Контрастные режимы метаморфизма в Гридинском комплексе

Сердюк, Алена Александровна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Контрастные режимы метаморфизма в Гридинском комплексе
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Контрастные режимы метаморфизма в Гридинском комплексе"

КОНТРАСТНЫЕ РЕЖИМЫ МЕТАМОРФИЗМА В ГРИДИНСКОМ КОМПЛЕКСЕ (БЕЛОМОРСКАЯ ЭКЛОГИТОВАЯ ПРОВИНЦИЯ)

Специальность: 25.00.04 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва - 2013

2 6 СЕН 2013

005533808

Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки Институт экспериментальной минералогии Российской академии наук (ИЭМ РАН).

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук

Перчук Алексей Леонидович (МГУ им. М.В.Ломоносова)

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Слабунов Александр Иванович Институт Геологии Карельского научного центра Российской академии наук (КарНЦ РАН, г. Петрозаводск), заведующий лабораторией

кандидат геолого-минералогических наук Подлесский Константин Константинович

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской академии наук (ИГЕМ РАН, г. Москва)

Ведущая организация: Федеральное государственное бюджетное

учреждение науки Институт геологии и минералогии имени В.С.Соболева Сибирского отделения Российской академии наук (ИГМ СО РАН, г. Новосибирск)

Защита состоится «4» октября 2013 г. в 16:00 часов в ауд. 415 на заседании диссертационного совета Д 501.001.62 Геологического факультета Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова по адресу: 1192324, Москва, ГСП-1, Ленинские горы, МГУ, Геологический факультет

С диссертацией можно ознакомиться в читальном зале Отдела диссертаций Фундаментальной библиотеки Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова (Ломоносовский просп., 27).

Автореферат разослан «3» сентября 2013 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 501.001.62 доктор геолого-минералогических наук

Н.Г. Зиновьева

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. К числу наиболее дискуссионных вопросов геотектоники относятся как изменение стилей субдукции на ранних этапах развития Земли, так и время зарождения современного стиля субдукции (Davies, 1992, 2006; de Wit, 1998; Hamilton, 1998; Griffin et al., 2003; Brown, 2006, 2007; Burov and Watts, 2006; O'Neil et al., 2007; Stern, 2007; Condie and Pease, 2008; Shirey et al., 2008; van Hunen and van den Berg, 2008; Condie and Aster, 2010; Sizova et al., 2010, 2013). Главными признаками современного стиля субдукции принято считать наличие в комплексах офиолитов, глаукофановых сланцев и ультравысокобарных пород (Stern, 2005; Brown, 2006). До недавнего времени предполагалось, что из-за высокого геотермического градиента и сравнительно тонкой земной коры первые проявления современного стиля субдукции произошли лишь около 630 млн. лет назад (Caby, 1994; Moeller et al., 1995; Maruyama and Liou, 1998; Parkinson et al., 2001; Jahn et al. 2001; John, Schenk, 2003; Baldwin et al., 2004; Brown, 2006, 2007), что подтверждалось отсутствием находок ультравысокобарных комплексов, датируемых более древними возрастами (Liou et al., 2009). Однако, в последние годы появились свидетельства того, что этот процесс начался значительно раньше. Например, древнейшие на Земле офиолиты из комплекса Исуа, Гренландия имеют архейский возраст (3.8 млрд. лет) (Furnes et al., 2009). В Западном Африканском кратоне не так давно были установлены проявления палеопротерозойского метаморфизма, отвечающего условиям фации глаукофановых сланцев (2.1 млрд. лет) (Ganne et al., 2011). Таким образом, в триаде вещественных индикаторов современного стиля субдукции лишь ультравысокобарные комплексы до недавнего времени имели относительно молодые возраста (предельный возраст не превышает 630 млн. лет, Liou et al., 2009).

В районе с. Гридино (Беломорское побережье Карелии) был обнаружен древнейший на планете эклогитовый комплекс, формирование которого завершилось не менее 1.9 млрд. лет назад (Володичев и др., 2004; Докукина и др., 2009; Скублов и др., 2010). Таким образом, Гридинский эклогитовый комплекс стал уникальным объектом для изучения процессов субдукции (коллизии) в раннем докембрии. На одном из его участков (мыс Гридино) были установлены парагенезисы, отвечающие ультравысокобарным условиям (Dokukina and Konilov, 2011), что несколько нарушило общепринятые представления о единой тектоно-метаморфической

эволюции пород комплекса в составе одного блока (Володичев и др., 2004, Докукина и др., 2009).

Цель работы: восстановление особенностей метаморфической эволюции и генезиса разных типов высокобарных пород Гриди некого эклогитсо держащего комплекса.

Для достижения поставленной цели были сформулированы следующие задачи:

• детальное петрографическое изучение метабазитов Гридинского комплекса;

• выявление парагенетических ассоциаций на разных этапах метаморфической эволюции пород;

• изучение химического состава и выявление химической гетерогенности главных породообразующих минералов;

• изучение минерального и химического состава минеральных включений;

• восстановление метаморфической Р-Т эволюции пород Гридинского комплекса;

• моделирование нелитостатического давления в минеральных включениях в породообразующих минералах гранат-двупироксенового кристаллосланца;

• экспериментальное изучение состава клинопироксена при его кристаллизации из расплава в системе "габбронорит-вода" в диапазоне температур 900-1300°С и давлении 15 кбар.

Научная новизна

На основании детальных петрологических исследований пород Гридинского комплекса впервые установлено:

• кианитсодержащий эклогит (метагаббро) из дайки на острове Эклогитовый претерпел Р-Т условия ультравысокобарного метаморфизма;

• дайки в зоне коллизии (субдукции) погружались в «сухих» условиях и потому не претерпели явных проградных метаморфических изменений вплоть до Р-Т условий пика метаморфизма, а эклогиты из исследованных будин и линз, наоборот, испытали проградный метаморфизм в присутствии водно-углекислотного флюида;

• рост граната в эклогитах происходил как от края к центру зерен (II тип эклогитов), так и наоборот - от центра к краю (I тип эклогитов);

• гранат-двупироксеновый и ортопироксеновый кристаллосланцы комплекса были

образованы в результате метаморфических, а не магматических процессов;

• изученные породы из даек метагабброидов и будинированных тел из зоны "мегамеланжа" имеют различные Р-Т тренды метаморфической эволюции;

• вокруг включений хлорита в породообразующих пироксенах из гранат-двупироксенового кристаллосланца сосуществуют две системы трещин (радиальные и концентрические);

• омфацит не может быть выкристаллизован из расплава габбронорита при давлении 15 кбар.

Практическая значимость

Основные результаты исследования связаны с фундаментальными проблемами петрологии и геодинамики глубинных процессов в зонах конвергенции литосферных плит. Важное практическое значение решения этих проблем - понимание особенностей процессов формирования древнейших орогенных поясов, с которыми могут быть связаны месторождения полезных ископаемых. Знание описанных в диссертации явлений и процессов может помочь в понимании общей геологической ситуации и интерпретации истории геологического развития в районах распространений архейских кристаллических пород, что важно при проведении геолого-съемочных и поисковых пород. Защищаемые положения:

1) Ортопироксеновый и гранаг-двупироксеновый кристаллосланцы имеют магматический облик, но были сформированы в результате проградных метаморфических преобразований хлорит-, амфибол- и биотитсодержащих сланцев в условиях высокобарного метаморфизма.

2) Метагаббро на острове Эклогитовый (район с. Гридино, Беломорская эклогитовая провинция) претерпело три этапа метаморфизма в условиях эклогитовой, гранулитовой и амфиболитовой фаций с Т/Р градиентом менее 350°СЛПа и ультравысокобарными Р-Т условиями на пике метаморфизма, свидетельствующими о том, что зарождение современного стиля субдукции на Земле происходило не позднее палеопротерозоя.

