гравитационной неустойчивости разреза резко возрастает. Это связано с заметным разуплотнением пород нижней коры, как за счет их термического расширения, так и за счет сопутствующего a <=> b перехода в кварце. Максимальная степень неустойчивости достигает значений ~3000 кДж/м3. Порядок этой величины становится понятным из ее сопоставления с данными рис.IV.5, где оценена степень стратиграфической гравитационной неустойчивости для разреза той же мощности. Видно, что гравитационная неустойчивость, имеющая как стртиграфическую, так и тепловая природу, характеризуются одинаковым порядком величин. Очевидно, что за счет влияния фазовых переходов (в том числе и плавления), сопровождающих разогрев пород, реальная степень тепловой гравитационной неустойчивости коровых разрезов в условиях метаморфизма гранулитовой фации может быть еще выше. Для дальнейшего использования в численном моделировании расчетные плотности корового вещества, аппроксимированы (рис. IV.9 а) уравнением

где _o - плотность пород в кг/м³ при Т = 298.15 К и Р=1 бар (для среднего модального состава Канского комплекса _o=2858кг/м³). Аналогичное уравнение, использованное для описания свойств мантийного субстрата, было получено по термодинамическим данным для чистого форстерита (таблица I.4)

Рис.IV.10

    Рассмотрим еще один возможный фактор роста масштабов гравитационной неустойчивости континентальной коры. В ходе достаточно быстрой "холодной" коллизии также можно ожидать возникновение гравитационно неустойчивых разрезов. Они могут появиться за счет развития региональных надвигов и компрессионной складчатости даже в пределах изначально стабильной коры (England & Thompson, 1984). Очевидно, что последующий прогрев такой коры должен неизбежно вести к активизации процессов гравитационного перераспределения. В этом может состоять генетическая связь пассивного (коллизионного) и активного (гравитационного) механизмов изменения строения континентальной коры в раннем докембрии: первый должен преобладать на начальных относительно низкотемпературных стадиях формирования метаморфических комплексов, тогда как второй может доминировать в ходе более поздней высокотемпературной метаморфической истории, в том числе при подъеме гранулитов.
Реология гранулитов
    Проблема реологии гранулитов достаточно сложна. Вязкость гранулитов зависит от большого числа факторов (состава, температуры, давления, наличия флюида или расплава, скоростей деформаций), которые не могут быть полностью учтены. Тем не менее ряд выводов может быть сделан на основе анализа реологии коровых (в особенности кварцсодержащих) пород, изученных экспериментально. Основной трудностью здесь является то, что свойства пород изучены при относительно высоких скоростях деформаций порядка 10^-7-10^-3 1/с, тогда как скорости деформаций характерные для геологических процессов составляют 10^-17-10^-10 1/с (Теркот и Шуберт, 1985; Carter & Tsenn, 1987; Ranalli, 1995, 1997). Поэтому пришлось экстраполировать экспериментально измеренные величины в область низких скоростей деформаций. Экстраполяция была произведена на основе реологического уравнения (I.5.8), учитывающего переход с дислокационного на диффузионный механизм ползучести при снижении напряжений. В качестве критического напряжения перехода,_cr, была принята величина 27000 Па (Теркот и Шуберт, 1985).
    Объем активации для всех типов пород был принят одинаковым и равным 0.3 кал/бар (Теркот и Шуберт, 1985). Остальные параметры в (I.5.8) рассчитаны на основе опубликованных параметров уравнения

использованного для аппроксимации экспериментальных данных (см. обзор Carter & Tsenn, 1987), где, и , - тензоры скоростей деформаций и напряжений, соответственно; A, Q_c и n - параметры уравнения. Параметры  A, Q_c, n в (IV.3.2) и соответствующие им параметры уравнения (I.5.8) для некоторых коровых пород приведены в таблице (IV.3).
Результаты расчета вязкостей пород приведены на рис.IV.10, где видно, что при 850оС вязкость гранулитов может колебаться в пределах 10¹⁶-10²⁴ Па^.сек в зависимости от концентрации флюида, состава пород и скорости их деформаций. При относительно низких скоростях деформаций, Т = 850^оС и _cr = 27000 Па, а также в присутствии флюида диффузионный механизм ползучести характерен в первую очередь для кварцсодержащих пород. В изученных комплексах этот по этому механизму скорее всего образовались сдвиговые гнейсы (strait gneisses, см. раздел III.4), тогда как типичные милониты отвечают дислокационному механизму деформаций. Вязкость основных и ультраосновных пород в условиях гранулитовой фации на 1-2 порядка превышает вязкость более кислых, кварц-плагиоклазовых пород. Как отмечено выше, вязкость кислых и средних пород значительно снижается при их частичном плавлении.

