Локальные преобразования вещества при метаморфизме высокого давления

Глава 3. Флюидно - магматическое преобразование включений в породах метаморфических комплексов.

Результаты экспериментального исследования позволяют дать новую интерпретацию некоторым включениям в гранатах из известных метаморфических комплексов. В этой главе проведено сопоставление полученных экспериментальных данных с природными объектами на примере ультравысокобарных пород Кокчетавского массива, эклогитов канадских Кордильер и Норвегии.

3.1 Кокчетавский метаморфический комплекс.

Кокчетавский массив расположен в пределах каледонского Центрально-Азиатского складчатого пояса в Казахстане, между Сибирской и Восточно-Европейской платформами (Dobretsov et al, 1995). Ультравысокобарные породы Кокчетавского массива входят в состав зерендинской серии срединного массива, который принято рассматривать как останец рифейской платформы среди складчатых комплексов каледонид Казахского нагорья (Милановский, 1989).

Рис. 3.1. Минеральные включения в гранате из алмазоносной карбонатно-силикатной породы (К7-5): (а) Dol+Cc+KCpx с радиальными трещинами вокруг карбонатной части включения; (б) Bt+Ep+Am+Grt2; (в) Cc+Ep+Grt2; (д) микроалмаз. Изображения в обратнорассеянных (а-в) и вторичных (г) электронах.

Зерендинская серия имеет блоковое строение (Розен, 1966; 1982), при этом различные тектоноструктурные единицы, объединенны в единую зону мегамеланжа (Dobrzhinetskaya et al., 1994). Это согласуется с представлениями о Кокчетавском комплексе как об аккреционно-коллизионной зоне (Dobretsov et al., 1995). Кокчетавский комплекс сложен литологически различными типами первично - осадочных и магматических пород, регрессивно метаморфизованных в условиях амфиболитовой фации. Прежде всего, это сланцы, гнейсы, эклогиты, карбонатно - силикатные породы, гранатовые амфиболиты и редкие тела будинированных гранатовых перидотитов. Карбонатно-cиликатные поpоды вcтpечаютcя на меcтоpождении Кумды-Коль в виде пpоcлоев и линз cpеди биотитовыx гнейcов и cланцев. Породы cложены пpеимущеcтвенно гpанатом, пиpокcеном и каpбонатом. Xаpактеpной оcобенноcтью поpод являетcя полоcчатоcть, выpаженная в чеpедовании cлоев, обогащенныx гpанатом и пиpокcеном, cо cлоями, в котоpыx пpеобладает каpбонат (Шацкий и др., 2006).

Алмазоносная карбонатно-силикатная порода (образец K7-5) зеленовато-серого цвета, с массивной текстурой и неравномернозернистой, порфирогранобластовой структурой. Основной объем породы выполнен карбонатами (кальцит и доломит), гранатом и амфиболом. В подчиненных количествах встречаются клинопироксен, биотит, клиноцоизит и акцессории (апатит и рутил). Порфиробласты граната насыщены включениями минералов, слагающих основную массу породы (Cpx, Cal, Dol, Bt, Ep, Amp), самых разных форм и размеров (рис. 3.1). Среди включений обнаружены индикаторы условий высокого давления - калиевый клинопироксен, содержащий до 1.0 мас. % K₂O, и алмаз. Вокруг некоторых карбонатных включений широко развиты тонкие ответвления и трещины, имеющие характерное для структур разгрузки напряжений радиальное направление (Чесноков, Попов, 1965; van der Molen, van Roermund, 1986). Отметим, что тонкие ответвления, выполненные карбонатами, прорывают не только вмещающий гранат, но и сосуществующий с ними калиевый пироксен, свидетельствуя об их наложенном характере по отношению к этому минералу (рис. 3.1а). Еще одним важным аргументом в пользу плавления включения служит новый гранат, встречающийся как на стенках вакуолей, так и в самом включении (рис. 3.1 б,в).

Рис. 3.2. (а)Изменение состава граната в связи с полиминеральными включениями в образцах К7-5 и К6-19. (б) Полиминеральное включение Cc+Dol+Spl+Crn в гранате из безалмазной карбонатно-силикатной породы (К6-19). (Cc+Dol) - область кальцит-доломитовых симплектитов. Обратим внимание, что вокруг "расшнурованного" включения кальцита образуется новый "пятнистый" гранат.