декомпрессионным разогревом и субизобарическим охлаждением; другие породы претерпели проградиые изменения, сопровождаемые минеральными реакциями дегидратации, вслед за которыми последовало их декомпрессионное охлаждение и пространственное совмещение с первым типом пород в условиях амфиболитовой фации метаморфизма.

4) На основе экспериментального моделирования кристаллизации габбронорита при температуре 900-1300°С и давлении 15 кбар установлено, что содержание жадеитовой молекулы в магматическом клинопироксене не превышает 10 мол.%, что исключает магматический генезис омфацита в эклогитизированных дайках Гридинского комплекса.

Фактический материал и методы исследования

В работе использовалась подборка из 30 образцов из коллекций А.Л. Перчука, О.И. Володичева, а также отобранных автором во время полевой экскурсии в рамках научной конференции ГЭК-2011 (г. Петрозаводск).

Для детальных петрологических исследований было выбрано 6 наиболее представительных образцов:

• эклогит (образец 02-2) из будины (1.0Х0.5 м), находящейся в биотит-амфиболовых гнейсах на ЮВ о-ва Столбиха;

• фенгит-клиноцоизитовый кристаллосланец (образец С2-9) из линзы (~0.4х1.0 м), находящейся в полосчатых биотит-амфиболовых гнейсах в южной части острова Столбиха;

• частично эклогитизированный оливиновый габбронорит (образец В16-50) из линзовидной дайки (20x70 м), прорывающей мигматитовые гранат-клинопироксен-амфибол-биотитовые гнейсы на восточной окраине мыса Гридино;

• кианитсодержащий эклогит (метагаббро) (образец СЗ-4) из дайки габбрового состава, прорывающей амфиболовые гнейсы о-ва Эклогитовый. Видимая мощность дайки ~ 4-5 м;

• ортопироксеновый кристаллосланец (образец 03-23) из линзовидного тела (~0.4 м в поперечнике) среди мигматизированных плагиогнейсов на востоке острова Избная Луда;

• гранат-двупироксеновый кристаллосланец (образец 04-20) из будины (4><5 м), заключенной в амфибол-биотитовые гнейсы острова Высокий.

Автором были выполнены 5 экспериментов по кристаллизации габбронорита в диапазоне температур 900-1300°С и давлении 15 кбар на высокобарной установке типа «цилиндр-поршень» (ИЭМ РАН, Черноголовка).

Петрологические особенности пород Гридинского комплекса изучались автором с помощью методов оптической и электронной микроскопии и электронно-зондового микроанализа. Было выполнено более 1500 микрозондовых анализов минералов в ИЭМ РАН (Черноголовка), МГУ (Москва) и ИГЕМ РАН (Москва). Химические составы метабазитов были получены с помощью методов силикатного анализа: путем воздушно-сухой навески и методом «мокрой химии» (содержания Na20, FeO, С02, Н20), состав метаультрамафитов - методом рентгенофлуоресцентной спектрометрии (XRF). Анализы содержаний редкоземельных (РЗЭ) и редких элементов (РЭ) в цирконе были получены на ионном микрозонде Cameca IMS-4f в ЯФ ФТИАН (Санкт-Петербург). Включения хлорита в гранат-двупироксеновом кристаллосланце исследовались методом комбинационного рассеяния (ИЭМ РАН, г. Черноголовка).

Минеральные реакции и Р-Т параметры эволюции изучаемых пород рассчитывались с помощью программного комплекса winTWQ (версия 2.32 с обновленной базой данных) (Berman, 2007), а также различных геотермометров (гранат-клинопироксенового (Powell,1985; Ravna, 2000), гранат-ортопироксенового (Harley, 1984), двупироксенового (Brey, Kohler, 1990), гранат-амфиболового (Perchuk et al., 1991) и гранат-хлоритовых (Ghent et al., 1987; Perchuk, 1991)) и барометров (гранат-ортопироксенового (Brey, Kohler, 1990), клинопироксен-плагиоклаз-кварцевого (Перчук, 1992) и SCAN (McCarthy and Patino Douce, 1998)). В термобарометрии использовались составы центральных и краевых частей кристаллов - классический петрологический подход (Л.Л. Перчук и др., 1983).

Моделирование сверхдавления во включениях в породообразующих минералах гранат-двупироксенового кристаллосланца выполнялось по модели эластичного включения (Gillet et al., 1984). Расчеты осуществлялись с помощью авторских компьютерных программ, созданных на языке Visual Basic, встроенном в программный пакет Microsoft Excel.

Публикации и апробация работы. Результаты диссертационной работы докладывались и обсуждались на российских и международных конференциях

различного уровня: международном семинаре по минералогии и петрологии «Структура и разнообразие минерального мира» (Сыктывкар, 2008), конференции «Физико-химические факторы петро- и рудогенеза: новые рубежи», посвященной 110-летию со дня рождения академика Д.С. Коржинского (Москва, ИГЕМ, 2009), «Первой международной научно-исследовательской конференции молодых ученых и специалистов, посвященной памяти академика А.П. Карпинского» (Санкт-Петербург, 2009), ежегодной научной конференции «Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента» (Сыктывкар, 2009, 2010), ежегодной научной конференции «Ломоносовские чтения» (Москва, МГУ, 2010, 2011), ежегодной международной школе по наукам о Земле имени проф. Л.Л.Перчука (2010, 2011), международной конференции, посвященной памяти В.Е. Хаина «Современное состояние наук о Земле» (Москва, МГУ, 2011), научной конференции «Гранулитовые и эклогитовые комплексы в истории Земли (Петрозаводск, 2011). Основные положения работы изложены в 3 статьях в рецензируемых журналах и тезисах 12 докладов.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из Введения, 4 глав и Заключения; общий объем составляет 162 страницы; сопровождается 58 рисунками и 57 таблицами. Список литературы включает 202 наименования публикаций отечественных и зарубежных авторов.

Благодарности. Автор выражает благодарность научному руководителю А.Л. Перчуку за ценные советы, внимание, поддержку и терпение; О.И. Володичеву, А.И. Слабунову за обсуждение результатов и предоставленные образцы для исследований; А.А Вирюс, В.О. Япаскурту за помощь при проведении микрозондовых анализов образцов; К.В. Куликовой за предоставленный образец габбронорита, используемый в экспериментах; С.Г. Скублову за предоставленные анализы зерен циркона гранат-двупироксенового кристаллосланца; В.М. Полукееву за помощь в проведении экспериментов; О.Г. Сафонову, В.В. Федькину, А.Р. Котельникову, Д.А. Варламову и А.В Кузюре за обсуждение результатов и редакционные правки. Особую благодарность автор выражает В.Н. Сердюку и Ю. Сердюк за неоценимый вклад и поддержку.

Глава 1. Геологический очерк

Гридинский комплекс входит в состав Беломорского подвижного пояса и представляет собой тектоническую пластину северо-западного простирания, прослеживающуюся в прибрежной полосе и на островах Белого моря. Протяженность комплекса составляет около 60 км при ширине 6-7 км.

Основной объем комплекса сложен деформированными биотит-амфиболовыми (±гранат±клинопироксен) мигматизированными гнейсами. Гнейсы выполняют матрикс зоны меланжа, в котором содержится до 25-30% (от общего объема) обломков различного размера и состава: амфиболиты и эклогиты, реже метаультрамафиты, цоизитовые и скаполитовые породы (Володичев и др., 2004; Слабунов, 2008). Комплекс сечется метаморфизованными в условиях эклогитовой и верхов амфиболитовой фаций дайками габброидов палеопротерозойского возраста, а также интрузиями и жилами плагиогранитов (Володичев и др., 2004; Слабунов, 2008 и ссылки в ней).

