Петрология и минеральная хронометрия коровых эклогитов

Доальпийские метаморфические комплексы Большого Кавказа сосредоточены в трех тектонических зонах (рис.2.1), разделенных субвертикальными разломами ("Петрология ", 1991). Эклогиты встречаются в Блыбском метаморфическом комплексе автохтонного залегания, находящимся в основании тектонической зоны Передового хребта (Баранов, Греков, 1982; Хаин, 1984). Общая мощность комплекса около 3.5 км. Наряду с эклогитами, в нем широко распространены амфиболиты и кристаллические сланцы, связанные друг с другом взаимными переходами. Значительная часть комплекса замещена метаморфизованными плагиогранитоидами.

Рис. 2.1. (а) Схема обнаженной части доальпийского фунда-мента Большого Кавказа ("Петрология ", 1991, с изменениями). (б) Геологическая карта блыбского метаморфического комплекса (Плошко, Шпорт, 1974, с изменениями).

Изучение кавказских эклогитов имеет длительную историю (Афанасьев и др., 1969; Татришвили, 1970; Плошко, Шпорт, 1974; Москалев, 1975; Перчук, 1991; Перчук, Герасимов, 1992; Герасимов и др, 1992; Перчук, 1993; Перчук, 1994; Перчук, Варламов, 1995; Перчук и др. 1996; Perchuk, Philippot, 1997; Philippot et al. 2001). Основное внимание в Главе 2 сосредоточено на породах, обнажающихся в бассейне реки Уруштен (урочище Красной Скалы), зона Передового хребта Большого Кавказа. Здесь линзовидные тела эклогитов мощностью до 20 метров залегают в пачке кристаллических сланцев и амфиболитов.

Главные породообразующие минералы эклогитов - гранат, омфацит, кианит, парагонит, фенгит, эпидот и кварц. Гранат образует идиоморфные кристаллы, в которых содержаться включения кварца, эпидота, амфиболов (в том числе глаукофана), омфацита, кианита и парагонита. Гранат обладает отчетливо выраженной концентрической ростовой зональностью. Микрозондовые профили через гексагональные сечения гранатов разного радиуса (от 50 до 1200 мкм) заметно различаются: самые малые гранаты обладают наиболее низкими градиентами концентрации по Fe и Mg, тогда как в более крупных кристаллах фиксируются примерно равные градиенты. Все гранаты принадлежат к единому прогрессивному этапу метаморфической эволюции.

Было сделано предположение, что все гранаты (независимо от размера) на пике эклогитового метаморфизма имели одинаковые исходные профили, аналогичные тем, которыми обладают гранаты с радиусом 300 мкм (будем называть их "большими"). Наблюдаемые в настоящий момент различия, возникли в послеростовой период и связаны с частичной гомогенизацией "малых" гранатов.

На рис. 2.2 показано зерно граната с концентрической ростовой зональностью, которая осложнена присутствием многочисленных "стрингеров", пронизывающих ядро. Различие состава граната в ядре и в переходной зоне от ядра к кайме описывается схемой изоморфизма Fe Mg. Как показало изучение стрингеров с помощью микрозонда и моделирование их морфологии с использованием теории диффузии по границам зерен, появление стрингеров связано с залечиванием микротрещин на стадии роста кайм граната.

Рис. 2.2 Гранат с концентрической ростовой зональностью (светлое ядро и темная кайма) и стрингерами (темные радиальные линии в ядре). Изображение в отраженных электронах.

На прогрессивном этапе метаморфизма отмечается возрастание температуры и давления (500^o C/12 кбар 670^o C/15 кбар). С этим этапом связано минеральная реакция Gln+Ep Omp+Grt+Pg+Qtz+H₂O, знаменующая переход от фации глаукофановых сланцев к эклогитовой фации. а^fl_Н2О на пике эклогитового метаморфизма оценивается равнай 0.5 (Перчук, 1993). На регрессивном этапе метаморфизма фиксируется снижение Т-Р параметров до 600^o С и 8 кбар, сопровождаемое симплектитообразованием:

Omp₂ + Qtz + H₂O Pl + Cpx Am₃

Omp₂ + Ky + Qtz + H₂O Pl + Ep + Am₃

Omp₂ + Pg + Qtz Pl + Ep + Am₃ + H₂O

Phe + Omp₂ Bt + Pl + Am + H₂O

Omp₂ + Grt + H₂O Am₃ Pl Qtz ,

Реакции гидратации и дегидратации развиты в равной мере.

Продолжительность этапов метаморфизма оценивалась с помощью минеральной хронометрии и изотопного датирования пород.

