Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Петрология и минеральная хронометрия коровых эклогитов

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Перчук, Алексей Леонидович

Условные обозначения.

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА 1. Методы исследования

1.1. Геотермобарометрия.

1.2. Электронно-зондовый микроанализ.

1.3. Минеральная хронометрия.

ГЛАВА 2. Эклогиты Большого Кавказа

2.1. Введение.

2.2. Геологическое положение.

2.3. Полевые взаимоотношения и петрографическая характеристика.

2.4. Главные породообразующие минералы.

2.5. Минеральные реакции в эклогитах.

2.6. Р-Тэволюция метаморфизма.

2.7. Образование стрингеров.

2.8. Флюидные включения.

2.9. Минеральная хронометрия.;.

2.10. Геохронологические исследования (Lu-Hf, Sm-Nd и Ar-Ar методы)

2.11. Выводы.

ГЛАВА 3. Эклогиты комплекса Юкон-Танана, Канада

3.1. Введение.

3.2. Общие сведения об эклогитах Фаро.

3.3. Петрографическая характеристика.

3.4. Составы главных породообразующих минералов.

3.5. Р-Т тренд метаморфизма.

3.6. Продолжительность метаморфизма.

3.7. Изотопное датирование (Lu-Hf и Ar-Ar методы).

3.8. Обсуждение результатов.

3.9. Выводы.

ГЛАВА 4. Эклогиты комплекса Берген Арке, Норвегия.

4.1. Введение.

4.2. Геологическая ситуация и основные этапы метаморфизма.

4.3. Особенности петрографии.

4.4. Составы главных породообразующих минералов.

4.5. Р-Т эволюция метаморфизма.

4.6. Продолжительность Р-Т эволюции.

4.7. Обсуждение результатов.

4.8. Выводы.

ГЛАВА 5. Эклогиты района горы Сулу-Тюбе, Кокчетавский массив

5.1. Введение.

5.2. Основные черты петрографии и минералогии эклогита.

5.3. Состав граната и причины возникновения зональности.

5.4. Моделирование диффузии в гранате.

5.5. Р-Т параметры метаморфизма.

5.6. Скорости подъема и охлаждения эклогитов.

5.7. Обсуждение результатов.

5.8. Выводы.

ГЛАВА 6. Тектонические модели подъема эклогитов

6.1. Введение.

6.2. Обзор моделей.

6.3. Численное моделирование образования и подъема эклогитов в зоне субдукции.

6.4. Обсуждение результатов и выводы.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрология и минеральная хронометрия коровых эклогитов"

ИСТОРИЧЕСКАЯ СПРАВКА, ВОПРОСЫ ТЕРМИНОЛОГИИ И КЛАССИФИКАЦИИ

Человек обратил внимание на эклогит еще в Неолите (Godard, 2001): благодаря исключительной прочности и удельному весу эта порода использовалась для изготовления инструментов. Много позднее, в конце XVII века, было дано первое научное описание эклогита (Н-В. de Saussure, 1779-1796), а затем, с "легкой руки" французского геолога R.-J. Наиу (1822), порода обрела свое название ("эклогит" в переводе с греческого - "выборка").

По настоящему серьезная дискуссия, связанная с эклогитами, уходит своими корнями в начало прошлого столетия, когда П.Эскола (Escola, 1920) опубликовал свой знаменитый труд о фациях метаморфизма. В нем было впервые предложено классифицировать метаморфические породы по температурным и барическим условиям образования. Наиболее глубинная фация получила название эклогитовой по одноименным породам основного состава. Доминирующими в этих породах являются минералы с малыми молекулярными объемами - гранат (пироп-альмандин-гроссулярового ряда) и омфацит (жадеит-содержащий клинопироксен). Примечательно, что плотные структуры минералов являлись в то время главным диагностическим признаком высокого давления при образовании эклогитов (например, F.Becke, 1903). По мнению П.Эскола, высокое давление могло достигаться как путем погружения пород на большие глубины, так и за счет бокового сжатия (дифференциальный стресс) даже на весьма умеренных глубинах. Так было положено начало длительной дискуссии о генезисе эклогитов, которая не затихает и по сегодняшний день.

Долгие годы большой популярностью среди ученых пользовалась гипотеза о существовании эклогитового слоя в верхней мантии. Предполагалось, что эклогитовый слой богат алмазами и обладает физическими свойствами, которые обеспечивают резкое изменение скоростей прохождения продольных и поперечных сейсмических волн на границе кора-мантия (граница Мохо). Серия классических экспериментальных работ (см. Kushiro, Yoder, 1964; Ringwood, Green, 1964, 1966) показала полную несостоятельность этой гипотезы. Однако интерес к высокобарным породам не угас, благодаря появлению новой глобальной тектоники, в которой эклогитам и глаукофановым сланцам отводится важная роль индикаторов глубинных процессов, протекающих в зонах конвергенции литосферных плит (Рис. 1.1).

Рис. 1. Гистограмма встречаемости слова "эклогит" (и аналогов этого слова) в заголовках публикаций (Godard, 2001, с изменениями), при использовании базы данных GEOREF.

В последние годы породы эклогитовых комплексов вновь оказались в центре внимания ученых. Это случилось во многом благодаря находкам в метаморфических минералах включений коэсита (Chopin, 1984; Smith, 1984), а чуть позднее и алмаза (Соболев, Шацкий, 1987, 1988; Sobolev, Shatsky, 1990; Xu et al., 1992; Okay, 1993; Masson, 1998). Эти открытия в значительной мере изменили наши представления о Р-Т условиях минералообразования при метаморфизме, увеличив диапазон давления более чем в два раза (рис. 2). Но главное научное открытие состояло в том, что метаморфогенные коэсит (Р~ 26 кбар при 700 °С) и/или алмаз (Р~ 35 кбар при 700 °С) доказывают возможность погружения коровых пород на глубины значительно превышающие мощность земной коры в том числе в наиболее крупных орогенических поясах (например, кора под Гималаями ~70 км).

Важно отметить, что предтечей упомянутых минералого-петрографических открытий явились работы советских ученых Б.В.Чеснокова и В.А.Попова (1965), а также О.М. Розена и др. (1972). Написанные в годы, когда основной парадигмой геологии было учение о

200

VC

Рис.2. Схема фаций метаморфизма (Spear, 1993) и Р-Т условия образования эклогитовых комплексов. Условные обозначения фаций: Ц - цеолитовая; ПП- пренит-пумпелиитовая, ЗС - зеленых сланцев; ГС - глаукофановых сланцев; ЭА -эпидотовых амфиболитов; А - амфиболитовая; Г - гранулитовая; Е - эклогитовая. Р-Т области образования коровых эклогитов (пунктирные линии): I, низкотемпературные породы высоких давлений - Францисканский комплекс, США (Moore, Blake, 1989); Оман (El-Shazli et al., 1997); комплекс Неркау, Северный Урал (Gomez-Pugnaire et al, 1997); массив Волтри, З.Альпы (Messiga, S cambell uri, 1991); комплекс Самбогава, Япония (Banno, Sakai, 1989); Санфьорд, Западный Гнейсовый Район, Норвегия (Krogh, 1980); о.Сифнос, Греция (Schliestedt, 1986); Гран Парадизо, З.Альпы (Vearncombe, 1983); покров Алания, Турция (Okay, 1989); Новая Каледония (Ghent et al., 1987); о. Куба (Добрецов, Добрецова); П, средне-температурные породы высоких давлений: массив Марун-кеу, Полярный Урал (Удовкина, 1972, 1985; Шацкий и др., 2000); Северо-Муйская глыба, Прибайкалье (Добрецов и др., 1989); Большой Кавказ (Перчук, Герасимов, 1992; Перчук, 1993); район Сулу-Тюбе, Кокчетавский массив (Перчук и др, 1998), Судеты, Польша (Steltenpohl et al 1993); Иберийский массив, Испания (Arenas et al, 1997); Лантерманский хребет, Антарктика (Vincenzo et al., 1997); Макбальское поднятие, Тянь-Шань (Соболев и др, 1989; Tagiri et al., 1985) Усагаранский пояс, Танзания (Moller et al., 1995); Родопский массив (Кориковский и др., 1998а, б); массив Битлис, Турция (Okay et al., 1985); Мюнчбергерский массив, Германия (Franz et al, 1986); комплекс Берген Арке, Норвегия (Austrheim, Griffin, 1985) Ш - среднетемпературные коэсит-содержащие породы очень высоких давлений (массив Дора-Майра, З.Альпы (Chopin et al, 1991); Западш>гй Гнейсовый район, Норвегия (Smith, 1984; Wain, 1997); Максютовский комплекс, Ю. Урал (Lennykh et al., 1995); Цермат-Саас, З.Альпы (Reinecke, 1998), район Сулу, Китай (Zhang et al., 1995а; Nakamura, Hirajima, 2000); Даби-Шань, Китай (Zhang, Liou, 1996); комплекс Атбаши, Тянь-Шань (Tagiri et al., 1995); участок Кулет, Кокчетавский массив (Удовкина и др., 1980; Parkinson, 2000); IV - средне-температурные алмаз-содержащие породы сверх-высокоих давлений (Кокчетавский массив (Соболев, Шацкий, 1989); Эргебирг, Германия (Massone, 1998); Даби-Шань, Китай (Xu et al., 1992). Фазовые равновесия: графит = алмаз (Bundy, 1980), коэсит = кварц (Bohlen, Boetcher, 1982), альбиг=жадеиИ-кварц (Holland, 1980). геосинклиналях, эти работы так и не приобрели того общественного резонанса, который могли бы иметь сегодня, в эпоху господстве новой глобальной тектоники. В первой из вышеупомянутых статей обращалось внимание на радиальные трещины вокруг поликристаллического агрегата кварца в гранате из эклогита Максютовского комплекса (Южный Урал). Блестящая догадка авторов, что эти трещины связаны с разгрузкой напряжений, возникающих при фазовом превращении высокобарного коэсита (F=20.64 см3/моль) в кварц (V-22.69 см3/моль), подтвердилась два десятилетия спустя (Chopin, 1984; Smith, 1984), прославив зарубежных ученых.

В статье О.М.Розена и др. (1972), впервые сообщается о находке алмаза в коре выветривания эклогитов Кокчетавского массива. Генезис алмаза в те годы связывался многими учеными с магматическими процессами в мантии, в ходе которых происходит равновесная кристаллизацию алмаза из расплава (Ефимов, 1964; Добрецов Соболев, 1970). Надо сказать, что у этой гипотезы и поныне немало сторонников (например, Маракушев, 1993, Perchuk et al., 2002) Не меньшей популярностью пользовалась идея метастабильного роста алмаза из восстановленных углеводородных флюидов, воздействующих на карбонатно-силикатные породы (Летников, 1983; Лаврова, 1991).

Однако всемирную известность этот уникальный геологический объект получил благодаря революционному открытию Н.В.Соболева и В.С.Шацкого (Sobolev, Shatsky, 1990) истинной природы Кокчетавских алмазов: оказалось, что находящиеся в гнейсах и карбонатно-силикатных породах алмазы, действительно кристаллизовались в поле своей стабильности, но имеют не магматическую, а метаморфическую природу. Многочисленные минералогические, петрологические и1 тектонические данные по ультравысокобарным породам данного массива позволяют утверждать, что эта гипотеза уже выдержала испытание временем и явилась важной вехой в понимании геодинамических процессов протекающих в земной коре и верхней мантии в обстановке континентальной субдукции (Shatsky et al, 1999; Zhang et al. 1997, Добрецов, 2000).

Прежде чем продолжить обсуждение главнейших проблем, связанных с эклогитами, целесообразно остановиться на вопросах терминологии и классификации, осветить термодинамические параметры образования и эволюции в рамках общей схемы фаций метаморфизма.

Напомним, что название "эклогит" было дано гранат-омфацитовой породе основного состава еще в начале XIX века (Наиу, 1822). В последние годы, благодаря обилию фактического материала, "канонический" образ эклогита ((л1+Отр±(3±Ку±К.и1:) претерпел значительные изменения. В частности, к указанной высокобарной ассоциации добавились водные минералы (например, Сго, РЬеп, АтГ и др) и даже некогда запрещенный

Таблица 1. Основные литологическне разновидности пород эклогитовой фации метаморфизма и их парагенезисы (Сагс\уе11,1990, с изменениями) протолит высокобарная типоморфные другие минералы высокобарного порода минералы парагенезиса

Основные эклогиты магматические породы

Ультраосновные гранатовые магматические перидотиты,

СгЛ, Отр породы

Средние и кислые магматические породы

Ре-пелиты

М§-пелиты

Псаммиты

Карбонаты гроспидиты кварциты и кристаллосланцы фенгит-гранатомфацитовые сланцы белые сланцы жадеитовые кварциты мраморы

С^г/Сое, Ку, го/Сго, Р1& Ьууб, Ма& Ашр, РЬеп, Т1с, СМ, Сог, (}г/01а, Кт, Ру

5П, 01, Срх, Срх, Орх, Бр!, СЫ, РЫ, Ашр, Мдэ,

Орх

Т1с, (Зг/Отс!

Срх (1с1>, (5п, Ку, Zo/Czo, Р1&

Соев/С^г, РЬе Атр, Лиг

5п, Срх (1с1), С^г/Сое, Ку, го/Сго, Ашр, РЬе Р& СМ, Кли, Ру, (Зг/Отс!

5п, Т1с, Ку <}1г/Сое, Срх (М), РЬе, Р1ё, СМ, СЫ, 81, Саг, Е11

Срх (1с1), ^ РЬе, (5п, Ку, го/Сго, Lws, Ш

С^г/Сое

Аг^Са1, ОгП Мдэ, Оо1, Апк, Срх, го/Сго, Lws, Ку, РЫ, С^г/Сое, СЫ, РЬе, Тг, Ти, вгЮтй плагиоклаз. Немало сведений имеется в настоящее время по высокобарному метаморфизму в различных литологических типах пород (табл. 1).

Известно несколько классификаций эклогитов. Одни из них основаны на характере вмещающих пород (например, Escola, 1921; Смуликовский, 1964; Coleman et al., 1965), другие - на Р-Г условиях образования эклогитов (Carswell, 1990; Кориковский, 1995; Hacker et al., 2003). Наибольшей известностью пользуется классификация Coleman et al. (1965), в которой удачно подмечена связь генетических, минералогических и петрологических особенностей эклогитов:

Группа А включения в кимберлитах и базальтах;

Группа В линзовидные и пластовые тела в гнейсах и кристаллосланцах;

Группа С эклогиты, ассоциирующие с глаукофановыми сланцами.

Эклогиты группы А принято считать мантийными куммулатами (например, Hills, Haggerty, 1989; Beard et al., 1992; Тэйлор, 1993). Для них характерны типичные для мантийных материалов геохимические характеристики, высокая температура образования (>800°С) и простой парагенезис - гранат+клинопироксен (в небольших количествах могут также присутствовать кварц, коэсит, рутил, амфибол, фенгит, кианит, алмаз), по которому эти эклогиты нередко называют "биминеральными". Характерным представителем данной группы пород следует считать алмазоносные эклогиты из трубки Мир, Якутия (Бобриевич и др., 1959; Соболев и др., 1998). Наряду с мантийными куммулатами, в кимберлитах и базальтах иногда встречаться ксенолиты эклогитов из древней океанической коры, погрузившейся на большие глубины в процессе субдукции (Тэйлор, 1993, Ryabchikov et al, 1996). По своим петрологическим и геохимическим характеристикам этим породы следует отнести к группам В и С.

Эклогиты группы В широко представлены в складчатых поясах многих регионов мира. Это коровые метаморфические породы, образованные при умеренных температурах в широком диапазоне давлений (Рис.2). Для них характерен весьма представительный минеральный парагенезис - Grt+Omp+Qtz±Ky±Phe±Prg±Czo±Amf±Rut. Гранаты как правило имеют прогрессивную концентрическую зональность и содержат минеральные включения, относящиеся к более раннему(им) парагенезису(ам). Классическими для данной группы считаются эклогиты Западного Гнейсового Района, Норвегия (Backlund, 1936; Krogh, 1977; Bruhni et al., 1977, Krogh, Carswell, 1995; Перчук, 2002). В нашей стране, признаками группы В обладают эклогиты большого Кавказа (Плошко, Шпорт, 1974; Перчук, 1993).

Эклогиты группы С, ассоциирующие с наиболее низкоградиентными породами на земле (глаукофановые сланцы образуются при геотермическом градиенте в пределах 5-10 °С/км), имеют относительно низкие температуры образования (Рис.1). Минеральные парагенезисы эклогитов групп С и В довольно близки, но составы минералов отличаются. Например, гранат в группе С более железистый, амфибол представлен преимущественно глаукофаном, омфацит содержит меньше жадеитовой молекулы и т.д. (Coleman et al., 1965). Наиболее известными представителями данной группы являются эклогиты Францисканского меланжа в Калифорнии (Ernst, 1984). В России эклогиты группы С встречаются в пределах Максютовского (ультра?)высокобарного комплекса (Добрецов, Добрецова, 1989; Lennykh et al., 1995).

Несмотря на широкую известность, в данной классификации можно выделить ряд недостатков. Например, здесь не находится места для известного высокобарного комплекса Марун-кеу, что на Полярном Урале (и ему подобных), где эклогитизация развита по интрузивным породам базит-ультрабазитового комплекса (Удовкина, 1972, 1985; Austrheim, 1998; Шацкий и др. 2000). Известны также комплексы (Newton, 1986), в которых эклогиты, ассоциирующие с глаукофановыми сланцами (т.е. формально относящиеся к группе С), имеют минеральный состав и Р-Т параметры образования присущие группе В. Надо сказать, что систематика эклогитов постоянно совершенствуется. Например, экспериментальные исследования последних лет (Poli, Schmidt, 1996; Ernst et al., 1998;

Vielzief, Schmidt, 2001) позволили ввести субфации цоизит-амфиболовых, цоизитовых, кианитовых, лавсонит-амфиболовых и алмазных эклогитов (Кориковский, 1995; Hacker et al., 2003).

Р-Т УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ

Наиболее эффективным методом определения температуры и давления, основанным на распределении компонентов между равновесными фазами, является геотермобарометрия. И хотя первые шаги в этом направлении были сделаны еще в 40-50-е годы (Коржинский, 1936; Соболев, 1960; Friedman, 1949; Ramberg, de Vore, 1952; Barth, 1951), всемирное признание этот метод получил лишь в конце 60-х годов благодаря разработке Л.Л.Перчуком теории фазового соответствия и созданию на ее основе серии взаимосогласованных термометров и барометров (Перчук, 1970, 1973). Период бурного развития геотермобарометрии приходится на 60-80-е годы: именно тогда было экспериментально изучено подавляющее количество минеральных равновесий -термометров и барометров (см. обзор в работах Essene, 1989; Carswell, Harley, 1990; Perchuk, 1991). Детальное рассмотрение основ метода термобарометрии и анализ основных минеральных равновесий, использованных для оценки физико-химических параметров метаморфизма в эклогитах, содержится в первой главе диссертации.

При реконструкциях физико-химических условий минералообразования нередко применяется метод петрогенетических сеток. Лежащая в его основе теория диаграмм состояния мультисистем (Скрейнемакерс, 1948; Коржинский, 1957; Жариков, 1961), получила широкое развитие в последние годы благодаря созданию взаимосогласованных баз термодинамических данных породообразующих минералов (Карпов и др., 1976; Holland, Powell, 1985; 1990; 1998; Berman, 1988; Gottschalk, 1997). На этой основе были созданы весьма популярные (особенно среди западных геологов) компьютерные программы Thermocalc (Powell & Holland) и TVQ (Berman). Эти программы очень удобны, так как позволяют по заданным составам минералов и активностям летучих рассчитывать минеральные равновесия в различных сечениях - Р-Т-х, Т-/лгх, Р-цгх, ЦгЩ и др. Однако, корректные оценки Р-Т условий метаморфизма по этим программам получаются далеко не всегда: особенно велики погрешности в тех случаях, когда используются минеральные равновесия, которые не изучались экспериментально (El-Shazli, 2001). Весьма показательны в этом отношении оценки Р-Т условий метаморфизма цоизит-кианитового эклогита из Западного Гнейсового Района, Норвегия (Terry et al., 2000); выполненные по двум разным программам - Thermocalc и TVQ - оценки давления различаются более чем на 15 кбар.

Породы эклогит-содержащих комплексов формируются в широких диапазонах температуры и давления. Выборка Р-Т условий образования пород из этих комплексов в разных регионах мира приводится на рис.2. Комплексы можно условно разделить на 4 группы: I - низкотемпературные высоких давлений; среднетемпературные высоких (И), очень высоких (III) и сверхвысоких (IV) давлений. Первую группу составляют породы эклогит-глаукофансланцевых комплексов, связанные с обстановкой субдукции. В группах II-IV доминируют породы из гнейсово-сланцевых комплексов, причем наиболее глубинные породы (группы III и IV) связаны с коллизией континентов. Возможно, при наличии более чувствительных геотермометров и геобарометров оценки Р-Т условий образования пород распределятся более равномерно на Р-Г диаграмме (рис.2), что приведет к стиранию границ между группами. Однако едва ли стоит ожидать больших перемен в ближайшие годы и потому предлагаемая систематика может сохранять актуальность еще долгое время.

Детальные петрологические исследования метаморфических пород позволяют проводить реконструкции Р-Т трендов, которые отражают сопряженное изменение температуры и давления в ходе метаморфической эволюции породы. Впервые предложенные еще в начале 70-х годов (Перчук, 1973; Перчук, Ушаков; 1973, Perchuk, 1976,1977), Р-Т тренды по праву считаются одним из выдающихся достижений петрологии. В самом деле, Р-Т тренды несут важнейшую информацию о недоступных для прямого наблюдения глубинных геодинамических и теплофизических процессах (Perchuk,

30

Q.

CO Ю

20

10

T,°C

Рис.3. Некоторые фазовые равновесия и Р-Т тренды метаморфизма, характерные для разных типов пород. Фазовые равновесия: Ab=Jd+Qtz (Holland, 1980); Arg=Cc (Carlson, 1980); Ant=For+cEn+H2ö (Wudner, Schreyer, 1997), Prg=Jd+Ky+H20 (Holland, 1979), Law=Zo+Ky+H2ö (Newton, Kennedy, 1963), Dia=Gr (Bundy, 1980), Coe=Qtz (Bohlen, Boetcher, 1982), водный солидус габбро (Lambert, Wyllie, 1972). Поля стабильности силикатов глинозема - And, Sil, Ку (Holdaway, 1971);Линии Р-Т тренды метаморфизма отвечающие группам пород I, II, III и IV, выделенным на рис.1. Р-Т тренды: 1 - Новая Каледония (Ghent et al., 1987); 2 - участок Сулу-Тюбе, Кокчетавский массив (Перчук и др. 1998); 3- участок Фаро, Юкон, Канада (Перчук, Филипо, 2000); 5- Эргебирг, Германия (Schmadicke et al., 1992); 6 - Судеты, Польша (Steltenpohl et al., 1993); 7 -Кокчетавский массив, Казахстан (Zhang et al., 1997); 8 - район Сулу, В. Китай (Zhang et al., 1995); 9 -массив Дора-Майра, З.Альпы (Chopin et al, 1991); 10 - Неркау, Северный Урал (Gomez-Pugnaire et al, 1997); 11 -Айксандал, Западный Гнейсовый Район, Норвегия (Jamtveit, 1987).

Aranovich, 1980; Spear, Selverstone, 1983; Spear, 1993; Кориковский, 1995; Перчук и др, 1999; Gerya et al., 2000). P-T тренды способствовали тому, что усилия петрологов к реконструкции эволюции метаморфических комплексов стали понятными широкому кругу специалистов, работающих в области наук о земле. Весьма показательны в этом отношении численные модели крупномасштабных геодинамических процессов (например, Cloos, 1982; England, Tompson, 1984; Platt, 1986; Peacock 1991, 1995a, 1995b; Perchuk et al., 1992; Gerya et al., 2002), в которых эволюция температуры и давления в ходе эволюции пород используется в качестве важных контрольных параметров.

О разнообразии Р-Т трендов метаморфизма в эклогитах можно судить по рис.3. Как видим, большинство из них направлено по часовой стрелке (например, тренды 1, 5, 11 на рис.3), т.е. эксгумация пород протекает при более высоких температурах, чем погружение. Физическую природу этого явления нетрудно понять из общих соображений: эклогитообразование охватывают блоки относительно холодных пород, перемещаемых в горячей мантии. Очевидно, что самые низкие температуры в любом горизонтальном сечении через зону субдукции будут локализованы на поверхности субдуцирующей плиты. Поднимающаяся порода удалена от этой поверхности в направлении мантийного клина, а значит, находится в области более высоких температур, определяя, таким образом, вышеуказанную форму Р-Т тренда. Стоит отметить, что эти рассуждения справедливы лишь для зон субдукции со стационарной термальной структурой, которая создается лишь спустя десятки миллионов лет с момента зарождения субдукции (Cloos, 1982). На ранних стадиях субдукции термальная структура постоянно меняется, создавая порой, весьма специфические Р-Т траектории (смотрите Gerya et al., 2002), петля которых имеет направление против движения часовой стрелки (например, тренд 3, рис.3). Аналогичную форму тренда, может иметь горячая порода, захваченная в субдукционный канал из вышележащего мантийного клина (Wakabayashi, 1988).

На рисунке 3 просматриваются некоторые особенности прогрессивного этапа метаморфизма. В алмазоносных породах информация об этом этапе, как правило, отсутствует (кривые 5 и 7). Высокобарные породы без алмаза (включая коэсит-содержащие), наоборот, содержат сведения о смене минеральных парагенезисов и о характере изменения Р-Т условий (например, тренды 2, 8, 11). Столь заметное различие в степени информативности пород можно объяснить, с одной стороны, статистикой: известны лишь единицы алмазоносных комплексов, тогда как высокобарные комплексы без алмаза встречаются во многих складчатых областях. С другой стороны, нельзя сбрасывать со счетов и кинетические аспекты минералообразования: породы алмазоносных комплексов являются наиболее высокотемпературными и потому кинетические процессы в них (внутрикристаллическая диффузия, минеральные превращения) протекают значительно быстрее, чем в относительно низкотемпературных процессах. Здесь можно провести аналогию с гранулитами - эти высокотемпературные породы, как правило, не сохраняются следы прогрессивного метаморфизма (Перчук и др., 1983).

На рис.3 можно найти некоторые сведения о флюидном режиме метаморфизма. В частности, обратим внимание, что значительные участки многих Р-Т трендов находятся в области плавления водного эклогита (Lambert, Wyllie, 1972). При этом следы анатексиса в породах, как правило, отсутствуют. Следовательно, температуры плавления пород определяются не водным, а комплексным составом флюида. Современные представления о флюидном режиме высокобарного метаморфизма обсуждаются в 4 главе диссертации.

ПЕТРОФИЗИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЭКЛОГИТОВ Образование новых минеральных ассоциаций в ходе эклогитизации приводит к изменению петрофизических свойств литосферы. Среди прочих, наиболее существенное влияние на глубинные геодинамические процессы имеет эффект изменения плотности.

Достаточно сказать, что на фронте эклогитизации анортозитов или габброидов происходит увеличение плотности на величину порядка 4 г/см (Fountain et al., 1994), сопоставимую или превышающую изменение плотности на границе Мохо. В результате эклогитизации глубинная часть субдуцирующей плиты утяжеляется настолько, что способна затягивать плиту в мантию. Многие ученые считают, что именно этот механизм ("slab pull") является основным "локомотивом" субдукции (Ahrens, Schubert, 1975; Cloos, 1993), в том числе континентальной (von Blanckenburg, Davies, 1992; Davies, von Blanckenburg, 1992). И, наоборот, при отрыве уплотненных эклогитизированных пород океанической плиты ("slab break-off") субдукция легкой континентальной плиты может прекратиться (von Blanckenburg, Davies, 1992; Davies, von Blanckenburg, 1992) и начнется ее изостатический подъем, вызывающий горообразование на поверхности земли. Эта гипотеза, в какой-то мере созвучна с высказанной ранее идеей о воздымании складчатых поясов вследствие изостазии. Последняя вызвана отрывом и затоплением в мантии эклогитовых "корней гор" (Артюшков, 1979; Artyushkov et al., 1996). К тектоническим моделям в зонах субдукции и коллизии мы еще вернемся в заключительной главе диссертации.

Высокая плотность эклогитов играет важную роль при интерпретации геофизических данных. В частности, образование эклогитовой минеральной ассоциации приводит к резкому увеличению скоростей продольных и поперечных волн в сейсморазведке (Грин, Рингвуд и др., 1968) и росту положительной аномалии силы тяжести в гравиразведке. Эклогитизация может привести к существенному изменению реологических свойств пород (Austrheim, 1991), а отрицательный объемный эффект этого процесса способствует ускоренной фильтрации флюида и образованию характерной ветвистой системы, выполненной во вмещающих породах эклогитами (Jamtveit et al., 2000).

Нередко среди ученых бытует мнение, что эклогитизация, протекающая при повышенных давлениях, приводит к упрочнению плиты. Однако экспериментальные исследования (Jin et al., 2001) и природные наблюдения (Austrheim, 1991) последних лет показали, что эклогиты могут быть пластичнее собственного протолита (габбро, базальт, перидотит, гранулит). Эти данные имеют большое значение для понимания геодинамических процессов в коллизионных обстановках и зонах субдукции. Кроме того, вышеуказанные реологические свойства эклогитов свидетельствуют о том, что эклогитизация способствует снятию напряжений в литосфере (Rubie, 1983; Klaper, 1990; Austrheim, 1997).

Коровые эклогиты принято связывать с обстановками конвергенции литосферных плит. Наряду с этим некоторые ученые убеждены в том, что эклогиты способны оказывать существенное влияние и на процесс дивергенции (Ryan, Dewey, 1997). В частности, высказывается предположение, что образование морских бассейнов в цикле Вильсона (Wilson, 1966) происходит на месте частично разрушенных орогенов. Эклогиты, как известно (Austrheim et al., 1998), являются реологически слабыми породами. Поэтому, находясь в основании орогенов, они должны снижать механическую прочность литосферы, создавая таким образом предпосылки для рифтообразования (Ryan, Dewey, 1997).

ПРОБЛЕМАТИКА

В ходе длительной истории изучения эклогитов возникало немало разнообразных проблем, многие из которых не утратили актуальности и до настоящего времени.

Проблема генезиса

Еще в начале прошлого века существовало две основных гипотезы о происхождении эклогитов (Eskola, 1921): одни ученые полагали, что эти породы являются магматическими, другие придерживались мнения о метаморфическом генезисе. Весьма показательна в этом плане более чем полувековая дискуссия о происхождении самой крупной эклогитовой провинции, расположенной в Ю-3 Норвегии. Как известно (подробности дискуссии в работе Krogh, Carswell, 1995), верх в этой дискуссии одержали сторонники метаморфической гипотезы, после того, как в их распоряжении появились прецизионные аналитические методы (электронно-зондовый анализ и др. ).

Проблема генезиса эклогитов нередко рассматривалась и рассматривается в контексте создания областей сверхдавления в земной коре и/или верхней мантии. Уточним, что предметом обсуждения является не факт повышенного давления, а вопрос соответствия оцениваемого давления той глубине, на которой залегали породы в момент метаморфического события. Долгое время считалось, что эклогиты образуются в областях аномально высокого давления. Сверхдавление, в зависимости от источника, подразделялось на тектоническое (B.C. Соболев, 1949, 1960; Парфенов, 1884; Escola, 1921; Backlund, 1936, Brothers, 1970) и флюидое (Добрецов, 1974; 1981; Dobretsov, Sobolev, 1975). Альтернативная гипотеза высказывалась Ф.А. Летниковым (Летников, 1983), полагающим, что образование ультра-высокобарных минералов (например, алмаза) происходит в условиях метастабильного роста.

Исследования механических свойств пород показали (Brace et al., 1970; Ernst, 1971; Brace, Kohlestedt, 1980; Etheridge et al. 1984), что давление в нижней части земной коры может отличаться от литостатического лишь незначительно (в пределах 1 кбар). При этом допускалась возможность существования более высоких стрессовых нагрузок в сухих породах. Образование эклогитов в сухой системе представляется маловероятным, так как природные наблюдения свидетельствуют о том, что высокобарная перекристаллизация происходит только в присутствии водосодержащего флюида, являющегося не только катализатором, но нередко и участником минеральных реакций (Удовкина, 1971; Rubie, 1984; Austrheim, Griffin, 1985; Jamtveit et al., 1990). Иными словами, эклогит формируется при наличии водного флюида, присутствие которого, в свою очередь, препятствует созданию сверхдавления.

Таким образом, в какой-то момент гипотеза сверхдавления стала весьма уязвимой. А, в конце концов, необходимость в ней просто отпала в связи с появлением новой глобальной тектоники, определенно указавшей геодинамическую обстановку, при которой могут формироваться эклогиты.

В рамках нового учения стало понятно, что специфические низкоградиентные условия (низкие температуры/высокие давления), необходимые для эклогитообразования, создаются в зонах субдукции (Ernst, 1971; Перчук, Ушаков, 1973; Miyashiro, 1973). В рамках этой концепции можно объяснить многочисленные петрологические, геохимические, структурные и тектонические данные, полученные при изучении горных пород, находящихся в составе эклогит-содержащих комплексов (например, Cloos, Shreve,

1988a, "Eclogite faciès ." 1990; Dobretsov, 1991). Некоторые из установленных закономерностей удается воспроизвести с помощью численных экспериментов (Cloos, 1982; Shreve, Cloos, 1986; Peacock, 1990; Добрецов, Кирдяшкин, 1993; Gerya et al., 2002).

Если эклогитизация пород в составе субдуцирующей океанической плиты мало у кого вызывает сомнения, то аналогичный процесс, связанный с погружением континентальной коры на глубины 90 км и более (поля стабильности коэсита и алмаза), продолжает вызывать оживленные дискуссии. В частности, нередко подвергается сомнению возможность погружения легкой коры (плотность ~2.8 г/см3) в высокоплотную манию (~3.3 г/см3). При этом сбрасывается со счетов, что континентальная кора погружается в составе литосферной плиты, значительная часть которой, как известно, приходится на литосферную мантию. Рассмотрим, что показывает анализ плотностей астеносферы и литосферы с учетом структуры последней. По оценкам М. Клуса (Cloos, 1993, Fig.2), средняя плотность 125 километровой литосферы, состоящей из гранита (25 км, плотность 2.75 г/см3), океанической коры (7 км, 2.90 г/см3) и литосферной мантии (93 км, 3.30 г/см3) составляет 3.27 г/см . При эклогитизации ее плотность может увеличиваться до 3.31 г/см , достигнув плотности океанической литосферы возрастом 80 млн. лет (Cloos, 1993, Fig.2). мощность литосферы (км)

Рис. 4. Расчетная зависимость плотности астеносферы от мощности литосферы (Cloos, 1993, Fig. 1а, с изменениями). Цифра- плотность астеносферы под литосферой мощностью 125 км.

Возможность субдукции океанической литосферы сомнений, как правило, не вызывает.

С помощью данных М. Клуса (Cloos, 1993) можно оценить плотность астеносферы, находящейся под вышеописанной литосферной плитой. Как следует из рис.4, она

•у составляет около 3.25 г/см , уступая плотности континентальной литосферы без эклогитов и с эклогитами 0.02 г/см3 и 0.06 г/см3, соответственно. Этот упрощенный анализ показывает, что субдукция континентальной коры в составе литосферы не запрещена до тех пор, пока сохраняется их монолитность. Обратим внимание, что в работе М. Клуса (Cloos, 1993) рассматривается континентальная субдукция, вызванная утяжелением плиты (механизм PULL). Другие же факторы, влияющие на движение плиты в зоне субдукции (Forsuth, Uyeda, 1975; Backus et al., 1981), в расчетах не учитывались. Например, осталась без внимания горизонтальная составляющая давления на плиту, возникающая со стороны поднимающейся мантии в срединно-океанических хребтах (механизм PUSH).

Условия погружения континентальной коры на мантийные глубины исследовалось также с помощью численных экспериментов (Houseman, England, 1986; Peacock et al., 1994, Henry et al., 1997, и др., Burov et al., 2001) и методом аналогового моделирования (напр. Chemenda et al, 1995; 2000). Результаты показывают, что глубина погружения континентальной коры зависит от конкретной геодинамической ситуации. В частности, по данным Е.Бурова с сотр. (Burov et al., 2001) даже при низких скоростях конвергенции (первые мм/год) континентальная кора сохраняет достаточно прочную связь с литосферной мантией до глубин 100-150 км. Дальнейшее погружение размягченных легких пород становится невозможным: они отделяются от подстилающей мантии и поднимаются (всплывают) к поверхности земли. При более высоких скоростях погружения породы континентальной коры могут достигать еще больших глубин (Е.Буров, персональное сообщение).

Численные эксперименты открывают новые горизонты в познании процессов, протекающих в зонах конвергенции плит. Тем не менее, ввиду больших неопределенностей реологических параметров (смотрите дискуссию Burov (2003) и Ranalli (2003)) существующие модели требуют дальнейшей модернизации, а результаты - осмысления.

Появление мощных компьютеров породило новую волну интереса к порядком забытой гипотезе сверхдавления. Например, Н. Манктелов (Manktelov, 1995) исследовал поведение низковязкого вещества (преимущественно метаосадки и серпентиниты) в субдукционном канале, выполняющем пространство между погружающейся плитой и мантийным клином. Его численные эксперименты показали, что общее давление в канале на глубине 25-45 км может вдвое превышать литостатическое. По мнению многих специалистов (например, Е.Буров, 2001, персональное сообщение) в рассматриваемой модели неоправданно завышена прочность стенок субдукционного канала. Дело в том, что верхняя (относительно горячая) стенка канала является относительно слабой и при повышенных стрессовых нагрузках (использованных в цитируемой работе) она просто прогнется, вернув систему к литостатическому давлению. Верхняя граница канала в модели принимается не только сверхпрочной, но и неподвижной. Последнее предположение трудно считать бесспорным, поскольку известно, что движение плиты способствует возникновению мантийной конвекции (Kincaid, Sacks, 1997; Gerya et al., 2002). В дополнении к этому, верхняя граница субдукционного канала постоянное перемещается, вызывая расширение субдукционного канала. Процесс серпентинизации мантийного клина вызван поступлением из субдуцирующей плиты огромных объемов водного флюида, выделяющегося при реакциях дегидратации (Gilliot et al., 1999; Gerya et al., 2002; Bostock et al, 2002).

Численные эксперименты по изучению сверхдавления в земной коре получили интересное продолжение в работе К. Петрини и Ю. Подладчикова (Petrini, Podladchikov, 2000). Изучив утолщение земной коры в обстановке сжатия (конвергенции), авторы пришли к выводу, что давление распределено очень неоднородно в диапазоне глубин 0-50 км. При этом подчеркивается, что отклонение давления от литостатического может быть весьма существенным. Например, в средней части орогена (где доминируют пластические деформации) максимальное давление может вдвое превышать литостатическое. Роль упоров, удерживающих огромные напряжения, выполняют две жесткие пластины -холодная верхняя кора (сверху) и верхняя мантия (снизу). Насколько эта модель соответствует внутреннему строению орогенических поясов? Существует немало свидетельств того, что орогенез является результатом континентальной субдукции (например, Хайн, Ломизе, 1995; Le Pichón et al, 1997; Burov et al., 2001). Тогда в роли нижнего упора должна выступать не одна, а две пластины, что, безусловно, снижает прочность "конструкции", удерживающей повышенное давление. Механические свойства верхнего упора также зависят от многих факторов. К числу наиболее существенных, ослабляющих прочность верхнего упора, можно отнести фазовые превращения, миграцию флюидов, тектонические и некоторые эрозионные процессы. Влияние вышеизложенных факторов на распределение давления в модели не рассматривается, что затрудняет ее применение к природным объектам.

Следует обратить внимание, что петрологические методы не позволяют решить проблему сверхдавления, так как положение фазовых равновесий на Р-Т диаграмме определяется не литостатическим, а общим давлением (Робщ). Общее давление, которым оперируют петрологи, есть среднее значение диагональных параметров тензора напряжения. Упрощенное выражение для оценки общего давления может быть представлено в следующем виде (Petrini, Podladchikov, 1999)

Робщ = а3 + Да/ 2, где аз - вертикальное напряжение, Да = ai - аз - дифференциальное напряжение, ai -горизонтальное напряжение. Последний член в этом уравнении характеризует сверхдавление (отклонение давления от литостатического). Можно ли его измерить непосредственно в породе? Исследования в этом направление начали проводиться лишь недавно, но уже появились некоторые результаты заслуживающие внимания. Например, Б.Штокхерт с соавторами (Stockhert et al., 1997), исследуя минеральные включения в гранате из метапелита в Тауерн Виндоу (З.Альпы), обнаружили агрегат зерен кварца с весьма необычной "структурой пены" ("foam structure"). Эта структура является настолько "нежной", что разрушается даже при незначительном дифференциальном напряжении. В метапелите, о котором идет речь, структура пены наблюдается лишь среди включений в гранате, тогда как в матриксе метапелита, где отмечаются следы дислокационного крипа, она отсутствует. По мнению авторов (Stockhert et al., 1997) агрегат минералов с этой структурой был захвачен порфиробластом граната на заключительной стадии прогрессивного метаморфизма. В породе при этом поддерживалось крайне малое дифференциальное напряжение, величина которого не превышала 2 МПа (Stockhert et al., 1997).

Проблема подъема

Каким образом высокоплотные породы, погруженные на глубины 50 км и более, выводятся на земную поверхность? В литературе можно найти немало гипотез, предлагающих разные (порой взаимоисключающие) пути решения данной проблемы. Объем публикаций по этой тематики столь велик (см. обзорные работы Соболев и др., 1989; Добрецов, 2000; Platt, 1986, 1993; Maruyama et al., 1996), что мы посчитали целесообразным провести их обобщение в специальной главе диссертации, где также представлена новая модель эксгумации эклогитов. В данном разделе мы ограничимся лишь указанием основных тектонических механизмов, способных обеспечить вывод высокобарных пород к земной поверхности. Основными механизмами являются: возвратное течение маловязкого вещества (с небольшими блоками высокобарных пород) в аккреционной призме и/или субдукционном канале; всплывание блоков относительно легких коровых пород из мантийных глубин; выжимание (выдавливание) блоков пород при конвергенции плит; поверхностная эрозия; изостатическая компенсация вследствие быстрого утолщения коры, или раскола плиты, или затопления в мантии "корней" гор.

Современные тектонические модели эксгумации (ультра-) высокобарных комплексов, как правило, опираются на несколько вышеуказанных механизмов. Однако до сих пор трудно найти модель, которая давала бы адекватное объяснение всей совокупности структурных, петрологических, геохимических и тектонических данных. Таким образом, ученым потребуется еще немало времени, чтобы понять глубинные геологические процессы, протекающие в зонах конвергенции плит.

Проблема сохранности •

Коровые эклогиты, несмотря на значительные глубины формирования, нередко встречаются в обнажениях довольно свежими, практически не затронутыми ретроградными изменениями. Эта особенность эклогитов часто используется как аргумент в пользу быстрой эксгумации пород. Попробуем разобраться, насколько это утверждение соответствует действительности. Степень сохранности породы определяется скоростью протекания регрессивных реакций (кинетический фактор) и временем нахождения породы в высокотемпературном поле (временной фактор). Рассмотрим, в качестве примера, данные Д. Руби (ЯиЫе, 1986), исследовавшего кинетику роста альбитового слоя на границе между жадеитом и кварцем (типичная реакция регрессивного этапа метаморфизма в эклогитах). о

Оказалось, что в сухой системе при Т=550 С мощность альбитового слоя за 40 млн. лет (время немалое даже по геологическим меркам) составит лишь 1-10 мкм. И, наоборот, при тех же Р-Т условиях, но в водной среде, 10 см кристалл жадеита полностью заместится альбитом всего за . шесть лет. Легко рассчитать, что для сохранения такого кристалла жадеита в породе, поднимающейся в изотермических условиях на 30 км, потребуется скорость эксгумации исчисляемая сотнями км/год. Для сравнения заметим, что наиболее высокие скорости подъема твердокристаллических высокобарных пород не выходят за пределы 10 см/год (Перчук и др, 1996; РегсЬик, РЫНррог, 2000).

Рис.5. Схема временных соотношений между регрессивным преобразованием эклогита и эксгумацией. Стрелки отвечают времени регрессивного замещения эклогита в присутствии водного флюида и без него. Залитая область - продолжительность эксгумации высокобарных пород. Заметим, время регрессивного изменения эклогита в присутствии водного флюида всегда короче времени эксгумации.

Таким образом, сохранность эклогита во время эксгумации определяется не столько скоростью подъема, сколько составом и количеством флюида: при обилии водонасыщенного флюида на регрессивном этапе метаморфизма эклогит будет существенно переработан, в сухих же условиях, наоборот, - в нем не произойдет заметных изменений даже при очень медленном подъеме (<1 мм/год) (рис.5). Деформации также выступают в роли катализатора минеральных реакций (Rubie, 1990) и для них справедливы все вышеуказанные выводы, сделанные в отношении флюида.

Проблема соотношений с вмещающими породами

В природных объектах крайне сложно (порой невозможно) установить степень изофациальности эклогитов по отношению к вмещающим породам ("in situ" или "foreign"). Важно обратить внимание, что единого подхода к решению данной проблемы не существует: разные процессы порождают разные соотношения между эклогитами и вмещающими породами. Так эклогиты в зонах меланжа часто неизофациальны по отношению к вмещающим породам. Весьма показателен в этом плане меланж в районе г. Сулу-Тюбе (Кокчетавский массив), где будинированные блоки эклогитов находятся в толще низкобарных слюдяных сланцев с андалузитом (Dobrzhinetskaya et al. 1994).

Аналогичные соотношения наблюдаются в комплексе Рио-Сан-Жуан, Доминиканская Республика. Но здесь блоки эклогитов и глаукофановых сланцев располагаются в серпентинитовом матриксе (Drapper et al., 1991).

Эклогиты в гнейсово-сланцевых комплексах могут образовывать пластовые и линзовидные тела, находящиеся в согласном залегании с вмещающими гнейсами, кристаллосланцами и/или кварцитами. Для установления изофациальности пород требуется проведение не только структурных, но и петролого-минералогических исследований. Положительного результата удается достичь далеко не всегда, так как породы могут просто не содержать минеральные ассоциации, подходящие для восстановления Р-Т параметров. Но имеется, тем не менее, немало объектов, где проблему удалось решить. Например, эклогиты на участке Кулет, что Кокчетавском массиве, являются синметаморфическими по отношению к вмещающим тальк-кианитовым сланцам (Удовкина и др, 1978; Шацкий и др, 1989, Parkinson, 2000). Аналогичные соотношения наблюдаются на ультравысокобарном участке Кумды-Куль, где эклогиты находятся в пачке алмазоносных гранат-биотитовых гнейсов (Соболев, Шацкий, 1987; Dobretsov et al, 1995).

В некоторых высокобарных комплексах встречаются на первый взгляд невероятные соотношения между эклогитами и вмещающими породами. Речь идет о явно неизофациальных образованиях, имеющих, тем не менее, общую метаморфическую историю. Весьма показателен в этом отношении комплекс Берген Арке, Норвегия (Austrheim, Griffin, 1985). Здесь на десятки квадратных километров простирается гранулитовый комплекс, в котором находятся тела эклогитов. Петрологические исследования (Austrheim, Griffin, 1985; Jamtveit et al. 1990) и детальное картирование комплекса показало, что развитие эклогитов происходило лишь на тех участках, куда проникал водный флюид. На "сухих" участках парагенезис гранулитов остается неизмененным, и следы высокобарного минералообразования отсутствуют. Аналогичные соотношения между эклогитами и вмещающими породами базит-гипербазитового комплекса были впервые описаны Н.Г. Удовкиной (1972) в высокобарном комплексе Марун-Кеу на Полярном Урале.

Проблема оценки температуры и давления

Первая полемика вокруг Р-Т условий образования коровых эклогитов возникла еще в конце 30-х годов. Ее инициатором выступил Д.С. Коржинский (Коржинский, 1993), полагавший, что в схеме минеральных фаций П. Эскола (Eskola, 1920), допущена неточность: по его мнению, наиболее глубинными метаморфическими породами на земле являются не эклогиты, а гранулиты. Напомним, что методов количественной оценки температуры и давления при метаморфизме в то время не существовало. Они появились и получили широкое признание много лет спустя (Перчук, 1970; Perchuk, 1976, 1977; Spear, Seiverstone, 1983; Berman, 1988; Chopin, Sobolev, 1998; Gottschalk, 1997; Holland, Powell, 1990, 1998). К числу основных методов количественной оценки температуры и давления следует отнести термобарометрию и метод петрогенетических сеток. Применение этих методов к породам эклогитовой фации позволяет оценивать Р-Т параметры лишь на отдельных его этапах метаморфизма. При этом Р-Т условия переходных периодов (от одного этапа к другому) восстановить, как правило, не удается. Фактически, речь идет о неопределенности больших участков Р-Т трендов, которые соответствуют весьма внушительной для кристаллических пород дистанции подъема (рис.6).

Например, для эклогитов провинции Дабие-Шань (Китай) эта дистанция составляет -45 км (Eide et al., 1994), для эклогитов Саксонии (Германия) — 35 км (Schmadicke et al., 1992), для ультравысокобарных пород Су-Лу (Китай) - -40 км (Zhang et al., 1995) и т.д.

Трудности восстановления Р-Гусловий переходных периодов (в меньшей степени это относится к главным этапам метаморфизма) обусловлены двумя причинами. Во-первых, высокобарные минералы, как правило, имеют относительно широкие поля стабильности (рис.2), в пределах которых минеральный парагенезис и составы минералов могут со s А В температура

Рис.6. Схематическое изображение Р-Т тренда (жирная линия со стрелкой) и главных этапов метаморфизма (А, В, С). Прямоугольниками показаны области неопределенности Р-Т условий для главных этапов метаморфизма. Участки тренда вне прямоугольников являются неопределенными. оставаться неизменными в широком диапазоне Р-Т условий. Во-вторых, скорости протекания минеральных реакций могут не соответствовать скорости изменения Р-Т условий метаморфизма (Rubie, 1990). А без водного флюида (катализатора реакций) минеральные парагенезисы могут неопределенно долго пребывать в метастабильном состоянии. Таким образом, методика реконструкции Р-Т трендов метаморфизма требует дальнейшего совершенствования.

Проблема флюидного режима

Флюид оказывает существенное влияние на кинетику и характер минеральных превращений. От флюида во многом зависят Р-Т условия плавления, а также реологические свойства пород. Кроме того, с помощью флюида осуществляется значительная доля тепло-и массопереноса в зонах субдукции. При исследовании флюидного режима метаморфизма наиболее часто используется метод термобарогеохимии, в основе которого лежит изучение флюидных включений (напр. Roeder, 1984). Следует признать, что данный метод не всегда эффективен при изучении эклогитов и других высокобарных пород: первичные включения, захваченные на пике метаморфизма (или ранее), как правило, не сохраняют исходные PVT-свойства ввиду декрепитации или растягивания при декомпрессии (напр., Klemd, 1989; Andersen et al., 1991, 1993; Philippot et al, 1995). Некоторые ученые уверены (Newton et al.,

1998), что флюидные включения не отвечают составу флюидной фазы на пике метаморфизма. Связано это с тем, что широко распространенные в метаморфическом флюиде компоненты - углекислота и водно-солевые растворы (Watson, Brenan, 1987), при Р-Т параметрах высоких ступеней метаморфизма не смешиваются (Шмулович, 1988). Углекислота, обладая большим углом смачивания, имеет ограниченную мобильность в межзерновом пространстве породы. Вследствие этого она легко захватывается растущими гранями кристалла. Угол смачивания водно-солевых смесей и рассолов, наоборот, крайне мал, что делает их весьма мобильными. Вероятность захвата таких включений крайне мала. Вышеизложенные закономерности позволили Р. Ньютону с соавторами (Newton et al 1998) по-новому взглянуть на природу углекислых включений в гранулитах. В частности отмечается, что доминирование углекислотных включений в гранулитах отражает не реальный состав флюидной фазы, а способность минералов захватывать разные компоненты расслоенного флюида. Аналогичное искажение количественных взаимоотношений между вводно-солевыми и углекислыми включениями могут существовать и в эклогитах.

В методике изучения флюидных включений совсем в последние годы было сделано важное открытие. Г. Маркл с соавторами (Markl et al 1998), изучая "толстые" шлифы гранулитов, приготовленные нетрадиционным способом (без использования воды), обнаружили многочисленные кристаллы солей (NaCl и KCl), выполняющие поровое пространство породы. Таким образом, было доказано, что объемы водосодержащего флюида в основании коры и процесс его выпаривания явно недооцениваются (Philippot, 1993; Markl et al 1998).

К вопросу о том, в какой мере флюидные включения представляют метаморфогенный флюид, мы еще вернемся в 4-й главе диссертации при рассмотрении высокобарного комплекса Берген Арке, Норвегия. Там же будет обсуждаться вопрос о возможном расслоении гомогенного флюида в модельной системе (CO^-tf^O-AfaC/) во время декомпрессии и снижения температуры.

Активность летучих компонентов может быть восстановлена с помощью минеральных реакций с их участием: например, реакции гидратации/дегидратации показывают активность воды, карбонатизации/декарбонатизации - углекислоты. Соответствующие минеральные равновесия являются дивариантными и потому активность летучего зачастую оценивается по двум или более реакциям (Jamtveit et al., 1990; Seiverstone et al, 1992; El-Shazly, 2001). В тех случаях, когда Р-Т условия метаморфического события известны, активность летучего может быть восстановлена и по одной реакции с его участием (Perchuk, 1989). При наличии трудностей в определении активности летучих компонентов делается предположение, что флюид был чисто водным (агщо=1) (напр., Labrousse et al., 2002). Известен и другой способ решения проблемы: активность рассчитывается по минеральным равновесиям в эклогитах и изофациальных вмещающих породах (Перчук, 1993).

Проблема определения времени

Временные аспекты метаморфизма связаны с определением абсолютного возраста, а также с восстановлением длительности метаморфической эволюции.

Для определения абсолютного возраста высокобарных пород наиболее эффективны Sm-Nd, Lu-Hf, Ar-Ar и U-Pb методы геохронологии (например, Gebauer, 1990; Claoue-Long et al., 1991; Duchene et al, 1997). Практическое использование вышеуказанных методов изотопного датирования может быть сопряжено с рядом трудностей, вызванных отсутствием изотопного равновесия в системе (Шацкий и др., 1993; Schmadicke et al., 1995), химической гетерогенностью исследуемых минералов (Cohen et al, 1988; Scaillet et al, 1992) и/или присутствием микровключений - концентраторов анализируемых изотопов (DeWolf et al., 1996; Vance et al., 1998; Scherer et al., 2000). В последние годы наметился определенный прогресс в решении вышеозначенных проблем. Произошло это во многом благодаря внедрению лазерной техники, позволяющей добиваться большего разрешения при масс-спектрометрических исследованиях (Gebauer, 1996; Kelley, 1996; Reddy et al, 1996; Герасимов и др. 1999). Однако лазеры пока используется лишь при Ar-Ar и U-Pb исследованиях, возможности которых для датирования эклогитов порой ограничены: для первого метода - относительно низкими температурами закрытия изотопной системы аргона в амфиболах и особенно в фенгитах; для второго - доступом к установкам SHRIMP.

Время (длительность) метаморфизма, как правило, оценивается по разнице изотопных возрастов главных этапов метаморфизма (Zeck et al.,1992; Steltenpohl et al, 1993; Gebauer et al., 1995; Liati, Gebauer, 1999). Однако подобные оценки не всегда адекватно отражают динамику тектоно-метаморфического процесса. Проблема кроется не только в погрешностях определения абсолютного возраста, но также в трудностях интерпретации самих оценок. Ведь, абсолютный возраст соответствует возрасту метаморфического события (и его Р-Т параметрам) лишь в том случае, если датируемый минерал был изолирован от матрикса (в химическом смысле) в течении всей пост-ростовой истории. В противном случае, для этого минерала следует устанавливать температуру закрытия изотопной системы (Тс).

Теоретически температура Тс фиксирует прекращение оттока радиогенного изотопа из кристалла (рис.7). Поскольку о поведении изотопов (на локальных участках) при метаморфизме известно крайне мало, общепринятой методики определения Тс до сих пор не выработано. Например, температуры закрытия изотопных систем для основных датируемых минералов нередко унифицируются (напр. Spear, 1993; Duchene et al., 1997 b). В других публикациях (Dodson, 1973; Giletti, 1986; Mezger et al, 1992; Perchuk, Philippot, 2000; Philoppot et al., 2001), наоборот, показывается, что Tc может существенно отличаться даже для зерен одного и того же минерала в шлифе. Теория показывает количественную зависимость Тс от геометрии и размера зерна, коэффициента диффузии изотопа и скорости охлаждения (Dodson, 1973; Ganguly, Tirone, 1999). Предметом дискуссии продолжает оставаться и форма математического описания поведения изотопов в породе (Eihler et al, 1992). Некоторые ученые придерживаются и вовсе радикальных взглядов (возможно не лишенных основания), полагая, что закрытие изотопной системы контролируется

Рис.7. Отличие температуры закрытия изотопной системы в минерале (Тс) от температуры метаморфизма (Spear, 1993, с изменениями). Д - количество дочернего изотопа, М - материнского. преимущественно флюидом (Villa, 1998).

В целом же, геохронологические методы все шире внедряется в практику исследований с целью восстановления скоростей термальной и барической истории пород. Возникающие на этом пути трудности способствуют совершенствованию данного метода.

Независимую оценку длительности метаморфического процесса можно получить также с помощью минеральной хронометрии (геоспидометрии). Этот метод традиционно использовался для определения скоростей охлаждения пород низкого и среднего давления путем моделирования гетерофазной диффузии между гранатом и биотитом и/или кордиеритом (Герасимов, 1992; Lasaga, 1983; Lindstrem, 1992; Герасимов, Савко, 1995). При использовании данного метода к минералам эклогитов выяснилось, что диффузионный обмен (Fe-Mg) между главными породообразующими минералами этих пород - гранатом и клинопироксеном является неэффективным (Перчук и др, 1996; Aranovich, Pâtisson, 1995; Duchene et al., 1998).

В основе другого метода минеральной хронометрии лежит моделирование гомогенизации ростовой зональности в гранате (Woodsworth, 1977; Walker et al., 1977, Mundil, Chamberlain, 1988). Ранее считалось (Chakraborty, Ganguly, 1991), что этот метод имеет весьма ограниченное геологическое применение. Тем не менее, в последние годы было показано, что именно этот метод является весьма эффективным инструментом для оценки временных аспектов метаморфизма высокобарных пород (Перчук и др., 1996, 1998; Перчук, Филипо, 2000 а, б; Perchuk, Philippot, 1997, 2000; Perchuk et al., 1999; Перчук, 2002). С основами минеральной хронометрии можно ознакомиться в специальном разделе диссертации, а примеры его практического использования приводятся в Главах 2-5.

Актуальность. Высокобарные и ультравысокобарные метаморфические породы являются уникальными свидетелями и активными участниками глубинных геологических процессов, протекающих в зонах конвергенции литосферных плит. Несмотря на возрастающую интенсивность исследований и стремительный рост числа публикаций (Godard, 2000, Fig. 7), многие тектоно-метаморфические процессы в зонах конвергенции плит продолжают оставаться загадочными. К их числу относятся механизмы вывода глубинных (50-120 км) метаморфических пород в средние и верхние горизонты земной коры ("Эклогиты и глаукофановые сланцы.", 1989; Ernst et al 1997; Ревердатто, Шеплев, 1998; Добрецов, 2000; Gerya et al 2002). Немало дискуссий связано с деформациями, фазовыми превращениями и изменением состава фаз в эклогитах, а также с ролью, составом и миграцией флюида в зонах субдукции (Poli, Schmidt, 1997; Scambelluri, Philippot, 2000; Jamtveit, 2000; Hacker et al, 2003). Все более пристальное внимание уделяется деформациям, установлению реологических свойств высокобарных пород и распределению напряжений в плите (Kirby et al, 1996; Stoeckhert, Renner, 1998).

В последние годы расширяются возможности тестирования различных геотектонических моделей посредством численных экспериментов. Данные по эволюции термодинамических параметров метаморфизма и скоростям их изменения, восстановленные с помощью петрологических и геохронологических методов, служат важным критерием адекватности модели моделируемому геологическому процессу. Благодаря прогрессу в геотермобарометрии за последние годы был накоплен значительный объем фактического материала по Р-Т трендам метаморфизма пород эклогитовых комплексов (например, Перчук, 1973; Schertl et al. 1991; Spear, 1993; Кориковский, 1995; Zhang et al., 1997; Perchuk et al., 1999). На этом фоне сведения о скоростях протекания геодинамических процессов и изменении термальной структуры зон субдукции, т.е. о временной составляющей Р-Т трендов, весьма скудны. Защищаемая работа призвана, в значительной степени, ликвидировать этот пробел.

Цель и задачи исследований. Основная цель исследований — определить количественные характеристики термодинамического режима метаморфизма и скорости термальной и барической истории коровых эклогитов в различных палеотектонических обстановках. Для ее реализации были сформулированы следующие основные задачи:

- Анализ и обобщение экспериментальных и термодинамических данных по минеральным равновесиям - индикаторам физико-химических условий образования и высокобарных пород.

- Выявление минералогических и петрологических особенностей высокобарных пород, закономерностей смены минеральных парагенезисов и реконструкция эволюции главнейших параметров метаморфизма.

- Выяснение состава метаморфического флюида в эклогитах путем изучения флюидных включений в минералах и термодинамического расчета минеральных реакций с участием летучих.

- Изучение типов химической неоднородности граната и установление ее природы.

- Разработка и развитие метода минеральной хронометрии для определения скоростей термальной и барической истории пород.

- Установление абсолютных возрастов метаморфических событий с использованием геохронологических методов с разными температурами закрытия изотопных систем. Интерпретация полученных данных с учетом результатов минеральной хронометрии.

- Обобщение данных по скоростям термальной и барической эволюции пород, полученных на основе петрологического и геохронологического изучения коровых эклогитов из разных метаморфических комплексов.

- Анализ геодинамических моделей вывода высокобарных и ультравысокобарных пород в средние и верхние горизонты земной коры и создание модели, согласующейся с оригинальными петрологическими данными.

Основу работы составляют результаты экспериментальных, теоретических и полевых исследований автора, полученные в течение 16 лет. Экспериментальные работы проводились на установке цилиндр-поршень в ИЭМ РАН. Образцы для петрологических и изотопных исследований высокобарных пород Большого Кавказа были собраны автором во время полевых работ в 1987-1990 гг. Для изучения эклогитов Кокчетавского массива (Сев. Казахстан) и комплекса Юкон-Танана (Канада) использовались коллекции образцов В О. Япаскурта и П. Филипо, соответственно. Образцы эклогитов из комплекса Берген Арке (Норвегия) были любезно предоставлены X. Астрхаймом и М. Эрамбер. Микрозондовые анализы (более 12000) и исследования на сканирующем электронном микроскопе в разные годы выполнялись в ИГЕМ РАН, в ИЭМ РАН, на кафедрах петрологии и минералогии МГУ им. Ломоносова, в Центре CAMPARIS университета Париж-7 (Франция), в университете г. Клермон-Ферана и в Рурском Университете (Бохум, Германия). Геохронологические исследования выполняли: В.Ю. Герасимов в ИГЕМ РАН (Аг-Аг метод), Я. Бличер-Тофт (Вlichert-Toft) в Высшей Школе Леона, Франция (Lu-Hf метод) и С. Коста (Costa) в институте Макса- Планка, Майнц, Германия (Sm-Nd метод). При изучении флюидных включений использовалось крио- и термоустановки лаборатории геохимии ИГЕМ РАН. Численное моделирование процессов в зоне субдукции выполнялось Т.В.

Герей. Математическое моделирование диффузионных процессов и определение Р-Т параметров метаморфизма производились с помощью собственных оригинальных программ.

Научная новизна.

- Получены первые и единственные на сегодняшний день экспериментальные данные по системе альбит-геденбергит-кварц. С использованием этих и известных в литературе данных по системе альбит-диопсид-кварц создан клинопироксен-плагиоклаз-кварцевый геобарометр для высокобарных пород, в аналитическом выражении которого учитываются фазовые переходы в структурах омфацита и альбита.

- Впервые показано, что метод минеральной хронометрии (геоспидометрия) может использоваться в целях восстановления скоростей вертикального перемещения пород в земной коре и мантии.

- Разработан новый подход в минеральной хронометрии, позволяющий восстанавливать продолжительность прогрессивного и регрессивного этапов метаморфизма дискретно, а также фиксировать момент остановки минералогического хронометра.

- Всесторонне изучен новый тип гетерогенности граната - стрингеры. С использованием микрозондового анализа и модели диффузии по границам зерен предложен механизм образования стрингеров и на их основе создан высоко эффективный минеральный хронометр.

- Впервые методами изотопной геохронологии и минералогической хронометрии проведено сравнительное изучение скоростей изменения Р-Т параметров метаморфизма в одних и тех же образцах эклогитов и показано хорошее согласование полученных результатов.

- Предложена новая модель формирования и подъема эклогитов в субдукционном канале, образование и развитие которого происходило за счет гидратации и серпентинизации пород в мантийном клине. На примере эклогитов Юкона доказано, что численные эксперименты по зарождению субдукции хорошо согласуются с результатами петрологического исследования.

- Впервые экспериментально воспроизведены "пятнисто-блоковые" микроструктуры, возникающие при частичном плавлении включений водосодержащих минералов в гранатах. Аналогичные микроструктуры можно встретить в эклогитовых комплексах Норвегии и Кокчетавского массива.

Практическое значение. Основные результаты исследований связаны с фундаментальными проблемами петрологии и геодинамики глубинных процессов в зонах конвергенции литосферных плит. Важное практическое следствие этих процессов -образование и вывод на поверхность алмазоносных метаморфических комплексов, а также катастрофические явления (островодужный вулканизм и землетрясения). Разработанный подход к реконструкции динамических аспектов метаморфизма может использоваться в практике фундаментальных и прикладных исследований.

Защищаемые положения

1) Впервые выполнено экспериментальное исследование реакции КаА181з08=КаА18120б+8Ю2 в системе альбит-геденбергит-кварц и на основе ее совместной термодинамической обработки с экспериментальными данными по системе альбит-диопсид-кварц создана новая версия клинопироксен-плагиоклаз-кварцевого геобарометра, в которой учитываются эффекты упорядочения структур клинопироксена и плагиоклаза.

2) Разработаны новые методы минеральной хронометрии, позволяющие проводить реконструкцию скоростей термальной и барической эволюции пород на прогрессивном и регрессивном этапах метаморфизма с оценкой температуры (давления, времени) прекращения эффективного массопереноса и "остановки" минерального хронометра.

3) На примере высокобарных метаморфических комплексов Большого Кавказа, Канадских Кордильер, Кокчетавского массива и Западной Норвегии показано, что скорости подъема эклогитов (1-6 см/год) из разных геодинамических обстановок сопоставимы со скоростями конвергенции литосферных плит, а декомпрессия сопровождается очень быстрым охлаждением (70-470 ^/млн. лет). Прямой изотопно-геохронологический контроль подтверждает возможность высоких скоростей изменения Р-Т параметров, установленных с помощью минеральной хронометрии.

4) Впервые создана численная модель саморазвивающегося субдукционного канала и возникновения в нем вязкого течения вещества, приводящего к формированию и эксгумации высокобарных пород (эклогитов и глаукофановых сланцев). На примере эклогитов Юкона (Канада) продемонстрирован высокий уровень согласования эволюции Р-Т параметров метаморфизма и динамики их изменения с результатами численных экспериментов.

Апробация работы. Результаты проведенных исследований изложены в 47 научных статьях и тезисах докладов, а также в отчетах по возглавляемым автором инициативным проектам РФФИ, Международного Научного Фонда и Правительства России. Основные результаты докладывались на научных конференциях и симпозиумах, в числе которых Congress of European Union of Geosciences (Страсбург, Франция, 1995, 1997, 1999), International Eclogite Conférence (Аскона, Швейцария, 1997), "Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород" (Санкт-Петербург, 1998), International Workshop "UHP Metamorphism and Exhumation" (Стэнфордский Университет, США, 1998), AGU Meeting Fall (Сан-Франциско, США, 1998), Krauskopf symposium "Frontiers of geochemistry" (Стэнфордский Университет, США, 1999), Международная конференция посвященная 100-летию со дня рождения Д.С. Коржинского "Физико-химические проблемы эндогенных процессов" (ИГЕМ РАН, Москва, 1999), 2-е Всероссийское Петрографическое совещание (Сыктывкар, 2000), международная конференция "Déformation Mechanisms Rheology and Tectonics" (Утрехт, Голландия, 2001), 11л Goldschmidt Conférence (Хот Спрингс, США, 2001), Международная конференция по Тектонике Плит (Москва, 2001), Международная конференция "Margins" (Киль, Германия, 2002), EGS-AGU-EUG Joint Assembly (Ницца,

Франция, 2003), Jahrestagung der Deutschen Mineralogischen Geselschaft (Бохум, Германия, 2003), Alice Wain Memorial Western Norway Field Eclogite Symposium (Салье, Норвегия, 2003).

Структура работы. Диссертация объемом 333 страницы состоит из введения, 6 глав, заключения и приложения; содержит 35 таблиц, 116 рисунков и список литературы из 542 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Перчук, Алексей Леонидович

6.4. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ И ВЫВОДЫ ■■: : < • /"> 1 >-Г, ! У » Им МП- •.■.,•; •

Наши численные эксперименты показывают механизм эксгумации высокобарных и улыра-высокобарных пород, вовлеченных в поток маловязкого вещества в субдукционном канале, геометрия которого постоянно меняется за счет гидратации мантийного клина. Роль серпентинизированной мантии при эксгумации высокобарных пород в зонах субдукции рассматривалась и ранее (Blacke et al., 1995; Hermann et al., 2000; GuiTlot et al., 2000,2001; Kasahara et al., 2001, Bostock et al., 2002), но исключительно в качестве смазки (лубриканта), обеспечивающей скольжение крупных коровых блоков, или в качестве 'легкого вещества, обладающего хорошей плавучестью. Например, недавно (Schwartz et al., 2001) было получено аналитическое решение "всплывания" крупного серпентинизированного блока (с мелкими телами эклогитов) в высокоплотном мантийном перидотите, находящемся по обе стороны от межплитной области (модель Г. Эрнста (Ernst, 1971))1.'1В нашей модели различие плотности между сухой и серпентинизированной мантией (Ар=300 кг/м ) не оказывают заметного влияния на характер и скорость вязкого течения (Gerya et al, 2002).

Результаты моделирования показывают, что отношение объемных содержаний высокобарных пород и серпентинизированного мантийного вещества зависит от степени гидратации мантийного клина (6.12 в, г). К сожалению, данные о характере и механизме гидратации мантийного клина весьма ограничены, а в чем-то противоречивы (Beabout, Barton, 1993; Manning, 1996; Scambelluri, Philippot, 2001). Это, безусловно, вносит определенные ограничения в нашу модель, не позволяя учесть важные особенности процесса гидратации. В частности, еще предстоит выяснить транспортные и механические свойства серпентинитов при высоких температурах и давлениях. Ощущается также недостаток кинетических данных, которые позволили бы предсказать скорости гидратации, скорости реакций дегидратации - все это является серьезным препятствием на пути создания полноценных физических моделей, объясняющих выделение, транспорт и поглощение 'флюида в зонах субдукции/

В наших экспериментах не учитывается вклад процесса эрозии, который способен повлиять на перемещение и эксгумацию высокобарных пород, находящихся в верхней части зоны субдукции (<30 км) (Guinchi, Ricard, 1999, Beaumont et al., 1999). Однако для более глубинных частей зоны' субдукции (вмсубдукционном канале) эффект этого процесса заметно уменьшается.

Ранее сообщалось (глава 3), что форма модельного Р-Ттренда и скорости изменения температуры и давления, полученные в результате геодинамического моделирования (модель К в табл.6.1, рис.6.18),' хорошо согласуются с информацией, заключенной в природных образцах эклогитов из района Фаро, комплекс Юкон-Танана, Канада. По всей видимости, угловое течение с саморазвивающимся субдукционным каналом дает объективное представление о характере процесса, протекающего на границе

• < м.;(1Ц1< » ВЫСОК'»» Mi 'M ,., \ ¡. 1| 1. >.,. ,1., . . субдуцирующей плиты и висячего крыла.

- 280-1

Структура субдукционного канала и характер течения вещества в нем контролируются реологией пород. В нашей модели Ньютоновская реология задавалась для серпентинизированного мантийного клина, метаосадков и гидратированных пород верхней коры. Обращает внимание удивительное сходство структур, наблюдаемых в верхней части субдукционного канала, полученной в результате моделирования (рис.6.13-2), и фиксируемых в разрезах, проложенных через высокобарные комплексы > Западных Альп (БеЬе1пт & а1., 1983; РоНпо ег а1, 1990; Ба1 Р1аг ег а1., 1993). Если отмеченное совпадение носит не случайный характер, можно предположить, что внутренняя структура орогенических поясов с выходами высокобарных и ультравысокобраных комплексов в составе тектонических пластин (мощностью 0.1-1 км и длиной порядка 1-10 км), обычно рассматриваемая как покровная, представляет вещество, выжатое (экструдированное) из расширяющегося субдукционного канала в основание складчатого пояса. Материал континентальной окраины может также вовлекаться в строение орогена, следуя механизму субдукционной эрозии (уоп Ниепе, 8сЬго11,1991), а не коллизии или аккреции. Очевидно, что заключительная стадии вывода подобных комплексов на поверхность должна контролироваться поздней коллизией, сопровождающейся значительными деформациями и низкотемпературной перекристаллизацией.

В заключении можно сформулировать некоторые выводы, вытекающие из проведенного исследования.

1. Погружение и эксгумация высокобарных пород в зонах субдукции вероятно связано с прогрессивной гидратацией мантийного клина. Этот процесс контролирует форму и характер внутренней циркуляции вещества с субдукционном канале. Гидратации висячего крыла и расширение субдукционного канала способствуют возникновению возвратного потока маловязкого вещества с субдукционном канале. Это объясняет

281-1 частые находки высокобарных метаморфических пород в ассоциации с гидратированными мантийными перидотитами.

2. Форма Р-Т тренда и максимальные Р-Т условия, которые может достигнуть высокобарная порода, зависят от характера циркуляции вещества в субдукционном канале. Блоки океанической коры, вовлеченные в этот процесс могут иметь разнообразные Р-Т-1 тренды. Тренды, направленные против часовой стрелки, возникают в телах океанических пород, удерживаемых некоторое время без движения в нижней части субдукционного канала. Этот процесс возможен лишь на ранней стадии субдукции, когда происходит изменение термальной структуры. С другой стороны, породы, вовлеченные в непрерывную циркуляцию в условиях стационарной субдукции, обладают Р-Т трендами метаморфизма направленными исключительно по часовой стрелке. Поскольку циркуляция вещества определяется присутствием в субдукционном канале серпентина, Р-Т тренды метаморфизма не должны выходить за пределы стабильности антигорита.

3. Характерной особенностью метаморфических комплексов, образованных в обстановке субдукции, является многообразие Р-Т траекторий, а не единый Р-Т тренд. Это вполне совпадает с природными наблюдениями. При этом размер и форма тел высокобарных пород определяется в основном реологией материала, который слагает субдукционный канал. Моделирование показывает, что низкая вязкость вещества в субдукционном канале ведет к дезинтеграции коровых пород, создавая множество мелких тел разного состава, т.е. то, что принято называть меланжем. И, наоборот, при высокой вязкости возникают вытянутые пластовые тела, напоминающие покровы.' '1"

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Более двух десятилетий прошло с появления ряда публикаций (Anderson, Olimpio, 1977; Walker, 1977; Lasaga et al., 1977; Lasaga, 1983), положивших начало методу минеральной хронометрии. В диссертационной работе на конкретных примерах продемонстрированы новые возможности этого метода, позволяющие проводить восстановление динамических аспектов метаморфизма высокобарных пород с любой формой температурной и барической истории.

Крайне высокие скорости изменения температуры и давления, установленные в породах высокобарных комплексов из разных регионов мира, существенным образом изменили наши представления о динамике глубинных процессов в зонах конвергенции литосферных плит. В связи с этим отмечается интересная корреляция между скоростями эксгумации пород и годом проведения соответствующего исследования (рис. 7.1, табл.7.1). Выявленная закономерность во многом обусловлена увеличением прецизионности и локальности методов изотопного датирования. В результате скорости подъема, полученные

80 во

40

20

О 2 5 U

S S S а> в §

J н и о о. о а и

1980

1985

1990 1995 год публикации

•.

2000

Рис. 7.1. Скорости подъема высокобарных комплексов, опубликованные в разные годы в периодических изданиях (табл. 7.1). Оценки основываются на термобарометрических данных, объединенных с датировками абсолютного возраста (1) и минеральной хронометрией (2).

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Перчук, Алексей Леонидович, Москва

1. Авченко O.B. (1979) Модель точечного источника диффузии для интерпретации зонального распространения марганца в кристаллах граната. ДАН СССР. 245: 1215-1217.

2. Аранович Л.Я., Косякова H.A. (1986) Равновесие кордиерит=ортопироксен+кварц: экспериментальные данные и термодинамика тройного Fe-Mg-Al твердого раствора ортопироксена. Геохимия №8: 1181-1201.

3. Аранович Л.Я., Перчук А.Л. (1989) Экспериментальное изучение равновесия клинопироксен+кварц+альбит в системе Na20-Ca0-Fe0-Al203-Si02 при 900-1100°С и 1425 кбар. Докл. АН СССР. 307:1453-1457

4. Артюппсов Е.В. (1979) Геодинамика. М.: Наука. 327 С.

5. Афанасьев Г.Д., Плошко В.В., Шпорт Н.П. (1969) Эклогит Передового хребта Северного Кавказа. ДАН СССР. 187: 1379-1382.

6. Баранов Г.И., Греков И.Н. (1982) Геодинамическая модель Большого Кавказа // В кн. Проблемы геодинамики Кавказа. М.: Наука. С.51-59.

7. Бобриевич АР, Смирнов ГИ, Соболев ВС. (1959) Ксенолит эклогита с алмазами. Доклады АН СССР. 126: 637-640.

8. Бокштейн Б.С. (1995) Почему и как движутся атомы. Соросовский образовательный журнал. №1.

9. Бородаев Ю.С., Еремин Н.И., Мельников Ф.П., Старостин В.И. (1979) Лабораторные методы исследования минералов руд и пород. М., Изд-во МГУ. 272 С.

10. Герасимов В.Ю. (1987) Экспериментальное изучение взаимодиффузии железа и магния в гранатах. ДАН ССР. 295: 684-688.

11. Герасимов В.Ю., Перчук А.Л., Кориковский С.П. (1991) Син-метаморфические эклогиты Большого Кавказа. В кн.: Петрология метаморфических комплексов Большого Кавказа. М.: Наука. 146-158.

12. Герасимов В.Ю. (1992) Температурная эволюция метаморфизма и обратимость минеральных равновесий. М.: Наука. 129 С

13. Герасимов В.Ю., Савко К.А. (1995) Геоспидометрия и температурная эволюция гранат-кордиеритовых метапелитов Воронежского кристаллического массива // Петрология. Т.6. С.563-577.

14. Грин Д.Х., Рингвуд А.Э. и др. (1968) Петрология верхней мантии. М: Мир. 335 С.

15. Добрецов Н.Л. (1974) Глаукофансланцевые и эклогит-глаукофансланцевые комплексы СССР. Новосибирск,: Наука. 430 с.17.