Следует отметить, что до сих пор нет единства мнений относительно количества высокобарных метаморфических событий, возраста и геодинамической обстановки формирования эклогитовых пород комплекса (табл.1).

Таблица 1. Сценарии магматических и метаморфических событий в эволюции Гридинского комплекса (по литературным данным)

сценарий Основные события Методы датирования, источники

2.8-2.7 млрд.лет -2.4 млрд.лет 1.9-1.8 млрд.лет

I высокобарный метаморфизм рой мафических даек, повторный высокобарный метаморфизм метаморфизм в условиях амфиболитовой фации U-Pb метод по цирконам, NORDSIM, SHRIMP (Володичев и др., 2004; 2012; Слабунов и др., 2011;)

II (ультра-?) высокобарный метаморфизм, сменившийся гранулитовым метаморфизмом лейкократовые В1-Срх-Орх-РЬСХг* жилы в метагабброидах метаморфизм в условиях амфиболитовой фации U-Pb метод по цирконам, SHRIMP (Докукина и др., 2012; Dokukina et al., 2009; Dokukina and Konilov, 2011)

III кристаллизация магматического габбро эклогитизация пород, за которой последовал амфиболитовый метаморфизм U-Pb метод по цирконам, SHRIMP - оба события (Скублов и др., 2011); Lu-Hf изохоры по гранатам - эклогитизация (Хервартц и др., 2012).

* Символы минералов здесь и далее по (Kretz, 1983).

Глава 2. Петрография и минералогия

В данной главе рассматриваются парагенетические ассоциации, отвечающие различным этапам метаморфической эволюции пород (доэклогитовый, эклогитовый и постэклогитовые этапы), а также закономерности изменения состава минералов.

В ходе исследований были установлены петрологические отличия эклогитов двух типов, разделяемых ранее по структурным особенностям (Володичев и др., 2004, Травин, Козлова, 2009).

Эклогиты I типа находятся в будинах (рассматриваются на примере эклогита о. Столбиха). Высокобарный парагенезис представлен гранатом, омфацитом и кварцем. В ядрах крупных зерен граната отмечается присутствие водосодержащих минералов (эпидота, хлорсодержащего амфибола), а также альбита и карбоната (рис.1), что свидетельствует о метаморфизме пород в условиях амфиболитовой фации в присутствии С-О-Н флюида на проградном этапе. В краевой части граната находятся включения эклогитового этапа метаморфизма - омфацит, кварц и рутил (рис.1), т.е. рост граната происходил по классическому сценарию - от центра к краю. На регрессивной стадии отмечается рост амфибол+плагиоклазовых кайм вокруг граната, по омфациту образуются клинопироксен+плагиоклаз+амфиболовые симплектиты. Изменения составов граната и клинопироксена, относящиеся к различным этапам метаморфической эволюции породы, представлены на рисунке 2.

Рис.1. Представительный участок эклогита о-ва Столбиха (I тип). В центральной части граната присутствуют включения,

отражающие доэклогитовый этап метаморфизма. В матриксе и в краевой зоне роста граната встречаются минералы, отвечающие пику метаморфизма. Симплектиты в матриксе отвечают регрессивному этапу. Здесь и далее - фото сделаны в обратно-рассеянных электронах.

(I тип).

Эклогиты II типа находятся в дайках и оторванных от них будинах; изученные породы представлены эклогитизированным оливиновым габброноритом с коронарными структурами (именуемый далее коронитом) (мыс Гридино) и кианитсодержащим эклогитом (метагаббро) (о. Эклогитовый). Коронит представляют начальную стадию эклогитизации. В рассматриваемом образце коронита выделяется два домена: плагиоклазовый, обогащенный № и А1, и пироксеновый, обогащенный Ие и (рис.3). В последнем сохраняются первичные магматические минералы: оливин, клино- и ортопироксены (рис.3). При этом отмечается развитие биотита и гранат-ортопирокесновых симплектитов, отвечающих регрессивному этапу метаморфической эволюции породы. Отличие составов пироксенов, развивающихся на разных этапах эволюции, представлено на рисунках 4 и 56. В плагиоклазовом домене по магматическому плагиоклазу развиваются высокобарные омфацит+корунд+альбит±шпинелевые симплектиты. Условной границей доменов является пойкилитовый гранат, наиболее быстро купирующий плагиоклазовую область (рис.3). Гранат содержит включения кианита, омфацита и авгита. Образованный на разных этапах метаморфической эволюции гранат характеризуется различными составами (рис. 5а).

Кианитсодержащий эклогит, сложенный гранатом, клино- и ортопироксеном, фиксирует завершенную стадию эклогитизации. В ядрах субидиоморфных зерен граната присутствуют безводные высокобарные минералы: кварц, кианит, омфацит (Х^ до 42 мол. %), отвечающие эклогитовому этапу (пику) метаморфизма.

Рис. 3. Коронарные структуры в эклогитизированном оливиновом габбронорите (короните) (эклогит II типа), восточная окраина с. Гридино: а — представительный участок породы (отображены пироксеновый и плагиоклазовый домены); б - развитие метаморфических корон вокруг магматического оливина.

0.85-1

0.83-

0.8] - ■ ш

Г- 0.79-

> а

0.77-

£ йЬ 0.75- <*Й

0.73-

0.71 - т

0.69-

0.67' ..........................................г.....

Ш о

90- ■

-?®сВ>

а®о> © ® ®

коронно восточная окраина с .Гридино Щ фенокриет (Ге-М® домен) ■ симплектит

киашп содержащий эклогит, о-в Эклогитовый О на контакте с р1, Ы и уп О на контакте с срх

-,-

2.0

А1,0„ вес.%

Рис.4. Составы ортопироксенов различной структурной принадлежности эклогитов II типа на диаграмме А^Оз-Х^

коронит

а)

кианнтсодержащии эклогит

# магматический домен)

О коронарный Л включения

"I высокопарные еишшекшты (А!~Ка домен)

Ш включения • центр А край

Щ еймпяектнты

Рис. 5.

эклогит

Аев(70%) И(50%)

Составы клинопироксенов из эклогитов II типа:

Аей(50%)

а) коронит, б) кианитсодержащий

В матриксе породы развиваются минералы, отвечающие гранулитовому (ортопироксен, гранат, кварц, плагиоклаз, клинопироксен) и амфиболитовому (плагиоклаз-клинопироксеновые симплектитовые сростки, гранат, амфибол и биотит) этапам метаморфизма (рис.6).

Ввиду отсутствия явных признаков флюида в породе в эклогитах II типа эклогитовый метаморфизм накладывался на магматическую ассоциацию в сухих условиях, т.е. без проявления проградного метаморфизма. Наличие наиболее высокобарного парагенезиса в центральных частях граната свидетельствует о его обратной схеме роста - от края к центру. Образование омфацита с высоким содержанием жадеита и кианита происходило здесь за счет разложения магматического плагиоклаза.

Рис.6. Представительные участки к и анитсо держащего эклогита (II тип), отвечающие различным этапам метаморфической эволюции породы.

Гранат-двупироксеновый кристаллосланец (о. Высокий) сложен гранатом, клино- и ортопироксенами (рис.7). Для регрессивной стадии характерно развитие амфибола и мелкозернистой амфибол+гранат+клино-+ортопироксеновой минеральной ассоциации (рис.7в). Регрессивные преобразования наиболее сильно проявлены в краевых частях будины.

