Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Особенности минералообразующих процессов при метаморфизме сверхвысоких давлений

ВАК РФ 25.00.05, Минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации по теме "Особенности минералообразующих процессов при метаморфизме сверхвысоких давлений"

На правах рукописи

КОРСАКОВ Андрей Викторович

ОСОБЕННОСТИ МИНЕРАЛООБРАЗУЮЩИХ ПРОЦЕССОВ ПРИ МЕТАМОРФИЗМЕ СВЕРХВЫСОКИХ

ДАВЛЕНИЙ

25.00.05 - минералогия, кристаллография

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание учёной степени доктора геолого-минералогических наук

1 2 МАЙ

Новосибирск - 2011

4845335

Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Институте геологии и минералогии им. B.C. Соболева Сибирского Отделения РАН

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук АСХАБОВ Асхаб Магомедович

Ведущая организация: Учреждение РАН Институт земной коры

СО РАН (г. Иркутск)

Защита состоится 7 июня 2011 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 003.067.02 при Учреждении Российской академии наук Институте геологии и минералогии им. B.C. Соболева Сибирского Отделения РАН (в конференц-зале).

По адресу: 630090, г. Новосибирск, пр. Акад. Коптюга, 3. Факс: 8-383-333-35-05, 8-383-333-27-92. e-mail: gaskova@uiggm.nsc.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГМ СО РАН. Автореферат разослан 12 апреля 2011г.

Учёный секретарь диссертационного совета,

доктор геолого-минералогических наук ПЕРЧУК Алексей Леонидович

доктор геолого-минералогических наук СОКОЛ Александр Григорьевич

д.г.-м.н.

О.Л. Гаськова

Введение

Актуальность. Породы метаморфических комплексов сверхвысоких давлений (UHPM) являются уникальными природными объектами, изучение которых способствует пониманию процессов, протекающих в глубинных частях литосферы. Особый интерес представляет состав флюидной фазы, существующей в экстремальных условиях (Р > 2.8 ГПа и Т > 600°С). Отделение флюида из субдуцируемых осадков приводит к частичному плавлению как нижнекоровых, так и мантийных пород и является одним из ключевых факторов дифференциации Земли. В отличие от флюида, существование которого в UHPM комплексах признано всеми исследователями, существование силикатных и уж тем более карбонатных расплавов встречает решительные возражения со стороны геологов (Parkinson et al., 2002). Вместе с тем карбонатные и карбонатно-силикатно+сульфидные расплавы были достоверно установлены в мантийных ксенолитах (Schiano 1994, Frezzotti et al., 2002), но возможность образования подобного рода расплавов в глубоко субдуцированных коровых породах все еще недостаточно изучена. Карбонатные породы практически всегда присутствуют в субдуцируемых осадках и могут служить источником для образования карбонатно-силикатных расплавов. Установить следы присутствия этих расплавов очень сложно, поскольку они являются весьма агрессивными реагентами и могут полностью исчезнуть в результате взаимодействия с вмещающими породами. Наиболее глубинные ассоциации коровых метаморфических пород формировались в поле стабильности алмаза (4.5-6.0 ГПа и 950-1000°С) (Sobolev and Shatsky, 1990; Massonne, 1999) и могут рассматриваться как эталонные объекты для доказательства существования карбонатных, карбо-натно-силикатных и силикатных расплавов в глубоко субдуцированных осадках. Эти расплавы могут выступать в роли минералообразующей среды как для породообразующих минералов, так и полиморфных модификаций углерода. Их изучение очень важно для понимания процессов минералооб-разования (и алмаза в частности) в зонах субдукции.

Цель работы — охарактеризовать особенности протекания минерало-образующих процессов при метаморфизме сверхвысоких давлений и воссо-' здать историю развития углеродсодержащих систем в условиях алмазной субфации метаморфизма. Для достижения поставленной цели необходимо было решить следующие задачи.

•Реконструировать агрегатное состояние среды кристаллизации минералов в метаморфических породах сверхвысоких давлений и сформулировать минералого-геохимические критерии идентификации высокобарических расплавов и флюидов.

•Определить влияние высокобарических флюидов и расплавов на масштаб массопереноса петрогенных, редкоземельных и рассеянных элементов

в ходе метаморфизма сверхвысоких давлений в присутствии флюидов и расплавов.

•Охарактеризовать изотопно-геохимические характеристики турмалина из высокобарических пород как минерала-индикатора, позволяющего реконструировать особенности взаимодействия флюид/расплав - порода, и проанализировать возможность использования турмалина в качестве 40Аг/39Аг геохронометра.

•Оценить вклад высокобарических флюидов и расплавов в процессы образования полиморфных модификаций углерода (графита/алмаза).

Фактический материал. В основу диссертации положен фактический материал, собранный лично автором в ходе полевых исследований Кокче-тавского массива в 1994-2008 г. (587 образцов), а также в 2002 г. - высокобарических пород массива Эрцгебирге (37 образцов). Четыре образца пород Родопского массива любезно предоставлены проф. М. Перраки (Афинский Политехнический Университет).

Научная новизна.

• В рамках данной диссертационной работы впервые предложены ми-нералого-геохимические критерии, позволяющие идентифицировать продукты раскристаллизации высокобарических карбонатных и силикатно-карбонатных расплавов. Образование этих расплавов происходит за счёт частичного плавления терригенно-осадочных толщ в поле стабильности алмаза (950-1000°С и 4.5-6 ГПа).

• На материале минеральных ассоциаций Кокчетавского массива установлено, что образование К-содержащего клинопироксена происходит в результате реакционного взаимодействия водосодержащих силикатных расплавов с карбонатами в метаморфических породах.

• Получены первые и единственные на сегодняшний день данные о составе флюидных включений из высокобарических породообразующих минералов. Состав этих флюидных включений является преимущественно водным с низкими концентрациями растворенного вещества.

• Впервые выполнено изотопно-геохимическое исследование турмалинов из пород коэситовой й алмазной субфации метаморфизма, доказывающее, что К-содержащий турмалин не является индекс-минералом сверхвысоких давлений, несмотря на возможные включения алмаза.

• Впервые для природных объектов показана возможность образования метастабильного графита в поле стабильности алмаза. Кристаллизация алмаза и графита в метаморфических породах происходит в кинетическом режиме.

Практическое значение. Предложен комплекс минералого-геохимических критериев, позволяющих реконструировать состав высокобарических флюидов и расплавов. Доказана возможность использования К-содержащего турмалина в качестве нового 40Аг/39Аг геохронометра. Приве-

дены убедительные доказательства того, что, в отличие от находок коэсита, находки алмаза в других минералах не являются однозначным свидетельством высокобарического происхождения минерала-хозяина. Разработана методика, позволяющая диагностировать метаморфогенные алмазы.

Основные защищаемые положения.

1. Находки первичных преимущественно водных флюидных включений в ядрах кристаллов граната и К-содержащего клинопироксена из силикат-но-карбонатных пород Кокчетавского массива свидетельствуют о существовании НгО в виде самостоятельной флюидной фазы при Р-Т параметрах пика метаморфизма (Т = 950-1000°С и Р = 4.5-6 ГПа). Присутствие воды понижает температуру плавления метапелитов, метабазитов и мета-карбонатов и может приводить к появлению силикатных, силикатно-карбонатных и карбонатных расплавов уже на пике метаморфизма.

2. Кристаллизацию К-содержащего турмалина в метаморфических породах сверхвысоких давлений контролирует специфика состава флюидной фазы (обогащенность В и К), а не температура и давление. Образование К-содержащего турмалина в метаморфических породах Кокчетавского массива происходило на рубеже 491.5+4.9 млн. лет в поле стабильности кварца и значительно (-40 млн. лет) оторвано от высокобарического этапа метаморфизма. К-содержащий турмалин не является индекс-минералом сверхвысоких давлений, несмотря на возможные включения алмаза, но может использоваться в качестве надежного 40Аг/39Аг геохронометра для датирования метасоматических процессов.

3. Морфологические и геохимические особенности поликристаллических (1^-кальцит) и полифазных (силикаты ± карбонаты) включений в калийсодержащем клинопироксене и высококремнистом титаните, являющихся бесспорными минералами-индикаторами сверхвысоких давлений (Р>5ГПа), свидетельствуют об образовании карбонатных, карбонатно-силикатных и силикатных расплавов на пике метаморфизма (950-1000°С и 4.5-6 ГПа) в терригенно-осадочных толщах, субдуцированных на глубину > 120 км.

' 4. К-содержащий клинопироксен в метаморфических породах сверхвысоких давлений кристаллизуется при участии силикатных и карбонатных расплавов, образовавшихся в результате реакционного взаимодействия водосодержащих силикатных расплавов с доломитовыми мраморами. 5. Широко распространенные в породах Кокчетавского массива кристаллы алмаза с вростками графита в ядрах и графитовыми «рубашками» отражают сложный тренд изменения алмазгенерирующего потенциала среды кристаллизации. Совместный рост этих фаз в ядрах кристаллов осуществляется, вероятно, в условиях максимальных пересыщений по С°(Элсмснт) вблизи пика метаморфизма. По мере падения пересыщения кристаллизовался исключительно алмаз. Формирование графитовых «руба-

шек» в поле стабильности алмаза может быть следствием роста степени плавления протолита, в результате чего силикатные, силикатно-карбонатные и карбонатные расплавы обеднялись флюидом, а их алмаз-генерирующая способность резко падала. Кристаллизация графитовых рубашек за счет изменения Р-Т параметров представляется маловероятной.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликованы 29 статей в журналах, рекомендованных ВАК, и тезисы 100 докладов. Отдельные положения были представлены на: 4 Международном полевом эклогитовом симпозиуме (Кокчетав, Казахстан, 1999); 31, 32, 33 Международных геологических конгрессах (Рио-де-Жанейро, Бразилия, 2000; Флоренция, Италия, 2004; Осло, Норвегия, 2008); Международном совещании «Fluid/Slab/Mantle Interactions and Ultrahigh-P Minerals» (Токио, Япония, 2001); 6, 7, 9 Международной эклогитовой конференции (Ниихама, Япония, 2001; Сеггау, Австрия, 2005, Лочалш, Шотландия, 2007; Синин, Китай, 2009); 18 Общем собрании Международной минералогической ассоциации (Эдинбург, Шотландия, 2002); Международных конференциях GeoRaman 2004, 2006, 2008, 2010 (Гонолулу, США, 2004; Алмунекар, Испания, 2006; Гент, Бельгия, 2008; Сидней, Австралия, 2010); Международном (X Всероссийском) петрографическом совещание (Апатиты, 2005); Ассамблеях EGU (Ницца, Франция, 2003; Вена, Австрия 2006; 2008); 16 Международной конференции "Deformation mechanisms, Rheology and Tectonics "(Милан, Италия, 2007); Международной конференции Goldschmidt 2007 (Кельн, Германия, 2007); 9 Международной кимберлитовой конференции (Франкфурт, Германия, 2008).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 6 глав и заключения общим объёмом 367 страниц и сопровождается 95 рисунками и 29 таблицами. Список использованной литературы составляет 469 наименований.

Благодарности. Исследования по данной теме были начаты в 1994 г. в лаборатории минералов высоких давлений ИГиГ СО РАН под руководством чл.-корр. РАН B.C. Шацкого и продолжены.в лаборатории минералов высоких давлений и алмазных месторождений ИГМ СО РАН. Глубокую признательность автор выражает академикам РАН H.J1. Добрецову, Н.В. Соболеву и В.В. Ревердатто, чл.-корр. РАН Н.П. Похиленко, д.г.-м.н. В.Н. Шарапову, д.г.-м.н. Ю.Н. Пальянову за обсуждение проблем, рассматриваемых в диссертации, и критические замечания. Ценный опыт полевых петроструктур-ных исследований был получен при участии проф. К. Тениссена (Бельгия), к.г.-м. JI.B. Смирновой, к.г.-м.н. Г.М. Вовной и д.г.-м.н. М.М. Буслова под научным руководством H.J1. Добрецова. Автор благодарен геологам ОАО «Кокшетаугидрогеология» A.A. Заячковскому и М.Ю. Зорину за всестороннюю помощь в проведении полевых работ. Неоценимую помощь в проведе-

нии аналитических работ оказали O.A. Козьменко, к.г-м.н. Д.В. Кузьмин и к.г-м.н. E.H. Нигматулина. Особую признательность за поддержку и помощь при подготовке диссертации выражаю д.г.-м.н. Э.В. Сокол и д.г.-м.н. А.Г. Соколу, д.г.-м.н. Е.Ф. Летниковой, к.г.-м.н. А.Р. Агатовой, к.г.-м.н. Р.К. Непопу и С.П. Демину. Важную роль в формировании профессиональных навыков сыграли общение и дискуссии с академиком РАН Ф.А. Летниковым, д.х.н. B.C. Шеплевым) и д.г.-м.н. Г.Г. Лепезиным, к.г.-м.н: В.В. Хлестовым, Н.И. Волковой, H.A. Кулик, М.А. Вавиловым, С.С. Кулигиным и A.B. Головиным, которым автор выражает особую благодарность. Автор признателен соавторам: A.B. Травину, Д.С. Юдину, Д.А. Зедгенизову, А.Л. Рагозину, A.C. Степанову, Е.И. Жимулеву, Ф.И. Жимулеву, A.A. Томиленко, Дж. Херманну, Д. Рубатте, П. Ваденабееле, К. Де Гусему, Л. Насдале, А. Сузуки, М. Перраки, Т. Дайнингу, Я. Топорски, Р. Свенену, О. Янку, Р. Компаньони, Х.Р. Маршалу.

Работа выполнена в рамках НИР лаборатории минералов высоких давлений и алмазных месторождений ИГМ СО РАН по проекту «Исследование минералообразующих процессов в континентальной литосфере» и была поддержана грантами РФФИ № 00-05-65203-а, 01-05-65093-а, 04-05-64360-а, 05-05-64317-а, 06-05-89503-ННС-а, 07-05-00308-а, грантами Президента РФ № МК-1041.2004.5, МК-5077.2006.5.

Глава 1. Реконструкция состава HP-UHP расплавов и флюидов: анализ подходов

Метаморфизм сверхвысоких давлений (Ultrahigh-pressure metamorphism - UHPM) - специфический вид регионального метаморфизма пород континентальной коры, при котором давления достигают 2.7 - 6.0 ГПа, а температура - 550 - 1000°С (Carswell and Compagnoni, 2005). Индекс-минералами UHPM являются коэсит и алмаз (Chopin and Sobolev, 1995). Граница между метаморфизмом высоких и сверхвысоких давлений проводится по линии равновесия кварца и коэсита. Метаморфические комплексы сверхвысоких давлений сложены породами, эксгумированными с глубин >120 км. Они образуются в результате субдукционно-коллизионных процессов (Dobretsov and Shatsky, 2004). В настоящее время известно около 20 таких комплексов (Chopin, 2003). В главе 1 кратко изложены материалы о геологическом строении UHPM комплексов, приведён обзор теоретических работ, результатов экспериментальных исследований и наблюдений природных объектов, позволяющих оценить составы UHPM флюида и расплава. Глава 2. Методы исследования

Из всего многообразия существующих методов исследования были выбраны рентгенофазовый анализ, рентгенофлуоресцентный силикатный анализ состава пород, оптическая и сканирующая электронная микроскопия, рентгеноспектральный анализ, катодолюминесцентная, ИК- и КР-спектроскопия. Определения изотопного состава бора в турмалинах из

UHPM пород выполнялись на модифицированном ионом зонде Cameca IMS 3f (SIMS). Содержание редких и рассеянных элементов как в минералах, так и во включениях определялось методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой с использованием лазерной абляции (LA-ICP-MS).

