Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Петрология алмазоносных метаморфических пород участка Барчинский, Кокчетавский массив

ВАК РФ 04.00.20, Минералогия, кристаллография

Автореферат диссертации по теме "Петрология алмазоносных метаморфических пород участка Барчинский, Кокчетавский массив"

РГБ од

На правах рукописи

Корсаков Андрей Викторович

ПЕТРОЛОГИЯ АЛМАЗОНОСНЫХ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД УЧАСТКА БАРЧИНСКИЙ, КОКЧЕТАВСКИЙ

МАССИВ (СЕВЕРНЫЙ КАЗАХСТАН).

04.00.20 - минералогия, кристаллография

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

¡1

НОВОСИБИРСК 2000

Работа выполнена в Институте минералогии и петрографии Сибирского отделения Российской Академии наук

Научный руководитель: доктор геолого-минералогнческих

наук В.С. Шацкий

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических

наук Г.Ю. Шведенков

кандидат геолого-минералогическнх

наук В.В. Хлестов

Ведущая организация: Институт земной коры СО РАН (г. Иркутск)

на заседании диссертационного совета Д 002.50.01 в Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН, в конференц-зале.

Адрес: 630090, Новосибирск, 90, пр-т Коптюга, 3. С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ОИГГМ СО РАН Автореферат разослан "2" июня 2000 г.

Ученый секретарь диссертационного совета

Защита состоится " 5 " июля_2000 г. в 12 час.

м

К.Г.-М.Н.

С.Б. Бортникова

<&3{25У ^ -/У ¿/¿г.?. ^ о £ ую. ^ ^

Введение

Актуальность. Находки коэсита и алмаза в метаморфических породах земной коры (Соболев, Шацкий, 1987; Chopin, 1984; Smith, 1988, Wang et al., 1989) расширили представления о диапазоне условий метаморфизма, но к разряду дискуссионных проблем продолжают относиться природа возникновения алмаза в метаморфических породах, а также механизм реализации высоких температур и давлений. По существующим оценкам скорости погружения и последующего подъема блоков такого типа пород могут составлять 2-10 см/год (Перчук и др., 1998; Добрецов и др., 1999). При этом лишь для немногих комплексов удается подтвердить подобного рода оценки посредством геохронологических методов. Кокчетавский массив является уникальным объектом для изучения высокобарических ассоциаций, так как включения алмаза и коэсита широко распространены и достоверно установлены в различных минералах. Происхождение этих ассоциаций связывают с метаморфизмом сверхвысоких давлений (Chopin, Sobolev, 1995). Комплексное исследование цирконов и гранатов позволяет наиболее полно реконструировать метаморфическую историю Кокчетавского массива.

Цель работы - восстановление метаморфической истории алмазоносных пород (P-T-t тренд) участка Барчинский.

Задачи:

1. изучение твердофазных включений в гранатах и цирконах;

2. сопоставление породообразующих ассоциаций и ассоциаций минералов-включений;

3. сравнение химических составов одноименных минералов-включений и породообразующих минералов;

4. определение этапа метаморфизма, с которым связано алмазообразование.

Для реализации поставленной цели определяются следующие основные направления. Изучение петрографии и химического состава различных типов пород, оценка физико-химических условий их образования. Определение длительности процессов минералообразования, скоростей изменения температур и давлений на прогрессивной и регрессивной стадиях метаморфизма, с использованием информации о химической неоднородности в гранатах и экспериментальных данных по коэффициентам диффузии в них, а также возрастных определений, сделанных в цирконах методом SHRIMP.

Фактический материал и методы исследования. В основу диссертации положен фактический материал, собранный в процессе полевых работ и лабораторных исследований алмазсодержащих метаморфических пород Кокчетавского массива за период 1994-1999

годов. Изучено 1500 пластинок и шлифов, 4772 зерна цирконов, 3000 кристаллов гранатов, проанализировано 100 образцов различных типов пород методом РФА, выполнено 3000 микрозондовых определений составов минералов. В работу включены данные по изучению внутреннего строения, примесного состава цирконов и минеральных включений в них, а также определения возраста в отдельных кристаллах циркона с использованием высокочувствительного ионного зонда (SHRIMP, Австралийский Национальный Университет, Канберра).

Научная новизна. На примере участка Барчинский продемонстрировано значительное разнообразие составов минеральных включений в цирконах, среди которых установлены алмаз, коэсит, омфацит, К-пироксен, кварц, графит, хлорит. Это указывает на значительные вариации Р-Т условий в ходе метаморфических преобразований. Проделана уникальная работа по определению возраста для разных зон индивидов циркона. Отсутствие статистически значимого различия между возрастными оценками для центральных и краевых зон кристаллов позволяет определить возраст высокобарического метаморфизма 529±4 млн. лет и утверждать, что длительность процесса кристаллизации метаморфогенного циркона не превышала 10 млн. лет.

Практическое значение. Отработана комплексная методика изучения цирконов (морфология, внутреннее строение, примесный состав) и законсервированных в них минералов-включений, позволившая реконструировать P-T-t тренды пород сверхвысоких давлений. Она может использоваться для восстановления метаморфической истории комплексов аналогичного типа.

Основные защищаемые положения

1. Цирконы, выросшие в различном субстрате (метабазиты, метапелиты, силикатно-карбонатные породы) в процессе высокобарического метаморфизма, идентичны по морфологии, внутреннему строению и химическому составу. Температура и давление являются определяющими факторами образования метаморфогенного циркона. При этом даже в пределах одного образца могут сосуществовать как однородные, так и неоднородные (зональные, пятнистые) кристаллы.

2. Минеральные ассоциации, установленные в виде включений в цирконе, в сравнении с породообразующими ассоциациями более разнообразны по набору фаз и их химическому составу. Циркон является надежным контейнером, в котором сохраняются составы фаз, образовавшихся в различных Р-Т условиях.

3. Большая часть циркона кристаллизовалась при снижении температуры и давления, поэтому метаморфическая история регрессивного этапа реконструирована на базе изучения минеральных включений, приуроченных к различным зонам кристаллов циркона.

4. Процессы минералообразования в условиях сверхвысоких давлений кратко временны. Их длительность не превышает 10 млн. лет (U-РЬ определения возраста методом SHRIMP), 1-5 млн. лет (по агрегатному состоянию азота в алмазах и кинетике перехода графит-алмаз), 100 тыс. лет (по химической неоднородности в гранатах и экспериментальным данным по коэффициентам диффузии в них).

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликованы 1 статья и тезисы 10 докладов. Отдельные положения были представлены на VII и VIII молодежных конференциях в Иркутске (1997 и 1999 год.).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 5 глав и заключения, общим объемом 167 страниц и сопровождается 50 рисунками и 17 таблицами. Список использованной литературы составляет 137 наименований.

Работа выполнена под руководством д.г.-м.н. B.C. Шацкого, которому автор выражает искреннюю признательность. Автор благодарит академика Н.В. Соболева за постоянное внимание и содействие, д.г.-м.н.

Г.Г. Лепезина, к.г.-м.н. В.В. Хлестова, |д.х.н. B.C. Шеплева|, к.г.-м.н. Э.В. Сокол, к.г.-м.н. А.Р. Агатову за конструктивные замечания и плодотворные дискуссии, к.г.-м.н. М.А. Вавилова за помощь в освоении методики исследования цирконов, главного геолога Кокчетавской ГРЭ А.А.Зайчковского за помощь в проведении полевых работ.

Глава 1. Геологическое строение Кокчетавского массива

Кокчетавский массив рассматривается как зона мегамеланжа (Dobretsov et al., 1995), в пределах которого выделяются пять доменов: I-Северный домен; И-Кокчетавский микроконтинент; Ш-Метаморфический пояс, который включает а) блоки высоких и сверхвысоких давлений и б) блоки низких и промежуточных давлений; IV-домен Белого озера; V-Гранитные купола. Структурные исследования (Добрецов и др., 1998, Theunissen et al., in press) позволяют утверждать, что западный Кумды-Кольский и восточный Кулетский блоки разделены Чаглинским разломом северо-восточного простирания. Породы Кумды-Кольского блока сверхвысоких давлений содержат микроалмазы. Эклогиты данного блока являются высокотемпературными (Шацкий, 1990). В восточном Кулетсокм блоке в качестве наиболее высокобарического индикатора установлен коэсит. Эклогиты этого блока являются более низкотемпературными (Шацкий, 1991; Шацкий и др., 1998).

Участок Барчинский расположен в 17 км западнее озера Кумды-Коль. Слагающие его породы принадлежат Кумды-Кольскому блоку сверхвысоких давлений. В структурном отношении этот блок представляет собой фрагмент полосчатой метаосадочной толщи с субвертикальным падением в юго-восточном направлении. В его пределах

установлены: эклогиты, гранат-пироксеновые и силикатно-карбонатные породы, амфиболиты, мигматиты, сланцы и гнейсы. Последние подразделяются на кианитовые, цоизитовые, биотитовые и двуслюдяные. Слои существенно карбонатных (силикатно-карбонатных) пород переслаиваются с гранат-биотитовыми гнейсами.

Эклогиты представлены телами мощностью до 100 м, залегающими в матрице гнейсов и сланцев. В приконтактовых зонах они подвергаются амфиболизации. Некоторые мелкие тела амфиболизированы полностью. Не установлено определенной последовательности в чередовании отдельных разновидностей в пределах скважин. Большинство пород диафторированы в условиях фации зеленых сланцев. Реликты первичных высокобарических ассоциаций сохранились лишь в виде включений в гранате и цирконе. Алмазы установлены во всех петрографических разновидностях пород кроме эклогитов и мигматитов.

Глава 2. Петрографическая характеристика пород участка Барчинский

Целью данного раздела было изучение парагенетических отношений минералов в породах Барчинского участка. Подробно рассмотрены ассоциации высокобарического этапа метаморфизма и ассоциации, отвечающие регрессивной стадии (Табл. 1).

Таблица 1

Разновидности Ассоциация

Метапелиты (гнейсы, сланцы)

Цоизитовые Сг-с2о-В1-К5р-д12±сРх±Ку±АшрЬ±РЬе±Р1

Кианитовые Ог-Ку-В1-Кзр-С)1г±сРх±Атр11±Р11е±Р1 Сг-Ку-РЬе-(21г±сРх±Атр11±Р1 Сг-Ку-РЬе-Кэр-РЮЬ!