В ядрах крупных порфиробластов граната встречаются включения хлорита и карбоната, в краевых частях - клинопироксена и амфибола (рис.7). Наличие включений водосодержащих минералов и карбонатов в ядрах граната свидетельствует о присутствии С-О-Н флюида и условиях амфиболитовой фации метаморфизма на проградном этапе развития породы. Крупные зерна граната имеют слабовыраженную химическую зональность и характеризуются повышенными содержаниями железа и

марганца, присущими гранатам коровых (Ре-ТО перидотитов.

Клинопироксен представлен авгитом с небольшим содержанием жадеитового минала, отмечаются слабовыраженные вариации его состава из разных структурных генераций. В клинопироксене было обнаружено зерно циркона гетерогенного состава, содержащее включение амфибола (рис.7г).

Амфибол представлен магнезиальной роговой обманкой и тремолитом. В ортопироксене отмечается четкая зависимость состава от структурной позиции в породе: увеличение содержания А1203 и снижение магнезиальности от центра кристалла к краю и далее к симплектитам (рис.8).

Во всех главных породообразующих минералах - гранате, клино- и ортопироксенах встречаются включения хлорита, сосуществующего с фазами, обогащенными РЗЭ (преимущественно Се, Nd, La и др.), а также ураном и торием, -ферродолласеитом (минерал группы эпидота) и ферроторнебомитом. Примечательно, что эти фазы чаще локализуются по периферии включений. Хлорит представлен диабантитом (Hey, 1954). Все включения хлорита окружены трещинами: радиальными в гранате и сосуществующими радиальными и концентрическими в пироксенах (рис.9).

Рис.7. Гранат-двупироксеновый кристаллосланец: а - оптическое фото фрагмента породы в шлифе; б -ксенономорфный кристалл граната с включениями; в -регрессивный агрегат пироксен-гран ат-

амфиболового состава;

г- неоднородное по составу зерно

циркона в

клинопироксене; овалы - участки анализа.

500 um

Рис. 8. Диаграмма АЬОз-ХМ8 для ортопироксенов метаультрамафито в, показывающая отчетливую зависимость состава минерала от структурного положения в

породе.

Рис. 9. Включения хлорита: а - в гранате, б - в клинопироксене, окруженные характерными радиальными и концентрическими трещинами.

Ортопироксеновый кр ист ал л о сл анец (о. Избная Луда) имеет массивную текстуру и гигантокристаллическую структуру. Таблитчатые кристаллы ортопироксена достигают 10-15 см и содержат большое количество включений биотита, амфибола и кварца, а также рудных минералов - магнетита, пирита, ильменита (рис. 10).

Кроме того, в ортопироксене встречаются многочисленные флюидные первично-вторичные включения, цепочки которых прерываются на границе с твердофазными включениями. Параметры состава ортопироксена представлены на рисунке 8. Амфибол представлен магнезиальной роговой обманкой и антофиллитом. Кварц содержит включения антофиллита и единичные - доломита.

0.770.760.750.74 -» 0.73 -X 0.72 -0.71 -0.700.690.68 ■

♦

А А

♦

Д Ад

гргшат-двупироксеновый кристаллосланец • центр Ш край

А мелкозернистый агрегат

ортопироксеновый кристаллосланец <§> кристаллы

О 0.5

1.0 1.5

АШ;,вес.%

2.0

Рис. 10. Ортопироксеновый кристаллосланец: а - обилие включений биотита, амфибола и кварца в монокристалле ортопироксена; б — реакционные каймы антофиллита вокруг включений кварца.

Особенности минеральных преобразований в эклогитах

Выделяемые по структурным особенностям (будины и дайки) эклогиты отчетливо различаются как по петрологическим характеристикам, так и по особенностям эволюции. В эклогитах I типа (будинированные тела) проявлен прогрессивный метаморфизм в присутствии С-О-Н флюида. Гранат на этом этапе рос от центра к краю, что подтверждается присутствием в его ядрах включений относительно низкобарных водосодержащих минералов. В эклогитах II типа эклогитовый метаморфизм накладывался на магматическую ассоциацию без прогрессивного этапа метаморфизма, что, вероятно, связано с отсутствием водосодержащего флюида - катализатора метаморфических реакций. Присутствие в центральных частях граната наиболее высокобарного парагенезиса связано с преимущественным ростом граната от края к центру, т.е. с наиболее быстрым замещением плагиоклазовых доменов исходного габброида.

Глава 3. Метаморфическая эволюция и Р-Т условия

В данной главе приводятся результаты термобарометрических исследований метабазитов Гридинского комплекса. Большая часть Р-Т параметров была получена с помощью программного комплекса \vinTWQ (версия 2.32 с обновленной базой данных ОЕСОб) (Вегшап, 2007). Для достоверности полученные оценки сравнивались с оценками, рассчитанными при помощи различных геотермобарометров.

Обобщенные результаты термобарометрических исследований представлены в таблице 2 и на рисунке 11.

Порода/Стадия Т, °С Р, кбар Таблица.2.

Эклогит I типа Обобщенная

Эклогитовая стадия 660 13 таблица Р-Т

Пост-эклогитовая стадия Коронит (эклогит II типа) 620 10 параметров пород Гридинского комплекса,

Эклогитовая стадия 660 18 рассчитанных с

Пост-эклогитовая стадия 690 13 помощью

Кианитсодержащий эклогит (11 тип) программы

Эклогитовая стадия Пост-эклогитовая стадия 660 30 \утТ\\'0 (Вегтап, 2007).

Гранулитовьш этап 800 12

Амфиболитовый этап 680 10

Гранат-двупироксеновый кристаллосланец

Эклогитовая стадия 690 17

Пост-эклогитовая стадия

Гранулитовьш этап 690 12

Амфиболитовый этап 650 9

Восстановление Р-Т параметров доэклогитового этапа затруднено, однако по минеральной ассоциации эклогитов I типа (плагиоклаз, клиноцоизит, антофиллит, кальцит и доломит) и гранат-двупироксенового кристаллосланца (кальцит, хлорит и магнезиальная роговая обманка) можно предположить, что ранний этап метаморфизма этих пород происходил в условиях амфиболитовой фации в присутствии С-О-Н флюида. В эклогитах же II типа (короните и кианитсодержащем эклогите) отсутствуют проявления проградной ветви метаморфизма: здесь происходит наложение пикового метаморфизма непосредственно на магматическую ассоциацию в сухих условиях.

0.4-,...........

500 600 700 800 900

Температура, °С

амфнбоадг

ф»!1И>

grt-2px

короийт (ЦИин)

ЭКЛОГИТI

(1 тип)

Рис. 11. Обобщенная Р-Т диаграмма метаморфической эволюции изученных пород Гридинского комплекса и Р-Т трендов, предлагаемых различными авторами для эволюции всего комплекса (В04 - Володичев и др., 2004; Д10 -Докукина, 2010; DK11 - Dokukina and Konilov, 2011). Р-Т параметры восстановлены с помощью программы winTWQ (Berman, 2007) Кривая фазового равновесия: кварц = коэсит (Bohlen and Boettcher, 1982); фации метаморфизма (Bucher and Grapes, 2011 )

Обсуждение результатов

Природа минеральных включений в гранат-двупироксеновом кристаллосланце Изолированные включения диабантита, ассоциирующие с фазами, обогащенными РЗЭ, ураном и торием, интерпретируются как свидетельство раннего этапа интенсивных метасоматических или метаморфических преобразований. При этом приуроченность редкоземельных фаз к периферии вакуолей рассматривается как результат преобразования включений после захвата. Уникальное сосуществование двух систем трещин вокруг включений в минерале-хозяине, возможно, обусловлено не только различием РКГ-свойств хлорита и вмещающего пироксена (граната), но и частичным плавлением включений (Моргунова, Перчук, 2012). Результаты

моделирования, проведенные в данной работе, показывают, что различия в физических свойствах хлорита и вмещающих минералов (граната, клино- и ортопироксенов) недостаточны для создания в рассматриваемых включениях значительных напряжений, способных нарушить прочность вмещающих минералов. Поэтому обнаруженные системы трещин должны быть связаны с фазовыми превращениями во включениях. В их число входят эффекты плавления/кристаллизации включений, а также некие гипотетические смещенные реакции. При этом ни одна из рассмотренных в работе версий (метаморфическая и магматическая) не даёт однозначной интерпретации всем наблюдаемым фактам. Тем не менее, очевидно, что включения претерпели серьезные преобразования в ходе метаморфической эволюции породы в условиях закрытой системы.