Особое внимание в этой главе уделено способам идентификации ме-таморфогенных кристаллов алмаза, поскольку в процессе изготовления полированных пластинок и шлифов алмазный инструмент используется на различных этапах пробоподготовки. Диагностические признаки метаморфо-генных алмазов могут быть суммированы следующим образом:

1. Кристаллы алмаза, являющиеся включениями в минералах, не обнажающиеся на поверхности препарата.

2. Кристаллы алмаза в шлифах или полированных пластинках, при изготовлении которых ни на одной из стадий не использовался алмазный инструмент.

3. Кристаллы алмаза, частично обнажающиеся на поверхности, могут быть отнесены к метаморфогенным, если (i) их размер превосходит размер кристаллов алмаза из порошка; (ii) кристаллы алмаза окружены графитовыми «рубашками», или сосуществуют с другими фазами.

4. КР-спектры природных алмазов, полученные при идентичных аналитических условиях и обработанные по одной методике, обнаруживают значительные различия в положении (Д= 1331.8 - 1336.0 см"1) и ширине (FWHM = 3.0-11.3 см"1) основной линии алмаза в сравнении с зернами алмаза, использованными в процессе полировки.

Глава 3. Реконструкция состава флюида по результатам

изучения UHPM комплексов

В этой главе изложены полученные автором данные о составе флюида в породах алмазной субфации метаморфизма, а также проведено сравнение с составами флюида для других высокобарических комплексов по литературным данным. Реконструкция состава флюида была выполнена с использованием следующих подходов: изучение флюидных включений, исследования взаимодействия флюид-порода и зон интенсивной инфильтрации флюидов, анализ подвижности компонентов на контакте химически контрастных сред. Эта информация отражена в соответствующих разделах.

Состав флюидной фазы в породах алмазной субфации метаморфизма.

Наличие К-содержащих клинопироксенов в породах Кокчетавского массива также свидетельствует в пользу существования высококалиевой жидкости на пике метаморфизма в этих породах (Сафонов и др., 2005), но ее следы были диагностированы лишь в виде включений в алмазах (Hwang et al., 2005). При высоких температурах и давлениях (выше второй критической точки) составы флюидной фазы и расплава становятся неразличимыми. Проблема положения второй критической точки в наиболее значимых

петрологических системах является весьма актуальной, поскольку флюиды и расплавы переносят различный набор элементов (Hermann et al., 2006). Присутствие СОН-флюида существенно понижает температуру плавления протолита. В свою очередь, появление расплава в породах приводит к ис-I чезновению свободной флюидной фазы, так как с ростом давления происходит увеличение растворимости воды в расплаве (Hermann et al., 2006). | Поэтому важно различать области существования флюида и расплава, а

Минеральный состав гранат-клинопироксеновых (Grt-Cpx) пород Кокчетавского массива варьирует от карбонатных (на долю силикатов приходится менее 10 об. %) до преимущественно силикатных (с содержанием карбонатов менее 10 об. %). Составы граната (А1т]0-4sSpSb5-3.1Pyr0.5-8.9Grs33.76And5.2-25) и К-содержащего клинопироксе-на из Grt-Срх образцов варьируют в широких пределах. Значительное количество Fe3+ в составах граната (до 0.47 ф.е.) и кли-нопироксена (до 0.1 ф.е.) является отличительной особенностью неалмазоносных Grt-Cpx пород. Присутствие К-содержащих клинопироксенов (с содержанием KiO -1 мае. %) является одним из наиболее убедительных показателей высокобаричности этих пород (Perchuk et al., 2002). Наличие включений граната в порфиробластах К-содержащего клинопироксена и включений К-\ содержащих клинопироксенов в порфиробластах граната (Grt-I) указывает , на то, что рост этих минералов происходил одновременно при 950-1000°С и >5 ГПа (Perchuk et al., 2002). Флюидные включения и полифазные включения, представляющие собой продукты раскристаллизации расплавных 1 включений (см. Главу 4), диагностированы в центральных зонах порфиро-, бластов граната и клинопироксена. В порфиробластах клинопироксена флюидные включения более редки и значительно мельче. Флюидные включения Первичные одиночные включения (размером до 40 ! мкм) или их скопления располагаются исключительно в центральных зонах кристаллов граната и клинопироксена, которые окружены оболочкой, не содержащей включений (Рис. 1). Эти включения в гранате имеют форму ис-

также сосуществования этих фаз.

Рис. 1 Первичные флюидные включения в порфиробластах граната и клинопироксена из Оп-Срх породы (обр. САК101). вП-П - идиоморфные домены в порфиробласте граната (Оп-1).

каженного в различной степени ромбододекаэдра (Рис. 1 Ь), а в клинопи-роксене - удлиненно призматическую (Рис. 1 f). Фазовый состав включений при комнатной температуре: газ + жидкость ± дочерние/ксеногенные кристаллические фазы. Вторичные флюидные включения встречаются в виде полей или цепочек и трассируют залеченные трещины, секущие все ростовые зоны порфиробластов граната и клинопироксена. Форма включений -овальная, округлая, реже неправильная. Фазовый состав - газ+жидкость, кристаллических фаз в них не установлено.

Результаты крио- и термометрии указывают на то, что эти первичные и вторичные флюидные включения являются преимущественно водными. Несмотря на небольшой размер первичных включений, удалось получить хорошие ИК-спектры, однозначно указывающие на присутствие жидкой воды - широкие полосы 1630 и 3200-3400 см"1 (Rossman, 1988). Детальное картирование флюидных включений с применением методов КР-спектроскопии позволило установить присутствие флогопита и жидкой НгО. Наиболее распространенной кристаллической фазой во включениях является кальцит, кварц встречается значительно реже. Характеристические полосы С02, СН4, N2 не были диагностированы ни в одном из включений. Вся совокупность полученных данных по первичным флюидным включениям указывает на то, что кристаллизация центральных частей порфиробластов граната и клинопироксена происходила в присутствии водного флюида в качестве самостоятельной фазы. Присутствие вторичных флюидных включений свидетельствует о важной роли водного флюида на одной из заключительных стадий регрессивного этапа метаморфизма.

В отличие от пород Кокчетавского массива, в порфиробластах граната из пород Родопского массива были идентифицированы ал-маз/графит+кальцит+ССЪ (Perraki et al., 2006, 2009). Эти находки свидетельствуют о том, что С02 может выступать в качестве основного компонента высокобарического (HP) флюида. Однако отсутствие экспериментальных данных о растворимости С02 в карбонатно-силикатном расплаве не позволяет судить о возможности существования углекислотного флюида в качестве самостоятельной фазы в поле стабильности алмаза.

Взаимодействие «флюид-порода» - реконструкция состава флюида по изменению валового состава породы в результате отделения флюида.

Процессы дегидратации и миграция образовавшейся флюидной фазы происходят непрерывно на прогрессивном этапе метаморфизма вплоть до эклогитовой фации. Breeding et al. (2004) и John et al. (2004) установили существенный вынос элементов из HP пород в каналах, по которым происходит миграция HP флюида. Breeding et al. (2004) отмечают вынос до 90% LILE и РЬ из HP метапелитов, прилегающих к зоне просачивания флюида. Значительное изменение валового состава пород, вероятнее всего, было

обусловлено высоким отношением флюид/порода, а не высокой растворимостью вещества во флюиде (Hermann et al., 2006).

Инфильтрационнос мстасоматическое преобразование высокобарических пород.

Зоны распространения мета-соматических кварц-

турмалиновых (Qtz-Tur) пород могут служить еще одним примером каналов, по которым происходила интенсивная инфильтрация флюида, приведшее к полному уничтожению UHPM ассоциаций. Необычный состав турмалина (К20 до 3 мас.%) и находки в нем включений алмаза позволили (Shimizu and Ogasawara, 2005) предположить, что К-содержащий турмалин может служить новым UHPM индекс-минералом. Отсутствие

надежных датировок и ограниченность экспериментальных данных о поле стабильности турмалина при высоких давлениях стимулировали наши исследования особенностей химического и изотопного состава турмалина из пород коэситовой и алмазной субфации метаморфизма (Marschall et al., 2009). Впервые нами было произведено

Рис. 2. Турмалины из 1ШРМ пород. Кокчетав: Обр. К86: (а) Сое-содержащие кристаллы граната, сосуществующие с Тиг-АЬ-М? псевдоморфозами по жадеиту (?), (Ь) турмалин в АЬ+Мв псевдоморфозе, (с) В8Е-фотография этого же турмалина. Обр. 031: ((1) ядро турмалина с высоким содержанием К2О и с включениями кварца из алмазоносных С^г-Тиг пород м-ния Кумды-Коль, (е) В8Е-фотография этого же турмалина. Эрцгебирге: (0 Сое-содержащий гранат и С^г-содержащий турмалин из обр. Иба. Обр. К6Ь: {%) -(Ь) кристалл турмалина и включения Сое и Ку в нем.

40Аг/39Аг датирование турмалинов (Корсаков и др., 2009). Турмалины Кокчетавского массива

Образец К86 (участок Кулет) представлен Grt-Ky-Phe-Qtz/Coe породой (Рис. 2а) с псевдоморфозами, сложенными агрегатами Ms-Ab-Qtz (Рис. 2Ь), содержащими несколько кристаллов турмалина размером до 150 цш (Рис. 2Ь-с), которые характеризуются слабой зональностью в обратно рассеянных электронах (Рис. 2с). В этих турмалинах диагностированы включения

АЬ и 0^, свидетельствующие о его кристаллизации на регрессивном этапе. Состав турмалина однороден и близок к идеальной формуле серии шерл-дравит (ХМг -0.67), но содержит небольшое количество В[,у] (Табл. 1, см. вкл.). Анализ изотопного состава нескольких зерен турмалина позволил установить, что величина 8МВ остается постоянной -7.4 ± 0.7 %с (Табл. 2; Рис. За) и укладывается в интервал составов, типичных для континентальной коры.

(а) КокчетавК8б

* Л M

[(b) КокчетавОзТ

ц

! 1 low-К. О

о ™_____

23456789

№ анализа

(с) Эрцгебирге R6a

200 400 600 300

Расстояние(мкм)

| (d) Эрцгебирге R6b (Tur+Coe)

S 5

200 400 600

Расстояние (мкм)

1000 1500 2000 2500

Расстояние (мкм)

Рис. 3. Изотопный состав бора в турмалинах, (а) обр. G31 - КгО-содержащий турмалин из Tur-Qtz пород (Кумды-Коль). Серая область - домены с низкими содержаниями К2О. (Ь) обр. К86 -турмалины из коэситсодержащей Grt-Ky-Phe-Qtz породы (Кулет). Эрцгебирге: (с) обр. R6a -турмалин с включениями кварца и фенгита. (d) обр. R6b - UHP шерл с включениями коэсита и кианита в промежуточной зоне и включениями кварца в кайме.

Таблица. 2. Изотопный состав бора в турмалинах из UHPM пород, определённый методом SIMS. 2а - 2 стандартных отклонения; п -количество анализов, с - центр, ш - промежуточная зона, г - край

Образец вЗ I Тиг-С^г породы был отобран на месторождении Кумды-Коль. Октаэдрические кристаллы алмаза диагностированы в виде включений в цирконе. В этих породах присутствует в большом количестве турмалин - до 10 об.%. Гранат идентифицирован лишь в виде включений цирконе из этого образца. Включения БЮг, С г, Ар и Хгп были диагностированы в турмалине. Исследования 300 включений БЮ2 методами КР-спектроскопии позволили установить лишь кварц. Большое гомогенное ядро в турмалинах (Рис. 2е) обогащено

Массив Кокчетавский Эрцгебирге

№ обр. К86 G31 R6 R6b

Домен с с г с г с m R

б"в -7.4 9.4 6.5 -7.2 -10.5 -15 -14.7 -13.2

2а 0.7 0.4 1 0.3 0.8 0.2 0.3 0.5

п 9 II 6 12 7 12 15 7

¿

Таблица 1. Составы турмалина из UHPM пород. *Н20 и В203 рассчитаны стехиометрически. Н, Li, Be и В проанализированы методом SIMS; все остальные элементы определены рентгеноспектральным методом, п.а. - не определялось. М.о. - место отбора образца, № обр. - номер образца, "-Marschall et al., 2008;b - Ota et al., 2008b;c - Shimizu and Ogasawara, 2005; d - Schertl et al., 1991; Johnson and Oliver, 1998;f- Ota et al., 2008a.

М.о. Кипр (Греция) Кокчстав (Казахстан) Эрцгсбиргс (Германия) Лора Майра (Италия; Западные Альпы) Эксперимент

•Vs обр. SY314" SY432" K86 Kllla* A377dk SO-Ü5" Л6сь C31 R6a R6b Dora ] Maira'' Пиршснь- •ЦИЛИНДР^

Домен ядро край ЯДРО ядро ядро ядро ядро край ядро край ядро край ядро мантия край в Prp в Pseiido в ilt-гнейca 4.0 OPa 4.5 GPa

Тип Al (HP) AI (HP) A2 (MP) Al (UHP) Al (UHP) В (UHP?) В (UHP?) R (MP) В (MP) В (MP) R (MP) В (MP) Al (UHP)A 1 (UHP) В (MP) В (UHP) В (UHP?) R (UHP?) 800° С 700° С

SÍÜ2 35.85 35.45 36.07 36.84 33.97 36.45 36.27 36.86 35.00 36.00 35.84 35.85 34,95 34.79 34.77 37.85 38.12 37.57 37.51 35.25 35.0 35.6

тю2 0.19 0.27 0.04 0.04 1.20 1.12 0.78 0.4G 0.60 0.72 1.00 0.88 0.22 0.82 0.54 0. 1.3 0.12 0.25 0.10 0.24 0.5 0.5

В20.ч 10.39" 10.38* 11.18 10.09* 10.52* 10.57* 10.59" 10.76* 11.95 11.87 11.12 11. 12 11.01 11.09 11.18 10.89* 10.87* 10.76* 10.71* 10.29* 10.5* 10.4*

Л12Оа 29.31 29.83 32.57 32.82 35.09 31.07 32.29 32.68 32.11 32.76 32.47 33.16 35.33 34.28 33.66 31.82 31.30 31.42 32.55 29.80 32.0 31.S

0г2О3 0.07 O.OG O.OC TI. a. 11.a. n.a. n.a. n.a. 0.04 0. 10 0.05 0.0. j 0.02 0.00 0.00 n.a. n.a. T1 . n . n.a. n.a. 71.. а. п.. а.