Биотитовые Ог-В1-Р11е-012±сРх±Атр11±Р1±К5р

Метабазиты

Эклогиты вт-ОтрЬ-С^ Ат£±В1

вг-Срх породы Ог-Срх(ОьНес1 рядаУО^ ±АтГ±В1±Сс

Силикатно-карбонатные породы

Силикатно-карбонатные Сг-Срх-В1-Сс-Оо1-:1^г1±(^

Метабазиты - состоят на 60% и более из пироксена (или амфибола) и граната. Мет^пелиты - породы, в составе которых при постоянном присутствии кварца, полевого шпата и биотита встречаются гранат, пироксен, кианит, цоизит, мусковит. В силикатно-карбонатных породах

содержание кальцита или доломита достигает 20 %. Петрографически метабазиты подразделяются на собственно эклогиты и гранат-пироксеновые (вг-Срх) породы. Критерием выделения эклогитов является наличие в них пироксен-плагиоклазовых (Срх-Р1) симплектитов. По геохимическим данным (БЬ^ку й а1., 1999), эклогиты и вг-Срх породы имеют протолит различного происхождения, орто- и парапороды соответственно. В вг-Срх породах присутствуют графит и алмаз. К метапелитам отнесены кианитовые, цоизитовые и биотитовые сланцы и гнейсы. Соотношение между минералами варьирует в широких пределах. Большинство пород Барчинского участка - мелкозернистые. Только силикатно-карбонатные породы имеют средне- или крупнозернистое строение. Для них характерны одни из самых высоких содержаний графита и алмаза.

Степень сохранности состава протолита при высокобарическом метаморфизме - один из первых вопросов, возникающих при интерпретации петрохимических данных. Нанесение данных на диаграммы АБ и КБ (Предовский, 1970) позволит оценить степень сохранности исходного субстрата при метаморфизме сверхвысоких давлений. Первую группу образуют пробы эклогитов (24 шт.), гранат-пироксеновых пород (9) и отдельные анализы цоизитовых (3), кианитовых (1) и биотитовых гнейсов (3). Точки их составов попадают в поле ультраосновных пород, базитов и туффитов с основным и ультраосновным материалом. Вторая группа представлена цоизитовыми (16), кианитовыми (20) и биотитовыми (6) гнейсами и перекрывает поля -полимиктов, граувакков, гидрослюдистых и монтмориллонитовых глин. Таким образом, по петрохимическим данным можно сделать заключение, что протолитом Барчинского блока пород могли выступать континентальные осадки. Вопросы генезиса эклогитов и их протолита детально обсуждаются в работах (Шацкий и др., 1993; БЬ^ку е1 а1., 1999). По петрохимическим и геохимическим характеристикам они соответствуют океаническим базальтам Т-типа.

Глава 3. Минералогия пород участка Барчинский

Основное внимание в этой главе уделено минералам, позволяющим реконструировать Р-Т условия различных этапов метаморфизма. Одной из задач было выявление реликтов высокобарических ассоциаций. Главным объектом изучения являются гранаты и цирконы, поскольку именно в них свидетельства метаморфизма сверхвысоких давлений сохраняются лучше всего.

Породообразующий гранат представлен бледно-розовыми или бесцветными зернами, изометричными или уплощенными, размер которых варьирует от 50 мкм до 5 мм. Идиоморфной огранкой обладают

лишь наиболее мелкие кристаллы, приуроченные к прослоям, обогащенным кварцем. Практически все гранаты содержат большое количество твердофазных включений, большинство из которых составляет кварц. Распределение включений в пределах зерен незакономерно. Футляровидные гранаты встречаются в силикатно-карбонатных и гранат-пироксеновых породах, а также во всех метапелитах. Центр таких кристаллов выполнен кварцем, кальцитом, биотитом. На последующих стадиях происходит увеличение этих индивидов вплоть до образования крупных кристаллов.

В одних образцах цоизит образует монокристаллы, в других он представлен кварц-цоизитовым (СИг-^о) симплектитом. Следует отметить, что для последнего также характерны изометричные или удлиненные обособленные выделения. Размер выделений кварца может сильно меняться, но соотношение кварца и цоизита в пределах одного агрегата 1:3.

Слюлы представлены биотитом и фенгитом. Биотиты - крупные до 3-5 мм кристаллы коричневого цвета окружают гранат без каких-либо следов замещения, тогда как мелкозернистый агрегат совместно с хлоритом выполняют псевдоморфозы по гранату. В этом случае образуются мелкозернистые агрегаты коричневатого цвета. Фенгит встречается преимущественно в виде включений в гранате или цирконе.

Зерна породообразующих пироксенов в метапелитах и силикатно-карбонатных породах бесцветны, тогда как в эклогитах и йг-Срх породах они окрашены в зеленый цвет. В том и в другом случае они не имеют четких кристаллографических очертаний. Их скопления формируют в гнейсах и метабазитах отдельные мономинеральные выделения (слои). Включения алмаза обнаружены только в пироксенах силикатно-карбонатных пород.

Кианит диагностирован лишь в одном образце цоизитового гнейса и 23 образцах кианитовых гнейсов. Он образует бесцветные изогнутые кристаллы с включениями алмаза.

Калиевый полевой шпат представлен замещенными в различной степени зернами. Плагиоклаз установлен лишь в 18 обр. метапелитов. Большая часть эклогитов содержит Срх-Р1 симплектит - продукт распада омфацита. В отдельных случаях присутствует турмалин, который вместе с кварцем выполняет секущие трещины. В виде включений он не установлен ни в гранате, ни в цирконе.

Углерод встречается в виде двух полиморфных модификаций -графита и алмаза. Нередко они соседствуют в пределах одного образца. В породах без графита алмаз не найден. Тем не менее, наличие графита не является достаточным условием присутствия алмаза. Графит представлен двумя генерациями. Первая совместно с алмазом образует включения в

различных минералах. Иногда графит окружает алмаз частично или полностью, но характер взаимоотношений не ясен из-за мелких размеров выделений обоих минералов. Графит второй генерации - крупные кристаллы до 2-Змм в поперечнике и скопления на зеркалах скольжения. В гнейсах Барчинского участка алмаз идентифицирован в гранате, цирконе, кианите, кварц-цоизитовом симплектите, фенгите, псевдоморфозах биотита и слюдисто-карбонатного агрегата по вышеперечисленным минералам. B.C. Шацким (1991) было показано, что существует взаимосвязь между морфологией алмаза и петрографическим типом пород. Так, для гранат-пироксеновых пород характерны переограненные кубоиды, для карбонатных пород доминирующей формой являются переограненные кубоиды и скелетные кристаллы, для гранат-биотитовых гнейсов - кубоктаэдры. Отсутствие среди перечисленных морфологических типов плоскогранных октаэдров использовалось в качестве доказательства метастабильного роста алмаза (Екимова и др., 1981; Надеждина, Позухова, 1990). В цоизитовых гнейсах установлен весь морфологический спектр от переограненных кубоидов до плоскогранных октаэдров. Последние являются главным морфологическим типом для гнейсов, в которых цоизит представлен монокристаллами. В гнейсах, содержащих Qtz-Zo симплектит, преобладают переограненные кубоиды. В пределах шлифа могут быть встречены гранаты только с алмазом, только с графитом, с графитом и алмазом, а также гранаты, не содержащие этих фаз. Морфология алмаза в пределах образца однотипна и не зависит от минерала-хозяина.

Нами впервые найдены мономинеральные включения коэсита в гранате алмазсодержащего цоизитового гнейса. Методом КР-спектроскопии зафиксирован малоинтенсивный пик, соответствующий кварцу, что свидетельствует о частичном превращения коэсита в кварц. Процентное соотношение кварца и коэсита в гранате значительно ниже, чем в цирконе.

Породообразующие гранаты представляют собой твердые растворы пироп-гроссуляр-альмандинового состава с незначительным содержанием МпО. Сравнение характера распределения FeO, MnO, MgO, СаО проводилось для гранатов в различных типах пород с единой структурно-метаморфичекой историей по методике (Королюк, 1984). Однородные по всем элементам зерна граната не установлены ни в одном случае. Большинство кристаллов содержат однородное ядро, а изменения в их составе происходят в краевой зоне мощностью до 100 мкм. Сложные концентрационные профили в изученных образцах малочисленны. На долю регрессивных типов приходиться более 60% кристаллов. В тех случаях, когда устанавливается прогрессивная зональность, разница в

концентрации МпО между краем и центром зерна не превосходит 0.5 вес.%.

Таблица 2

Альмандин Спессартин Пироп Гроссуляр

Метапелиты (гнейсы, сланцы)

Цоизитовые 14-48% 0.3-11% 23-51% 15-47%

Кианитовые 23-78% 0.3-8.8% 6-46% 5-35%

Биотитовые 27-79% 0.6-17% 8-40% 6-37%

Силикатно-карбонатные породы (СКП)

СКП 14-20% 1-2% 38-49% 28-44%

Метабазиты

Сг-Срх п-ды 22-54% 0.17-7.45% 8-30% 21-47%

Эклогиты 16-61% 0-2.73% 16-38% 17-46%

Поскольку во всех образцах гнейсов совместно присутствуют гранаты, содержащие в центральных зонах кварц, коэсит или алмаз, то было проведено статистическое сравнение их химических составов. Различия между группами статистически незначимы.

Пироксены метапелитов, гранат-пироксеновых и силикатно-карбонатных пород относятся к диопсид-геденбергитовому ряду (Х]с(=0.05), тогда как в эклогитах они представлены омфацитами ^<¡=0.4) или №-авгитами (Х^=0.1). Концентрация Са-Еэк (Сао.5А1812Об) и Са-ТэсЬ (СаА128Ю6) достигает 0-1.7 мол.% и 3-7 мол.% соответственно. Во всех типах пород пироксены химически однородны. Иногда наблюдается слабая зональность по А1. Различие в отношении Бе/(Ре+М§) в центре кристалла и краевой зоне не превосходит 0.01.

Биотиты установлены во всех разновидностях пород. Вариации в их составе, в основном, обусловлены изменением железистости и содержания А11У, связанных обратно пропорционально. Максимальное содержание А1У| характерно для В1 из метабазитов, а минимальное - для силикатно-карбонатных пород. Биотиты из метапелитов занимают промежуточное положение между этими крайними случаями. Содержание Т1 варьирует от 0.4 до 0.27 ф. е., при этом во всех типах пород наблюдаются включения рутила. Содержание в фенгитах варьирует от 3.21 до 3.33 ф. е. даже в одном образце. Все кристаллы химически однородны. Концентрация Т1 не превышает 0.06 ф. е., железистость варьирует от 0.47 до 0.59.