Твердофазные включения в минералах ортопироксенового кристаллосланца

По набору минералов во включениях в ортопироксене (биотит, амфибол, кварц и пирит) можно предполагать, что ортопироксеновый кристаллосланец развивался по кварц-биотит-амфибол-содержащей породе - типичной для средних ступеней метаморфизма. Необходимо обратить внимание, что изолированность включений в ортопироксеновом кристаллосланце нарушалась на регрессивном этапе метаморфизма, когда в вакуоли через стенки минерала-хозяина проникал флюид. Следствием этого процесса стало образование реакционных кайм низкотемпературного антофиллита (рис.Юб).

Таким образом, в минералах изученных метаультрамафитов наблюдаются преобразования включений после их захвата, но в одном случае (ортопироксеновый кристаллосланец) процесс имеет открытый характер, а в другом (гранат-двупироксеновый кристаллосланец) - закрытый.

Генезис метаультрамафитов

Составы метаультрамафитов Гридинского комплекса отвечают типичным характеристикам коровых (Ре-Т1 тип) пород, что хорошо согласуется с выводами петрологического исследования о существенном преобразовании пород в ходе нескольких этапов метаморфизма. Формирование безводных минеральных ассоциаций происходило на прогрессивной стадии метаморфизма и сопровождалось интенсивной дегидратацией. О масштабности выноса компонентов из гранат-

двупироксенового кристаллосланца при метаморфизме свидетельствует сохранность хлорита и редкоземельных минералов только в виде включений в породообразующих минералах.

Различие термодинамических условий метаморфизма в породах Гридинского комплекса

Восстановленные минеральные равновесия изученных пород Гридинского комплекса показывают, что они не испытывали единой метаморфической Р-Т эволюции, как предполагалось ранее (Володичев, 2004; Dokukina, Konilov, 2011). Восстановленные прежде (Володичев и др., 2004; Докукина, 2010; Dokukina and Konilov, 2011) Р-Т тренды характеризуются общим направлением по часовой стрелке (рис. 11), относительно схожими проградными и ретроградными Р-Т условиями. Эти данные предполагают Т/Р отношение эклогитов Гридино как > 500°С/ГПа, что значительно превышает Т/Р отношения, характерные для «горячих» зон субдукции согласно термомеханическому моделированию (Syracuse et al., 2010). Полученные в данной работе тренды для отдельных пород имеют различный характер, а их Т/Р отношение значительно ниже, чем предполагалось ранее. Например, Т/Р отношение для эклогитов II типа составляет около 220°С/ГПа и отвечает высоко-ультравысокобарным метаморфическим поясам, но более древнего возраста (>1.9 млрд.лет) (рис.12). Т/Р отношения других изученных в работе пород (380-410°С/ГПа) приближаются к нижней границе (Т/Р=350°С/ГПа) среднетемпературных эклогитовых - высокобарных гранулитовых поясов (Brown, 2006) (рис. 12). Стоит отметить, что полученные ультравысокобарные условия и низкое Т/Р отношение (~220°С/ГПа) для эклогитов II типа не противоречит прежним оценкам (Володичев и др., 2004; Докукина и др., 2010, 2012; Dokukina and Konilov, 2011), поскольку геотектонические модели и природные наблюдения показывают, что термодинамические условия и время образования разных блоков (будин, линз, доменов) в одном (ультра)высокобарном комплексе могут заметно отличаться (Gerya et al., 2002; Hacker, 2007).

500 1000 1500 2000 2500 Возраст, млн.лет

3000

Рис.12. Породы Гридинского комплекса (крупные кружки) на диаграмме, показывающей связь возрастов и Т/Р градиентов для трех групп комплексов высоких ступеней метаморфизма. Условные обозначения: G-UHTM (светло-серые области) гранулитовые - и ультравысокотемпературные гранулитовые комплексы; E-HPGM (серые области) - среднетемпературные эклогитовые - высокобарные гранулитовые комплексы; HP-UHP (темно-серые области) высоко- и ультравысокобарные. Главные метаморфические события хорошо коррелируют с временами существования суперконтинентов (Condie, Aster, 2010). Залитые области, объединяющие данные по метаморфическим поясам, приведены по Brown (2006).

Геодинамическая интерпретация

На основе обобщения данных по метаморфическим Т/Р градиентам в гранулитовых и эклогитовых комплексах из разных регионов мира (рис.12) М.Браун (Brown, 2006, 2007) пришел к выводу, что низкие Т/Р отношения (<350°С/ГПа) характерны преимущественно для фанерозойских комплексов и являются отражением современного стиля субдукции (коллизии). Однако, эклогиты Гридино, возраст которых превышает 1.9 млрд. лет (а по оценкам некоторых исследователей - 2.8 млрд. лет), также попадают в область пониженных Т/Р градиентов (<350°С/ГПа), показывая, что начало современного стиля субдукции могло начинаться уже в палеопротерозое (рис. 12).

Глава 4. Экспериментальное моделирование кристаллизации габбронорита в высокобарных условиях

Матричный омфацит в глубокометаморфизованных габброидах Гридинского комплекса нередко содержит тонкие ламели ортопироксена. Распад твердого раствора пироксена - широко распространенное явление в магматических системах, чего нельзя сказать о метаморфических процессах, где структуры распада в пироксенах встречаются намного реже. Для проверки гипотезы о магматическом генезисе омфацита была проведена серия экспериментов по кристаллизации габбронорита в диапазоне температур 900-1300°С и при давлении 15 кбар, отвечающем условиям образования большинства высокобарных пород комплекса. Стоит отметить, что в классических экспериментальных работах, посвященных изучению водного солидуса габбро (Lambert and Wyllie, 1972; Huang and Wyllie, 1986), а также фазовым отношениям в системе диопсид-геденбергит-энстатит-ферросилит (Lindsley, 1983) данные по содержанию жадеитового минала клинопироксена - главного индикатора давления (глубинности) пород отсутствуют.

В качестве исходного вещества в экспериментах использовался габбронорит, отобранный в восточной части офиолитового массива Сыумкеу (Полярный Урал). Порошок габбронорита помещался в платиновую ампулу, куда добавлялся 1 вес.%. воды.

Эксперименты выполнялись в три этапа: 1) плавление габбронорита при температуре 1300°С в течение часа; 2) последующая кристаллизация при различных температурах в отдельном эксперименте от 1200 до 900°С в течение 48-72 часов (табл. 3); 3) закалка в течение нескольких секунд. Результаты эксперимента представлены в таблице 3.

В самом высокотемпературном эксперименте из расплава кристаллизуются пижонит и авгит. Последний встречается во всех продуктах экспериментов, параметры его состава приводятся на рисунке 13. В диапазоне температур 1200-900°С появляется ортопироксен и плагиоклаз (за исключением эксперимента при Т= 1000°С). В экспериментах при Т= 1100 и 900°С встречаются единичные зерна кварца.

Пижонит содержит алюминий, что нехарактерно для данного минерала. Авгит характеризуется высокими содержаниями (Mg+Fe2+) относительно Ca, недостатком кремния и повышенным содержанием кальциевого чермака (CaTs) (NCaTs= 14-30

мол.%). Количество жадеита в клинопироксенах варьирует от 2 до 10 мол. % (рис. 13).