Рис.IV.11

    При оценке реологических свойств вещества гранулитовых комплексов следует учесть, что в них преобладают относительно кислые, кварцсодержащие породы (см. Главу II) c эффективной вязкостью порядка 10¹⁷-10²⁰ Па^.сек (рис.IV.10 а, б). Это обуславливает высокую пластичность гранулитов в процессе их эксгумации в горячем состоянии. Кроме того, показано (например, Dirks, 1995), что снижение вязкостей пород ниже 10¹⁷-10¹⁸ Па^.сек может привести к возникновению тепловой коровой конвекции, которая будет способствовать эксгумации вещества нижней коры. Снижение температуры в ходе подъема гранулитов к поверхности должно вести к повышению их вязкости. Это, однако, может компенсироваться процессами декомпрессионного парциального плавления (при 650^о-700^оС в присутствии флюида).

Рис.IV.12

    По сравнению с высокотемпературными гранулитами относительно низкотемпературные породы кратонов и входящих в их состав зеленокаменных поясов могут обладать повышенными на 1-3 порядка вязкостями (рис.IV.10 б). Эти вязкости в значительной мере зависят от состава и флюидонасыщенности пород. Высокие значения эффективной вязкости порядка 10²⁰-10²⁵ Па^.сек характерны для основных и ультраосновных пород зеленокаменных поясов (рис.IV.10 б). Низкометаморфизованные толщи, сложенные преимущественно кварцсодержащими слюдистыми гнейсами и амфиболовыми сланцами могут характеризоваться заметно более низкими вязкостями порядка 10¹⁸-10²¹ Па^.сек (рис.IV.10 б).
    Реологические свойства пород в условиях наложения метаморфизма гранулитовой фации должны заметно меняться. В области разогрева степень гравитационной неустойчивости континентальной коры существенно возрастает (рис.IV.9 в) при увеличивающейся величине внутрикоровых напряжений. При этом вязкость пород коры снижается за счет роста напряжений и температуры. В определенный момент вязкость оказывается достаточно низкой для того, чтобы начался процесс гравитационного перераспределения. Интенсивность этого процесса будет зависеть, как от степени прогрева коры, так и от ее потенциальной гравитационной неустойчивости. Прогрев нижней коры при взаимодействии с инфильтрующимися мантийными флюидами может обеспечить условия гранулитовой фации метаморфизма. Это еще в большей степени снижает вязкость образующегося в основании коры гранулитового слоя или камеры (по аналогии с магматической камерой), где по механизму цепных реакций (Perchuk et al., 1992a) должны лавинообразно протекать мелко- и среднемасштабные процессы гравитационного перераспределения пород. Это приведет к динамическому ассоциированию в единый комплекс наименее плотных пород из нижних частей исходного разреза. В результате, в пределах коры возникнет гравитационная неустойчивость регионального масштаба с последующей эксгумацией в виде гигантских систем диапиров, стабилизирующихся в верхних частях коры в виде тел с интрузивной геометрией. Подъем диапиров неизменно сопровождается процессами ретроградного метаморфизма, чарнокитизации и гранитизации вещества гранулитовых комплексов и ведет к прогреву боковых пород, испытывающих погружение и проградный метаморфизм.