Породообразующие карбонаты представлены либо доломитом, как, например, в силикатно-карбонатных породах, либо кальцитом (М§СОз<5мол.%.) - во всех остальных типах пород.

Цирконы и твердофазные включения в них. Акцессорный циркон присутствует во всех типах пород. Это округлые, слегка удлиненные зерна (коэффициент удлинения - Ку=1.2-2) размером до 250 мкм, бесцветные или слабого кремового цвета. По данным KJI все цирконы подразделяются на три группы: однородные, пятнистые и зональные. Первая группа доминирует, вторая и третья представлены единичными кристаллами. Мощность нарастающих слоев может значительно меняться даже в пределах одной простой формы. Идиоморфная призматическая форма кристаллов и наличие осциллирующей зональности в цирконах интерпретируется как рост его из расплава (Hinton, Upton, 1991; Hanchar, Miller, 1993). Отсутствие этих признаков позволяют предполагать, что в нашем случае их рост проходил в субсолидусную стадию. Слабая секториальная зональность большинства цирконов, установленная методом KJI, вероятно, является следствием медленного роста и низкой подвижности Zr в окружающем объеме (Watson, Liang, 1995). Различия в мощности нарастающего слоя для различных секторов одной простой формы кристалла указывают на неравномерное поступление вещества к фронту кристаллизации. Для объяснения сосуществования цирконов с различным внутренним строением (однородных, пятнистых и зональных) могут быть предложены две модели.

- Первая предполагает наличие однородного резервуара и равновесную кристаллизацию циркона в нем. В этом случае кристаллы с различным внутренним строением есть временной эволюционный ряд. Их зарождение и рост происходили в поле стабильности коэсита и алмаза.

- Вторая модель постулирует одновременную кристаллизацию различных типов цирконов. Это заставляет предполагать наличие ограниченных и не взаимодействующих объемов флюида или расплава и их низкую подвижность на высокобарическом этапе метаморфизма.

Включения рутила, установленные в большинстве образцов, позволяют предполагать рост циркона из флюидной фазы, а не из расплава, так как в последнем случае растворимость ТЮ2 значительно выше (Rubatto, Gebauer, 1998). М.А. Вавиловым (1995) в цирконах установлены ядра с резорбированной поверхностью, на которую нарастают алмазы. Это позволяет предполагать начало роста метаморфогенного циркона в поле стабильности алмаза.

Zr/Hf отношение увеличивается с понижением температуры кристаллизации. В нашем случае Zr/Hf отношения варьирует от 32.35 и до 78.20. Во всех цирконах от центра к краю происходит увеличение Zr/Hf отношения, что свидетельствует в пользу роста циркона на стадии снижения температуры.

Твердофазные включения в цирконах. Наибольший процент включений в цирконах из метапелитов составляют алмаз, графит и

полиморфные модификации S1O2. Следующими по частоте встречаемости являются гранаты и пироксены в эклогитах и гранат-пироксеновых породах. Остальные минералы - карбонаты, хлорит, калиевый полевой шпат, плагиоклаз, апатит, рутил, сфен, кианит, амфибол, слюды - редки. В цирконе минералы-включения распределены зонально. В его центральных частях фиксируются скопления неидентифицируемых включений (2-3 мкм), в краевых зонах преобладают одиночные включения (20-30мкм). Но в то же время не установлено ни одного случая смены от центра к периферии низкобарических ассоциаций высокобарическими. Сростки минералов-включений встречаются редко. Из 4772 зерен цирконов они установлены лишь в десяти случаях: Gr-Cpx (2 шт.), Gr-Bt (1), Cpx-Amf (1), Gr-Qtz (2), Gr-Dia (1), Gr-Cpx-Qtz (1), Cpx-Pl-Qtz (1), Cpx-Pl (1), Cpx-Rut(l).

В цирконах совместно с гранатом встречаются алмаз, коэсит, и низкобарические фазы - кварц, хлорит. Было проведено сравнение их составов. Содержание гроссулярового (Gross) минала в гранатах из ассоциаций с алмазом и коэситом оказалось систематически выше, чем из ассоциаций с кварцем и хлоритом. Два граната-включения (№49-18: Руг-20.91, Alm-38.17, Gross-40.92 и №49-17: Pyr-35.30, Alm-30.87, Gross-33.83) из одного зерна циркона Б94-331а охватывают весь спектр составов гранатов этого образца. Расстояние между ними составляет 50 мкм. Состав граната-включения, расположенного ближе к центру, является более кальциевым. Таким образом, по мере кристаллизации циркона происходило обеднение состава граната Ca.

Пироксены-включения в цирконах представлены омфацитами с содержанием жадеитового компонента до 37 мол.%. В клинопироксене из сростка с амфиболом концентрация К20=0.1 мас.%. Пироксен из срастания с кварцем имеет максимальное содержание жадеитового 37 мол.% и 14.8 мол.% Ca-Esk миналов. Пироксены эклогитов являются либо Na-авгитами, либо омфацитами (Xjd=0.4). В образце эклогита весь клинопироксен представлен Срх-Р1 симплектитом, а в цирконах этого образца проанализированы сростки Срх и PI, идентичные по составу породообразующим. В карбонатной породе в пределах одного зерна циркона удалось проанализировать два пироксена-включения. В одном из них концентрация К20 достигает 0.23 мас.%, тогда как во втором включении, расположенном в 20 мкм, содержание К20 ниже предела обнаружения.

Кварц и коэсит в разной пропорции встречаются во всех образцах. В четырех зернах из 4772 были идентифицированы обе полиморфные модификации. Коэсит встречается в центральной части зерен, а кварц - в краевых. Такой характер распределения может быть связан с ростом циркона при снижении давления. Когда Qtz и Сое встречаются в одной

зоне, то наиболее логичным следует считать превращение части зерен коэсита в кварц на регрессивном этапе.

Слюды. Несмотря на преобладание в матрице гнейсов биотита над фенгитом, включения представлены в основном фенгитом (5-7 мкм). Концентрация Si в них варьирует от 3.34 до 3.62 ф.е., при этом количества №г0<0.5 мас.%. Корреляция между содержанием селадонитового компонента и железистостью статистически незначима. Породообразующие биотиты присутствуют во всех образцах (до 50%), тогда как лишь в трех образцах из 25 они идентифицированы в цирконах. Железистость биотитов-включений варьирует от 0.16 до 0.22.

Карбонаты представлены магнезитом, кальцитом и Mg-кальцитом (MgCCb до 25 мол.%). Нередко включения кальцита окружены радиальными трещинами, что позволяло предполагать наличие арагонита в условиях высоких Т и Р. При исследовании подобных включений с применением метода КР-спектроскопии не удалось обнаружить характеристические пики арагонита. Вероятно, это связано с полной трансформацией высокобарической полиморфной модификации СаСОз в низкобарическую на регрессивном этапе.

Находки хлорита немногочисленны (3 шт.). Однако даже в пределах одного образца его железистость варьирует от 0.25 до 0.34.

Сравнительная характеристика составов породообразующих минералов и минералов-включений

Гранаты. Сходство составов мелких гранатов с составами краевых зон более крупных, с одной стороны, позволяет интерпретировать этот факт как зарождение и рост мелких кристаллов на регрессивном этапе. С другой стороны, можно предполагать, что эти гранаты в силу малых размеров постоянно успевали приходить в равновесие с окружающей средой. Содержание Gross минала в гранатах-включениях из ассоциаций с высокобарическими минералами оказалось выше, чем с низкобарическими. Время зарождения порядка 80% гранатов совпадает с пиком метаморфизма. Понижение концентрации Са от центра к периферии кристаллов породообразующих гранатов, позволяет утверждать, что их рост проходил при снижении давления, то есть на регрессивном этапе. Гранаты-включения из цирконов этого же образца рассматриваются как законсервированные фрагменты различных зон породообразующих порфиробластов. Наиболее логичным объяснением этого следует признать рост большей части циркона на регрессивной стадии.

В ряде случаев находки включений пироксенов в цирконах являются единственным свидетельством того, что на одном из этапов в породе существовал иной парагенезис в сравнении с наблюдаемым. На участке Барчинском это справедливо для кианитовых и биотитовых гнейсов.

и

Когда пироксен присутствует как в виде включений, так и в матрице, их составы могут резко различаться. Пироксены-включения в цирконах содержат больше жадеитового (до 37%) компонента в сравнении с породообразующими пироксенами (до 4.6%) и пироксенами-включениями (до 10%) в гранатах. Составы последних являются промежуточным звеном между первой и второй группой. В образце эклогита весь клинопироксен представлен Срх-Р1 симплектитом, а в цирконах этого образца проанализированы сростки пироксена и плагиоклаза, идентичные по составу породообразующим. Наряду с низконатровыми пироксенами в цирконах этого образца идентифицированы омфациты (XJd=0.4), представляющие собой реликты высокобарического парагенезиса.

Глава 4. Опенки Р-Т параметров метаморфизма

Большинство минеральных ассоциаций в метаморфических породах Кокчетавского массива подвержены ретроградным изменениям. Поэтому оценки Р-Т параметров метаморфизма, приведшего к образованию алмаза, в основном базируются на изучении реликтов высокобарических и высокотемпературных минералов, захваченных цирконом или гранатом. Оценки температур и давлений пика метаморфизма составляют 900-1000°С при Р> 40 кбар (Shatsky et al., 1995). Составы сростков Gr-Cpx, Gr-Bt из включений в цирконе позволяют оценить температуры закрытия гранат-пироксеновой и гранат-биотитовой систем 880 и 720°С, при Р=10 кбар. В работе использовались Gr-Cpx, Gr-Phe и Gr-Bt геотермометры (Табл. 3).

Таблица 3

Температурные оценки регрессивного этапа метаморфизма для различных типов пород (Р=10 кбар по реакции в эклогитах - Ab=Jd+Qtz, (Xjd=0.1-0.2,

Xab=0.85-0.95))

Gr-Cpx Gr-Phe Gr-Bt

1 2 3 4 5

Метапелиты (гнейсы, сланцы)

Цоизитовые 725-955 745-970 630-810 565-1100 455-1000

Кианитовые 720-880 740-895 600-785 560-825 470-710

Биотитовые 730-925 750-950 635-820 555-915 435-800

Метабазиты

Эклогиты 785-975 810-1000 - 575-815 465-795

Gr-Cpx п-ды 840-930 850-950 - 580-975 470-850

Силикатно-карбонатные породы (СКП)

СКП | 650-1020 675-1050 620-705 | 585-1050 475-955

1-Powell (1985); 2- Ellis,Green (1979); 3- Green, Hellman (1982); 4-Perchuk, Lavrent'eva (1983); 5- Holdaway et al. (1997).