Таблица 3. Экспериментальные данные кристаллизации расплава габбронорита (+1 вес.% Н20) при Р=15 кбар.

№ опыта Т, °с длительность, час продукты опыта

ЬйЗ 1300 1 Ь*, pg, срхИ2.6

из1 1200 48 Ь, р^ срхИ4.7, орх, р1,

1100 48 Ь, срхМ4.9, орх, р1, я

1000 72 и срх^з.ю, орх

Ю5 900 60 Ь, срхм4.9, орх, р1, Я

* Ь- расплав

А1, ф.е.

0.55г

0.45 0.35 0.25 0.15

Са, ф.е

0.8

Ре", ф.е.

0.60 г

0.12 0.08 0.04 0.00

"С: 0.35

0.30

0.25

0.20

0.15

0.10

0.50 0.40 0.30 0.00

^ м

0.80

0.70 0.60 0.50

1000 1100 1200

1200 1300

400 1000 1100 1200 1300 900 1000 1100 1200 1300 900 1000

Температура, "С

Рис.13. Диаграммы зависимости параметров состава клинопироксенов из продуктов опытов от температуры.

Экспериментальное исследование показало, что максимальное содержание жадеитовой молекулы в клинопироксене, кристаллизующемся из расплава основного состава при барических условиях основания континентальной коры, не превышает 10 мол.%, что исключает магматическую природу омфацита (Дс^з) в породах Гридинского комплекса.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Породы Гридинского комплекса характеризуются относительно низкими Т/Р отношениями (220-410°С/ГПа), различными Р-Т трендами метаморфической эволюции и своеобразным флюидным режимом. В связи с этими данными верхняя граница (ультра)высокобарных метаморфических поясов смещается по крайней мере до палеопротерозоя. Точное определение границы (палеопротерозой или неоархей) будет зависеть от реального возраста эклогитового метаморфизма в породах Гридинского комплекса.

Дальнейшие исследования Беломорской эклогитовой провинции помогут оценить пространственную изменчивость Р-Т условий и степень их тектонической неоднородности. Для подтверждения ультравысокобарных условий в провинции необходимо продолжить поиски коэсита или других индекс-минералов ультравысокобарного метаморфизма.

Список основных работ по теме диссертации

Статьи

1. Моргунова* А.А., Перчук A.JI. Ультравысокобарный метаморфизм в Архейско-Протерозойском Подвижном Поясе (Гридинский Комплекс, Карелия, Россия) // ДАН, 2012. Т. 443. № 3. С. 358- 362

2. Моргунова А.А., Перчук A.JI. Петрология докембрийских метаультрамафитов Гридинского высокобарного Комплекса (Карелия)// Геология и Геофизика, 2012. Т. 53. №2. С.173-192

3. Perchuk, A.L., Morgunova A.A. Variable Р-Т paths and HP-UHP mctamorphism in Precambrian terraine, Gridino, Russia: Petrological evidence and geodynamic implications // Gondwana Research, 2013 (опубликовано: http://dx.doi.Org/l0.1016/i,gr.2012.09.009) Тезисы

4. Моргунова A.A., 2009. Эклогитизация габброидов острова Безымянный (Беломорский Подвижный Пояс) // Материалы I Всероссийской молодежной научной конференции «Минералы: строение, свойство, методы исследования», Миасс: УрО РАН, 16-20 марта. С. 221-223

5. Моргунова А. А., Перчук А. Л., 2009. Петрология докембрийских метаультрамафитов гридинского высокобарного комплекса, Карелия // Материалы конференции, посвященной 110-летию со дня рождения академика Д.С. Коржинского, Москва: ИГЕМ РАН, 7-9 октября. С. 275-278

6. Моргунова А.А., 2009. Метаморфизм ультраосновных пород Гридинского высокобарного комплекса // Материалы I Международной научно-практической конференции молодых ученых и специалистов, посвященной памяти академика А.П. Карпинского, 24-27 февраля, СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2009. С. 285-288.

7. Моргунова А.А., Перчук A.JI., 2010 Эволюция метапироксенитов Гридинского высокобарного комплекса, Карелия, «Ломоносовские чтения. Секция «Геология»». Москва, МГУ, 15-20 апреля. http://web.ru/db/msg.html?mid=l 183766&uri=06.html

8. Моргунова А.А., Перчук А.Л., 2011 Два типа эклогитов в Гридинском высокобарном комплексе (Беломорский подвижный пояс, Карелия): петрология и геотектоническое применение // «Современное состояние наук о Земле». Материалы международной конференции, посвященной памяти Виктора Ефимовича Хаина, Москва, 1-4 февраля С. 1290. http://khain2011.web.ru/khain-2011-theses.pdf

9. Моргунова A.A., 2011. Кварцевые вростки в клинопироксенах эклогитов острова Безымянный (Гридинский комплекс, Карелия) // «Минералогические перспективы» Материалы научной конференции, Сыктывкар, 17-20 мая. С. 112-113

10. Моргунова A.A., Перчук A.JL, 2011. Петрология и геохимия докембрийских метаультрамафитов (Гридинский эклогитовый комплекс, Карелия) // «Гранулитовые и эклогитовые комплексы в истории Земли». Материалы научной конференции и путеводитель научных экскурсий, Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 1618 июня. С. 151-155

11. Моргунова A.A., Перчук A.JL, 2011. Нелитостатическое давление во включениях хлорита в породообразующих минералах гранат-пироксеновой породы (Гридинский высокобарный комплекс, Карелия) // «Гранулитовые и эклогитовые комплексы в истории Земли». Материалы научной конференции и путеводитель научных экскурсий, Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 16-18 июня. С. 155-160

12. Перчук A.JI., Моргунова A.A., 2011. Контрастные режимы эклогитизации базитов в Гридинском высокобарном комплексе, Карелия // «Гранулитовые и эклогитовые комплексы в истории Земли». Материалы научной конференции и путеводитель научных экскурсий, Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 16-18 июня. С. 162-165

13. Morgunova A.A., Perchuk A.L. Two pyroxene-garnet rock of the Gridino area of Belomorian mobile belt (Northern Karelia), Karelia, Russia: Record of the prograde and retrograde metamorphic events // Mineralogical Magazine, 2011. V. 75 (3). P. 1502. EGU2010-7046

14. Моргунова A.A., Перчук А.Л., 2011. «Ультравысокобарный метаморфизм в докембрийском комплексе (Гридино, Карелия)», Одесса, 2-9 сентября. http://www.ises.su/2011/prg.php

15. Моргунова A.A., Перчук А.Л., 2011. «Ультравысокобарный метаморфизм в архейско-протерозойском подвижном поясе (Гридино, Россия)». «Ломоносовские чтения. Секция «Геология»». Москва, МГУ, ноябрь. http://web.ru/db/msg.html?mid=l 186049&uri=morgunova.html

*произведена перемена фамилии на Сердюк. Свидетельство 1-МЮ № 616228

Заказ № 42-А/08/2013 Подписано в печать 20.08.2013 Тираж 150 экз. Усл. пл. 1.2

"Цифровичок", тел. (495) 649-83-30 www.cfr.ru ; e-mail: info@cfr.ru

Текст научной работыДиссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Сердюк, Алена Александровна, Москва

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Институт экспериментальной минералогии Российской академии наук (ИЭМ РАН)

04201361125

Сердюк Алена Александровна

КОНТРАСТНЫЕ РЕЖИМЫ МЕТАМОРФИЗМА В ГРИДИНСКОМ КОМПЛЕКСЕ (БЕЛОМОРСКАЯ ЭКЛОГИТОВАЯ ПРОВИНЦИЯ)

25.00.04 - петрология, вулканология

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Научный руководитель доктор геолого-минералогических наук

А.Л. Перчук

Москва 2013

ОГЛАВЛЕНИЕ

Стр.