Рис.IV.13

    Сценарий развития гравитационной неустойчивости в пределах изначально достаточно однородной земной коры представлен на рисунках IV.11 и IV.12. Заметим, что при численном моделировании разность плотностей различных горизонтов коры намеренно принята весьма малой (50 кг/м³) для того, чтобы продемонстрировать эффективность и масштабы гравитационной неустойчивости, связанной с комбинированным влиянием стратиграфического и термического факторов. Реологические свойства различных горизонтов соответствуют кварцсодержащим породам (диориту и граниту) в условиях наличия метаморфического флюида. Из результатов моделирования следует, что формирование относительно малоплотного гранулитового слоя в пределах средней коры, является закономерным следствием процессов среднемасштабного гравитационного перераспределения (рис. IV.11, IV.12).
    Подъем гранулитов в более высокие горизонты коры будет лимитироваться реологией перекрывающих пород. В случае их повышенной жесткости гранулиты могут остаться в пределах средней коры в виде слоя (рис.IV.11, см. также Перчук, 1993). В случае пониженных вязкостей перекрывающих пород (обусловленных, например, наличием региональной тектонической зоны на стыке кратонов) гранулиты могут сформировать диапир проникающий в верхние горизонты земной коры (рис.IV.12). В этом случае очевиден вклад теплового фактора в гравитационное перераспределение, поскольку температура диапира заметно выше температуры окружающих пород (рис.IV.12). И в первом, и во втором случаях подъем гранулитов сопровождается погружением более основных и плотных пород кратона в нижние горизонты коры. В результате такого гравитационного перераспределения нижняя кора может существенно обогащаться метабазитами (Перчук, 1993; Perchuk et al., 1992a; Gerya et al., 1999).
Сопоставление результатов моделирования с геологическими и петрологическими данными.
    Для физического анализа процессов диапиризма при подъеме гранулитов рассмотрим достаточно общую двумерную модель перераспределения вещества внутри гравитационно неустойчивой земной коры. Исходная геометрия модели 30х100 км показана на рис.IV.13. Моделирование выполнено для случая ньютоновской среды, подчиняющейся реологическому уравнению (I.84) с следующими эффективными вязкостями (Perchuk et al., 1992a) пород
    (а) метапелиты, тоналитовые гнейсы и метабазиты (гранулитовый комплекс);
    (б) метабазальты и метакоматииты (зеленокаменный комплекс);
    (в) осадочный комплекс;
    (г) комплекс региональной зоны нарушений.
Расчет осуществлялся исходя из соотношений (см. выше) по контрасту вязкостей (а)/(б)/(в)/(г) = 1/10²/1/1. Плотности пород приняты по литературным данным (Теркот и Шуберт, 1985):
осадочные породы - 2700 кг/м³,
метапелиты и тоналитовые гнейсы - 2800 кг/м³,
метабазальты - 3000 кг/м³,
метакоматииты - 3300 кг/м³.
Коэффициент теплопроводности 4 Вт/м/К и теплоемкость 1100 Дж/кг/К были принятыми одинаковыми для всех групп пород. Другие параметры модели приняты следующими:

начальные условия: V_X=V_Y=0, дT/дX=0, дT/дY = const,.

Рис.IV.14

Рис.IV.15

При определении исходной геометрии, начальных и граничных условий модели были учтены следующие соображения:
 наличие относительно холодных, плотных и высоковязких (жестких) пород зеленокаменного пояса в верхней части коры;

•  наличие разогретых, менее плотных и маловязких (пластичных) пород гнейсового основания зеленокаменного пояса в нижней части коры (например, Hart et al., 1990; Ranalli, 1997);
•  наличие в земной коре мощной вертикальной зоны нарушений, моделирующей стык двух кратонов и характеризующейся пониженной вязкостью пород;
• наличие температур, отвечающих пику гранулитового метаморфизма (900^oC) в нижней части коры и температуры 25^oC у земной поверхности.
• ограниченность размеров гранулитовой "камеры" по латерали (учтена в виде условия неподвижности на боковых границах модельного разреза).

Рис.IV.16

    Несмотря на значительную идеализацию относительно сложных деформированных разрезов докембрийских кратонов, модельный разрез отражает главные черты их гравитационной неустойчивости (см. раздел IV.2):
    - региональную неустойчивость связанную с присутствием в нижней части коры горячих разуплотненных гранулитов а в верхней части коры - холодных и плотных пород зеленокаменных поясов, и 

    - локальную неустойчивость, связанную с наличием более мелких геологических тел разной плотности в пределах всех уровней земной коры.