Несмотря на то, что находки коэсита и алмаза в метаморфических породах указывают на высокие давления, их стабильность в широком интервале Р-Т не позволяет сделать более точные определения условий их формирования. Эта информация может быть получена при помощи новых барометров, основанных на упругом равновесии включения и матрицы (Izraeli et al, 1999; Sobolev et al., in press.). Различие в упругих характеристиках минералов может быть использовано в качестве нового типа геобарометров, особенно в тех случаях, когда применение традиционных методов дает лишь предельные оценки. Поэтому изучение включений коэсита методом КР является одной из наиболее важных и актуальных задач при рассмотрении метаморфических комплексов сверхвысоких давлений и пород верхней мантии. Положение основного характеристического пика коэсита есть функция давления v=520.6+2.9*Pjn (ГПа). Измерив эту величину, можем вычислить Р;„, а затем, используя формулу (Zhang, 1998)

р JKM-Рь +Pou,) + *Gh(Ki(Pout-PinX) + Khtx-\){Pin+Kirh - Kiyi))

4GA(^-*,.)(*-1)

(Где К, G - модуль объемного сжатия и сдвига, , Х = , R -

радиус, i-включение, h -матрица), определить давление захвата Р0.

Нами проведено изучение включений коэсита и кварца в гранатах и цирконах из алмазсодержащих образцов Кокчетавского массива. Смещения основной полосы коэсита (520.6 см"1) варьируют от 523 до 526.9 см"1, тогда как для кварца (466 см'1) от 463 до 471.2 см"1. Не установлено значимой корреляции величины смещения ни с размерами включения, ни с его положением относительно центра матрицы. Величина избыточного давления для разных включений коэсита в пределах одного зерна варьирует от 1 атм. до 20 кбар. Расчет давление захвата (Р0) включения коэсита (при условии, что Р„,=20 кбар, Роц(=1атм, Т=300К, То=1300К) дает значение 63+5 кбар. Таким образом, Т=1000°С и Р=63±5 кбар - условия пика метаморфизма.

В цоизитовых гнейсах встречаются гранаты со сложным концентрационным распределением Mg и Са, что позволят выделить три стадии их формирования. Однородное ядро интерпретируется как результат гомогенизации прогрессивной зональности (при Р>40 кбар и Т=950-1000°С) - первая стадия. Вторая стадия - характеризуется резким снижением содержания Са при практически постоянном отношении Mg/(Mg+Fe), что отвечает изотермической декомпрессии. По мере удаления от центра кристалла происходит увеличение концентрации Са и

уменьшение его магнезиальности, что указывает на изобарическое остывание пород - третья стадия.

200 400 600 800 1000

Температура, С Рис.1. Р-Т тренд метаморфических пород участка Барчинский.

В пределах одного образца было проанализировано 52 пары Gr-Bt и 23 Gr-Cpx для выяснения причин большого разброса температурных оценок и определения объема локального равновесия. Для этого использовались только контактирующие минералы. Разброс значений Gr-Cpx термометров (Ellis, Green, 1979; Powell, 1985) составляет 210-215°С (от 670 до 880 и от 650 до 865°С соответственно). Gr-Bt термометры (Перчук, Лаврентьева, 1983; Holdaway et al., 1997) дают еще больший температурный интервал 500-1050°С. Максимальные оценки температуры

были получены для биотитов из включений в гранатах. Пироксен и биотит характеризуются незначительным изменением отношения М§/(Ре+Мп+Мц) - менее 0.10, тогда как в гранате эта величина лежит в интервале от 0.40 до 0.58. Повышенное содержание гроссулярового минала в гранате не влияет на КоРе-!^. На наш взгляд, это может служить иллюстрацией высокой скорости изменения Р и Т , и как следствие отсутствие полного химического равновесия между фазами.

Глава 5. Оценка длительности метаморфических процессов по минералогическим данным.

По Бт-Ш и и-РЬ определениям возраст высокобарического этапа составляет 530 млн. лет, а его продолжительность должна быть менее 25 млн. лет. (С1аоие-Ьог^ е! а1., 1991; 5Ьа1зку е1 а1., 1995). Проведенное нами исследование цирконов метаморфических пород участка Барчинский с применением ионного зонда свидетельствует о том, что длительность процессов кристаллизации циркона в этих породах составляет менее 10 млн. лет (Негтапп е1 а1., 1999).

Для части цирконов достоверно установлены четыре зоны, поставленные в соответствие ростовым стадиям.

1. Первая зона - округлое ядро, содержащее скопление мелких неидентифицированных включений. Часть из них имеет ТЬ/и отношение >0.1, самое высокое в сравнении с другими зонами.

2. Вторая зона - наиболее распространена во всех цирконах со слабовыраженной зональностью в КЛ и содержит алмаз, коэсит, фенгит. Ее образование происходило в условиях сверхвысоких давлений. Она характеризуется ТЬ/и отношением <0.1, типичным для метаморфических цирконов.

3. Третья зона - нередко содержит включения Кзр, Р1, В1 и С^г и формировалась на регрессивном этапе. ТЬ/и отношения такие же, как и для зоны (2).

4. Внешняя кайма обуславливает идиоморфный облик части кристаллов и не содержит включений. Характеризуется высоким содержанием и и низким ТЬ/и отношением.

Рис.2. и-РЬ возрастные определения для различных зон.

U-Pb определение возраста для различных зон показывает, что между ними не существует систематического различия. Средний возраст (по 45 анализам) составляет 529±4 млн. лет, что хорошо согласуется с данными (Claoue-Long, 1991; Shatsky et al., 1995). Отсутствие древних ядер указывает на потерю унаследованного свинца в зоне (1) в условиях пика метаморфизма, либо на полную перекристаллизацию исходного циркона. Однако для пород месторождения Кумды-Коль древние ядра сохраняются (Claoue-Long et al., 1991). Поэтому вопрос о их сохранности при метаморфизме сверхвысоких давлений остается открытым.

Отсутствие разницы в возрасте между отчетливо диагностируемыми стадиями роста указывает на то, что длительность поднятия пород с глубин 120 км (Т=1000°С и Р=45 кбар) до уровня амфиболитовой фации (Т=700°С и Р= 8-10 кбар) составляет менее 10 млн. лет (точность метода 1% соответствует ±5 млн. лет). Таким образом, минимальная скорость подъема для пород Кокчетавского массива составляла 1.3 см/год.

Концентрация и соотношение азотных центров в кристаллах алмаза могут быть использованы для расчета кинетических параметров их образования. Сохранность алмазов типа lb для Кокчетавского массива (De Corte et al., 1998) свидетельствует о кратковременности процесса или относительно низких температурах. Последнее мало вероятно, поскольку оценки условий метаморфизма высокобарического этапа составляют Р>40 кбар и Т=950-1000°С (Шацкий, 1990). Таким образом, длительность высокобарического этапа не превышает 10 млн. лет при Т=900°С, 5млн. лет при Т=950°С , 100 тыс. лет при 1000°С (De Corte et al., 1999). Кинетика перехода алмаза в графит использовалась (Pearson et al., 1995; Leech and Ernst, 1998) для реконструкции P-T условий пород, содержащих псевдоморфозы графита по алмазу. Использование данной методики позволяет получить следующие оценки длительности: при Т=1200°С - 100 лет, 1000°С - 1млн. лет и при 900°С -10 млн. лет (De Corte et al., 2000).

В связи с тем, что большинство пород участка Барчинский содержат многовариантные парагенезисы и неизвестны реакции, с которыми связано появление граната, то в нашем случае могут быть использованы лишь две модели.

Двухслойная модель - на однородное ядро мгновенно нарастает слой иного состава. В дальнейшем происходит отжиг данного образования при снижении температуры.

Модель со связывающим условием на границе - на границе однородного ядра происходит мгновенное изменение концентрации элемента. В дальнейшем происходит отжигание кристалла при постоянной во времени концентрации на границе.

Профили наиболее типичных гранатов были отобраны из всех петрографических типов. Расчет длительности производился по следующей формуле:

1 °° ' С(х,0 = С + 8т(Лпх)ехр[-Лп2

х л=1 о

(1)

где

С=Л

)n(X,0 Wdxt tg(Änrk)-Änrk= О

в. =

4 Л.

гк

- JtV(x,0)jc s'm(Änx)dx

N(x,0)-Ha4anbHoe

2Лпгк -8Ш(2Лпгк) 0

распределение. Для второй модели использовалось следующее выражение

.2„2 ,

™ ч ^ И • ,ЛЮ\ г п х Dt C(r,t) = С, -(С0 -С,)(—-)ехр[--—])

П П Л.

'1 / , y^fL 2 (2)

л=1 и rk

где Co- концентрация в однородном ядре, Cr концентрация на границе, rk-радиус кристалла, D - коэффициент диффузии, t- время (Королюк, 1984). Температурная зависимость коэффициента диффузии Ca в Fe-Mg гранатах взята из экспериментальных данных (Freer, Edwards, 1999)

В = 1.22+_t?o * Ю"6 exp("27Q-4^19'3fc/)

RT

(м2/с)

Наличие зональных гранатов в породах указывает на то, что продолжительность подъема должны быть меньше, чем времена необходимые для их гомогенизации. Таким образом, в наших расчетах мы получаем верхнюю оценку длительности, которая составляет 100 тыс. лет.

ЕК=0.8*10-5

.5*108

12 -

| | I I', v

MgO

8 —I—I—I—I—I—I—I—I—I—1—1—1—I— -300 -200 -100 0 100 200 300 Расстояние, мкм

Рис.3. Концентрационные профили в гранате и расчетные значения Dt

Заключение

Материалы, приведенные в диссертации, позволяют сделать следующие выводы.

Возраст высокобарического этапа, определенный методом SHRIMP для цирконов из различных петрографических типов, составляет 529±5 млн. лет, что хорошо согласуется с Sm-Nd данными B.C. Шацкого (1991) и возрастными определениями Клауе-Лонга (Claoue-Long et al., 1991) для месторождения Кумды-Коль.

Наличие алмаза и коэсита позволяет оценить минимальные давления высокобарического этапа, отвечающие равновесиям графит-алмаз и кварц-коэсит. Использование новой методики, основанной на упругих характеристиках минералов, позволило уточнить нижний предел давления для данного этапа - 63±5кбар при Т=1000°С (по Gr-Cpx термометру (Ellis, Green, 1979)).