Моделировалась гомогенизация изолированного сферического кристалла граната с радиусом а=50 мкм, который предположительно обладал такими же концентрически зональным профилем, что и "большой" гранат (а=300 мкм). Для описания распределения #Mg (#Mg= Mg/(Mg+Fe)*100%) вдоль микрозондового профиля использовалась степенная функция. Соответствующее решение диффузионной задачи (ур-е 1.13) не позволяет воспроизвести микрозондовый профиль малого граната в точности. Поэтому за основу был принят расчетный профиль, который переоценивает степень гомогенизации. Таким образом, задается верхний предел времени

регрессивного метаморфизма. Используя рассмотренный в первой главе подход, устанавливаем, что при наиболее низком коэффициенте взаимодиффузии Fe-Mg (Ganguly et al. 1998) максимальное время декомпрессии (на 7 кбар) и охлаждения (на 80^o С) породы составляет около 3 млн. лет. В линейном приближении декомпрессионного остывания, с помощью следующего выражения можно оценить скорость подъема (v_z) для случая литостатического давления

, (1.17)

в котором h - глубина, p- плотность, g - ускорение силы тяжести. Расчеты показывают, что эклогиты поднимались со скоростью около 0.8 см/год (при p = 3000 кг/м³). Соответствующая скорость охлаждения составляла 23^o /млн. лет.

Напомним, что в ходе решения задачи мы опирались на расчетный профиль, который заведомо переоценивает степень гомогенизации, завышая, тем самым, время регрессивного этапа метаморфизма. Иными словами, реальные оценки скоростей изменения главных параметров метаморфизма должны быть выше. Это подтверждается результатами исследования стрингеров.

Рис 2.3 Рсачетная кривая гомогенизации стрингера (время 0.6 млн. лет) и точки микрозондового профиля.

Микрозондовый профиль через стрингер описывается кривой, рассчитанной по выражению (1.14) при t'=0.3, 2h = 14 мкм, C₁ = 21 (#Mg), C₂ = 38 (#Mg) (Рис.2.3). Следуя методике, изложенной в первой главе диссертации, было установлено, что время снижения Р-Т параметров метаморфизма (670^o С/15 кбар 600^o С/8 кбар составляет около 0.6 млн. лет. Предполагая линейную связь между Р и Т, получим уточненные оценки скорости изменения этих параметров - около 115^o C/млн. лет и 40 см/год, соответственно. Согласно расчетам, эффективный массоперенос в данном случае заканчивается при ~600^o С.

Независимые оценки скоростей изменения Р-Т параметров метаморфизма были получены с помощью абсолютных возрастов минералов, имеющих разные температуры закрытия изотопных систем.

Lu-Hf метод. Lu-Hf изохроны, построенные по двум точкам, указывают на верхне-каменоугольный возраст эклогитового метаморфизма: каймы граната (диаметром 5 мм) и валовая проба дают возраст 296 11 млн. лет; каймы более крупного граната (9 мм) и валовая проба - 316 5 млн. лет, неразделенные гранаты и валовая проба - 322 14 млн. лет (рис.2.4). Процедура проведения исследования изложена в работе (Philippot et al 2002).

Sm-Nd метод. Фракции граната, омфацита, а также валовой пробы использовались для получения изохрон по двум и трем точкам на диаграмме в координатах ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd и ¹⁴⁷Sm /¹⁴⁴Nd. С помощью данного метода нам не удалось получить хорошо воспроизводимых оценок возраста: спектр значений был крайне велик - от 1716 184 млн. лет до 184 46 млн. лет. При этом отмечаются необычно малая разница отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd между минералами и валовой пробой и аномальные изотопные характеристики омфацитов, вероятно связанные с негативным влиянием на изотопное равновесие минеральных включений граната и омфацита (Philippot et al, 2002).

Рис. 2.5. Р-Т тренд метаморфизма эклогитов Красной Скалы с оценками абсолютного возраста. Кружки - Тс соответствующих изотопных систем.

Ar-Ar метод. Для определения абсолютного возраста регрессивного метаморфизма использовался лазерный вариант Ar-Ar метода (Mergue, 1973). Изотопные характеристики фенгита из синметаморфической кианит-фенгит-кварцевой жилы урочища Красная Скала, Большой Кавказ дают средневзвешенное значение возраста 303 5 млн. лет.

Использование изотопных геохронометров с различными температурами закрытия изотопных систем (Т_с) позволяет, при известном Р-Т тренде метаморфизма, восстанавливать скорости изменения этих параметров (Zeck et al., 1992; Christensen et al., 1994; Gebauer et al., 1997; Duchêne et al., 1997; de Sigoyer et al., 2000).

Датировки абсолютного возраста были поставлены в соответствие Р-Т эволюции метаморфизма эклогитов путем расчета Т_с по формализму Додсона (Dodson, 1973) (рис.2.6). Используя усредненные значения возраста и соответсвующие Р-Т условия (рис.2.6), были рассчитаны средние скорости охлаждения (10^o С/млн. лет) и подъема эклогитов (4 мм/год). Эти значения примерно на порядок уступают скоростям, установленным с помощью минеральной хронометрии.