Рис.IV.17

    Рисунок IV.14 иллюстрирует сценарий развития гравитационного перераспределения пород земной коры в модельном разрезе при наложенных выше условиях. Присутствие трех главных ритмов в пределах разреза и разности плотностей слоев в пределах каждого из ритмов обеспечивают ускорение процесса перераспределения по механизму цепных реакций (Перчук, 1993; Perchuk et al., 1992a). Взаимодействие между ритмами обуславливает развитие встречных региональных потоков вещества из нижних и верхних частей коры. Эволюция исходного разреза ясно показывает надвигание относительно горячего уплощенного диапира гранулитов на более холодные породы верхних горизонтов коры.

Рис.IV.18

    Рисунок IV.15 демонстрирует противонаправленное движение основных и кислых пород с различных уровней земной коры. В то время как гранулиты движутся по направлению к поверхности, метабазиты зеленокаменного пояса погружаются под гранулиты вдоль формирующейся региональной сдвиговой зоны. Тепловыделение за счет вязкого трения вдоль этой зоны, рассчитанное по уравнению I.5.6, оказалось незначительным, что исключило его влияние на распределение температур. Развитие сдвиговой зоны сопровождается формированием локальной конвективной ячейки, которая изменяет восходящее движение части гранулитов. Так, квадратный маркер на рисунке IV.15 (1.7 млн.лет и 2.5 млн.лет) перемещается с изотермы 700^оC на изотерму 600^оC по направлению к погружающейся более холодной плите, сложенной породами зеленокаменного пояса. Это приводит к формированию субизобарического участка P-T тренда для данного маркера (IV.16 а). Более глубинный круглый маркер начинает активное движение уже после формирования сдвиговой зоны и замедления общего восходящего потока гранулитов. Этот маркер равномерно движется по направлению к поверхности и характеризуется Р-Т трендом декомпрессионного остывания (IV.16 а). На заключительной стадии оба маркера оказываются на одном уровне в верхней части коры.

Рис.IV.19

    Таким образом, различие в форме Р-Т трендов обусловлена разной позицией пород в исходном геологическом разрезе и, как следствие, разной пространственно-временной траекторией их движения к поверхности в пределах диапира гранулитов (IV.16 а, б, в). Относительное расположение маркеров на заключительной стадии процесса согласуется с природными данными: маркер с субизобарическим участком Р-Т тренда располагается во внешней части тела гранулитов, тогда как маркер с Р-Т трендом декомпрессионного остывания приурочен к центральной части диапира. (IV.15, 8.9 млн. лет).

Рис.IV.20

    Рисунки IV.17а и IV.18а иллюстрируют хорошую согласованность модельных Р-Т трендов с трендами, полученными для гранулитов пояса Лимпопо по данным геотермобарометрии. Такая согласованность обусловлена правильным выбором абсолютных значений эффективных вязкостей участвующих в моделировании пород. Поэтому сопоставление формы модельных и реальных Р-Т трендов (см. рис. IV.17, IV.18) может служить независимым критерием контроля реологических свойств коровых пород (Gerya et al., 1999). Наилучшее взаимосогласование трендов получено при следующих значениях вязкостей (рис. IV.13): (а)/(б)/(в)/(г)=10¹⁹/10²¹/10¹⁹/10¹⁹ Па^.с. Эти значения хорошо согласуются с выводами, сделанными выше на основании реологических данных. Такие вязкости определяют скорость эксгумации гранулитов приблизительно в 0.5-5 мм в год.

Рис.IV.21

    Время эксгумации гранулитов оценено как величина порядка 10 млн. лет. Точность временных оценок поданным моделирования, проведенного с согласованием Р-Т трендов, относительно невысока, что обусловлено значительной погрешностью определения k/(^.C_P) отношения. Это отношение зависит от температуры, минерального состава и структуры пород. Пределы вариаций величины k/(^.C_P) рассчитаны из данных по k и модельных пород (Теркот и Шуберт, 1985; Buntebarth, 1991) и данных по C_P породообразующих минералов (табл.I.4): в интервале температуры при 400-900^oC она варьирует в пределах 3-15 м²/с. Отсюда оценки абсолютных значений времени протекания процесса могут варьировать в пределах примерно половины их порядка.