Определение температур регрессивной стадии базировалось на равновесиях Gr-Cpx (Ellis, Green, 1979; Powell, 1985) и Gr-Bt (Perchuk, Lavrent'eva, 1983, Holdaway et al., 1997). Средние значения температур составляют 750°С и 650°С соответственно. Давление данного этапа Р=10-12 кбар определялось по XJd в Срх из эклогитов по реакции Jd+Qtz=Ab.

Изучение минералов-включений в цирконах и гранатах позволяет наиболее полно реконструировать последовательность метаморфических событий, тогда как в матриксе эти ассоциации могут быть стерты полностью более поздними преобразованиями. Формирование облика алмазоносных пород Барчинского участка начинается на пике метаморфизма (Т=1000°С и Р=65 кбар) и продолжается на регрессивном этапе до Т=750°С и Р=10-12 кбар.

Метаморфическая история, сохранившаяся в различных петрографических типах пород Барчинского участка, аналогична последовательности событий, запечатленной в алмазоносных породах месторождения Кумды-Коль.

Все кристаллы гранатов химически неоднородны, несмотря на высокие температуры их образования. Более 60 % индивидов приходится на долю гранатов с регрессивным типом зональности. В тех случаях, когда удается зафиксировать снижение содержания МпО от центра порфиробласта к периферии, различие в концентрации не превосходит 0.5 мас.%. Сложные концентрационные профили редки и установлены лишь в цоизитовых гнейсах. На базе этих профилей выделяются три этапа метаморфизма. Первая стадия. Однородное ядро - результат гомогенизации прогрессивной зональности в кристаллах граната при Р>40 кбар и Т=950-1000°С. Вторая стадия характеризуется резким снижением содержания Ca при практически постоянном отношении Mg/(Mg+Fe), что отвечает изотермической декомпрессии. В дальнейшем, по мере удаления

от центра кристалла, происходит увеличение концентрации Са при уменьшении его магнезиальности. Это указывает на изобарическое остывание пород - третья стадия.

Процессы минералообразования в условиях сверхвысоких давлений кратковременны. Их длительность составляет менее 10 млн. лет (U-Pb определения возраста методом SHRIMP), 1-5 млн. лет - по агрегатному состоянию азота в алмазах и кинетике перехода графит-алмаз, менее 100 тыс. лет - по концентрационным профилям в гранатах и экспериментальным данным по коэффициентам диффузии в них.

СПИСОК ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

Корсаков А.В. Сравнение алмазоносных и неалмазоносных дистеновых ассоциаций Кокчетавского массива, Северный Казахстан. Иркутск, 1997, Материалы XVII Молодежной конференции, с.23-24

Корсаков А.В., Шацкий B.C., Соболев Н.В. Первая находка коэсита в эклогитах Кокчетавского массива. ДРАН, 1998, т.360, №1, с.77-82.

Корсаков А.В. Гранат- биотит- цоизитовые гнейсы - новый тип алмазоносных пород, Кокчетавский массив (Северный Казахстан). Иркутск, 1999, Материалы XVIII Молодежной конференции, с.20-21

De Corte К., Shatsky V. S., Taylor, W.R., Cartigny P., Korsakov A. and Trautman R. What in situ microdiamonds tell us about UHPM., Abstract of International Workshop on UHP metamorphism and exhumation, Standford University, 1998, p.67- 69.

Hermann, J., Rubatto, D., Korsakov, A., Shatsky, V.S. Age and exhumation rate of diamondiferous, deeply subducted continental crust in the Kokchetav massif, Kazakhstan. Abstract of Fourth International Eclogite Symposium., Russia-Kazakhstan, 1999, p.12-13.

Shatsky V.S., Sobolev N.V., Korsakov A.V. UHP and HP metamoprhic rocks of Kokchetav Massif. 1999 Excursion guide book to the post- conference field trip to diamondiferous and high-pressure metamorphic rocks of the Kokchetav massif (Northern Kazakhstan)//Fourth International Eclogite Symposium. Eideted by N.L. Dobretsov, N.V. Sobolev, and V.S. Shatsky., p.25-33

Sobolev N.V, Shatsky V.S., Vavilov M.A., Korsakov A.V. Kokchetav massif in Northen Kazakhstan- the type locality of diamondiferous metamorphic rocks. Bochum, 1996, In ab. International colloquium " High-pressure metamorphism in nature and experiment".

Sobolev N.V, Shatsky V.S., Korsakov A.V., Zayachkovsky A.A. New occurrence of ultra high pressure diamondiferous metamorphic rocks in Kokchetav massif, North Kazakhstan. EOS Trans AGU, Suppl., 1996, v. 77, № 46, p.F762

Sobolev N.V, Shatsky V.S., Vavilov M.A., Korsakov A.V., Zayachkovsky A.A. The estimation of abundance and variability of diamondiferous metamorphic rocks, Kokchetav massif, Northen Kazakhstan. FIEC, Suppl. to Terra nova, 1997, v.9, №1, p.36

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

ВВЕДЕНИЕ

Глава. 1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ КОКЧЕТАВСКОГО 9 МАССИВА.

Глава.2. ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД 19 БАРЧИНСКОГО УЧАСТКА.

2.1. Метабазиты

2.2. Метапелиты

2.3. Силикатно-карбонатные породы

2.4. Анализ петрохимических данных

Глава.3. МИНЕРАЛОГИЯ ПОРОД УЧАСТКА Б АРЧИНСКИЙ.

3.1 .Минералогическое описание пород. 37 3.2.Особенности состава минералов породообразующих ассоциаций.

3.3.Цирконы и твердофазные включения в них.

Морфология и Внутреннее строение цирконов

Твердофазные включения в цирконах

3.4.СРАВНИТЕЛЬНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СОСТАВОВ 87 ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ И МИНЕРАЛОВ -ВКЛЮЧЕНИЙ.

Глава.4 ОЦЕНКИ Р-Т ПАРАМЕТРОВ.

4.1. Способы определения температуры и давления

4.2. Р-Т параметры метаморфизма сверхысоких давлений

4.3.Гранат-клинопироксеновые термометры

Введение Диссертация по геологии, на тему "Петрология алмазоносных метаморфических пород участка Барчинский, Кокчетавский массив"

Актуальность.

Находки коэсита и алмаза в метаморфических породах земной коры (Соболев, Шацкий, 1987; Соболев, Шацкий, 1993; Chopin,1984; Smith, 1988; Wang et al., 1989; Sobolev. Shatsky. 1990) существенно расширили наши представления о диапазоне условий метаморфизма, Несмотря на то, что высокобарическим комплексам уделяется много внимания, круг проблем, возникших в результате этих открытий, еще долгое время будет оставаться дискуссионным. К таковым относятся: природа возникновения алмаза в метаморфических породах, механизм реализации высоких температур и давлений и многие другие.

Кокчетавский массив изучается в течение 60 лет. Впервые эклогиты в этом регионе были описаны в 1946 году М.А. Абдулкабировой (1946). впоследствии они изучались различными авторами (Ефимов, 1964; Розен, 1966, Розен, 1969; Добрецов, Соболев, 1970; Розен, 1971, Розен, 1976; Кушев, Виноградов, 1978; Удовкина, 1985; Соболев, Шацкий, 1985, Шацкий, 1990 и многие другие). Кокчетавский массив является уникальным объектом для изучения высокобарических ассоциаций, так как алмаз и коэсит широко распространены и достоверно установлены в виде включений в различных минералах, во многих петрографических типах пород.

В последнее время значительно увеличилось количество метаморфических комплексов, в пределах которых обнаружены реликты коэситсодержащих и, реже, алмазсодержащих ассоциаций, отвечающие различным уровням глубинности минералообразования. Происхождение этих пород (или пород, содержащих иные высокобарические ассоциации) связывают с метаморфизмом сверхвысоких давлений (Chopin, Sobolev, 1995). Экспериментальные исследования в системе ^O-MgO-A^Os-TiCVSiCVPiOs-Н20 указывают на то, что образование минералов-индикаторов сверхвысоких давлений требует низкого геотермического градиента (7°С/км), что возможно только при погружении древней холодной океанической коры с океаническими осадками или древнего континента (ЗсЬгеуег., 1988,1ло е1а1., 1998).

Существует ряд моделей, согласно которым скорости погружения и последующего подъема блоков такого типа пород могут составлять 2-10 см/год (Перчук и др., 1998, Добрецов и др., 1999), при этом лишь для немногих комплексов удается получить подобного рода оценки посредством геохронологических методов. Комплексное исследование цирконов и гранатов позволяет наиболее полно реконструировать метаморфическую историю Кокчетавского массива (Соболев и др., 1991, Вавилов, 1995, Ка1ауата е! а1., 1998).

Цель работы - восстановление Р-ТМ тренда алмазоносных пород участка Барчинский.

Задачи:

1. Изучение твердофазных включений и их состава в гранатах, цирконах с целью реконструкции метаморфической истории алмазоносных пород участка Барчинский.

2. Сопоставление породообразующих ассоциаций и ассоциаций минералов-включений.

3. Сравнение химических составов одноименных породообразующих минералов и минералов-включений.

4. Определение этапа метаморфизма, с которым связано алмазообразование.

В рамках данной работы для реализации поставленной цели определяются следующие основные направления:

Изучение петрографии и химического состава различных типов пород, оценка физико-химических условий их образования с использованием наиболее надежных современных методов.

Исследование особенностей составов и внутреннего строения минералов в пределах различных петрографических типов пород.

Определение длительности процессов минералообразования, скоростей изменения температур и давлений на прогрессивной и регрессивной стадии метаморфизма в пределах Барчинского участка с использованием химической неоднородности в гранатах и экспериментальных данных по коэффициентам диффузии в них, возрастных определений, сделанных в цирконах методом SHRIMP.

Фактический материал и методы исследования.

В основу диссертации положен фактический материал, собранный в процессе полевых работ и лабораторных исследований алмазсодержащих метаморфических пород Кокчетавского массива за период 1994-1999 годов. Изучено 1500 пластинок и шлифов, 4772 зерна цирконов, 3000 кристаллов гранатов, проанализировано 100 образцов различных типов пород методом РФА, выполнено 3000 микрозондовых определений составов минералов. В работу включены данные по изучению внутреннего строения, примесного состава цирконов и минеральных включений в них, а так же определения возраста в отдельных кристаллах циркона с использование высокочувствительного ионного зонда (SHRIMP, Австралийский Национальный Университет, Канберра). Вся статистическая обработка сделана автором с использованием программы «Vadic», написанной В.В.Хлестовым.