В отличие от вмещающего граната пироп-гроссулярового состава новообразования обогащены альмандиновым компонентом (рис. 3.2а), что на первый взгляд не соответствует экспериментальным данным (рис. 2.5г). Но в действительности оказывается, что составы новообразованных гранатов в природе и эксперименте различаются не столь значительно и даже имеет тенденцию к сближению, если учитывать заметное различие составов вмещающих гранатов: высокомагнезиальных - в рассматриваемом образце алмазоносного гнейса и высокожелезистых - в исходных гранатах для экспериментов. Соотношение Na и K в клинопироксене указывает на максимальное давление порядка 5 ГПа (Сафонов и др, 2001), что хорошо согласуется с наличием в породе алмаза. Температура образования породы при этом давлении согласно гранат-клинопироксеновому термометру (Ravna, 2000) составляет 860-900^оС.

Карбонатно-силикатная порода без алмаза (образец K6-19) имеет гранобластовую, полосчатую текстуру, неравномерно-зернистую структуру. В ее состав в переменных количествах входят гранат, клинопирксен (без К₂О), а также доломит и кальцит. В подчиненных количествах присутствуют вторичный амфибол, pутил и апатит. Полосчатость определяется, главным образом, распределением граната и карбоната в объеме породы. Ксеноморфные кристаллы граната достигают 7 мм в диаметре, содержат включения кальцита, доломита, клинопироксена, корунда, шпинели и амфибола. В полиминеральных включениях иногда встречаются кальцит-доломитовые симплектиты (рис. 3.2б). По периферии "расшнурованных" включений можно наблюдать мелкие ксеноморфные образования того же состава. Некоторые из них сохранили связь с материнским включением через тонкие ответвления (рис.3.2б). Ответвления встречаются и без связи с ксеноморфными обособлениями. Примечательно, что вокруг включений (а иногда и в самих включениях) развивается новый "пятнистый" (на изображении в обратнорассеянных электронах) гранат (рис. 3.2б). По отношению к вмещающему гранату он обогащён Mg и обеднён Fe и Са (рис. 3.2а). Новый гранат имеет ксеноморфные очертания со стороны вмещающего граната, а со стороны включения отчетливо проявлена тенденция к идиоморфизму. Аналогичные закономерности были обнаружены нами в продуктах экспериментов. Все это убедительно свидетельствуют о том, что включение прошло через стадию частичного плавления. Составы карбонатов и пироксенов из матрикса сходны по составу с включениями. Это позволяет предположить, что минералы матрикса также представляют продукты плавления. Несмотря на отсутствие ультравысокобарных фаз, эти породы относят к тому же уровню глубинности, что и сосуществующие с ними алмазоносные аналоги (Ogasawara et al., 2000). Согласно гранат-клинопироксеновому термометру (Ravna, 2000), температура образования этих пород составляла 760-910^oС при 5 ГПа. Эти Р-Т оценки следует рассматривать как предварительные, т.к. надежных сенсоров давления в породе обнаружить не удалось.

Полиминеральные включения в гранатах из карбонатно-силикатных пород рассматриваются нами как раскристаллизованные расплавы. Предполагая, что плавление происходило на пике Р-Т условий, продукты кристаллизации расплавов следует считать регрессивными образованиями. Вероятными исключениями являются гранат, интенсивный рост которого из расплава фиксируется во всём экспериментальном диапазоне, а также клинопироксен, пересекаемый карбонатными прожилками (рис. 3.1а).

3.2. Эклогиты из района Фаро комплекса Юкон-Танана (Канада).

Эклогиты Центрального Юкона, впервые описанные (Тempleman-Kluit, 1970), залегают в пределах полиметаморфического комплекса Юкон-Танана, расположенного в западном обрамлении Северо-Американской платформы (Erdmer, 1986). Считается (Тempleman-Kluit, 1979; Erdmer 1986), что комплекс был надвинут на окраинную часть платформы во время мезозойской коллизии островной дуги с континентом. В составе комплекса выделяются три аллохтона. Эклогиты Фаро вместе с вмещающими породами относятся к аллохтону, сложенному вулканогенно-осадочными породами и рассматриваются как часть тектонического меланжа в зоне субдукции (Erdmer, 1986). Протолитом эклогитов являются породы основного состава океанической плиты, вовлеченные в субдукцию (Erdmer, Helmstaedt, 1983; Hansen, 1991). Абсолютные оценки возраста эклогитов по Lu-Hf методу соответствуют значениям от 252 7 до 264 6 млн. лет ( Philippot et al 2001).