Рис.IV.22

   Эксгумация гранулитов сопровождается циркуляцией части пород зеленокаменных поясов в пределах верхней - средней коры (рис.IV.19). Погружение этих пород связано с интенсивным развитием краевой синклинали (Рамберг, 1985) на фланге диапира гранулитов на ранней стадии его подъема. Подъем пород зеленокаменных поясов на более поздних стадиях связан с их выталкиванием (экскавацией) при расползании диапира в верхних - средних горизонтах континентальной коры. Полученный результат (см. также рис.IV.20 в, г) находится в хорошем согласии с формой P-T трендов (петель) характерных для пород зеленокаменных поясов, изученных в непосредственной близости от гранулитов (см. рис.III.73 а, в, г).

Рис.IV.23

    Степень соответствия обсуждаемой численной модели со структурно-вещественными и петрологическими особенностями, отмеченными в резюме Глав II и III для изученных гранулитовых комплексов, суммирована в виде таблицы IV.4. Из ее анализа следует, что даже в самом общем виде модель гравитационного перераспределения (Перчук, 1993) хорошо согласуется с геологическими и петрологическими данными, подтверждая значительное влияние сил плавучести на эксгумацию гранулитовых комплексов. Этот вывод, разумеется, не исключает важной роли пассивных тектонических механизмов подъема гранулитов, особенно на относительно поздней, низкотемпературной стадии их эволюции. Очевидно, что разные механизмы подъема гранулитов могут сочетаться и для реальных комплексов возможны разного рода комбинированные случаи. Между тем, важно напомнить, что на ранней стадии эксгумации гранулиты обладают малой плотностью и высокой пластичностью. Это обстоятельство должно обязательно учитываться в любых геодинамических построениях.

Рис.IV.24

    Прямым следствием гравитационной природы эксгумации гранулитов может служить латеральная неоднородность их метаморфизма, в особенности различия в Р-Т трендах, выявленные в пределах каждого из комплексов. Моделирование показало широкие вариации динамических траекторий различных частей гранулитовых комплексов. В результате широкие вариации Р-Т трендов метаморфизма пород являются генетическим следствием процесса гравитационного перераспределения. Это заключение иллюстрируются рисунками IV.20 и IV.21, где суммированы основные формы Р-Т трендов, полученных для некоторых из исследованных численных моделей (см. рис. IV.12 и IV.14). В частности, хорошо видно, что стратифицированность субпараллельных ретроградных трендов гранулитов по давлению, обнаруженная для всех исследованных комплексов (рис. III.73), очень типична для эволюции вещества нижней части коры в протестированных численных моделях. Кроме трендов декомпрессионного остывания и трендов с субизобарическим участком при моделировании получены тренды с участком промежуточного погружения, выраженного в виде небольших ступеней и "правых" (по часовой стрелке) петель (рис.IV.20 а, б). Образование этих трендов также связано с движением пород в локальных конвективных ячейках. Именно такого типа тренды были получены нами с помощью методов геотермобарометрии для некоторых метапелитов (А-275 и А-258) Канского комплекса (рис. III.73 а). Тренды, рассчитанные для пород верхних и средних горизонтов земной коры (рис.IV.20 в, г,.IV.21 в, г), неплохо согласуются с Р-Т-трендами, полученными для пород экзоконтактов гранулитовых комплексов (рис. III.73 а, в, г). Необходимо подчеркнуть, что при образовании трендов в виде петель для них всегда характерно закручивание по часовой стрелке.
    Важным вопросом является также воспроизведение формы гранулитовых тел. Специфическая интрузивная геометрия этих тел доказывает, что процессы гравитационного расползания (Рамберг, 1985) играли важную роль при их размещении. Результаты проведенных численных экспериментов по воспроизведению геометрии изученных комплексов приведены на рисунках IV.22 и IV.23. На них видно, что гравитационный механизм подъема хорошо воспроизводит форму тел в разрезе, полученную по геологическим и геофизическим данным. Достаточно общая трехмерная модель подъема гранулитового комплекса в виде системы диапиров, заложенной по дугообразной тектонической зоне (возможный гравитационный аналог развития Лапландского пояса) показан на рис.IV.24.