Научная новизна. На примере участка Барчинский продемонстрировано значительное разнообразие составов минеральных включений в цирконах, среди которых установлены алмаз, коэсит, омфацит, К-пироксен, кварц, графит, хлорит. Это указывает на значительные вариации Р-Т условий входе метаморфических преобразований. Проделана уникальная работа по определению возраста для разных зон индивидов циркона. Отсутствие статистически значимого различия между возрастными оценками для центральных и краевых зон кристаллов позволяет определить возраст высокобарического метаморфизма 529±4 млн. лет и утверждать, что длительность процесса кристаллизации метаморфогенного циркона не превышала 10 млн. лет.

Практическое значение. Отработана методика комплексного изучения цирконов (морфология, внутреннее строение, примесный состав) и законсервированных в них минералов-включений, позволившая реконструировать P-T-t тренды пород сверхвысоких давлений. Она может использоваться для восстановления метаморфической истории комплексов аналогичного типа.

Основные защищаемые положения

1. Цирконы, выросшие в различном субстрате (метабазиты, метапелиты, силикатно-карбонатные породы) в процессе высокобарического метаморфизма идентичны по морфологии, внутреннему строению и химическому составу. Температура и давление являются определяющими факторами образования метаморфогенного циркона. При этом даже в пределах одного образца могут сосуществовать как однородные, так и неоднородные (зональные, пятнистые) кристаллы.

2. Минеральные ассоциации, установленные в виде включений в цирконе, в сравнении с породообразующими ассоциациями более разнообразны по набору фаз и их химическому составу. Циркон является надежным контейнером, в котором сохраняются составы фаз, образовавшихся в различных Р-Т условиях.

3. Большая часть циркона кристаллизовалась при снижении температуры и давления, поэтому метаморфическая история регрессивного этапа реконструирована на базе изучения минеральных включений, приуроченных к различным зонам кристаллов циркона.

4. Процессы минералообразования в условиях сверхвысоких давлений кратковременны. Их длительность не превышает 10 млн. лет (U-Pb определения возраста методом SHRIMP), 1-5 млн. лет, (по агрегатному состоянию азота в алмазах и кинетики перехода графит-алмаз), 100 тыс. лет (по химической неоднородности в гранатах и экспериментальным данным по коэффициентам диффузии в них). 8

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликованы 1 статья и тезисы 10 докладов. Отдельные положения были представлены на VII и VIII молодежных конференциях в Иркутске (1997 и 1999 год.).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 5 глав и заключения, общим объемом 167 страниц и сопровождается 50 рисунками и 17 таблицами. Список использованной литературы составляет 137 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Минералогия, кристаллография", Корсаков, Андрей Викторович

Заключение

Материалы, приведенные в диссертации, позволяют сделать следующие выводы.

1. Возраст высокобарического, этапа, определенный методом SHRIMP для цирконов из различных петрографических типов, составляет 529±5 млн. лет, что хорошо согласуется с данными полученными Sm-Nd методом (Shatsky et al., 1999) и возрастныими определениями Клауе-Лонга (Claoue-Long et al., 1991) для месторождения Кумды-Коль.

2. Наличие алмаза и коэсита позволяет оценить минимальные давления высокобарического этапа, отвечающие равновесиям графит-алмаз и кварц-коэсит. Использование новой методики, основанной на упругих характеристиках минералов, позволило уточнить нижний предел давления для данного этапа - 63±5кбар при Т=1000°С (по Gr-Cpx термометру (Ellis, Green, 1979)).

3. Определение температур регрессивной стадии базировалось на равновесиях Gr-Cpx (Ellis, Green, 1979; Powell, 1985) и Gr-Bt (Perchuk, Lavrent'eva, 1983, Holdaway et al., 1997). Средние значения температур составляют 750°С и 650°С, соответственно. Давление данного этапа Р=10-12 кбар определялось по XJd в Срх из эююгитов по реакции Jd+Qtz=Ab.

4. Изучение минералов-включений в цирконах и гранатах позволяет наиболее полно реконструировать последовательность метаморфических событий. Тогда как в матриксе эти ассоциации могут быть стерты полностью более поздними преобразованиями. Формирование облика алмазоносных пород Барчинского участка начинается на пике метаморфизма (Т=1000°С и Р=65 кбар) и продолжается на регрессивном этапе до Т=750°С и Р=10-12 кбар.

5. Метаморфическая история, сохранившаяся в различных петрографических типах пород Барчинского участка, аналогична последовательности событий запечатленной в алмазоносных породах месторождения Кумды-Коль.

6. Все кристаллы гранатов химически неоднородны, несмотря на высокие температуры их образования. Более 60 % индивидов приходиться на долю гранатов с регрессивным типом зональности. В тех случаях, когда удается зафиксировать снижение содержания МпО от центра порфиробласта к периферии, различие в концентрации не превосходит 0.5 мас.%. Сложные концентрационные профили редки и установлены лишь в цоизитовых гнейсах. На базе этих профилей выделяются три этапа метаморфизма. Первая стадия. Однородное ядро - результат гомогенизации прогрессивной зональности в кристаллах граната при Р>40 кбар и Т=950-1000°С. Вторая стадия характеризуется резким снижением содержании Са при практически постоянном отношении Mg/(Mg+Fe), что отвечает изотермической декомпрессии. В дальнейшем, по мере удаления от центра кристалла, происходит увеличение концентрации Са, при уменьшении его магнезиалы-юсти. Это указывает на изобарическое остывание пород - третья стадия.

7. Процессы минералообразования в условиях сверхвысоких давлений кратковременны. Их длительность должна быть менее 10 млн. лет (U-РЬ определения возраста методом SHRIMP), 1-5 млн. лет - по агрегатному состоянию азота в алмазах и кинетики перехода графит-алмаз, менее 100 тыс. лет - по концентрационным профилям в гранатах и экспериментальным данным по коэффициентам диффузии в них.

Библиография Диссертация по геологии, кандидата геолого-минералогических наук, Корсаков, Андрей Викторович, Новосибирск

1. Абдулин A.A., Абдулкабирова М.А., Касымов М.А., Хайбуллин P.P. Докембрий.// В кн.: Геология Северного Казахстана. Наука, Алма-Ата, 1987,с.11-24.

2. Абдулкабирова М.А. Эклогиты Кокчетавского района.// Вестник АН Каз ССР, 1946, №2, с. 21-29.

3. Бибикова Е.В., Шнлобреева С.Н., Грачева Т.В., Макаров В.А. Экспериментальное исследование поведения уран-свинцовой изотопной системы цирконов при воздействии на них расплава при различных физико-химических условиях.// Геохимия, 1995, N8, с.1100-1110.

4. Борисова Е.Ю., Бибикова Е.В., Доброженецкая Л.Ф., Макаров В.А. Геохронологические изучения циркона гранито-гнейсов кокчетавского алмазоносного района Л Доклады Академии Наук, 1995, т. 343, №6, с. 801805.

5. Вавилов М.А. Реликтовые алмазсодержащие ассоциации метаморфических пород Кокчетавского массива.// Автореферат к.г.-м. н. дис., Новосибирск, 1995, с.40.

6. Добрецов H.JL, Соболев Н.В. Эклогиты в метаморфических комплексах Казахстана, Тянь-Шаня, Южного Урала и их генезис./'/ В кн.: Проблемы петрологии и генетической минералогии. М.:Наука, 1970,т.2, с.54-76.

7. Добрецов H.JI., Теннисен К., Смирнова JI.B. Структурная и геодинамическая эволюция алмазосодержащих метаморфических пород Кокчетавского массива (Казахстан) //Геол. игеофиз., 1998, 39, N12, 16451666

8. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г. Оценки глобальных процессов обмена веществом между оболочками Земли: сопоставление реальных геологических и теоретических данных // Геол. и геофиз., 1998, 39, N 9, 1269-1279

9. Екимова Т.Е., Ивановская И.Н., Надеждина Е.Д. и др. Типоморфизм алмазов в породах эклогитгнейсовых комплексов.// В тез. докл. Всесоюзного совещ. по геохимии углерода., 1981, М.: Б. и., с. 223-225

10. Ю.Жариков В.А., Ишбулатов P.A., Чудиновских JI.T. Эклогитовый барьер и клинопироксены высоких давлений.// Геология и Геофизика, 1984, №12, стр. 54-63.

11. Классификация и номенклатура метаморфических горных пород: справочное пособие. Добрецов H.JL, Богатиков O.A., Розен О.М. Новосибирск, 1992, 205 с.

12. Королюк В.Н. Оценка термической истории метаморфических комплексов по зональным гранатам Л Дис. к.г.-м.н., Новосибирск, 1984. 156с.

13. Корсаков A.B. Изучение высокобаричеких парагенезисов участка Барчинский.// Курсовая работа, 1995

14. Корсаков A.B. Исследование алмазсодержащих ассоциаций участка Барчинский, Северный Казахстан. // В сб. Тезисов: МНСК, 1996.

15. Костерин А.В, Шевалевский И.Д. Об отношении Zr к Hf в цирконах некоторых изверженных пород северного склона Курашинского хребта.// Геохимия, 1960, №5, с. 451-454.

16. Краснобаев A.A. Циркон как индикатор геологических процессов.// М.: Наука, 1986, 148 с.

17. Кушев В.Г., Виноградов Д.П. Метаморфогенные эклогиты.// Новосибирск, Наука, 1978. 112с.

18. Лепезин Г.Е., Королюк В.Н. Динамика роста граната в дивариантных парагенезисах.// Геология геофизика 1984, №11, с. 116-126

19. Лепезин Г.Г., Королюк В.Н. Типы зональности в гранатах.// Геол. и геофиз., 1985, N6, с.71-79

20. Лепезин Г.Г., Сероглазов В.В., Усова Л.В., Лаврентьев Ю.Г. Масштабы массопереноса на контакте метапелитов и метабазитов.// Докл. АН СССР, 1990, 314, №5, с. 1218-1222.

21. Лесная И.М., Самойлович И.Г. О возможности использования Zr/Hf-отношения для установление природы циркона в метаморфических породах.// Геол. Журн., 1976, т.36, №4, с. 130-133.

22. Липова И.М. Природа метамиктных цирконов.// М, 1972, с. 157.

23. Ляхович В.В., 1967. Акцессорные минералы чарнокитов и гранулитов.// Минерал.сб. Львовского ун-та, вып.2, с. 142-152.