FoO' 7.8(5 7.92 6.00 5.56 5.08 3.35 3.51 3.23 2.17 2.36 5.35 1.95 9.41 8.71 11.02 0.23 0.28 0.48 0.73 12.42 3.1 3.6

МпО 0.00 0.05 0.01 0.00 tí.a. n.a. п.a. n.a. 0.02 0.01 0.00 0.06 0.07 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.09 0.0 0.0

мко «.38 7.90 6.97 7. 1Л 5.60 8.65 : 8.14 8.93 9.88 9.56 7.39 7.19 3.28 3.91 3.21 12.02 1 1.94 1 1.66 10.33 5.10 8.6 8.4

ZnO 0.07 0.15 0.01 n.a. n.a. u.a. n.a. n.a. 0.02 0.05 0.10 0.07 0.09 0.12 0.20 n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. п.а. п.а.

ClíO 0.04 0.60 0.03 0.14 1.60 1.24 0.89 1.23 1.56 1.81 0.19 0.18 0.08 0.05 0.09 0.53 0.31 0.63 0.33 1.03 0.1 0.1

NajO 2..47 2.9 1 2.78 2.70 1. 19 0.73 1.06 1.93 1.18 1.42 2.71 2.73 2.5 1 2.58 2.63 2.72 3.00 2.19 2.01 2.25 2.К '2.8

О 0.01 0.01 0.04 0.03 0.09 2.62 2.29 0.53 1.57 0.04 0.12 0.14 0.06 0.18 0.16 0.05 0.04 0.02 0.02 0.06 0.1 0.1

Li (ppm) n.a. U.U. 4.9 20 5.4 ft.a. - 30 39 19.3 16.1 22.7 20.8 52.2 30.9 24.8 ■n.a. n.a. ■n.a. n.a. ■n.a. п.а. ■п.а.

Be (ppm) n.a. n.a. 0.54 n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. 0.91 2.4 0.31 0.26 0.01 0.01 0.02 n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. п.а. п.а.

п2о 3.46" 3.23* 3.18 3.69* 3.63* 3.64* , 3.65* 3.71* 3.10 3.20 3.14 3.14 2.81 2.79 2.86 3.76* 3.75* 3.71* 3.70* 3.55* 3.6* 3.6*

F 0.16 0.73 0.27 n.a. n.a. u.a. tí.a. n.a. 0.57 0.53 0.26 0.23 0.14 0.10 0.17 n.a. u.a. n.a. n.a. n.a. п.а. u.a.

CI 0.00 0.00 0.00 n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. 0.03 0.01 0.01 0.01 0.0(1 0.01 0.00 n.a. n.a. n.a. n.a. n.a. п.а. п.а.

-(F-f Cl)—О 0.07 0.31 0.11 0.25 0.23 0.11 0.10 0.06 0.04 0.07

Total 99.15 99.30 99.7.3 100.26 99.17 99.4 1 99.17 100.32 100.81 100.21 99.97 <19.97 100.03 99.10 100.13 100.00 99.93 98.71 97.99 100.1 1 97.20 96.90

Kuillllllab calculated to 31 oxygens, t\2+

Si 5.99 5.94 5.02 5.99 ■5.61 6.00 5.95 5.95 5.78 5.78 5.86 5.S5 5.81 5.82 5.81 6,04 6.09 6.07 6.09 5.96 5.97 5.95

Ti 0.02 0.03 0.08 0.08 0.1.5 0. 14 0.10 0.06 0.08 0.09 0.12 0.1 1 0.03 0.10 0.07 0.02 0.01 0.03 0.01 0.03 0.06 0.06

В Л. OO* 3.00* 3.17 3.00* 3.00* 3.00* 3.00* 3.00* 3.32 3.29 3.22 3.22 3.17 3.20 3.23 3.00* 3.00* 3.00* 3.00* 3.00* 3.00* 3.00*

Al 5.78 5.89 6.30 6.29 6.83 6.03 6.25 6.22 6.10 6.20 6.26 6.38 6.92 6.75 6.63 5.99 5.90 5.98 S.22 5.94 6.27 6.26

Cr 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00

Fe2 + 1.10 1.11 0.82 0.76 0.83 0.46 0.48 0.44 0.33 0.32 0.73 0.68 1.31 1.22 1.54 0.03 0.04 0.07 0.10 1.76 0.43 0.50

Mu 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00

MK 2.14 1.97 1.71 1.73 1.38 2.12 ' 1.99 2.15 2.37 2.29 1.80 1.75 0.81 0.98 0.80 2.86 2.85 2.81 2.50 1.30 2.13 2.09

Zn 0.01 0.02 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.03

Ca 0.07 0.12 0.01 0.01 0.02 0.22 0.16 0.21 0.27 0.31 0.03 0.03 0.02 0.01 0.02 0.09 0.09 0.11 0.06 0.19 0.02 0.02

Na 0.93 0.90 0.88 0.85 0.48 0.23 ' 0.34 0.60 0.37 0.44 0.87 0.87 0.82 0.83 0.85 (1.84 0.93 0.69 0.63 0.74 0.90 0.91

К 0.00 0.00 0.Ö1 0.01 0.02 0.55 0.48 0.11 0.32 0.01 0.02 0.03 0.01 0.04 0.04 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.02 0.02

Total 19.05 19.08 18.90 18.73 18.58 18.75 18.7-1 18.71 18.96 18.75 18.91 18.92 18.91 18.96 19.00 18.88 18.91 18.76 1.8.61 18.94 18.SO 18.82

0.660 0.610 0.671 0.696 0.625 0.822 ' 0,805 0.831 0,877 0.878 0.711 0.721 0.383 0. 1 IS 0.312 0.989 0.987 0.977 0.962 0.426 0.832 0.806

Olí ,3.86* 3.01* 3.18 1.00* 1,00* 1.00* " 1.00" 1.1)0* 3.33 3.43 3.12 3.12 3.12 3.11 3.1.4 1.00* 1.00* 4.00* 1.00* 1.00* 1.00* 4.00*

F 0.1 1 о.за 0.11 0.29 0.27 0.11 0.12 0.08 0,05 0.09

Cl 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00

ёша^л. 2

-9-8-7-6-5-4-3-2-1 О 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 II 12 13 14 15 16 17 18

Расстояние, см

- . М^ВМ^б-

••о -- ♦ ♦ * * * ♦ * * \ ♦

♦ ♦ ♦ >

Рс:0,1)1=6.92

о о $ $ л л ° ^

СаО 01=1.73 * :..»»

К,0 1)1 -0.9Ц

* * • « 5-* « »

-9 -8 -7 -6 -5 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 II 12 13 14 15 16 17 18

Расстояние, см

Рис. 4. Фрагмент контакта эклогит - карбонатная порода и распределение петрогенных элементов вкрест контакта (обр. ЕК). Границы зон выделены по данным петрографических наблюдений.

Silicate (Grt+Cpx) rock

La Се Pr Nd Sm Eu Gd T!i Dy Ho Er Tm Yb Lu

Silicate-carbonate (Grt+Cpx+Mg-Cal) rock

Git-Qiv

Grt-Cpx-Mg-Cal

Highest diamond content

Diamond-free zone °

La Ce Pr MJ Sm tu Cd Tb Dy Ho Er Tnt Yb Lu

(Grt+Cpx+Mg-Call)

La Ce 11 NdSm Eu Cxi Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

(Grt+Cpx+Mg-Call)

(Grt+Cpx+Dol)

U Ce Pr Nd Sm Eu Ckl lb IX' Ho Er Tm Yb Iii

Рис. 5. Поведение РЗЭ вкрест контакта высокоалмазоносной Оп-Срх породы и доломитового мрамора (обр. СО). Номера шлифов отмечены жёлтым, а номера геохимических проб - красным цветом.

Таблица 3. Минеральные ассоциации зон 1-1У обр. йО

Зона Grt Срх Cal* Dol Bt Kfs Qtz Dia* S

I 28-34 50-5 0-10 - 1-4 1-4 1-2 0.82 1

Па 20-23 27-32 30-40 - 3-4 1- 1-2 0.33 1

ПЬ 15-26 25-30 25-30 - 5-7 4-6 3-5 <0.1 1

III 5-7 30-40 - 48-55 - - 1-3 0 10

IV 8-10 30-35 55-60 - - <0.1 1

Г^-Ыа-Б, Са (-0.3 ф.е.), К (0.32 ф.е.) и В (-3.3 ф.е.; Табл. 1.). Краевые зоны содержат значительно меньше вакансий в позиции X (0.2 - 0.3 ф.е.) и очень низкие концентрации К20 - <0.05 мас.%. В ядрах кристалла величина 5ПВ составляет +9.4 ± 0.4 %0 и +6.5 + 1.0 %с - в краевых зонах (Табл. 2; Рис. ЗЬ). Турмалины обр. в31 +9.4%о обогащены тяжёлым изотопом бора в сравнении с типичными коровыми и мантийными значениями, а также турмалинами других иНРМ пород. Высокие концентрации бора на уровне -2500 \iglg невозможно достичь без привноса В извне.

Для мусковита и турмалина из обр. вЗ 1 получены 40Аг/39Аг спектры, в которых выделяются четкие плато с совпадающими значениями возраста -492.5+4.8 и 491.5+4.9 млн. лет соответственно. Эти датировки соответствуют поздним деформациям НР пород, которые происходили уже после выведения этих пород на верхние уровни земной коры. Ранее были получены многочисленные 40Аг/39Аг датировки по мусковиту и биотиту из алмазоносных пород месторождения Кумды-Коль - 529-507 млн. лет (Добрецов и др., 2006). Учитывая, что изотопные системы слюд НР генезиса сохранили свои значения, а по более устойчивому турмалину фиксируется значительно меньший возраст, можно утверждать, что измеренное значение соответствует возрасту формирования турмалина. В заключение отметим, что формирование современного фазового состава (^-Тиг пород связано метасомати-ческими процессами. К-содержащий турмалин может использоваться в качестве нового геохронометра.

Турмалины массива Эрцгебирге

Обр. Иба является мелкозернистым Сп-В^С^г-Бвр-РИе гранулитом с полосчатой текстурой. Включения коэсита диагностированы только в гранате. Турмалин образует коричневатые порфиробласты (-1 мм) с включения кварца и фенгита (Рис. 20- Турмалины относятся к серии шерл-дравит (ХМг~0.72) с высоким содержанием Иа в Х-позициях и В (Табл. 1). Изотопный состав В уменьшается от -7.2+0.3 %с в центре кристалла до -10.5 + 0.8 %с в каймах (Табл. 2; Рис. Зс) и близок к значениям, характерным для континентальной коры. Снижение величины 5ПВ до -10 %о от центра к периферии кристалла является не типичным для турмалина, кристаллизовавшегося на регрессивном этапе. Высокое содержание турмалина в породе и идентифицированные в нем включения кварца указывают на образование турмалина за счёт привноса бора в поле стабильности кварца.

Обр. Я6Ь представляет собой милонитизированный гранулит с сильно удлиненными зернами кварца и полевого шпата и короткопризматическими порфиробластами черного турмалина (до 3 мм). В поперечных сечениях кристаллов турмалина обнаруживается несколько зон: синее ядро, медово-желтая промежуточная зона и зеленовато-серая кайма, где турмалин образует срастания с Рзр и РЬе из матрикса (Рис. 2g). Включение коэсита (15 рш) было диагностировано в промежуточной зоне одного из кристаллов

турмалина (Рис. 2h). Турмалины из этого образца являются шерлами, содержат небольшое количество B[IV] и характеризуются низкой концентрацией вакансий в Х-позиции (Табл. 1). XMg увеличивается от центра кристалла к промежуточной зоне от 0.38 до 0.45 и затем снижается к периферии до XMg=0.34 (Табл. 1). Содержания К20 увеличивается от 0.05 мас.% в ядре до 0.18 мас.% в промежуточной зоне и кайме. Изотопный состав бора очень лёгкий. В ядре - 5ПВ = -15.0 ± 0.2 %с, в промежуточной зоне 5ПВ = -14.7 ± 0.3 %с. Лишь в краевой зоне изотопный состав В несколько утяжеляется 8ПВ = -13.2 + 0.5 %о (Табл. 2; Рис. 3d). Включения кианита и коэсита в ядрах и промежуточных зонах порфиробластов турмалина свидетельствует о его формировании в UHPM условиях. Находка шерла с включением коэсита указывает на то, что высокая магнезиальность не является ни необходимым, ни достаточным условием для образования турмалина в поле стабильности коэсита. Сохранность химической неоднородности по Ti, Fe и Mg указывает на неполное диффузионное выравнивание состава (Табл. 2; Рис. 2g,h). Изотопный состав бора около -15 %о значительно ниже типичных значений для континентальной коры, но близок к составу коэситсодержащих турмалинов участка Лаго Ди Чигана, Итальянские Альпы (Marschall et al., 2009).

Обзор немногочисленных данных о составе турмалинов из HP и UHPM пород (Marschall et al., 2009) показывает, что в подавляющем большинстве турмалины представлены дравитами, но в породах массива Эрц-гебирге был идентифицирован шерл. Отличительными чертами всех НР-UHP турмалинов являются высокая доля занятых Х-позиций (>0.8 ф.е.) и избыток бора (3.2 - 3.3 ф.е.). Высокие содержания К20 были зафиксированы лишь в турмалинах из метасоматически измененных пород Кокчетавского массива, образовавшихся в поле стабильности кварца. Образование К-турмалина связано с высокими содержаниями К и В во флюиде. Из других особенностей состава, присущих всем HP турмалинам, следует отметить низкие концентрации Ti, Mn, Li и С1.

Диффузионный биметасоматоз на контакте контрастных по составу пород.

Анализ поведения элементов на границе химически контрастных сред является важным подходом к оценке масштабов массопереноса, и реконструкции механизма миграции петрогенных и редкоземельных элементов. Объектами исследования были контакты эклогита и доломитового мрамора и алмазоносной Grt-Cpx породы и неалмазоносного доломитового мрамора (Кумды-Кольский блок, Кокчетавский массив).

Эклогит - доломитовый мрамор.

Образец (ЕК) представляет собой контакт эклогита (7 см) и доломитового мрамора (20 см) (Рис. 4, см. вкл.). Образец отчётливо зонален: (1) эклогит Grt-Omp-Amp-Bt-Pl-Qtz+Cal+Rut+Zrn; (2) Grt-Cpx порода (Grt-K-Cpx-Amp-Bt-Qtz+Cal±Rut±Zrn); (3) доломитовый мрамор Grt-Di-Dol±Cal±Rut±Zrn. На гра-

нице эклогита и доломитового мрамора фиксируется зона, характеризующаяся более крупными размерами кристаллов граната и клинопироксена (до 2 см), а также появлением К-Срх, отсутствующих в обеих породах. В экло-гите тонкозернистый агрегат кальцита сечёт все минералы. Ему сопутствуют участки, обогащенные пирротином и пиритом. Включения кальцита диагностированы в гранате и, реже, в клинопироксене. Вдоль границ зёрен Срх наблюдаются тонкие (100 мкм) симплектитовые структуры, представленные №-авгитом и Р1ю-15-

Петрохимическое опробование проводилось по следующей методике. Изначально была выпилена плоско-параллельная пластина толщиной 2 см, затем из нее было изготовлено 43 шлифа размером 45x25мм (Рис. 4). После изготовления шлифов оставшиеся блоки 1, 7, 14, 21, 28, 35 и 41 были разрезаны на 8 кубиков размером 1x1x1 см (их номера указаны мелким шрифтом в квадратиках, см. Рис. 4). Эти кубики (54 шт.) в дальнейшем использовались для химического анализа петрогенных и рассеянных элементов.