Введение 4

Глава 1. Геологический очерк 12

1.1. Геологическое положение и история изучения Гридинского комплекса 12

1.2. Возраст высокобарных пород Гридинского комплекса 25 Глава 2. Петрография и минералогия 29

2.1.Эклогиты 31

2.1.1. Эклогиты I типа 31 2.1.1.1. Эклогит острова Столбиха 31

2.1.2. Эклогиты II типа 35

2.1.2.1. Эклогитизированный оливиновый габбронорит (коронит), восточная 35 окраина с. Гридино 35

2.1.2.2. Кианитсодержащий эклогит, остров Эклогитовый 39

2.2.Фенгит-клиноцоизитовый кристаллосланец, остров Столбиха 42

2.3. Метаультрамафиты 43

2.3.1. Гранат-двупироксеновый кристаллосланец, остров Высокий 45

2.3.2. Ортопироксеновый кристаллосланец, остров Избная Луда 58

2.4. Особенности минеральных преобразований в эклогитах 59 Глава 3. Метаморфическая эволюция и Р-Т условия 61

3.1. Эклогит острова Столбиха (1 тип) б 1

3.2.Эклогитизированный оливиновый габбронорит (коронит), восточная

окраина с. Гридино 65

3.3. Кианитсодержащий эклогит (II тип), остров Эклогитовый 67

3.4. Гранат-двупироксеновый кристаллосланец, остров Высокий 70

3.5. Ортопироксеновый кристаллосланец, остров Избная Луда 74

3.6. Обсуждение результатов 74

3.6.1. Кварцевые вростки в клинопироксенах эклогитов 74

3.6.2. Природа минеральных включений в гранат-двупироксеновом кристаллосланце 75

3.6.3. Минеральные включения в ортопироксеновом кристаллосланце 82

3.6.4. Генезис метаультрамафитов 83

3.6.5. Различие термодинамических уловий метаморфизма в породах 86 Гридинского комплекса

3.6.6. Геодинамическая интерпретация 90 Глава 4. Экспериментальное моделирование кристаллизации габбронорита в

высокобарных условиях 92

4.1. Краткий обзор литературы 92

4.2. Методика эксперимента 93

4.3. Результаты эксперимента 98

4.4. Обсуждение результатов 102

4.5. Выводы 103 Заключение 104 Список литературы 105 Приложение. Таблицы составов минералов 122 Список основных работ по теме диссертации 161

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. К числу наиболее дискуссионных вопросов геотектоники относятся как изменение стилей субдукции на ранних этапах развития Земли, так и время зарождения современного стиля субдукции (Davies, 1992, 2006; de Wit, 1998; Hamilton, 1998; Griffin et al., 2003; Brown, 2006, 2007; Burov and Watts, 2006; O'Neil et al., 2007; Stern, 2007; Condie and Pease, 2008; Shirey et al., 2008; van Hünen and van den Berg, 2008; Condie and Aster, 2010; Sizova et al., 2010, 2013). Главными признаками современного стиля субдукции принято считать наличие в комплексах офиолитов, глаукофановых сланцев и ультравысокобарных пород (Stern. 2005; Brown, 2006). До недавнего времени предполагалось, что из-за высокого геотермического градиента и сравнительно тонкой земной коры первые проявления современного стиля субдукции произошли лишь около 630 млн. лет назад (Caby, 1994; Moeller et al., 1995; Maruyama and Liou, 1998; Parkinson et al., 2001; Jahn et al. 2001; John, Schenk, 2003; Baldwin et al., 2004; Brown, 2006, 2007), что подтверждалось отсутствием находок ультравысокобарных комплексов, датируемых более древними возрастами (Liou et al., 2009). Однако, в последние годы появились свидетельства того, что этот процесс начался значительно раньше. Например, древнейшие на Земле офиолиты из комплекса Исуа, Гренландия имеют архейский возраст (3.8 млрд. лет) (Furnes et al., 2009). В Западном Африканском кратоне не так давно были установлены проявления палеопротерозойского метаморфизма, отвечающего условиям фации глаукофановых сланцев (2.1 млрд. лет) (Ganne et al., 2011). Таким образом, в триаде вещественных индикаторов современного стиля субдукции лишь ультравысокобарные комплексы до недавнего времени имели относительно молодые возраста (предельный возраст не превышает 630 млн. лет, Liou et al., 2009).

Рис.1. Распределение ультравысокобарных метаморфических комплексов (Ьюи е1 а1., 2001). Условные обозначения: 1,2- местонахождения алмаза (1) и коэсита (2); 3-5 -орогены: мезозойские и кайнозойские (3) , палеозойские (4); Пан-Африканский (5); 6 -докембрийские кратоны.

Цель работы: восстановление особенностей метаморфической эволюции и генезиса разных типов высокобарных пород Гридинского эклогитсодержащего комплекса.

Для достижения поставленной цели были сформулированы следующие задачи:

• детальное петрографическое изучение метабазитов Гридинского комплекса;

• выявление парагенетических ассоциаций на разных этапах метаморфической эволюции пород;

• изучение химического состава и выявление химической гетерогенности главных породообразующих минералов;

• изучение минерального и химического состава минеральных включений;

• восстановление метаморфической Р-Т эволюции пород Гридинского комплекса;

Научная новизна

На основании детальных петрологических исследований пород Гридинского комплекса впервые установлено:

• рост граната в эклогитах происходил как от края к центру зерен (II тип эклогитов), так и, наоборот, - от центра к краю (I тип эклогитов);

• гранат-двупироксеновый и ортопироксеновый кристаллосланцы комплекса были образованы в результате метаморфических, а не магматических процессов;

• омфацит не может быть выкристаллизован из расплава габбронорита при давлении 15 кбар.

Практическая значимость

Защищаемые положения:

1) Ортопироксеновый и гранат-двупироксеновый кристаллосланцы имеют магматический облик, но были сформированы в результате проградных метаморфических преобразований хлорит-, амфибол- и биотитсодержащих сланцев в условиях высокобарного метаморфизма.

2) Метагаббро на острове Эклогитовый (район с. Гридино, Беломорская эклогитовая провинция) претерпело три этапа метаморфизма в условиях эклогитовой, гранулитовой и амфиболитовой фаций с Т/Р градиентом менее 350°С/кбар и ультравысокобарными Р-Т условиями на пике метаморфизма, свидетельствующими о том, что зарождение современного стиля субдукции на Земле происходило не позднее палеопротерозоя.

3) Метабазиты Гридинского комплекса характеризуются принципиально разными режимами метаморфизма: погружение одних пород происходило в сухих условиях и без метаморфических преобразований вплоть до пика метаморфизма с последующим декомпрессионным разогревом и субизобарическим охлаждением; другие породы претерпели проградные изменения, сопровождаемые минеральными реакциями дегидратации, вслед за которыми последовало их декомпрессионное охлаждение и пространственное совмещение с первым типом пород в условиях амфиболитовой фации метаморфизма.

Фактический материал и методы исследования

Для детальных петрологических исследований было выбрано 6 наиболее представительных образцов:

• эклогит (образец 02-2) из будины (1.0*0.5 м), находящейся в биотит-амфиболовых гнейсах на ЮВ о-ва Столбиха;

• фенгит-клиноцоизитовый кристаллосланец (образец 02-9) из линзы (~0.4><1.0 м), находящейся в полосчатых биотит-амфиболовых гнейсах в южной части острова Столбиха;

• кианитсодержащий эклогит (метагаббро) (образец G3-4) из дайки габбрового состава, прорывающей амфиболовые гнейсы о-ва Эклогитовый. Видимая мощность дайки ~ 4-5 м;

• ортопироксеновый кристаллосланец (образец G3-23) из линзовидного тела (-0.4 м в поперечнике) среди мигматизированных плагиогнейсов на востоке острова Избная Луда;

• гранат-двупироксеновый кристаллосланец (образец G4-20) из будины (4x5 м), заключенной в амфибол-биотитовые гнейсы острова Высокий.