24. Малиновская Е.К., Дорышев A.M., Булатов В.К., Брай Г. Клинопироксены серии CaMgSi206-CaAl2Si06-Cao.5AlSi206 в ассоциации с анортитом, кварцем, коэситом и гранатом.// Геохимия, 1991, №2 , стр. 216-227.

25. Надеждина Е.Д., Посухова Т.В. Морфология кристаллов алмаза из метаморфических пород.// Минералогический журнал, 1990, т. 12, №2, с.З-15

26. Нехаев П.Ю. Предварительное исследование устойчивости пироп-гроссуляр-альмандиновых гранатов.// Сб. научных трудов- Силикатные системы при высоких давлениях. Новосибирск 1983, стр.25-34.

27. Перчук А.Л., Япаскурт В.О., Подлесский С.К. Условия формирования и динамика подъема эклогитов Кокчетавского массива (район горы Сулу-Тюбе) .1/ Геохимия, 1998, №10, с. 1-15

28. Предовский A.A. Геохимическая реконструкция первичного состава метаморфизованных вулканогенно-осадочных образований докембрия.// Апатиты, 1970, 114с.

29. Природа метаморфизма.// М.: Мир, 1967. 375с.

30. Розен О.М. Гиперстеновые гранулиты в докембрии Кокчетавского массива.// Зап. ВМО сер. геол.,1966, ч.95, вып.5, с.593-591.

31. Розен О.М. К вопросу о происхождении эклогитов.// ДАН СССР, 1969, т. 186, N3, с. 3-19.

32. Розен О.М. Стратиграфия и радиогеохронология Кокчетавского массива.// В кн.: Стратиграфия докембрия Казахстана и Тянь-Шаня. М.: Изд-во МГУ, 1971, с. 75-84.

33. Розен О.M. Особенности внутреннего строения и развития некоторых докембрийских массивов палеозоид.// В кн.: Тектоника срединных массивов. М. : Наука, 1976, с. 65-85.

34. Розен О.М. Кокчетавский массив.// В кн.: Тектоника Казахстана. М.: Наука, 1982, с.9-12.

35. Соболев Н.В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии.// Новосибирск: Наука, 1974,

36. Соболев Н.В., Шацкий B.C. Пироксен-плагиоклазовые симплектиты в эклогитах Кокчетавского массива //Геол. игеофиз., 1985, N9, с. 83-89

37. Соболев Н.В., Шацкий B.C. Включения минералов углерода в гранатах метаморфических пород.// Геология и геофизика, 1987, №7, с. 77-80

38. Соболев Н.В., Шацкий B.C., Вавилов М.А., Горяйнов C.B. Включение коэсита в цирконе алмазосодержащих гнейсов Кокчетавского массива -первая находка коэсита в метаморфических породах на территории СССР 7/Докл. АН СССР, 1991, 321, N1, с. 184-188

39. Соболев Н.В., Шацкий B.C., Вавилов М.А., Горяйнов C.B. Циркон высокобарических метаморфических пород складчатых областей как уникальный контейнер включений алмаза, коэсита и сосуществующих минералов.//ДАН, 1994, том 334, № 4, с.488-492.

40. Старков Н.П., Фласс Г.С. Формы зерен акцессорного циркона в породах кристаллического фундамента Восточно-Русской платформы.// В кн.: Генезис минеральных индивидов и агрегатов. М.: Наука, 1966, с. 284-290.

41. Тугаринов А.И., Бибикова Е.В., Горашенко Г.Д. О возрасте гранулитов Байкальсого щита Л Геохимия.-1968. -№9. с. 1052-1060.

42. Удовкина Н.Г. Эклогиты СССР.// М.:Наука, 1985, 285с.

43. Ханухова JI.T., Жариков В.А., Ишбулатов P.A., Литвин Ю.А. Избыточный кремнезем в высокобарических пироксенах: экспериментальное исследование системы CaMgSi206-CaAl2Si06 при 35 кбар и 1200°С.// Доклады Наук о Земле, 1976, 229, с. 170-172.

44. Шацкий B.C. Высокобарические минеральные ассоциации эклогитсодержащих комплексов Урало-Монгольского складчатого пояса.// Дис. д-ра г.-м.н., Новосибирск, 1990. 338с.

45. Шацкий B.C., Ягоулц Э., Козменко О.А., Блинчик Т.М., Соболев Н.В. Возраст и происхождение эклогитов Кокчетавского массива (Северный Казахстан).// Геология и геофизика, 1993, 34, 12, 47-58.

46. Шацкий B.C., Теннисен К., Добрецов H.JL, Соболев Н.В. Новые свидетельства метаморфизма сверхвысоких давлений в слюдяных сланцах участка Кулет Кокчетавского массива (Северный Казахстан) // Геол. и геофиз., 1998, 39, N8, 1039-1044, ISSN 0016

47. Alcock, J. Effect of grossular on garnet-biotite, Fe-Mg exchange reactions: Evidence from garnet with mixed growth and diffusion zoning.// Contrib Mineral Petrol, 1996, Vol 124, Iss. 2, P. 209-215.

48. Andre L, Shatsky V.S., De Corte K., Sobolev N.V., Navez J. And Jagoutz E. K-rich clinopyroxenes as mantle conveyers of crustal-derived components.// 7th Int. Kimb. Conf., 1998, April 13-17, Cape Town, Extende Abstracts, 17-19.

49. Ayers J.C., and Wnatson E.B., 1991 Solubility of apatite, monazite, zircon, and rutile in supercritical aqueous fluid with implication for subduction zone geochemistry.//Phil.Trans.R.Soc.Lond., 335, 365-375.

50. Bass J.D., 1995. Elasticity of minerals, glasses, and melts.// In: Ahrens T.J. (Ed.), Mineral Physics and Crystallography: A Handbook of Physical Constans, AGU. Washington. DC, pp. 45-63.

51. Boettcher A.L. The system Ca0-Al203-Si02-H20 at High Pressure and Temperatures.// Journal of Petrology, 1970, voll, №2.

52. Brey G., Brice W.R., Ellis D.J., Green D.H., Harris K.L. and Ryabchikov I.D. Pyroxene-carbonate reactions in the upper-mantle.// Earth Planet. Sci. Lett., 1983, 62, p.63-74.

53. CarlsonW.D. The significance of intergranular diffusion to the mechanism and kinetics of porphyroblast crystallization.// Contributions to Mineralogy and Petrology, 1989. 103; 1, Pages 1-24.

54. Chakraborty S. Rubie D.C. Mg tracer diffusion in aluminosilicate garnets at 750-850 degrees C, 1 atm. and 1300 degrees C. 8.5 GPa.// Contributions to Mineralogy and Petrology., 1996, 122; 4, p. 406-414.

55. Chernoff C.B., Carlson W.D. Disequilibrium for Ca during growth of pelitic garnet.// Journal of Metamorphic Geology., 1997, 15; 4, p. 421-438.

56. Chernoff C.B., Carlson W.D. Trace element zoning as a record of chemical disequilibrium during garnet growth.// Geology, 1999, v.27, №6, p. 555-558.

57. Chinner G.A. Pelitic gneisses with varying ferrous/ ferric ratios from Glen Clova, Angus, Scotland .¡/Journal of Petrology, 1960 1; 2, p. 178-217.

58. ChopinC. Coesite and pure pyrope in high-grade blueshists of Western Alps: a first record and some consequences.// Contib. Mineral. Petrol, 1984, vol.86, p. 107-118.

59. Claoue-Long J.C., Sobolev N.Y., Shatsky V.S., Sobolev A.V. Zircon response to diamond-pressure metamorphism in the Kokchetav massif, USSR // Geology, 1991, 19, N7, 710-713.

60. Cygan R.T., Lasaga A.C. Self-diffusion of magnesium in garnet at 750 degrees to 900 degrees C.// American Journal of Science, 1985, 285; 4, p. 328-250.

61. Davies G. and Evans T. Graphitization of diamond at the zero pressure and high temperature.// Proc.R.Soc.London., 1972, 328, p. 413-427

62. De Corte K., Cartigny P., Shatsky V.S., Javoy M. And Sobolev N.V. Evidence of inclusions in metamorphic microdiamonds from the Kokchetav massif. Northern Kazakhstan.// Geochem. Cosmochim. Acta, 1998, 62, p. 3765-3773.

63. De Corte K., Korsakov A., TaylorW.R., Cartigny P., Ader M., De Paepe P. Diamond growth during UHP metamorphism of the Kokchetav massif (Northern Kazakhstan).// The Island Arc., 2000.

64. Dobretsov N.L., Sobolev N.V., Shatsky V.S. Field guide book: diamondiferous and high pressure metamorphic rocks of the Kokchetav massif (North Kazakhstan).// 4th International Eclogite Field Symposium, 1999, Novosibirsk, 134p.

65. Ellis D.J., Green D.H. An experimental study of the effect of Ca garnet-clinopiroxene, Fe-Mg exchange equilibria.// Contr. Miner. Petrol., 1979, vol. 71, MqL- ,p. 13-22.

66. Evans T. and Qi Z. Kinetics of the aggregation of nitrogen atoms in diamond.// Proc. R. Soc. London, 1982, A381, p. 159-178

67. Gillet Ph., Ingrin J. and Chopin C. 1984. Coesite in subducted crust : P-T history deduced from an elastic model.// Earth and Planetary Science Letters, 70, p. 426-436

68. Glodsmith J.R, Newton R.C. P-T-X relations in the system CaC03-MgC03 at high temperatures and pressures.// Am. J. Sci. J969 267-A, 160-190.

69. Green T.H., Hellman P.L. Fe-Mg partitioning between coexisting garnet and phengite at high pressure, and comments on a garnet-phengite geothermometer.// Lithos, 1982, 15; 4, p. 253-266.

70. Hemingway B.S., Bohlen S.R., Hankins W.B., Westrum E.F.Jr., and Kuskov O.L., 1998. Heat capacity and thermodynamic properties for coesite and jadeite, reexamination of the qaurtz-coesite equilibrium boundary.// American Mineralogist, 83,p.409-418.

71. Hermann J., and Green D.H. (1999): Experimental constraints on continental rocks in ultra-high pressure metamorphism.// LPI Contribution No. 971, 123124.

72. Hinton R.W., Upton B.G.J. The chemistry of zircon; variations within and between large crystals from syenite and alkali basalt xenoliths.// Geochimica et Cosmochimica Acta, 1991, 55; 11, p. 3287-3302.