Средние концентрации оксидов основных петрогенных элементов в эклогите и карбонатной породе сильно варьируют. Характер их распределения позволяет предполагать реакционное взаимодействие между вышеназванными средами и рассматривать появление промежуточной вП-Срх зоны II как результат этого процесса. Поведение большинства компонентов может быть удовлетворительно описано в рамках диффузионной модели двух полубесконечных сред с начальным ступенчатым распределением

= ^ 2 'ег3 ^2 Эг ' ^дссь С " концентрация диф-

фундирующего компонента, г - время, х - расстояние от контакта (х<0 для эклогита, и х>0 для карбонатной породы), И - эффективный коэффициент диффузии, х0 - положение точек перегиба на концентрационных кривых (Лепезин, Хлестов, 2009). Эффективные коэффициенты диффузии в правой и левой частей разреза принимаются равными ¿)&;=Г)Саг/,=/). Результаты расчетов и оценки параметра позволяют расположить петрогенные элементы по мере убывания величины коэффициентов диффузии следующим образом: Р^>Т1>Са>51>Ре>А1>Мп>К. Калий характеризуется в данном случае одним из самых низких коэффициентов диффузии. Это противоречит доминирующей точке зрения, согласно которой именно щелочи обладают самой высокой дифференциальной подвижностью при метаморфизме и метасоматозе (см. Коржинский 1993; Лепезин, Хлестов, 2009).

Изменения в валовом составе пород влекут за собой значимые изменения составов главных породообразующих минералов - граната и клинопироксена. Практически все зерна минералов химически неоднородны. В гранатах эклогитовой части образца от центра кристалла к периферии происходит увеличение содержания альмандинового и спессартинового и сопряженное снижение пиропового и гроссулярового компонентов. В грана-

тах из карбонатной части образца от центра кристалла к периферии происходит увеличение альмандинового, спессартинового и пиропового миналов при сопряженном понижении гроссулярового минала. В зоне контакта диагностированы кристаллы граната с "прямой" и "обратной" зональностью по Mg в эклогитовой и карбонатной частях соответственно. Расчётные данные позволяют выстроить следующий ряд дифференциальной подвижности элементов: Mg>Fe»Mn>Ti>Ca.

При переходе от эклогита к карбонатной части образца в клинопи-роксене содержания ТЮ2, А120з, FeO, Na20 снижаются, a Si02 и MgO растут. В приконтактовой части образца фиксируется зона с крупные порфиро-бластами К-Срх (К20 = 0.4 мас.%) с ламелями Kfs и Phi. Принимая во внимание большое количество ламелей Kfs и Phi, можно утверждать, что концентрация К20 в исходном клинопироксене была значительно выше. В пор-фиробластах Срх в удалении от контакта содержания К20 близки к пределу обнаружения. Формирование переходной зоны происходило в условиях, отвечающих пику метаморфизма. Регулярное присутствие карбонатных включений с характерными чертами раскристаллизованных расплавных включений (см. Главу 4) в гранатах эклогитовой ассоциации на расстоянии 5-6 см от зоны контакта с карбонатной породой также свидетельствует в пользу важной роли карбонатного расплава в минералообразующих реакциях на высокобарическом этапе метаморфизма. Наличие тонких карбонатных прожилков позволяет предполагать, что значительная ширина градиентной зоны для петрогенных компонентов обусловлена не только особенностями непосредственного диффузионного взаимодействия контрастных химических сред, но и инфильтрационным просачиванием карбонатного расплава, катализирующего процессы обменного взаимодействия и перераспределения элементов.

Grt-Cpx порода- доломитовый мрамор

Образец представляет собой зону перехода от высокоалмазоносной Grt-Cpx породы к неалмазоносному доломитовому мрамору (Рис. 5, см. вкл.). Вкрест контакта по изменению окраски, выделяются пять зон (Табл. 3, см. вкл.). Макроскопически границы между зонами очень отчётливы. При микроскопическом исследовании наблюдаются постепенные переходы между зонами. Мощность этих зон не превосходит 5 мм. Петрохими-ческое опробование этого образца проводилось по методике изложенной ранее. Существует ряд закономерностей в распределении петрогенных элементов, но их поведение не может быть описано в рамках диффузионной модели. К, Na и Rb характеризуются двумя максимумами концентраций. Первый фиксируется вблизи контакта с неалмазоносным доломитовым мрамором, а второй - фактически в центральной части зоны I. Именно к последней зоне тяготеют максимальные концентрации алмаза, тогда как вблизи контакта найдены лишь единичные кристаллы алмаза. Повышенное со-

держание РЗЭ в Grt-Cpx породе не позволяет рассматривать их как рестит (Рис. 5). Максимальное содержание легких РЗЭ фиксируется в зоне И, которая наряду с силикатами содержит большое количество Mg-кальцита. Неалмазоносная и обогащенная сульфидами зона III характеризуется распределением содержаний РЗЭ с отсутствием явных максимумов и минимумов и их низкими концентрациями в сравнении с другими зонами (Рис. 5). Одним из возможных объяснений столь контрастного поведения контактирующих карбонатно-силикатных систем может служить участие силикатных и карбонатных расплавов в формировании ассоциаций зон I, II и IV (см. Главу 4). Следы расплава не были диагностированы в доломитовом прослое (зона III).

Подводя итог проведенных исследований, направленных на реконструкцию состава HP/UHP флюида, можно заключить, что вода является доминирующим флюидным компонентом в условиях алмазной субфации метаморфизма и контролирует процесс частичного плавления. Метаультра-базиты, слагающие верхние слои подстилающей мантии, субдуцируемой совместно с перекрывающими осадками, могут рассматриваться в качестве наиболее вероятного источника водного флюида. Поскольку в этих породах серпентин является главным концентратором воды, его разложение будет приводить к одноактному высвобождению до 13 мае. % Н20. Отделение и миграция флюида в выше лежащие слои метапелитов и метакарбонатов будут приводить к частичному плавлению этих субстратов. В метапелитах и метабазитах существует большее разнообразие водосодержащих фаз, и, как следствие, дегидратация будет происходить в широком интервале температур и давлений. Оценки Р-Т параметров пика метаморфизма для всех алмазоносных комплексов близки и составляют 4-6ГПа и 950-1000°С. При этих параметрах фенгит является стабильной фазой, и дегидратационное плавление метапелитов маловероятно. Однако если в ходе процесса дегидратации метапелитов и метабазитов флюидная фаза будет оставаться в породе in situ, то внешние источники флюида становятся необязательными.

Глава 4. Минералого-геохимические критерии идентификации высокобарических расплавов в породах uhpm комплексов

В данном разделе систематизированы минералого-геохимические критерии идентификации существования высокобарических карбонатных, кар-бонатно-силикатных и силикатных расплавов в различных литологических типах UHPM пород.

Текстурные особенности алмазоносных Czo-гнейсов. Распознавание карбонатного расплава в масштабе зерен является сложной проблемой, особенно для высокобарических пород, подвергшихся субизотермической декомпрессии на регрессивном этапе (Hermann et al., 2001). Цель данного раздела - дать петрографическое описание реакционных структур, возникающих при взаимодействии карбонатных расплавов с ме-тапелитами в UHPM условиях на примере Кокчетавского массива. В шли-

фах клиноцоизитовых гнейсов встречаются три различных минеральных ассоциации: (1) клиноцоизит-кварцевый симплектит ± кианит, (2) рутил с пойкилобластовым титанитом, (3) кальцит + кварц + графит + сульфиды. Эти три типа реакционных структур интерпретируются как взаимодействие между минералами и силикатно-карбонатным расплавом в UHP условиях метаморфизма или на регрессивной стадии.

Формирование реакционной структуры между кианитом и Czo-Qtz симплектитом могло происходить согласно модельной реакции: кианит + силикатно-карбонатный расплав (SCM) = Czo-Qtz-sym + С02. Экспериментально установлено несколько реакций плавления для CASH (Boettcher, 1970; Poli and Schmidt, 1998) и CMASH (Thompson and Ellis, 1994) систем. Czo-Qtz симплектиты могли возникнуть при эвтектической или ко-тектической кристаллизации расплава, хотя субсолидусные примеры, возможно, более обычны (Кориковский и др., 2004). Но поскольку кварц является существенным компонентом этих срастаний, то маловероятно, что они формировались в присутствии водного флюида, так как перенос кремнезема в водном флюиде не является лимитирующим фактором (Waters, 2001).

Рис. 6. Р-Т диаграмма с экспериментально определенной областью стабильности расплава и путь эксгумации алмазоносных пород Кокчетавского массива по данным: (Hermann et al., 2001) - черный пунктир, (Dobretsov & Shatsky, 2004) -серый пунктир. (I)-(1I) - (Boettcher & Wyllie, 1969); (Ш) - (Hermann, 2003); IV-(Wallace & Green, 1988); остальные реакции (Boettcher, 1970).

Обычно превращение рутила в титанит в метаморфических породах происходит в результате реакций Rt + Grs + Сое + V = Czo + Ttn или Ti02 + СаСОз + Qtz/Coe= CaTiSiO, + СОг, эквивалентной предлагаемой реакции Ti02 + SCM = CaTiSi05 + C02. Отсутствие каких-либо пространственных взаимоотношений между Czo и Ttn, а также реакционных структур между Grt и Czo позволяет в нашем случае ограничиться реакцией ТЮ2 + SCM = CaTiSi05 + С02. Положение кривой этой реакции сильно зависит от Х(С02), которая в доломитовых мраморах участка Кумды-Коль меньше 0.1 (Огаса-вара, 1997), что подразумевает богатый Н20 флюид. Согласно экспериментальным данным (Boettcher and Wyllie, 1969) для системы Ca0-Si02-H20-С02 расплав должен встречаться при Т<600°С (Рис. 6). Р-Т условия пика метаморфизма для алмазсодержащих пород Кокчетавского массива оцениваются как Р>4 ГПа и Т=950-1000°С, поэтому SCM может образоваться при UHP метаморфизме. Титанит с необычной пойкилобластовой формой, со-

держащий множество включений кальцита и фенгита, рассматривается как результат взаимодействия SCM и рутила в UHPM условиях.

Ассоциация Cal-Gr-Qtz±Sulf может также интерпретироваться как свидетельство существования карбонатно-силикатного расплава. Присутствие в зональных реакционных структурах идиоморфных кристаллов и мелких одинаково ориентированных чешуек графита и Ni-Co сульфидов рассматривается как результат перекристаллизации и роста графита из перенасыщенного карбонатного расплава. Эксперименты, проводимые с различными породами Кокчетавского массива (Пальянов и др., 2001), показали, что из флюидсодержащего карбонатного расплава могут кристаллизоваться алмаз и графит совместно с образованием силикатных минералов. Встречаемость графита вместо алмаза в Cal-Gr-Qtz±Sulf структуре, вероятно, связана с f(02) и составом расплава/флюида (Sokol et al., 2000, 2001b).

Сульфиды также могут влиять на условия образования алмазов (Pal'yanov et al., 2007). Формирование каждой из трех реакционных структур по отдельности может быть связано с другими процессами в UHPM породах. Однако сосуществование этих структур в одной породе является весомым аргументом в пользу общего механизма их образования - реакционного взаимодействия метапелитов с силикатно-карбонатным расплавом. Графит-сульфидные ассоциации встречаются как часть этих реакционных структур. Как и когда сульфиды появились в этих породах, и какой они вносят вклад в условия образования и роста ассоциирующего алмаза/графита еще не ясно. Проблема источника углерода и сульфидов в высокобарических породах остается далекой от окончательного решения.

Многофазные кристаллические включения - ключ к реконструкции составов высокобарических расплавов.

Многофазные кристаллические алмазсодержащие включения были установлены во многих метаморфических комплексах высоких и сверхвысоких давлений (Frezzotti and Ferrando, 2007), поэтому находки подобных включе-

Рис. 7. Раскристаллизованные расплавные включения в фанате и клинопироксене обр. бО. (а) включение \^-кальцита с отрицательной огранкой мине-

рала-хозяина; (Ь) декрепитированное включение в I гранате; (с) поликристаллическое включение

кальцита; (с!-е) включение 1У^-кальцита с амебооб-разной границей обзорное фото (<3) и детали (е); (0 I крупное включение М°-кальцита, окруженное ореолом мелких карбонатных «капель»; (g) поликристаллическое алмазсодержащее включение М£-I кальцита; (Ы) сросток 1У^-кальцита с алмазом в графитовой «рубашке» в порфиробласте Срх.

ний не могут рассматриваться как минералогический курьез. Подобные включения редки лишь в эклогитах, тогда как в метапелитах (Stockhert et al., 2001, 2009; Hwang et al., 2001; Mposkos et al 2009) и метакарбонатах (Kor-sakov and Hermann, 2006) полифазные и поликристаллические включения широко распространены. В Grt-Cpx породах и Dol мраморах Кокчетавского массива наряду с полифазными силикатными включениями были диагностированы и необычные карбонатные включения, интерпретируемые как продукт раскристаллизации карбонатного расплава (Korsakov and Hermann, 2006). Для детального исследования были выбраны два образца G0 и Carl, сложенные Grt-K-Cpx-Mg-Cal-Bt-Kfs и Grt-K-Cpx-Dol-Bt-Kfs.

Большинство включений Mg-кальцита характеризуется рядом особенностей, не свойственных твердофазным включениям. Около 80% всех карбонатных включений являются поликристаллическими и нередко полифазными. Они содержат Dia, All, Zo, Phe, Bt, Ttn. Форма включений сферическая или эллипсоидальная (Рис. 7а). Они окружены радиальными трещинами, характерными для декрепитированных включений (Рис. 7Ь, с). Нередко границы раздела граната и кальцита являются амебообразной (Рис. 7е). Эволюция этих границ приводит к «отшнуровыванию» субиндивидов и обособлению центрального, наиболее крупного включения кальцита (Рис. 7f). Предположение, что в момент захвата эти включения представляли собой карбонатные расплавы, является наиболее логичным объяснением подобного рода текстур. Ненарушенность ламелей Kfs, Phe, Phi в порфиробла-стах клинопироксена вблизи этих включений (Рис. 7h, i) свидетельствует о захвате на пике метаморфизма.

В образце G0 были установлены сим-плектитоподобные сростки Bt и Kfs в виде включений в порфиробластах клинопироксена и граната, а также зернах суперкремниевого титанита, стабильного при 6-7 ГПа (Ogasawara et al., 2002). В гранате это сферические или эллипсоидальное включения, тогда как в клинопироксене это призматические включения (Рис.8а), а ламели Kfs, Phe, Bt вокруг них не нарушены. Схожая ассоциация кокчетавит + Phe + Qtz + Si-rich glass ± Phl/Ttn/Cal/Zrn была установлена в виде микровключений (<2 цт) в клинопироксене (Hwang et al., 2004). Другой тип полифазных силикатных включений содержит значительное количество титанита, цоизита и алланита совместно с Kfs и Bt. Нередко эти включения имеют

Рис. 8. Полифазные включения в гранате и клинопироксене. (a-e) Kfs-Bt включения с небольшим количеством фаната, титанита и К-содержащего Срх; (f) силикатно-карбонатное Zo-All-Bt-Ttn и Mg-Cal включение. (а) и (d) - проходящий свет, николи параллельны, (Ь), (с), (е), (f) - BSE-фотографии.

форму, типичную для декрепитированных включений. Включения этого типа часто содержат кальцит или образуют с ним сростки.

Химические составы минералов. Составы породообразующих минералов и минералов-включений приведены в таблице 4. Карбонаты. Особенности состава карбонатов-включений и породообразующих карбонатов приведены на рис. 9. Монокристаплические включения М^-кальцита

в гранате и клинопироксене и

П!:

"tu.

<

Рис. 9. Распределение REE (а) Mg-кальците мат-рикса и ретроградных фазах: доломите и Mg-кальците (Ь) в Mg-кальцитах матрикса (серая область) и карбонатов-включений из обр. G0. (с) в доломите и Mg-кальците обр. Car-1. (d) содержание Ва и La в расплавных включениях (незаполненные значки), и карбонатах матрикса (заполненные значки). G0 - квадраты, Carl - кружочки.

кальциты из матрикса характеризуются идентичными РЗЭ спектрами. Поликристаллические и полифазные включения Mg-кальцита в образце G0 характеризуются более высокими концентрациями Ва в сравнении с карбонатами матрикса (Рис. 9d). Более того, содержание REE в этих включениях сильно варьирует и отличается от карбонатов матрикса (Рис. 9Ь). Состав этих включений сильно отличается от ретроградных карбонатов. Эти различия могут быть обусловлены тем, что включения кальцита пред-

ставляют собой продукты кристаллизации карбонатных расплавов, что также подтверждается и морфологическими особенностями этих включений.

Таблица 4. Представительные анализы минеральных включений и породообразующих минералов из обр. GO и Car 1. Н20 и С02 расчетные, bdl- ниже предела обнаружения

Обр. GO Обр. Carl

Включения Минералы Минералы

мас.% Carb Kfs-Bt Ttn-Ep Cpx Grt MgCal Carb Cpx Grt Dol

Si02 bdl 56.4 49.4 54.7 40.8 0.02 bdl 54.2 40.61 bdl

тю2 bdl 1.33 3.37 0.04 0.19 Bdl bdl 0.15 0.21 bdl

Сг2Оз bdl 0.02 0.03 0.06 0.03 Bdl bdl bdl Bdl bdl

АЬОз bdl 17.3 17.6 1.97 22.3 Bdl bdl 1.24 22.5 bdl

FeO 0.34 2.15 3.05 1.9 7.68 0.44 0.25 1.7 7.48 2.4

МпО 0.09 0.04 0.02 0.02 0.65 0.08 0.05 bdl 0.59 0.03

MgO 0.75 5.4 7.89 15.9 7.88 1.56 1.19 16.3 10.4 20

СаО 55.2 1.42 3.9 23.7 20.3 54.8 53 25 18.4 32.2

Na20 0.01 0.25 0.1 0.3 bdl Bdl 0.05 0.14 bdl bdl

К20 bdl 14.4 11.55 0.92 bdl Bdl bdl 0.63 bdl bdl

Н20 - 1.27 2.45 - - - - - - -

СОг 43.6 - - - - 43.6 43.6 - - 43.6

Total 100 100 99.4 99.5 99.8 100.5 98.1 99.4 100.2 98.2

Полифазные силикатные включения. Морфологические особенности полифазных силикатных включений указывают на то, что в момент их захвата это была гомогенная фаза, и превращение ее в наблюдаемый агрегат произошло на регрессивной стадии. Состав петрогенных элементов исходной

19

фазы был рассчитан исходя из состава фаз и их модальной распространенности. Валовый состав Kfs-Bt полифазных включений не совпадает с составами какой-либо известной твердой фазы и содержит 54-60 мас.% Si02, 1316 мас.% К20 и -17 мас.% А1203. Расчетные концентрации Н20 варьируют от 0.5 до 1.5 мас.%. Bt-Zo-Ttn сростки содержат 40 мас.% Si02, ~8 мас.% К20 и -17 мас.% А12Оз и значительно более высокие концентрации Ca - 6 мас.%. Мультиэлементные спектры Bt-Zo-Ttn включений характеризуются ровным, нормализованным на состав примитивной мантии распределением (Рис. 10b). Для этих включений также наблюдаются высокие концентрации LREE, обогащённость в отношении LILE и истощенность в отношении HREE, что роднит их с карбонатными включениями.

Реконструкция составов высокобарических расплавов.

Морфологические и геохимические особенности включений свидетельствуют о существовании карбонатных и силикатных расплавов на пике метаморфизма. Ранее это было убедительно показано для алмазсодержащих полифазных силикатных включений в гранате из пород массива Эрцгебирге (Hwang et al., 2001, Stockhert et al.,2001, Massonne, 2003), а также в экспериментальных работах (Perchuk et al.,2005, 2008). Появление трещин вокруг этих включений мы связываем с их декрепитацией, происходящей на стадии декомпрессии. Присутствие трещин однозначно указывает на несоответствие наблюдаемого состава включения исходному составу. Наиболее вероятно, что Н20 из этих включений была утрачена в процессе декрепитации. Однако экспериментальные данные (Thomsen and Schmidt, 2008) указывают на то, что при плавлении карбонатизированных метапелитов получаются безводные карбонатные расплавы с низким содержанием щелочей. Реконструированные составы обоих типов полифазных силикатных включений отличаются от какого-либо известного минерала (Таблица 4). Вся совокупность приведенных ранее данных позволят предполагать, что в момент захвата это были силикатные расплавы, аналогичные расплавам, установленным в виде включений в порфиробластах граната из пород массива Эрцгебирге (Hwang et al., 2001; Massonne, 2003). Поскольку карбонатные расплавы не закаливаются, то экспериментальные исследования,

гч,

/

'А

Г /А '•:. ------- i

, , I , I , , I , ■ I ■ I , I ■ Сз Ва РЬ Th U Се Si Zr Sm 7i ТЬ Но Im Lu

ВЬ К 8 U Та La Рг Nd Hf Eu Gd Dy Er Yb Sc

Рис. 10. Мультиэлементные спектры pac-плавных включений, нормированные на состав примитивной мантии (McDonough and Sun, 1995). (а) состав включений Mg-кальцита обр. G0 (заполненные кружочки), серая область - 1а; обр. Carl (пустые ромбики); (Ь) состав Kfs-Bt включений (заполненные квадратики), серая область - la. AU-Ttn-Bt-Kfs (заполненные кружочки).

направленные на гомогенизацию полифазных силикатных включений. Проведено две серии экспериментов при давлениях 6.0 и 2.0 Г Па и 950-1000°С, отвечающих пику метаморфизма и одной из наиболее ранних регрессивных стадий, фиксируемых в UHPM породах Кокчетавского массива (Dobretsov and Shatsky, 2004). Исходным материалом служили порфиробласты граната из метапелитов Кокчетавского массива и Эрцгебирге, содержащие многочисленные полифазные включения, нередко с алмазом. В результате обеих серий экспериментов было установлено, что исходно полифазные включения становятся однофазными. Таким образом, экспериментально установлено, что при параметрах пика метаморфизма и одной из начальных стадий регрессивного этапа метаморфизма данные включения представляли собой капли расплава. Ранее A.JI. Перчуком с соавторами (Perchuk et al., 2008) было показано, что полифазные включения, состоящие из водосодержащих фаз (слюд, хлоритов, цоизита) и карбонатов, будут реагировать с гранатом при >800°С и 4 ГПа с образованием силикатных и карбонатных расплавов. Результаты экспериментальных исследований подтверждают наши предположения о том, что полифазные включения в гранатах из пород алмазной субфации метаморфизма представляли собой расплавы при 900-1000°С и >4 ГПа.

Модель образования высокобарических карбонатных расплавов

Гранаты и клинопироксены кристаллизовались при участии карбонатных и силикатных расплавов, поскольку содержат расплавные включения. Формирование граната и клинопироксена в доломитовых мраморах возможно при добавлении в систему Si и Al из силикатного расплава. В генерализованном виде эта реакция может быть представлена в следующем виде: Dolomite + Hydrous granitic melt —► Garnet + Clinopyroxene + Ca-rich carbonate melt + residual silicate melt ± diamond ± О2. Различное соотношение исходных продуктов - доломита и гранитного расплава будет приводить к тому, что в случае полного поглощения силикатного расплава в породе будет наблюдаться алмазоносная ассоциация Dol + Grt + К-Срх с редкими включениями карбонатных расплавов. Именно эта ассоциация диагностирована в доломитовых мраморах Кокчетавского массива. Исчезновение в реакции доломита будет приводить к появлению ассоциации Mg-Cal + Grt + К-Срх и многочисленных включений, состоящих из продуктов раскристал-лизации карбонатных и остаточных силикатных расплавов, то есть типичной ассоциации кальцитовых мраморов. Гранитоидные расплавы могли формироваться при плавлении вмещающих метапелитов на пике метаморфизма (Shatsky et al., 1999; Hermann et al., 2001). Поглощение доломита приводит к высвобождению большого количества С02. Мы предполагаем, что С02 остается связанным в карбонатном расплаве, захват которого приводит к образованию полифазных карбонатных включений. Карбонатные включения часто содержат фенгит, биотит, титанит, алланит и Kfs, свидетельствуя

о значительной растворимости силикатов в таких карбонатных расплавах (Пальянов и др., 2001).

К20-содержащий клинопироксен в UHPM породах - индикатор реакционного взаимодействия гидросиликатных расплавов с карбонатами

Исключительность находок К-Срх в карбонатных и карбонатно-силикатных породах (с содержанием К20 <1 мас.%) и его отсутствие в ме-тапелитах, содержащих до 6 мае. % К20 указывает на то, что для его кристаллизации требуется выполнение особых химических условий. Мы полагаем, что образование К-Срх происходило в результате реакционного взаимодействия богатого калием гранитоидного расплава с доломитом. Остаточный расплав, состав которого приведен в табл. 4, характеризуется высоким содержанием К20 и очень низким - Si02, что способствует вхождению калия в структуру клинопироксена в виде KAlSi206. Геохимические особенности состава К-Срх и остаточного расплава также свидетельствуют в пользу сделанного нами предположения. Коэффициент распределения для РЗЭ между клинопироксеном и остаточным расплавом очень близок к экспериментально измеренным величинам (Blundy and Dalton, 2000). Клинопироксен содержит не только повышенные концентрации К20, но и РЬ и В, что является отражением их повышенных концентраций в остаточном расплаве. Наряду с этим Срх содержит повышенные концентрации U по отношению к Th, что также фиксируется и в остаточном расплаве (Рис. 10). Все вышесказанное позволяет рассматривать образование К-Срх в качестве индикаторного минерала реакционного взаимодействия между карбонатами и силикатными расплавами.

Суммируя все выше изложенное можно сделать следующие выводы:

• Реакционные структуры, установленные в алмазеодержащих Czo-гнейсах Кокчетавского массива, являются важным индикатором существования высокобарических карбонатно-силикатных расплавов.

• Включения Mg-кальцита в минералах, образовавшихся на пике метаморфизма, обладают характерными чертами расплавных включений. Отличие их химического состава от составов Mg-кальцита из матрикса, также свидетельствует в пользу магматогенной природы этих включений.

• Первичные составы карбонатных расплавов являются преимущественно кальциевыми, при низком содержании магния и щелочей. Эти расплавы могут не только транспортировать значительное количество углерода в мантию, но и выступать в качестве минералообразующих сред как для породообразующих минералов, так и полиморфных модификации углерода в глубоко субдуцированных коровых породах.

• Структурные особенности и состав полифазных силикатных включений в К-содержащих клинопироксенах указывают на то, что на пике метаморфизма мраморы взаимодействовали с гранитоидными расплавами, образо-

вавшимися, вероятно, при плавлении вмещающих метапелитов. К-содержащий клинопироксен является индикаторным минералом реакционного взаимодействия между карбонатами и силикатными расплавами.

• Находки алмаза в продуктах кристаллизации силикатных и карбонатных расплавов свидетельствуют о важной роли этих расплавов в процессах ал-мазообразования.

Глава 5. Процессы графито- и алмазообразования в

метаморфических породах сверхвысоких давлений Относительно генезиса алмаза в метаморфических комплексах сверхвысоких давлений существуют две диаметрально противоположные точки зрения: метастабильная кристаллизация алмаза при умеренных температурах и давлениях (Летников, 1983; Dobrzhinetskaya et al., 1994; Лаварова и др., 1999; Pechnikov and Kaminsky, 2008) и формирование алмаза в собственном поле стабильности (Sobolev and Shatsky, 1990; De Corte et al., 1998, 2000; Korsakov et al., 2002, 2004; Massonne, 1999).

Анализ распределения кристаллов по размеру в сочетании с анализом пространственного распределения индивидов относительно друг друга позволяет установить наиболее вероятный механизм образования этих кристаллов (Carlson et al., 1995; Eberl et al., 1998) и получить оценки таких важных характеристик минералообразования, как скорость зародышеобразова-ния и скорость роста. Изучение внутреннего строения кристаллов алмаза различной морфологии из различных классов крупности позволило установить: (i) наиболее крупные кристаллы начинают кристаллизоваться первыми, тогда как кристаллы более мелких фракций образуются позднее; (ii) значительная дисперсия скоростей роста отсутствует, т.е. кристаллы одинаковых размеров растут с одной и той же скоростью; (iii) процессы растворения, перекристаллизации, коалесценции не искажают исходное распределение кристаллов по размеру.

Большинство кристаллов алмаза из UHPM пород характеризуется отчетливой зональностью. Почти все кристаллы содержат крупное ядро, которое занимает до 65% сечения. Количество ростовых зон варьирует от 4 до 12, и их мощность может меняться от кристалла к кристаллу. Толщина наросшего слоя закономерно уменьшается от центра кристалла к периферии. Это может служить свидетельством того, что кристаллизация алмаза происходила преимущественно в кинетической области, то есть перенос углерода к поверхности растущего кристалла не был лимитирующим фактором. Практически во всех кристаллах доминирующая габитусная форма остается неизменной, свидетельствуя о стабильности фронта кристаллизации на протяжении всего периода роста, и также подтверждает предположение о формировании кристаллов алмаза в кинетическом режиме. Лишь в одном из исследованных кристаллов алмаза, размером около 50 мкм, было установлено октаэдрическое ядро, вокруг которого фиксируется ростовая

зона, ограниченная поверхностями (100). Соседствующий с ним более крупный кристалл алмаза не содержит октаэдрического ядра, что вероятнее всего, свидетельствует в пользу микрогетерогености образца в момент кристаллизации алмаза. Следов растворения не было установлено ни в одном из исследованных кристаллов.

Распределение кристаллов алмаза и графита по размеру. Распределения кристаллов алмаза по размеру во всех исследованных образцах весьма схожи (Рис.11), но вместе с тем, даже в пределах одного и того же типа пород они уникальны. Распределения кристаллов алмаза по размеру во всех образцах являются полимодальными, но количество мод существенно варьирует от образца к образцу. Для оценки скорости роста нами был использован подход, предложенный в работе (Веригин и др., 1986). Согласно, этому подходу линейная скорость роста определяется по следующей 1 N

формуле 7/ -

г dN/dR

(4).

где rji -линеиная скорость роста, т-

Карбонатпые породы

1 I (1.S <1.6 0.4 : V0 0 8 0.6 0.4 0.2 0.0 ri.Rmai KKmj\

Клиноцоизитовые гнейсы

Биотитовые гнейсы

S 27 • .«. N-5«. ф m Rmin-3 g tw N"lfti m su Rmm-O f H-4V-1 S Ш N-« ' sa Rmin---.».2

RmiX"45 • Rmw-J2.A M 60 J :: Rm«-32 M 60 jf 40 •• • 20

характеристическое время роста (длительность процессов кристаллизации),

N-количество кристаллов, размером меньше R, R-размер кристалла. Полученные оценки скоростей роста для различных образцов по формуле (4) варьируют от 155 до 0.7. Впервые было установлено, что во всех исследованных образцах происходит уменьшение скорости роста кристалла в ходе процесса кристаллизации (Рис. 12), то есть кристаллы наибольшего класса крупности характеризуются ми-

rr,™ R.'Rmw « нимальными скоростями роста.

Рис. 11. Интегральные кривые распределения кри- s

сталлов алмаза по размеру в различных типах по- схожая картина наОЛЮДается И род Кокчетавского массива. при исследовании внутреннего

строения отдельных кристаллов: толщина наросшего слоя, как правило, уменьшается по мере удаления от центра кристалла. Наибольшие вариации скоростей роста фиксируются для карбонатных пород и биотитовых гнейсов, тогда как для клиноцоизитовых гнейсов вариации скорости роста не так значительны. Скорость роста кристаллов графита является более высокой, но по порядку величины сопоставима со скоростью роста кристаллов алмаза (Рис. 12). Используя минимальные значения экспериментально установленных скоростей роста (Pal'yanov et al., 2002) можно оценить минимальную длительность процессов кристаллизации алмаза. Так, например, формирование кристалла алмаза размером -20 мкм возможно за время «1 года, то

1 есть процессы алмазообразования кратковременны. Одной из общих черт , исследованных образцов является то, что с момента появления первого кристалла происходит значительная задержка во времени, и лишь после этого начинается лавинообразная нуклеация.

Продолжительный индукционный период, предшествующий I массовой кристаллизации алмаза, I является одним из возможных объяснений этого явления. Этот же феномен был установлен экспери-I ментально и для большинства мо-I дельных систем (см. РаГуапоу й а1., | 1999, 2007; Окаёа а а1., 2002). Формирование алмазоподобных кластеров в расплаве или флюиде, из которых в дальнейшем и происходит зародышеобразование и рост кристаллов алмаза, может рассматриваться в качестве одного из 1 наиболее вероятных объяснений этого явления. Результаты наших исследований указывают на то, что закономерности нуклеации и роста 1 кристаллов алмаза, наблюдаемые в простых модельных системах (Сокол, 2005), реализуются и в более сложных.

Пространственное распределение кристаллов алмаза и графита. ! Анализ пространственного распределения графита и алмаза был вы-

I полнен для трех образцов, представляющих собой наиболее контрастные по составу типы пород. Результаты анализа пространственного распределения кристаллов алмаза и графита свидетельствуют о чрезвычайно неравномерном распределение полиморфных модификаций углерода в породе. Однако ни в одном из трех исследованных образцов не удалось установить взаимосвязи между распределением кристаллов алмаза/графита с особенностями I распределения породообразующих минералов. Лишь в одном из образцов, обладающим четко выраженной полосчатой текстурой, обусловленной чередованием обогащенных вП-Срх прослоев и СггШК^г прослоев, более 90% кристаллов графита и алмаза приурочены к вП-Срх прослоям. Эти прослои деформированы в микроскладки. Отсутствие следов пластической или хрупкой деформации в породообразующих минералах свидетельствует в пользу неоднородного распределения углистого вещества уже в I протолите.

}

Рзшср кристалла^), мкм 20 40 во 80 100 120 140 190 180 200

Рис. 12. Логарифмическая зависимость скорости роста мкм/с) кристаллов алмаза и графита от размера (Ьо§(К), мкм). полученная по формуле (4) для различных типов пород Кокчетавского массива: клиноцоизитовые гнейсы - красный, биотитовые гнейсы - зеленый, мраморы - синий.

Распределение графита и алмаза в породах из массивов Родопский и Эрцгебирге.

Пространственные распределения графита и алмаза в метаморфических породах комплексов Родопский (Mposkos and Kostopoulos, 2001; Perraki et al., 2006, 2007) и Эрцгебирге (Massonne, 1999, 2003) во многом аналогичны таковым в породах Кокчетавского массива. В этих комплексах также установлена тесная пространственная взаимосвязь между графитом и алмазом. Единственной значимой особенностью этих двух комплексов является отсутствие интерстициальных алмазов.

Метастабильное минералообразование - кристаллизация графита в поле стабильности алмаза.

Присутствие алмазов в графитовой «рубашке» является характерной особенностью UHPM пород (Корсаков, Шацкий, 2004). Образование графитовой оболочки вокруг кристаллов алмаза за счет его графитизации на регрессивном этапе метаморфизма является доминирующей точкой зрения (Massonne et al., 1998; Zhu and Ogasawara, 2002). Однако в ходе экспериментальных исследований (Sokol et al., 2000, 2001) была установлена совместная кристаллизация графита и алмаза в поле стабильности алмаза. Таким образом, выявление критериев различия между совместно кристаллизовавшимися фазами (графит и алмаз) и замещением алмаза графитом остается одной из наиболее сложных задач петрологии.

Изучение алмазов в графитовой оболочке позволило установить следующие особенности взаимоотношения между этими полиморфными модификациями углерода. Для алмазов данной группы характерно наличие желтого ядра, богатого микровключениями со средним размером «1 мкм и иногда содержащего значительное количество полупрозрачных пластинчатых вростков графита. Нередко их концентрация настолько высока, что ядро становится черным и непрозрачным. Аналогичные полупрозрачные чешуйки графита установлены в гранате и калиевом клинопироксене.

В последнем случае пластинки графита ориентированы параллельно структурам распада. Промежуточная зона в кристаллах алмаза бесцветна и не содержит включений. Краевая зона, также как и центральная, обычно оказывается черной из-за обилия графита. Впервые были найдены кристаллы алмаза в двух графитовых «рубашках» (Рис. 13). Мощность

„ графитовой оболочки варьирует от

Рис. 13. Внутреннее строение кристалла ал-

мазав двух графитовых «рубашках». кристалла к кристаллу, нередко до-

стигая 50-70 мкм, что составляет бо-

лее 60% от объема алмаза в «рубашке». Анализ морфологических особенностей кристаллов графита позволил выявить следующие характерные черты, присущие графитовым «рубашкам»: (i) графитовые рубашки сложены поликристаллическим агрегатом графита. Размер кристаллов графита увеличивается по мере удаления от границы раздела алмаз-графит, (ii) в отличие от графитовых параморфоз по алмазу (Слодкевич, 1982; Pearson et al., 1989) грани графита (0001) ориентированы незакономерно относительно граней (111) кристаллов алмаза; (iii) графитовые параморфозы по алмазу сохраняют даже мельчайшие детали поверхности исходного кристалла алмаза, тогда как графитовые «рубашки», напротив, зачастую выглядят как сферолиты; (iv) нередко на поверхности (0001) кристаллов графита, слагающего графитовые «рубашки», наблюдаются тончайшие слои роста толщиной «1 мкм, указывающие на послойный механизм образования кристаллов графита. Вся совокупность полученных данных указывает на то, что формирование алмазов в графитовой «рубашке» происходило до их захвата минералом-хозяином в поле стабильности алмаза и не связано с процессами графитизации алмаза.

Модель образования полиморфных модификаций углерода в метаморфических породах сверхвысоких давлений.

Предыдущие наши исследования позволили установить, что присутствие графита, карбонатов и флюида/расплава является необходимым условием формирования алмаза в метаморфических породах (De Corte et al., 2000). Находки алмаза в ассоциации с карбонатными и силикатными рас-плавными включениями (Рис. 7) позволяют объяснить широкий спектр составов микровключений, проанализированных в метаморфогенных алмазах (De Corte et al, 2000; Hwang et al., 2006). Нами представлены первые свидетельства того, что карбонатные расплавы были вовлечены в процессы мета-морфогенного алмазообразования. Однако максимальной алмазогенериру-ющей способностью обладают СОН-флюиды с небольшим количеством растворенного вещества (Pal'yanov et al., 2007). Находки флюидных и рас-плавных включений в метаморфогенных алмазах (Hwang et al., 2005, 2006) указывают на то, что в процессы алмазообразования вовлечены и высокобарические флюиды и расплавы. Концентрация воды в этих расплавах может превышать 20 мас.% (Hermann et al., 2006), поэтому вся Н20 из флюидной фазы будет неизбежно поглощаться образовавшимися расплавами. Селективная экстракция воды UHP расплавами будет изменять состав остаточной СОН-флюидной фазы и f(02). Изменение этих параметров будет приводить к тому, что даже при фиксированных температурах и давлениях пересыщение флюидной фазы по углероду для графита и алмаза может сильно варьировать. Наши данные указывают на то, что к многостадийной кристаллизации алмаза в метаморфических породах могут привести несколько различных процессов, таких как реакционное взаимодействие гранитоидного расплава с карбонатами, поглощение СОН-флюида UHP расплавами, остыва-

ние расплава и флюида. «Осушение» системы UHP расплавами будет прекращать или существенно замедлять процессы образования алмаза, а его быстротечность приводит к тому, что все известные проявления метамор-фогенных алмазов характеризуются мелким размером кристаллов алмаза.

Глава 6. Особенности процессов кристаллизации минералов в uhpm породах

Агрегатное состояние среды кристаллизации в породах алмазной субфации метаморфизма.

Вся совокупность полученных нами данных свидетельствует о том, что агрегатное состояние среды кристаллизации может сильно варьировать в различных литологических типах пород. В метапелитах на сегодняшний день достоверно установлены лишь полифазные водосодержащие включения в различных минералах (Hwang et al., 2001,2006; Korsakov and Hermann, 2006; Frezzotti and Ferrando, 2007). Согласно экспериментальным исследованиям (Nichols et al., 1994) на пике метаморфизма (950-1000°С и 4-6 ГПа) в метапелитах будет стабильна только одна жидкая фаза, которую правильнее называть водосодержащим расплавом (Hermann et al., 2006). Проблема положения второй критической точки для карбонатизированных метапелитов остается слабо изученной. Экспериментальные данные (Thomsen and Schmidt, 2008) свидетельствуют о том, что карбонатный и силикатный расплав сосуществуют в этих метапелитах при 1050°С и 5 ГПа. В Grt-Cpx породах нами установлены как продукты раскристаллизации высокобарических расплавов, так и флюидные включения (Корсаков и др., 2011). Эти находки указывают на то, что флюид и расплав присутствовали на пике метаморфизма в качестве самостоятельных фаз. Эти данные должны учитываться при петрологических и геодинамических построениях.

Типы расплавов, идентифицированные в UHPM породах.

Подавляющее большинство исследований HP флюидов в основном сосредоточено на гидросиликатных системах (Frezzotti and Ferrando, 2007). Вместе с тем в последнее время появляется все больше свидетельств того, что на пике метаморфизма, особенно в поле стабильности алмаза, могут присутствовать различные типы расплавов - силикатные, силикатно-карбонатные и карбонатные (Korsakov and Hermann, 2006; Корсаков и др., 2006; Hermann et al., 2006). В этих же породах присутствуют сульфиды, которые также обладают рядом особенностей, характерны для декрепитиро-ванных включений. Поэтому вполне вероятно, что на пике метаморфизма в поле стабильности алмаза наряду с силикатными и карбонатными расплавами могли присутствовать и сульфидные расплавы.

Водосодержащие силикатные расплавы и их роль в эксгумации пород сверхвысоких давлений.

В последние годы увеличивается количество свидетельств того, что водосодержащие гранитоидные расплавы присутствовали на пике метамор-

физма в метапелитах массива Эрцгебирге (Hwang et al., 2001; Massonne, 2003), Кокчетавского массива (Shatsky et al., 1999; Hermann et al., 2001; Korsakov et al., 2002, 2004; Korsakov and Hermann, 2006), Родопского массива (Mposkos et al., 2009). Сравнение алмазоносных пород Кокчетавского массива и массива Эрцгебирге, проведенное Х.-Дж. Массонне (Massonne, 2003), позволило предположить, что породы обоих массивов на пике метаморфизма испытывали частичное плавление высоких степеней -30%. Согласно оценкам (Thomsen and Schmidt, 2008) степень плавления карбонати-зированных метапелитов за счет разложения фенгита при 1150°С и 5 ГПа может достигать 30%. Высокая степень частичного плавления способна существенно ускорять эксгумацию высокобарических пород (Hermann et al., 2001, Dobretsov and Shatsky, 2004). H.Jl. Добрецов с соавторами (Добрецов и др., 2006а) пришли к выводу, что на начальных этапах скорость подъема пород в «рубашке» расплава может достигать 1 м/год. Столь высокие скорости подъема будут способствовать сохранению UHPM парагенезисов. Традиционно считается, что скорость эксгумации, сопоставимая со скоростями субдукции, то есть -3.4 см/год (Hermann and Rubatto, 2001), уже является достаточно высокой для сохранения реликтов высокобарических ассоциаций.

Проблемы моделирования состава флюида и построения фазовых диаграмм для алмазной субфации метаморфизма.

Термодинамическое моделирование для пород сверхвысоких давлений практически не осуществимо на сегодняшний день в следствии сложности составов флюида и расплава в HP/UHP породах. В большинстве случаев при термодинамических расчетах активность воды принимается равной единице, но это допущение не применимо к UHPM породам. При высоких давлениях, типичных для UHPM комплексов, активность воды (аНгО) должна быть существенно меньше единицы и зависит от валового состава породы, а также температуры и давления. В отличие от термодинамических расчетов экспериментально построенные петрогенетические решетки позволяют оценить активность воды во флюиде, поскольку состав флюида будет всегда буферироваться сосуществующей минеральной ассоциацией. Однако подобные петрогенетические решетки практически неизвестны для метапелитов и метакарбонатных природных систем (Hermann, 2003).

Массоперенос между слэбом и мантийным клином.

При рассмотрении образования карбонатных расплавов, как правило, ограничиваются лишь рассмотрением процессов частичного плавления кар-бонатизированной мантии (Schrauder and Navon, 1994; Schiano, 1994; Frezzotti et al., 2002). Выше было показано, что карбонатный расплав может образоваться в результате реакционного взаимодействия водосодержащего силикатного расплава с карбонатами при высоких Р-Т параметрах. Переслаивание карбонатов и метапелитов является типичной ситуацией в субдуци-

руемых осадках, следовательно, образование силикатных и карбонатных расплавов, установленных в мраморах Кокчетавского массива, может оказаться более распространенным явлением в зоне субдукции, нежели принято считать.

В заключение можно констатировать, что рассмотрение таких вопросов, как растворимость породообразующих и редких элементов, а также механизмы и масштабы их переноса в высокобарических водных флюидах и расплавах чрезвычайно важно для понимания термальной структуры и эволюции зон субдукции. Согласно нашим данным, требуется значительный разогрев осадков (>700-750°С), залегающих в кровле слэба на глубинах 100180 км, для образования расплавов, способных переносить элементы из слэба в мантийный клин. Эти условия являются более высокотемпературными в сравнении с результатами численного моделирования (Peacock, 1996; Kincaid and Sacks, 1997; Stockhert and Gerya, 2005 и многие другие работы).

Заключение

Материалы, полученные автором в ходе полевых и лабораторных исследований, вместе со сведениями из опубликованных источников позволяют предложить новую модель образования высокобарических карбонатных расплавов в глубоко субдуцированных коровых породах. Согласно этой модели формирование высокобарических расплавов в терригенно-осадочных толщах в зонах субдукции происходит на пике метаморфизма (950-1000°С и 4.5-6 ГПа). Эти расплавы являются главным метасоматизи-рующим агентом, приводящим к перераспределению вещества между коро-выми и мантийными породами. Присутствие высокобарических расплавов может существенно ускорять процессы эксгумации. Кроме того, высокобарические расплавы являются главным концентратором воды на пике метаморфизма и регрессивном этапе, что приводит к относительной "сухости" системы в высокобарических условиях, способствующей лучшей сохранности реликтовых минеральных ассоциаций.

Отличительными чертами минералообразующих процессов при высокобарическом метаморфизме алмазной субфации являются: (i) уникальное сочетание физико-химических параметров: сверхвысокие давления (4.5-6 ГПа) и высокие температуры (950-1000°С), высокие скорости погружения (4-10 см/год) и эксгумации (до 1 м/год); (ii) преимущественно водный состав флюидной фазы на пике метаморфизма и последующем регрессивном этапе; (Ш) присутствие преимущественно водного флюида, снижающего температуру плавления почти всех субстратов и приводящего к формированию на пике метаморфизма силикатных, силикатно-карбонатных и карбонатных расплавов - среды кристаллизации как для породообразующих минералов, так и полиморфных модификаций углерода.

Особенности кристаллизации графита и алмаза во многом идентичны тем, что установлены экспериментально при синтезе алмаза в неметалличе-

ских системах: (i) присутствие графита, карбонатов и флюида/расплава является необходимым условием для образования алмаза в метаморфических породах; (ii) в поле стабильности алмаза, независимо от состава протолита, реализуется следующая последовательность кристаллизации полиморфных модификаций углерода: графит - алмаз - графит; (iii) массовой кристаллизации алмаза предшествует продолжительный индукционный период.

Дальнейшие исследования должны быть сосредоточены на изучении взаимодействия карбонатных расплавов с другими субдуцируемыми породами и породами мантии с целью оценки роли этих расплавов в перераспределении редких и рассеянных элементов и летучих в зоне субдукции. В перспективе также необходимо уточнить факторы, контролирующие кристаллизацию полиморфных модификаций углерода как в стабильном, так и ме-тастабильном состоянии. Эти знания будут способствовать созданию модели алмазообразования, включающей всю совокупность экспериментальных и природных данных.

СПИСОК ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Korsakov A.V., Dieing Т., Golovin A.V., Toporski J. (2011) Raman imaging of fluid inclusions in garnet from UHPM rocks (Kokchetav massif, Northern Kazakhstan). Spectrochimica Acta Part A: Molecular Spectroscopy, doi:10.1016/j.saa.2010.12.024

2. Korsakov A.V., Vandenabeelee P., Perraki M, Moens L. (2011) First findings of monocrystal-line aragonite inclusions in garnet from diamond-grade UHPM rocks (Kokchetav Massif, Northern Kazakhstan). Spectrochimica Acta Part A: Molecular Spectroscopy, doi: 10.1016/j.saa.2010.12.024

3. Корсаков A.B., Головин A.B., Диинг Т., Топорски Я. (2011) Флюидные включения в породообразующих минералах метаморфических пород сверхвысоких давлений (Кокчетавский массив, Северный Казахстан). Доклады Академии Наук, 437, № 4, 1-6

4. Жуков В.П., Корсаков А.В. (2011) Анализ фазовых переходов во включениях и получение оценок остаточных напряжений в многослойных средах: Механико-термодинамическая модель. Вычислительные технологии, 16, № 1, 67-84

5. Korsakov A.V., Zhukov V.P., Vandenabeelee P. (2010) Raman-based geobarometry of ultrahigh pressure metamorphic rocks: an application, problems and perspective. Analytical and Bio-analytical Chemistry, 397,7, 2739-2752

6. Жимулев Ф.И., Полтаранина M. А., Корсаков А. В. и др. (2010) Структурное положение и петрология эклогитов позднекембрийско-раннеордовикской Северо-Кокчетавской тектонической зоны. Геология и геофизика, 51, 240-256

7. Korsakov A.V., Perraki М-, Zedgcnizov D.A., et al., (2010) Diamond-graphite relationships in ultrahigh-pressure metamorphic rocks from the Kokchetav Massif, northern Kazakhstan. Journal of Petrology, 51, 763-783

8. Korsakov A.V., Perraki M, Zhukov V.P., et al., (2009) Is quartz a potential indicator of ultra-high-pressure metamorphism? Laser Raman spectroscopy of quartz inclusions in ultrahigh-pressure garnets. European Journal of Mineralogy, 21, 1313-1324

9. Korsakov A.V., De Gussem K., Zhukov V.P., Perraki M, Vandenabeelee P., Golovin A.V. (2009) Aragonite-Calcite-Dolomite Relationships in UHPM polycrystalline carbonate inclusions from the Kokchetav Massif, Northern Kazakhstan. European Journal of Mineralogy, 21,1301-1312

10. Perraki M., Korsakov A.V., Smith D.C., Mposkos E. (2009) Raman spectroscopic and microscopic criteria for the distinction of microdiamonds in ultrahigh-pressure metamorphic rocks from diamonds in sample preparation materials. American Mineralogist, 94,546-556

11. Iancua O.G., Cossioa R., Korsakov A.V. et al., (2008) Cathodoluminescence spectra of diamonds in UHP rocks from the Kokchetav Massif, Kazakhstan. Journal of Luminescence, 128, 1684-1688

12. Корсаков А.В., Травин А.В., Юдин Д.С., Маршал Х.Р. (2009) Турмалин, как 40Аг/39Аг геохронометр на примере метаморфических пород Кокчетавского массива (Казахстан) Доклады Академии Наук, 484,4,531-533

13. Marschall H.R., Korsakov A.V., Luvizotto G.L., et al., (2009) On the occurrence and boron isotopic composition of tourmaline in (ultra)high-pressure metamorphic rocks. Journal of the Geological Society, 166, 811-823

14. Korsakov A.V., Hutsebaut D., Theunissen K., Vandenabeele P., Stepanov A.S. (2007) Raman mapping of coesite inclusions in garnet from the Kokchetav Massif (Northern Kazakhstan) Spec-trochimica Acta Part A: Molecular Spectroscopy, 68, 1046-1052

15. Hermann J. Spandler C. Hack A. Korsakov A.V. (2006) Aqueous fluids and hydrous melts in high-pressure and ultra-high pressure rocks: Implications for element transfer in subduction zones. Lithos, 92, 399-417

16. Корсаков A.B., Тениссен К., Козьменко О.А., Овчинников Ю.И. (2006) Реакционные структуры клиноцоизитовых гнейсов. Геология и Геофизика, 47, № 4,499-512

17. Херманн Дж., Рубатто Д., Корсаков А.В., Шацкий B.C. (2006) Возраст метаморфизма алмазоносных пород: U-Pb SHRIMP изотопное датирование цирконов Кокчетавского массива. Геология и Геофизика, 47 , № 4,513-520

18. Лепезин Г.Г., Травин А.В., Юдин Д.С., Волкова Н.И., Корсаков А.В. (2006) Возраст и термическая история Максютовского метаморфического комплекса (по 4"Ar/wAr данным). Петрология, 14, 109-125

19. Korsakov A.V., Hermann, J. (2006) Silicate and carbonate melt inclusions associated with diamonds in deeply subducted carbonate rocks. Earth and Planetary Science Letters, 241,104-118

20. Korsakov A.V., Vandenabeele P., Theunissen K., (2005) Discrimination of metamorphic diamond populations by Raman spectroscopy (Kokchetav, Kazakhstan). Spectrochimica Acta Part A: Molecular Spectroscopy, 61: 2378-2385

21. Корсаков A.B., Шацкий B.C. (2004) Механизм образования алмазов в графитовых «рубашках» в метаморфических породах сверхвысоких давлений. Доклады Академии Наук, 399, № 2, 232-235

22. Королюк В.Н. Лепезин Г.Г., Корсаков А.В. (2004) Оценка термической истории метаморфических пород по обмекно-диффузионной зональности в минералах. Геология и Геофизика, 45, № 4, 501-512

23. Korsakov A.V., Theunissen К., Smirnova L.V. (2004). Intergranular diamonds derived from partial melting of crustal rocks in ultrahigh pressure metamorphic conditions. Terra Nova, 16, № 3, 146-151

24. Korsakov A.V., Shatsky VS, Sobolev NV, Zayachkovsky AA (2002) Garnet-biotite-clinozoisite gneisses: a new type of diamondiferous metamorphic rocks of the Kokchetav Massif. European Journal of Mineralogy 14:915-929

25. Hermann J, Rubatto D, Korsakov A., Shatsky VS (2001) Multiple zircon growth during fast exhumation of diamondiferous, deeply subducted continental crust (Kokchetav Massif, Kazakhstan). Contribution to Mineralogy and Petrology 141: 66-82

26. Theunissen K., Dobretsov, N., Shatsky, V.S., Smirnova, L. & Korsakov, A., (2000). The diamond-bearing Kokchetav UHP massif in Northern Kazakhstan: exhumation structure. Terra Nova, 12, 181-187

27. De Corte, K., Korsakov, A., Taylor, et al., (2000). Diamond growth during ultrahigh-pressure metamorphism of the Kokchetav Massif, Northern Kazakhstan. The Island Arc, 9, 284-303

28. Theunissen, K., Dobretsov, N., Korsakov A., et al., (2000). Two contrasting petrotectonic domains in the Kokchetav megamelange (north Kazakhstan): difference in exhumation mechanisms of ultrahigh-pressure crustal rocks, or a result of subsequent deformation? The Island Arc, 9,428-438

29. Корсаков А.В. Шацкий B.C. Соболев H.B. (1998) Первая находка коэсита в эклогитах Кокчетавского массива. Докл. РАН. 360. № 1,77-81

Подписано к печати 01.03.2011 Формат 60x84x16. Бумага офсет N 1. Гарнитура Тайме. Офсетная печать. _Печ. Л. 2.0. Тираж 130. Заказ 23_

Новосибирск, 90, пр. Акад. Коптюга, 3

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Корсаков, Андрей Викторович

Введение

Глава 1. Реконструкция состава HP-UHP расплавов и флюидов: анализ подходов

1.1 Метаморфизм сверхвысоких давлений (UHPM).

1.2 Геологическая позиция изучаемых объектов

1.2.1 Геологическое строение Кокчетавского массива

1.2.2 Геологическое строение массива Эрцгебирге.

1.2.3 Геологическое строение Родопского массива.

1.3 Агрегатное состояние и состав среды кристаллизации минералов на пике UHP метаморфизма.

1.3.1 Обзор результатов экспериментальных исследований

1.3.2 Проблема источника флюида.

1.3.3 Составы расплава и флюида.

Глава 2. Методы исследования

2.1 Диагностика и идентификация метаморфогенных алмазов

2.1.1 Характеристика образцов алмазоносных пород

2.1.2 Петрографические критерии.

2.1.3 Спектроскопические критерии.

2.2 Другие методы исследования.

Глава 3. Реконструкция состава флюида по результатам изучения uhpm комплексов

3.1 Составы флюидной фазы в UHPM комплексах по данным изучения флюидных включений.

3.1.1 Существующие представления о составе флюидной фазы в высокобарических породах.

3.1.2 Состав флюидной фазы в породах алмазной субфации метаморфизма.

3.2 Взаимодействие флюид-порода - реконструкция состава флюида по изменению валового состава породы в результате отделения флюида.

3.2.1 Инфильтрационное метасоматическое преобразование высокобарических пород.

3.2.2 Диффузионный биметасоматоз на контакте контрастных по составу пород

Глава 4. МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ КРИТЕРИИ ИДЕНТИФИКАЦИИ ВЫСОКОБАРИЧЕСКИХ РАСПЛАВОВ В ПОРОДАХ

UHPM комплексов

4.1 Текстурные особенности алмазоносных клиноцоизитовых гнейсов

4.1.1 Общая характеристика UHP клиноцоизитовых гнейсов

4.1.2 Петрографическое описание реакционных структур

4.1.3 Химические составы минералов.

4.1.4 Реакционные структуры - свидетельства существования высокобарическпх силикатио-карбонатных расплавов

4.2 Многофазные кристаллические включения - ключ к реконструкции составов высокобарических расплавов.

4.2.1 Петрографическое описание образцов.

4.2.2 Химические составы минералов.

4.2.3 Реконструкция составов силикатных и карбонатных расплавов.

4.2.4 Модель образования высокобарических карбонатных расплавов.

4.2.5 К^О-содержащий клинопироксен в 11НРМ породах -индикатор реакционного взаимодействия гидросиликатных расплавов с карбонатами.

Глава 5. ПРОЦЕССЫ ГРАФИТО- И АЛМАЗООБРАЗОВАНИЯ В меТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОДАХ СВЕРХВЫСОКИХ ДАВЛЕНИЙ

5.1 Существующие представления о генезисе алмаза в метаморфических породах сверхвысоких давлений

5.2 Анализ морфологии, пространственного распределения и распределения кристаллов алмаза и графита по размеру: выявление механизмов образования графита/алмаза в метаморфических породах сверхвысоких давлений

5.2.1 Внутреннее строение кристаллов алмаза.

5.2.2 Распределение кристаллов алмаза и графита по размеру

5.2.3 Пространственное распределение кристаллов алмаза и графита.

5.3 Метастабильное минералообразование - кристаллизация графита в поле стабильности алмаза.

5.4 Модель образования полиморфных модификаций углерода в метаморфических породах сверхвысоких давлений.

Глава 6. Особенности процессов кристаллизации минералов в иНРМ породах

6.1 Агрегатное состояние среды кристаллизации в метаморфических породах алмазной субфации метаморфизма.

6.2 Природа и источники флюида.

6.3 Типы расплавов, идентифицированные в породах алмазной субфации метаморфизма

6.4 Декомпрессионное частичное плавление и время формирования основных объемов расплава.

6.5 Водосодержащие силикатные расплавы и их роль в эксгумации пород сверхвысоких давлений.

6.6 Проблемы моделирования состава флюида и построения фазовых диаграмм для алмазной субфации метаморфизма

6.7 Массоперенос между слэбом и мантийным клином.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Особенности минералообразующих процессов при метаморфизме сверхвысоких давлений"

Актуальность исследований. Породы метаморфических комплексов сверхвысоких давлений являются уникальными природными объектами, изучение которых способствует пониманию процессов, протекающих в глубинных частях литосферы. Особый интерес представляет состав флюидной фазы, существующей в экстремальных условиях (Р> 2.8 ГПа и Т> 600°). Отделение флюида из субдуцируемых осадков приводит к частичному плавлению как нижнекоровых, так и мантийных пород и является одним из ключевых факторов дифференциации Земли. В отличие от флюида, существование которого в метаморфических комплексах сверхвысоких давлений признано всеми исследователями, существование силикатных и тем более карбонатных расплавов встречает решительные возражения со стороны геологов (см. обзор Parkinson et al. 2002). Вместе с тем карбонатные, карбонатно-силикатные и карбонатно-силикатно-сульфидиые расплавы были достоверно установлены в мантийных ксенолитах (Schiano et al., 1994; Frezzotti et al., 2002), но возможность образования подобного рода расплавов в глубоко субдуцированных коровых породах все еще недостаточно изучена. Карбонатные породы практически всегда присутствуют в субдуцируемых осадках и могут служить источником для образования карбонатно-силикатных расплавов. Вместе с тем, установить следы присутствия карбонатных расплавов очень сложно, поскольку они являются весьма агрессивными реагентами и могут полностью исчезать в результате взаимодействия с вмещающими породами. Наиболее глубинные ассоциации коровых метаморфических пород формировались в поле стабильности алмаза (4.5-6.0 ГПа и 950-1000°С) (Sobolev and Shatsky, 1990; Massonne, 1999) и могут рассматриваться как эталонные объекты для доказательства существования карбонатных, карбонатно-силикатных и силикатных расплавов в глубоко субдуцированных осадках. Эти расплавы могут выступать в роли минералообразующей среды как для породообразующих минералов, так и полиморфных модификаций углерода. Их изучение очень важно для понимания процессов минералообразования (и алмаза в частности) в зонах субдукции.

Цель работы - охарактеризовать особенности минералообразующих процессов в условиях метаморфизма сверхвысоких давлений и воссоздать историю развития углеродсодержащих систем в условиях алмазной субфации метаморфизма. Для ее достижения необходимо было решить следующие задачи.

1. Реконструировать агрегатное состояние среды кристаллизации минералов в метаморфических породах сверхвысоких давлений и сформулировать минералого-геохимические критерии идентификации высокобарических расплавов и флюидов.

2. Определить влияние высокобарических флюидов и расплавов на масштаб массопереноса петрогенных, редкоземельных и рассеянных элементов в ходе метаморфизма сверхвысоких давлений в присутствии флюидов и расплавов.

3. Охарактеризовать изотопно-геохимические характеристики турмалина из высокобарических пород, как индикаторного минерала, позволяющего реконструировать особенности взаимодействия флюид/расплав - порода, и возможность использования турмалина в качестве 40Аг/39Аг геохронометра.

4. Оценить вклад высокобарических флюидов и расплавов в процессы образования полиморфных модификаций углерода (графита / алмаза).

Обоснование выбора объектов исследования. При выборе объектов исследования предпочтение было отдано трем метаморфическим комплексам сверхвысоких давлений: Кокчетавскому (Северный Казахстан), Эрц-гебирге (Германия) и Родопскому (Греция). Выбор был сделан по следующим соображениям.

Только в этих трех комплексах алмазы достоверно идентифицированы в породах, имеющих коровое происхождение, субдуцированных на глубину >120 км. Следовательно, породы этих комплексов на пике метаморфизма были преобразованы при температурах 950-1000°С) и давлениях 4.5-6 ГПа, что отвечает максимальным Р-Т оценкам, установленных для зон субдукции (Sobolev and Shatsky, 1990; Shatsky et al., 1995; Hermann et al., 2001; Mposkos and Kostopoulos, 2001; Massonne, 2003).

Эти комплексы приурочены к зонам сочленения крупных континентальных блоков и характеризуются схожим геологическим строением. Согласно терминологии, предложенной H.J1. Добрецовым с соавторами (Dobretsov et al., 1995), геологическое строение алмазеодержащих комплексов может быть охарактеризовано как «мегамеланж», в котором механически совмещены блоки и пластины, метаморфизованные в зоне субдукции на разных уровнях глубинности. Термин «nappe tectonics» является более распространенным в иностранной литературе и широко используется при описании геологического строения комплексов сверхвысоких давлений (см. Massonne and O'Brien 2003). Эти комплексы охватывают широкий временной интервал: Кокчетавский массив — 530 млн. лет (Claoue-Long et al., 1991; Shatsky et al., 1995; Hermann et al., 2001), массив Эрцгебирге — 340 млн. лет (см. Massonne and O'Brien 2003 и ссылки в этой работе), Родопский массив — >160 млн. лет (Mposkos and Krohe, 2006; Bauer et al., 2007), свидетельствуя о том, что в истории развития Земли реализация экстремальных температур и давлений не было уникальным событием. В отличие от кимберлитов и лампроитов, являющихся лишь транспортирующей средой для кристаллов алмаза (см. (Соболев, 1974; Boyd et al.,'1985) и многие другие), образование алмаза в метаморфических породах происходит in situ, что позволяет выявить особенности алмазобразования в этих породах.

Несмотря на интенсивные исследования алмазоносных пород (Sobolev and Shatsky, 1990; Dobretsov et al., 1995; Shatsky et al., 1995, 1999; Dobretsov and Shatsky, 2004; Шацкий и др., 2006a), в них до сих пор не найдено реликтов минеральных ассоциаций, сформировавшихся на прогрессивном этапе метаморфизма (Корсаков и др., 1998; Hermann et al., 2001; Korsakov et al., 2002; Mposkos and Krohe, 2006). Для объяснения этого факта впервые было предложено частичное плавление высоких степеней (Massonne, 2003). На основании вышеизложенного, алмазоносные метаморфические породы этих комплексов являются перспективным объектом для решения вопроса о составе и агрегатном состояния среды кристаллизации, принимавшей участие в процессах высокобарического мпнералообразования.

Фактический материал. В основу диссертации положен фактический материал, собранный лично автором в ходе полевых исследований 19942008 г. Кокчетавского массива (587 образцов), а также в 2002 г. - высокобарических пород массива Эрцгебирге (37 образцов). Четыре образца пород Родопского массива любезно предоставлены проф. М. Перраки (Афинский Политехнический Университет). Научная новизна.

• В рамках данной диссертационной работы впервые предложены минера-лого-геохимические критерии, позволяющие идентифицировать продукты раскристаллизации высокобарических карбонатных и силикатно-карбонатных расплавов. Образование этих расплавов происходит за счёт частичного плавления терригенно-осадочных толщ в поле стабильности алмаза (950-1000°С и 4.5-6 ГПа).

• На материале минеральных ассоциаций Кокчетавского массива установлено, что образование калийсодержащего клинопироксена происходит в результате реакционного взаимодействия водосодержащих силикатных расплавов с карбонатами в метаморфических породах.

• Получены первые и единственные на сегодняшний день данные о составе флюидных включений из высокобарических породообразующих минералов, образовавшихся в алмазной субфации метаморфизма. Состав этих флюидных включений является преимущественно водным с низкими концентрациями растворенного вещества, в отличие от состава флюидных включений, идентифицированных в мета-морфогонных ал л газах.

• Впервые выполнено изотопно-геохимическое исследование турмалинов из пород коэситовой и алмазной субфации метаморфизма, доказывающее, что калийсодержащий турмалин не является индекс-минералом сверхвысоких давлений, несмотря на возможные включения алмаза.

• Впервые для природных объектов показана возможность образования метастабильного графита в поле стабильности алмаза. Кристаллизация алмаза и графита в метаморфических породах происходит в кинетическом режиме.

Практическое значение. Предложен комплекс минералого-геохимических критериев, позволяющих реконструировать состав высокобарических флюидов и расплавов. Доказана возможность использования калийсодержаще-го турмалина в качестве нового 40Аг/39Аг геохронометра в широком интервале температур и давлений. Приведены убедительные доказательства того, что, в отличие от находок коэсита, находки алмаза в других минералах не являются однозначным свидетельством высокобарического происхождения минерала-хозяина. Разработана методика, позволяющая уверенно диагностировать метаморфогенные алмазы. Основные защищаемые положения.

1. Находки первичных, преимущественно водных, флюидных включений в ядрах кристаллов граната и К-содержащего клинопироксена из силикатно-карбонатных пород Кокчетавского массива свидетельствуют о существовании Н2О в виде самостоятельной флюидной фазы при Р-Т параметрах пика метаморфизма (Т = 950-1000°С и Р = 4.5-6 ГПа). Присутствие воды понижает температуру плавления мета пелитов, мстабазитов и ме га карбонатов и может приводить к появлению силикатных, силикатно-карбонатных и карбонатных расплавов уже на пике метаморфизма.

2. Кристаллизацию К-содержащего турмалина в метаморфических породах сверхвысоких давлении контролирует специфика состава флюидной фазы (обогащенность В и К), а не температура и давление. Образование К-содержащего турмалина в метаморфических породах Кокчетавского массива происходило на рубеже 491.5±4.9 млн. лет в поле стабильности кварца и значительно (~40 млн. лет) оторвано от высокобарического этапа метаморфизма. К-содержащий турмалин не является индекс-минералом сверхвысоких давлений, несмотря на возможные включения алмаза, но может использоваться в качестве надёжного 40Аг/39Аг геохронометра для датирования метасоматиче-ских процессов.

3. Морфологические и геохимические особенности поликристаллических (Mg-кaльцит) и полифазных (силикаты ± карбонаты) включений в калийсодержащем клиноппроксене и высококремнистом титаните, являющихся бесспорными минералами-индикаторами сверхвысоких давлений (Р>5ГПа), свидетельствуют об образовании карбонатных, карбонатпо-силикатных и силикатных расплавов на пике метаморфизма (950-1000°С и 4.5-6 ГПа) в терригенно-осадочных толщах, субдуцированных на глубину >120 км.

4. К-содержащий клинопироксен в метаморфических породах сверхвысоких давлений кристаллизуется при участии силикатных и карбонатных расплавов, образовавшихся в результате реакционного взаимодействия водосодержащих силикатных расплавов с доломитовыми мраморами.

5. Широко распространённые в породах Кокчетавского массива кристаллы алмаза с вростками графита в ядрах и графитовыми «рубашками» отражают сложный тренд изменения алмазгенерирующе-го потенциала среды кристаллизации. Совместный рост этих фаз в ядрах кристаллов осуществляется, вероятно, в условиях максимальных пересыщений по С0 вблизи пика метаморфизма. По мере падения пересыщения кристаллизовался исключительно алмаз. Формирование графитовых «рубашек» в поле стабильности алмаза может быть следствием роста степени плавления протолита, в результате чего силикатные, силикатно-карбонатные и карбонатные расплавы обеднялись флюидом, а их алмазгенерирующая способность резко падала. Кристаллизация графитовых «рубашек» за счёт изменения Р-Т параметров представляется маловероятной.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликованы 29 статей в журналах, рекомендованных ВАК, и тезисы 100 докладов. Отдельные положения были представлены на: 4 Международном полевом эклогитовом симпозиуме (Кокчетав, Казахстан, 1999); 31, 32, 33 Международных геологических конгрессах (Рио-де-Жанейро, Бразилия, 2000; Флорёнция, Италия, 2004; Осло, Норвегия, 2008); Международном совещании «Fluid/Slab/Mantle Interactions and Ultrahigh-P Minerals» (Токио, Япония, 2001); 6, 7, 9 Между-народной эклогитовой конференции (Ниихама, Япония, 2001; Сеггау, Австрия, 2005, Лочалш, Шотландия, 2007; Синин, Китай, 2009); 18 Общем собрании Международной минералогической ассоциации (Эдинбург, Шот-ландия, 2002); Международных конференциях GeoRaman 2004, 2006, 2008, 2010 (Гонолулу, США, 2004; Алмунекар, Испания, 2006; Гент, Бельгия, 2008; Сидней, Австралия, 2010); Международном (X Всероссийском) петрографическом совещание (Апатиты, 2005); Ассамблеях EGU (Ницца, Франция, 2003; Вена, Австрия 2006; 2008); 16 Международной конференции "Conference Deformation mechanisms, Rheology and Tectonics "(Милан, Италия, 2007); Международной конференции Goldschmidt 2007 (Кельн, Германия, 2007); 9 Международной кимберлитовой конференции (Франкфурт, Германия, 2008); "Conference on MicroRaman Spectroscopy and Luminescence Studies in the Earth and Planetary Sciences" (Майнц, Германия, 2009).

Структура и объем работы. В главе 1 обобщены и систематизированы материалы о геологическом строении метаморфических комплексов сверхвысоких давлений, составе флюидной фазы и расплавов в глубоко субдуциро-ванных коровых породах, а также экспериментальные данные о положении второй критической точки для различных систем. На РТ-диаграмме выделены области, отвечающие преимущественно водному флюиду (с низким содержанием растворенных компонентов <30 мае. %) и водосодержаще-му расплаву (<35 мае. % Н20), и относительно узкая область, в пределах которой состав флюидной фазы и водосодержащего расплава становятся неразличимыми. Приведена краткая характеристика геологического строения выбранных алмазоносных комплексов. В главе 2 описаны методы и методики использованные в данном исследовании. Основное внимание уделено методике, позволяющей идентифицировать метаморфогенные алмазы и отличать их от алмазов используемых при изготовлении шлифов и полированных пластинок. В главе 3 изложены авторские данные о составе флюида в породах алмазной субфации метаморфизма, а также выполнено их сравнение с составами флюида, реконструированных для других высокобарических комплексов. Реконструкция состава флюида была выполнена с использованием следующих подходов: изучение флюидных включении, исследования состава зон интенсивной инфильтрации флюидов, анализ подвижности компонентов на контакте химически контрастных сред. Выбор критериев идентификации продуктов раскристаллизации высокобарических расплавов обоснован в главе 4. В первой части этой главы описаны необычные реакционные структуры в алмазоносных клиноцоизито-вых гнейсах, которые предлагается использовать в качестве текстурных признаков существования высокобарических карбонатно-силикатных расплавов. Во второй части приведены результаты исследования полифазных и поликристаллических включений в гранатах и клинопироксенах из высокоалмазоносных карбонатно-силикатных пород Кокчетавского массива. Использование метода 1СР-МБ с лазерной абляцией при изучении включений и содержащих их минералов, позволили реконструировать составы силикатного и карбонатного расплавов. Образование последнего происходит в результате реакционного взаимодействия между водосодержащими силикатными расплавами, сформировавшимися при частичном плавлении метапелитов, и доломитовых мраморов. Данные о внутреннем строении кристаллов алмаза и полученные автором характеристики пространственного распределения кристаллов алмаза и графита и распределения их по размеру позволили восстановить особенности процессов иуклеации и роста алмаза/графита в коровых породах при участии флюида и/или расплава (глава 5). В главе 6 на основе комплексного анализа существующих представлений о составах высокобарических флюидов и расплавов рассмотрена роль флюида и расплава в формировании и сохранении парагенезисов алмазной субфации метаморфизма и непосредственно в генезисе алмаза. Диссертация состоит из введения, 6 глав и заключения, общим объемом 367 страниц и сопровождается 95 рисунками и 29 таблицами. Список использованной литературы составляет 469 наименований.