В районе Фаро обнаружены линзовидные тела эклогитов мощностью от 1 до 4 м (Erdmer, Helmstaedt, 1983). Вмещающими породами для эклогитов являются графитсодержащие кварциты, слюдистые гнейсы и бластомилонитизированные кварц-слюдяные сланцы с глаукофаном, гранатом, хлоритом и альбитом. Полевые взаимоотношения между эклогитами и вмещающими породами остаются невыясненными ввиду плохой обнаженности.

Рис. 3.3. Включения граната в гранате из эклогита Фаро, комплекс Юкон-Танана. (а) идиоморфный гранат во включении; (б) полиминеральное включение с субидиоморфным гранатом. Стрелка - ксеноморфный гранат, замещающий минерал-хозяин.

Эклогит из района Фаро комплекса Юкон-Танана (Канада) представляет собой породу с мелкозернистой основной матрицей, пойкилопорфирогранобластовой структурой и не ясно сланцеватой полосчатой текстурой. Главные породообразующие минералы, гранат и омфацит, распределены в объеме породы равномерно. Второстепенные породообразующие минералы - рутил, кварц и эпидот. Встречаются в породе в незначительных количествах в виде отдельных зерен или небольших сростков.

Результаты эксперимента воспроизводят микроструктуры включений граната в гаранте, обнаруженные ранее в эклогите из района Фаро комплекса Юкон-Танана, Канада (Perchuk et al., 1999). Исследование показывает, что новый гранат стремится к идиоморфизму, если находится в полиминеральных включениях с эпидотом, кварцем, реже с фенгитом, парагонитом и титанитом (рис.3.3), тогда как границы с гранатом-хозяином обычно неровные. По составу новообразованный гранат может быть как однородным, так и зональным, но всегда с резким переходом к вмещающему гранату (рис.3.3). Тенденции изменения состава граната в природных образцах аналогичны закономерностям, которые были получены в результате эксперимента. Помимо новообразованных ростовых форм морфологию полиминеральных включений осложняют характерные клиновидные выступы и минерализованные радиальные ответвления. Там же, где поверхность включений кажется пилообразной, в действительности ее выполняют многочисленные мелкие кристаллы граната, нарастающие на поверхность минерала-хозяина. Таким образом, включения в гранатах из эклогита Фаро, несмотря на относительно низкую температуру пика метаморфизма (~660^oС при 1.5 ГПа, Перчук и Геря, 2005), отвечают всем вышеизложенным критериям плавления, что свидетельствует о наличии магматического этапа в их истории.

В более ранних исследованиях (A. Perchuk et al., 1999) полный временной интервал метаморфизма эклогитов Фаро оценивался по частичной гомогенизации включений граната в гранате. Но с учетом проведенных исследований можно утверждать, что эти включения не являются реликтами более ранних минеральных парагенезисов, захваченных в ходе роста порфиробластов граната. В соответствии с новыми данными они прошли стадию флюидно-магматического преобразования. Таким образом, оценки временных интервалов стадии прогрессивного метаморфизма должны быть пересмотрены.

3.3. Эклогиты комплекса Берген Аркс (Норвегия)

Полиметаморфический комплекс Берген Аркc, представлен серией аркообразных покровов, надвинутых на породы Западного Гнейсового Района (Austrheim, Griffin, 1985), в состав которых входят породы островодужной серии, палеозойские породы офиолитовой ассоциации и протерозойские гранулиты. В истории комплекса выделяется три главных метаморфических события (Austrheim, Griffin, 1985). На раннем этапе эволюции анортозитовый комплекс подвергся масштабной перекристаллизации в условиях гранулитовой фации метаморфизма T=800-900^oC и P≤1 ГПа. Во время каледонской орогении гранулиты подверглись частичной перекристаллизации в условиях эклогитовой фации при Т=650-800^oС и P=14-21 кбар. Последующий метаморфизм в условиях амфиболитовой фации при 500^oС и 0.6 ГПа проявлен локально, как в гранулитах, так и в эклогитах.

Для исследований преобразования включений в гранатах были использованы 3 образца (БА-1, 78-87, 39-85) с острове Холсноу (Holsnoy), отражающие различную степень эклогитизации гранулита. Образец БА-1 является практически неизмененным гранулитов, образец N34-08 является эклогитом без реликтов гранулитового этапа, а в образце эклогита N78-08 сохранились реликтовые минералы гранулитового парагенезиса. Установленные в ходе исследования P-T условия формирования обоих типов эклогитов лежат ниже линии водного солидуса. Минеральные включения в порфиробластах граната в эклогитах всех изученных образцов по морфологическим особенностям и закономерностям изменения состава вмещающего минерала не отвечают результатам экспериментального исследования. Все это свидетельствует о том, что породы не проходили через стадию частичного плавления.