73. Holdaway, M.J.; Mukhopadhyay, B.; Dyar, M.D.; Guidotti, C.V.; Dutrow, B.L. Garnet-biotite geothermometry revised: New Margules parameters and a natural specimen data set from Maine.// Amer Mineral, 1997, Vol. 82, fss. 5-6, P. 582595

74. Hoppe G. 1966. Zirkone aus Granuliten.// Ber. Deutsch. Ges. Geol., B. Miner. Largest., 11, Ml, s.47-8184.1zraeli E.S., Harris J.W. and Navon O. Raman barometry of diamond formation.// Earth and Planetary Science Letters, 1999, p. 15-35.

75. Karato S. 1997. Phase transformations and rheological properties of mantle menrals.// In : Clossey D., Soward A.M. (Ed.). Earth's Deep Interior. Gordon and Breach. New York. pp.98-142.

76. Katayama I., Zayachkovsky A.A., Maruyama S. A window to prograde metamorphism of the Kokchetav massif northern Kazakhstan.// Int. Workshop on UHP metamorphism and exhumation, 1998, December 3-6, Stanford, A91-95.

77. Kretz R. On the spatial distribution of crystals in rocks.// Lithos, 1969, 2, p.39-66.

78. Kretz R. Symbols for rock-forming minerals.// American Mineralogist, 1983, 68, p.227-229.

79. Lee D.E., Coleman R.G., and Erd R.C. Garnets types from the Cazadero Area, California JI Jour. Petrology, 1963, v. 4, p. 460-492.

80. Leech M.L., Ernst W.G. Graphite pseudomorphs after diamond? A carbon isotope and spectroscopic study of graphite cuboids from the Maksyutov Complex, South Ural Mountains, Russia.// Geochimica et Cosmochimica Acta, 1998, 62, 12, p 2143-2154.

81. Manning C.E. and Bohlen S.B. The reaction titanite+kyanite=anortite+rutile and titanite-rutile barometry in eclogites.// Contrib. Mineral. Petrol., 1991, 109, p. 1-9.

82. Martinez I., Zhang J., and Reeder R. In situ X-ray diffraction of aragonite and dolomite at high pressure and temperature: Evedence for dolomite breakdown to aragonite and magnesite.// Am. Mineral., 1996, 81, p. 611-624.

83. Masago H. and Maruyama S. Petrology of metabasite in Barchikol area, western Kokchetav UHP belt.// Int. Workshop on UHP metamorphism and exhumation, 1998, December 3-6, Stanford, A101-105.

84. Massone H.J., Schreyer W. Phengite geobarometry based on the limiting assemblage with k-feldspar, phlogopite and quartz.// Contr. Miner.Petrol., 1987, 96, 212-224.

85. Mao H.K. The system jadeite (NaAlSi206)-anorthite (CaAl2Si208) at high pressures ./¡Year Book Carnegie Institution of Washington. 69; Pages 163-168. 1971.

86. Nakamura, D.; Banno, S. Thermodynamic modelling of sodic pyroxene solid-solution and its application in a garnet-omphacite-kyanite-coesite geothermobarometer for UHP metamorphic rocks J!Contrib Mineral Petrol, 1997, Vol. 130, Iss. 1, P. 93-102

87. Nowlan E.U., Shertl H.-P., Shreyer W. Garnet-omphacite-phengite thermobarometry of eclogites from the coesite-bearing unit of the southern Dora-Maira Massif, Western Alps.// Lithos, 2000, 52, p. 197-214.

88. Ogasawara Y., Liou J.G., Zhang R.Y. Petrogenic grid for ultrahigh -pressure metamorphism in the model system Ca0-Mg0-Si02-C02-H20.// The Island Arc.,1995 4; 4, Pages 240-253.

89. Okamoto K., Liou J.G., Ogesawara Y, Maruyama S. Petrological study of diamond grade eclogite in the Kokchetav massif, northern Kazakhstan.// The Island Arc.

90. Parkinson C.D., Katayama I. Present-day ultrahigh-pressure condition of coesite inclusion in zircon and garnet: Evidence from laser Raman microspectroscopy.// Geology, 1999, v.27, p. 979-982.

91. Parkinson C.D. Coesite inclusions and pragrade compositional zonation of garnet in whiteschist of the Hp-UHP Kokchetav massif, Kazakhstan: a recond of progressive UHP metamorphis J! Lithos, 2000, 52, p. 215-233.

92. Pearson D.G., Davies G.R. and Nixon P.H. Orogenic ultramific rocks of UHP (diamond facies) origin J/ In Coleman R.G. and Wang X. (ed). Ultrahigh pressure metamorphism., 1995, Cambrige, Cambrige Unersity Press., p. 456510.

93. Perchuk L.L, Lavrent'eva I.V. Experimental investigation in the system cordierite-garnet-biotite.// In Saxena S.K. ed. Kinetics and Euilibrium in mineral Reaction:Springer Verlag, Berlin, 1983, vol.3, p. 199-239.

94. Poli S. and Schmidt M. W. H20 transport and release in subduction zones: Experimental constrains on basaltic and andesitic systems.// Journal of GeophusicalResearch, 1995, v.100, Bll.p. 22.299-22314.

95. Poli S. and Schmidt M. W. The high-pressure stability of zoisite and phase relationships of zoisite-bearing assemblages.// Contrib. Mineral. Petrol., 1998, 130, p. 162-175.

96. Powell R. Regression diagnostics and robust regression in geothermometer/ geobarometer calibration; the garnet-clinopyroxene geothermometer revisited.// Journal of Metamorphic Geology., 1985, 3; 3, p. 231-243.

97. Rubatto, D., Gebauer, D. and Compagnoni R. Dating of eclogite-facies zircons: the age of Alpine metamorphism in the Sesia-Lanzo Zone (Western Alps)./! Earth and Planetary Science Letters, 1999, 167, 11-158.

98. Schmidt M. W., Poli S. The stability of lawsonite and zoisite at high pressureas: Experiments in CASH to 92 kbar and implications for presence of hydrous phase in subducted lithosphere.// Earth and Planetary Science Letters, 1994, 124, p. 105-118.

99. Shreyer W. Experimental studies on metamorphism of crustal rocks under mantle pressure.// Mineral. Mag., 1988, 51, p. 1-26.

100. Schreyer W. Subduction of continental crust to mantle depth: petrological aspects.//Episodes, 1988, v.ll, p.97-104.

101. Sekine T., Wyllie P.J. and Backer D.R. Phase relationships at 30 kbar for quartz eclogite composition in CaO-MgO-A^CVSiCV^O with implication for subduction zone magmas.// American Mineralogist, 1981, v. 66, p. 938-950.

102. Shatsky Y.S., Sobolev N.B. and Vavilov M.A. Diamond-bearing metamorphic rocks of the Kokchetav massif (Northern Kazakhstan).// In Coleman R.G. and Wang X. (ed). Ultrahigh pressure metamorphism., 1995a, Cambrige, Cambrige Unersity Press., p.427-455

103. Shatsky V.S., Jagoutz E., Sobolev N.V., Kozmenko O.A., Parkhomenko V.S., Troesch M. Geochemistry; and age of ultrahigh pressure metamorphic rocks from the Kokchetav massif (Northern Kazakhstan).// Contrib. Mineral. Petrol., 1999, 137, p. 185-205

104. Smith D.C. Coesite in clinopyroxene in the Caledonides and its implication for geodynamics.// Nature, 1984, v.310, p.641-644.

105. Smyth J.R. Cation vacancies and the crystal of breakdonw reactions in kimberlitic omphacites.// Amer.Miner. 1980, v.65, pi 185-1191

106. Sobolev N.V., ShatskyV.S. Diamond inclusions in garnets from metamorphic rocks: a new enviroment for diamond formation.// Nature, 1990, 343, p. 742-746

107. Sobolev N.Y., Fursenko B.A., Goryainov S.Y., Shu J., Hemley R.J., Mao H. Fossilized high pressure from the Earth's deep interior: the coesite-in-diamond barometer.// in press

108. Southwell R.V., 1941. An introduction to the theory of elasticity for engineers and physicists.// Oxford University Press, Oxford, 509 pp.

109. Taylor W.R., Canil D., and Milledge H.J. Kinetics of lb to IaA nitrogen aggregation in diamond.// Geochim. Cosmochim. Acta, 1996, 60, p. 4725-4733.

110. Theunissen K., Dobretsov N.L., Travin A., Shatsky V.S., Korsakov A.V., Smirnova L and Boven A., Two contrasting domains in the Kokchetav

111. Megamelange (north Kazakhstan): Difference in exhumation mechanisms of ultrahigh pressure crustal rocks or a result of subsequent deformation?// The Island Arc., 2000.

112. Timoshenko S.P., Goodier J.N. Theory of Elasticity.// Me-Graw-Hill. New York, 1970, 567 pp.

113. Troesch M., Jagoutz E. Mica cooling ages of a diamond-bearing gneiss from the Kokchetav Massiv, Kazakhstan.// In: Seventh meeting of the European Union of Geosciences; abstract supplement. Anonymous. Terra Abstracts., 1993, 5, Suppl. 1; p. 396.

114. Van Der Molen I. and Van Roermund H.L.M. The pressure path of solid inclusion in minerals: the retention of coesite inclusion during uplift.// Lithos, 1986, 19, p. 317-324.

115. Vavra G. and Schaltegger U. Post-granulite facies monazite growth and rejuvenation during Permian to Lower Jurassic thermal and fluid events in the Ivrea Zone (Southern Alps).// Contrib. Mineral. Petrol, 1999a, 134, 405 414.

116. Vavra G., Schmid R. and Gebauer D. Internal morphology, habit and U-Th-Pb microanalysis of amphibolite-to-granulite facies zircons: geochronology of the Ivrea zone (Southern Alps).// Contrib. Mineral. Petrol, 1999b, 134, 380404.

117. Wang X., Liou J.G. and Mao H.K. Coesite-bearing eclogites from the Dabie Mountains in cental China.// Geology, 1989, 17, 1085-1088.

118. Watson E.B., Liang Y. A simple model for sector zoning in slowly gown ctrystals: implication for growth rate and lattice diffusion, with emphasis on accessory minerals in crustal rocks.// Am. Mineral., 1995, 80, p. 1179-1187.167

119. Zhang R.Y., Liou J.G., Ernst W.G., Coleman R.G., Sobolev N.V. and Shatsky V.S. Metamorphic evolution of diamond-bearing and associated rocks from Kokchetav massif, northern Kazakhstan.// Metam. Geol, 1997, 15, p. 479496

120. Zhang Y., 1998. Mechanical and phase equilibria in inclusion- host system.// Earth and Planetary Science Letters, 157, 209-222.