Автором были выполнены 5 экспериментов по кристаллизации габбронорита в

диапазоне температур 900-1300°С и давлении 15 кбар на высокобарной установке типа

«цилиндр-поршень» (ИЭМ РАН, Черноголовка).

Петрологические особенности пород Гридинского комплекса изучались автором с

помощью методов оптической микроскопии (ЛОМО ПОЛАМ Л-213М в лаборатории

Литосферы ИЭМ РАН), электронной микроскопии и электронно-зондового микроанализа.

Было выполнено более 1500 микрозондовых анализов минералов в ИЭМ РАН

(Черноголовка), МГУ (Москва) и ИГЕМ РАН (Москва). Большая часть анализов

минералов была получена в ИЭМ РАН на сканирующем электроном микроскопе Tescan

Vega II XMU с энергодисперсионным рентгеновским спектрометром (INCAx-sight) со

сверхтонким окном ATW-2 (площадь 10 мм2), позволяющим регистрировать пики

характеристического рентгеновского излучения в низкоэнергетической части спектра и

количественно анализировать легкие элементы. Исследования выполнялись в режиме

наблюдения высококонтрастного изображения в отраженных электронах при ускоряющем

напряжении 20 кВ. Ток поглощенных электронов на цилиндре Фарадея составлял 0,3 нА.

Для количественного рентгеноспектрального анализа использовалась система INCA

Energy 450. Разрешение на линии МпКсцд составляет 133 эВ. Анализ производился на

напыленных углеродом (толщина напыления 15-20 нм) горизонтальных полированных

поверхностях. Время накопления спектра - 70 секунд. В качестве стандартов

использовались: Na - альбит, К - ортоклаз, Mg - MgO, Са -волластонит, Si - SiO?. Al -

ai2o3, Fe - Fe металлическое, Mn - Mn металлический, Ti - Ti металлический. Кислород

рассчитывался по стехиометрии (для Fe - как FeO). Относительные ошибки измерения

данного метода следующие: для массовых концентраций оксидов (элементов) свыше 10

мас.% - до отн. 2%; 5-10 мас.%- до отн. 5%; от 1 до 5 мас.% - до отн. 10 %. Предел

обнаружения элементов для приведенных в таблицах анализов минералов составляет около 0.15-0.2 мае. %.

Часть аналитических работ была проведена в лаборатории локальных методов исследования вещества геологического факультета МГУ. Изучение строения образцов проводилось при помощи сканирующего электронного микроскопа «Jeol JSM-6480LV» с вольфрамовым термоэмиссионным катодом. Для обработки результатов использовалось профессиональное лицензионное программное обеспечение: «SEM Control User Interface», версия 7.11 (Jeol Technics LTD). Исследуемые поверхности образцов предварительно покрывались тонкой (20-40 нм) пленкой углеродного напыления. Получение электронных изображений в контрасте интенсивности эмиссии отраженных электронов осуществлялось при ускоряющем напряжении 20 кВ и силе тока электронного зонда до 10"8 А.

Некоторые анализы были продублированы в ИГЕМ РАН на электронном микроскопе JEOL JXA-92, оснащенном пятью волновыми дисперсионными рентгеновскими спектрометрами. Анализы проводились при ускоряющее напряжение 20 кВ, ток пучка составлял 20 нА, диаметр пучка 1-3 мкм. Набор каждого элемента проводился в течение 20 секунд. В качестве стандартов были использованы: спессартин -(Si, Al, Мп), шорломит (Ti,Ca), хромит (Сг), эгирин (Fe), оливин (Mg), жадеит (Na), санидин (К). Для матричной процедуры была использована процедура ZAF. Стоит отметить, что разница в значениях содержаний компонентов в микрозондовых анализах, проведенных в различных лабораториях, находится в пределах допустимой ошибки.

Валовые химические составы метаультрамафитов были получены методом рентгенофлуоресцентной спектрометрии (XRF) на вакуумном спектрометре последовательного действия (с дисперсией по длине волны) - модель PW2400 производства компании Philips Analytical B.V. (Нидерланды) (www.panalytical.com) (ИГЕМ РАН, аналитик А.И. Якушев). При калибровке спектрометра использовались государственные стандартные образцы химического состава минерального сырья. Анализ выполнен по методике 439-РС (НСАМ ВИМС). обеспечивающей качество результатов III категории точности количественного анализа по ОСТ РФ 41-08-205-99. Изготовление препаратов в виде стеклянных дисков для анализа породообразующих элементов было выполнено методом плавления навески прокаленной пробы с боратом лития при температуре 1300°С. Определение микроэлементов выполнено из препаратов, подготовленных способом прессования порошка пробы в таблетку со связующим наполнителем. Определение потерь при прокаливании (ППП) не выполнялось, поэтому результаты анализа породообразующих элементов приведены к сумме 100%.

Химические составы основных пород (G2-2, G3-4, G3-6) были получены в лаборатории химии минерального сырья Института Геологии Коми НЦ УрО РАН с помощью методов силикатного анализа: воздушно-сухой навески (исполнитель Неверов С.Т.) и «мокрой химии» (содержания Na20, FeO, С02, Н20) (аналитик Кокшарова О.В.).

Анализы содержаний редкоземельных (РЗЭ) и редких элементов (РЭ) в цирконе из исследуемого образца гранат-двупироксенового кристаллосланца были любезно предоставлены С.Г Скубловым. Анализы были получены на ионном микрозонде Сатеса IMS-4f в ЯФ ФТИАН (аналитики С.Г. Симакин, Е.В. Потапов) по классической методике (Smirnov et al., 1995), дополненной схемой вычитания изобарического наложения специфических кластеров цирконсодержащей матрицы (Hinton, Upton, 1991; Hoskin, 1998). Размер анализируемого участка циркона не превышал 15-20 мкм. Относительная ошибка измерений для большинства элементов составляла 10-15%. Порог обнаружения элементов в среднем достигал 10 ррт. При построении спектров распределения REE составы минералов нормировались на состав хондрита CI (McDonough W.F., Sun , 1995).

Спектры комбинационного рассеяния включений хлорита в гранат-двупироксеновом кристаллосланце были получены в лаборатории физических исследований ИЭМ РАН (г.Черноголовка, аналитик Г.В.Бондаренко). Графики спектров обрабатывались в программе OriginPro 8. Полученные спектры сверялись с эталонными образцами из доступных баз данных по рамановской (КР) спектроскопии (http://www.dst.unisi.it/geofluids-lab/Raman%20intro.htm, http://minerals.gps.caltech.edu/files/raman/Caltech_data, http://rruff.info)

При пересчете микрозондовых анализов пироксенов использовался метод (Cawthorn, Collerson, 1974). Расчет кристаллохимических формул для пироксенов осуществлялся �

Информация о работе

Сердюк, Алена Александровна
кандидата геолого-минералогических наук
Москва, 2013
ВАК 25.00.04

Диссертация

Контрастные режимы метаморфизма в Гридинском комплексе - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему Контрастные режимы метаморфизма в Гридинском комплексе ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Контрастные режимы метаморфизма в Гридинском комплексе"

Текст научной работыДиссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Сердюк, Алена Александровна, Москва

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Контрастные режимы метаморфизма в Гридинском комплексе
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология