Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Петрология полиметаморфических гранулитов центральной зоны комплекса Лимпопо, Южная Африка
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петрология полиметаморфических гранулитов центральной зоны комплекса Лимпопо, Южная Африка"

На правах рукописи

СЕЙЕДМОХСЕН ТАБАТАБАЕИМАНЕШ

ПЕТРОЛОГИЯ ПОЛИМЕТАМОРФИЧЕСКИХ ГРАНУЛИТОВ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЗОНЫ КОМПЛЕКСА ЛИМПОПО, ЮЖНАЯ АФРИКА

Специальность 25.00.04 - петрология и вулканология

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва - 2006

Работа выполнена на кафедре петрологии геологического факультета Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова.

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Леонид Львович Перчук

Официальные оппоненты:

Ведущая организация:

доктор физико-математических наук, профессор Юрий Семенович Геншафт (ИФЗ РАН)

кандидат геолого-минералогических наук Константин Константинович Подлесский (ИЭМ РАН)

Институт геологии Карельского научного центра РАН (г.Петрозаводск)

Зашита состоится «03» февраля 2006 г. в 16 час. 00 минут в аудитории 415 на заседании диссертационного Совета Д.501.001.62 при Московском государственном университете им. М.В, Ломоносова.

Адрес: 119992, Ленинские Горы, МГУ, геологический факультет

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Геологического факультета МГУ.

Автореферат разослан «28 » декабря 2005 г.

Ученый секретарь

Диссертационного Совета

доктор геолого-минералогических наук

JT64

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность исследований. Гранулитовый комплекс Лимпопо (Южная Африка) является общепризнанной природной лабораторией для изучения процессов метаморфизма и геодинамики в докембрийской коре. Комплекс залегает между мезоархейскими кратонами Каапвааль и Зимбабве и состоит из трех широтных Зон - Северной (СЗ), Южной (ЮЗ) и Центральной (ЦЗ), разделенных между собой тектоническими швами, образовавшимися 2 млрд. лет тому назад (van Reenen & Smit, 1996). Контакты с породами кратонов также тектонические и сложены зонами пластических деформаций, одновозрастных с гранулитами Лимпопо (~ 2,7 млрд. лет). СЗ и ЮЗ комплексы монохронные (неоархейские), тогда как ЦЗ полиметаморфическая. Эволюция термодинамических параметров (Р-Г-флюид) метаморфизма в ходе формирования комплекса Лимпопо (Южная Африка) обсуждается в литературе почти четверть века. Некоторые исследователи (Horrocks, 1983; Harris, & Holland, 1984; Droop, 1989; van Reenen et al, 1990; Hisada & Miyano, 1996) предполагают перемещение ЦЗ путем изотермической декомпрессии, что подразумевает очень высокую скорость эксгумации гранулитов, значительно превышающую скорость их остывания. К тому же никто из этих исследователей не сопоставлял детальные структурные данные с предлагаемыми Р-Т трендами. Напротив, структурно-геологическое и петрологическое изучение ЮЗ (Perchuk et al., 1996; Perchuk et al., 2000; Smit et al., 2001) и СЗ (Табатабеиманеш, 2005) указывает на преимущественную роль декомпрессионного охлаждения (DC) гранулитов этих двух зон с элементами субизобарического охлаждения вблизи их контактов с кратонами (Перчук и Геря, 2004). Численное моделирование этого процесса свидетельствует о сопоставимых скоростях эксгумации и сопутствующего остывания (Геря, Перчук, 2004; Gerya et al., 2000). Эти результаты подтвердили идею Л.Л.Перчука (Перчук, 1993; Perchuk, 1989) о формировании гранулитов за счет пород картонов с последующей их эксгумацией по механизму гравитационного перераспределения под воздействием плюма. Причем все три зоны комплекса сформировались в неоархее одновременно, в период ~2,б-2,7 млрд. лет. Однако открытие в Центральной Зоне (например, Holzer et al., 1998; Kamber et al. et al., 1998) раннепротерозойских (~2,0 млрд. лет) гранулитов, с одной стороны поставило под сомнение эту модель, а с другой - послужило источником многочисленных спекулятивных моделей происхождения не только самой ЦЗ, но и всего комплекса Лимпопо (например, Schaller et al, 1999; Dorland et al., 2004). Вместе с тем, детальные геохронологические исследования показали, что среди гранулитов ЦЗ не менее широко распространены гнейсы с возрастом ~2,6-2,7 млрд. лет. Стало очевидно, что ЦЗ имеет полиметаморфическую природу (Кгбпег et al., 1999; Boshoffef al, 2004; van Reenen et al., 2004; Perchuk, 2005). Цель и задачи исследований. Основной целью данного исследования является установление термодинамических (P-T-afno) условий формировапния и эволюции гранулитов, слагающих Центральную Зону комплекса Лимпопо. Достижение этой цели осуществлялось посредством решения следующих задач:

(1) На основе петрографических исследований проследить последовательность структурных и метаморфических преобразований в породах из трех ключевых геологических структур (Баккликраал, Мусина и Булан) ЦЗ комплекса Лимпопо.

(2) На основе детального парагенетического анализа минералов оценить физико-химические параметры локальных равновесий и вывести Р-Т тренды для гранулитов ЦЗ комплекса Лимпопо.

(3) На основе выведенных Р-Т трендов создать модель термальной и динамической истории ЦЗ комплекса Лимпопо и провести сравнение с близкими по минеральным ассоциациям и условиям образования гранулитами СЗ, а также Сутамского и Токского блоков Алданского

щита.

Научная новизна работы. (1) Впервые на основе детальных петрографических исследований установлена последовательность структурных и метаморфических преобразований в породах из трех ключевых геологических структур (Баккликраал, Мусина и Булаи) ЦЗ комплекса Лимпопо.

(2) Впервые на основе детального парагенетического анализа минералов дана оценка физико-химических параметров локальных равновесий и с использованием общепризнанного метода Перчука (например, Smit et al., 2001; van Reenen et al., 2004; Kramers et al., 2005) выведены Р-Т тренды для гранулитов ЦЗ комплекса Лимпопо.

(3) Впервые воссоздана термальная и динамическая история ЦЗ комплекса Лимпопо и доказана корректность модели Л.Л.Перчука (2005) об изобарическом нагреве гранулитов в полиметаморфических комплексах в условиях гранулитовой фации.

Практическая значимость. Результаты исследований позволят корректно проводить геологическое картирование полиметаморфических комплексов и ставят под сомнение уже созданные для них стратиграфические схемы (например, de Wit et al., 1992).

Основные защищаемые положения. Дня Центральной Зоны комплекса Лимпопо доказано, что

(1) закономерная гетерогенность химического состава сосуществующих минералов и их локальные парагенетические взаимоотношения позволяют воссоздать термальный и динамический режим формирования и эволюции докембрийских пород в условиях гранулитовой фации метаморфизма, включая полиметаморфические комплексы;

(2) повторный высокотемпературный метаморфизм (НТ полиметаморфизм) осуществляется в пределах ширзон, т.е. зон многочисленных сдвиговых пластических деформаций, мощность которых варьирует от первых десятком микрон до сотен метров. Деформации приводят к притоку флюида и субизобарическому нагреву гранулитов, эксгумация и становление которых в средней части докембрийской коры могли происходить задолго (миллионы и даже сотни миллионов лет) до этого события;

(3) корректный вывод Р-Т тренда - единственный способ различить разновозрастные гранулиты в пределах одного полиметаморфического комплекса, одного обнажения и даже одного образца породы.

Фактическая основа и методы исследований. В основу работы положены образцы метапелитов, собранные проф. Л.Л. Перчуком в ходе полевых работ 1996-2004 гг. на гранулитовом комплексе Лимпопо (Южная Африка) и переданные автору диссертации для петрологических исследований. Кроме того, для сравнительного анализа были привлечены образцы гранулитов из коллекции Л.Л. Перчука, собранные им на Сутамском и Токском блоках Алданского щита и Лапландского комплекса на Кольском полуострове. Эти образцы были изучены с помощью оптического микроскопа. Химические анализы минералов выполнены с помощью электронных микроскопов Cameca (Rand Afrikaans University) and CamScan 4DV (кафедра петрологии МГУ им. М.В.Ломоносова) с приставкой Link N 10000 для энерго-дисперсионного микроанализа. В ходе обработки материалов использовался комплекс петрологических методов, т.е. детальное изучение структурно-текстурных особенностей пород, их парагенетический анализ, изучение зональности сосуществующих минералов на основе микрозондового профилирования, минеральную термобарометрию. Основное внимание уделялось парагенезисам граната, ортопироксена, кордиерита и биотита в присутствии кварца и +/- силлиманита как самым чувствительным к изменениям условий метаморфизма минеральным ансамблям. Вывод Р-Т трендов осуществлялся по методике, разработанной Л.Л.Перчуком и его научной школой, а их геодинамическая интерпретация - на основе структурно-геологических, геохимических, петрологических и численных тестов.

В общей сложности автором диссертации петрографически изучено более 80 образцов, а микрозондовые исследования проведены для 30 из них. При этом было

выполнено более 2000 микроанализов преимущественно методом микрозондового профилирования порфиробластов и минералов из реакционных структур.

Личный вклад автора. Автором выполнено петрографическое описание шлифов из 80 гранулитов из комплекса Лимпопо, а также представительных образцов из Лапландского комплекса на Кольском п-ве, Сутамского и Токского блоков Алданского щита. В 30 из них сделаны микрозондовые анализы и построены соответствующие химические профили. Автором также проведен парагенетический анализ минералов, осуществлен вывод и дана геологическая интерпретация Р-Гтрендов.

Апробация работы. Результаты исследований, положенные в основу диссертации, докладывались на Международной конференции студентов и аспирантов «Ломоносов» по фундаментальным наукам (МГУ, 2005 г.), на Международной конференции "ПЕТРОГРАФИЯ XXI ВЕКА" (г. Апатиты, 20 - 22 июня 2005 г.) , на конференции «12е1 Iranian researches conference in Europe (г.Манчестер, 3-4 июля 2004 г.), на конференции «13й1 Iranian researches conference in Europe». (г.Лондон, 1-2 июля 2005 г.) и на Международной конференции «Новые идеи в науках о Земле», посвященной 85-летию Московского государственного геологоразведочного университета (г. Москва, 5-12 апреля 2005 г.). По теме диссертации опубликовано 2статьи, 1 статья находится в печати.

Содержание и объем работы. Диссертация состоит из 4 глав, введения, заключения

и приложение. Работа изложена на 184 страницах, включает 57 рисунков, 11 таблиц и список литературы, состоящий из 164 наименований.

Благодарности. Автор глубоко признателен научному руководителю профессору Л.Л.Перчуку, любезно предоставившему каменный материал для работы и принимавшему непосредственное участие в работе над всеми разделами диссертации. О.В.Парфенова оказала огромную помощь в редактировании текста; многие вопросы, затрагиваемые в диссертации, обсуждались с доктором геолого-минералогических наук доцентом В.И.Фельдманом. Всем им автор чрезвычайно благодарен. Помощь в переводах и в аналитической работе была оказана Ш. Ван Калом, др. Э. Хисада и К.Николаевой, доцентом В.О. Япаскуртом. Особую благодарность хочется выразить сотрудникам лаборатории локальных методов исследования вещества при кафедре петрологии геологического факультета МГУ Е.В. Гусевой и Н.Н. Коротаевой, без помощи которых не могла бы состояться аналитическая часть работы.

Условные обозначения, принятые в работе:

В работе использованы следующие условные обозначения и символы: D2/M2 - неоархейский деформационно (D) - метаморфический (М) цикл (~2,б-2,7 млрд, лет), D3/M3 - раннепротерозойский деформационно-метаморфический цикл (~2 млрд. лет), изобарический нагрев (IH),изотермическая декомпрессия (ID), декомпрессия остывания (DC), ^«¿-андалузит, Ар - апатит; Bt - биотит, Cal - кальцит; Crd - кордиерит, Сит-куммингтонит, Grt - гранат, Пт - ильменит, Kfs - калиевый полевой шпат, Ку - кианит, Ms - мусковит, О Am - ортоамфибол; Орх - ортопироксен.Ог - ортоклаз, Phi - флогопит, Р1 -плагиоклаз, Ргр - пироп, Fa- форстерит ,Еп - энстатит, Qtz - кварц, Rut - рутил, San -санидин, Sil - силлиманит, Sph - сфен, Spl - шпинель, Sjw-сапфирин, Zrn - циркон.( Bt- Mg, Bt- Fe),( Crd- Mg, Crd- Fe),( Gr- Mg, Gr- Fe),(Opx-Mg, Орх-Ре)-твердые растворы минералов, T - температура, К или °С; Р - давление, бар или кбар; AG" - изменение свободной энергии Гиббса в ходе реакции; R = 1.987 кал/град (1 кал = 4,186 Дж) - газовая постоянная; X¡ - мольная доля компонента i в данной фазе; Хщ = Mg/(Mg+Fe), N,= 100Jy¡; N^-100XM¿ Xa = Ca/(Ca+Fe+Mn+Mg), JVC. -100 XCt; Xok = Al/(Al+2Mg+2Fe), Nat -100 Hmo=H°H20+RTln a^¡Q; ц°н2о= RTla /H°i0- химический потенциал чистой воды, как функция Т и Р; /„°i0- летучесть воды; а£0= Yh.o'^h.o" активность воды во флюиде; -

химический потенциал НгО во флюиде; G* = RT ]шг, парциальная молярная свободная энергия смешения Гиббса для компонента I в твердом растворе; G' - избыточная парциальная молярная свободная энергия Гиббса для компонента /' в твердом растворе; G* -избыточная интегральная молярная свободная энергия Гиббса для твердого раствора; Н -энтальпия; S - энтропия; V - объем.

Глава I. Геологический очерк комплекса Лимпопо

Комплекс Лимпопо, имеющий размер 300x700 км, является классической неоархейской (~2,6 - 2,7 млрд. лет) областью развития высокометаморфизованных гнейсовых толщ. Он отделен от кратона Каапвааль на юге и от кратона Зимбабве на севере (рис.1) мощными синхронными ширзонами: Хоут Ривер на юге (van Reenen & Smit, 1996) и Северный Надвиг на севере (Mkweli et al., 1995).

Рис. 1. Геологическая карта района Мусина и Бакликраал в ЦЗ гранулитового комплекса Лимпопо В этом

районе закартирована футляровидная складка Шанси и структура Кэмпбелл (а) и поперичная складка Бакликраал (б), сложенные позднеархейскими 2,65 Мрл) и раннепротерозойскимн 2 Мрл) гнейсами. Условные обозначения: 1 - осадки формации Кару; 2 - сиенитовый массив; 3 - гранитный массив Булаи; 4 -кварц-полевошпатовые гнейсы свита Сингелеле; 5 - порфиробластовые гнейсы района г. Олдайз; 6 — серые мигматизированные гнейсы района г. Олдайз; 7 - гнейсы района Сэндривер; 8 - анортозитовые и лейкогаббровые гнейсы (свитаМусина); 9-марморы и известково-кремнистые породы; 10-амфиболиты с прослями метапелетов; 11 - массивные кварциты (van Reenen et al, 2004). На вставке показан комплекс Лимпопо, Центральная Зона (ЦЗ), Южная Краевая Зона (ЮЗ) и Северная краевая зона (СЗ), расположенный между кратонбЛ Зимбабве (КЗ) и Каапваль (КК).

В комплексе Лимпопо принято выделять три синхронные структурно-геологические зоны (Mason, 1972): ЦЗ, ЮЗ, СЗ (рис.1). На основе анализа линейных структур показано (например, van Reenen & Smit, 1996), что движение материала в контактовых ширзонах направлено под комплекс, при противонаправленном, но синхронном (Perchuk et al., 1999, 2001) перемещении гранулитов в сторону поверхности. (Van Reenen et al., 1987, 1995; Roering et al., 1992; Van Reenen & Smit, 1996; Перчук и др., 1996). Кроме того, гранулиты краевых зон схожи по литологии и геохимии со слабо метаморфизованными породами кратонов, что указывает на их метаморфизм на более глубоких уровнях континентальной коры (Van Reenen & Smit, 1996; Kreissig et al., 2000; Перчук, 2004). Наиболее типичные геологические структуры для всех трех зон комплекса - развитые в гнейсах футляровидные складки с почти вертикальным падением осей. Вблизи контактов с кратонами направление этих осей, а также линейности минералов сменяется наклонным, вплоть до горизонтального (исключительные случаи, - van Reenen & Smit, 1996). В Центральной зоне широко распространены кулисообразные складчатые структуры с почти горизонтальным направлением линейности минералов и широким проявлением пластических деформаций. Эти структуры секут футляровидные складки и имеют возраст ~2 млрд. лет, одинаковый с ширзоной Чепизе, отделяющей ЦЗ от ЮЗ, и Триангл, отделяющей ЦЗ от СЗ.

Глава II. Петрография и химия минералов

Общими для гнейсов всех трех зон неоархейского возраста является преобладание гранобластового типа микроструктур в недеформированных породах и бластомилонитового типа - в деформированных. Последние встречаются как в ширзонах. синхронных с архейским периодом эволюции комплекса, так и в раннепротерозойских ширзонах. Этот петрографический признак очень важен особенно для пород ЦЗ, где встречаются ширзоны обоих возрастов, и отделить одну от другой без специальных исследований невозможно. Ниже приводится краткая петрографическая характеристика только метапелитовых гнейсов из всех трех зон, на основе которых была воссоздана термальная и динамическая эволюция всего комплекса Лимпопо.

ПЛ. Грянулиты Северной Краевой Зоны

Здесь выделяется 5 групп пород. Все они в основном обладают массивной текстурой и лепидогранобластовой структурой. (1) Ортопироксен-гранатовые гнейсы (Kfs+Qtz+Opx+ Pl+ Bt+Grt); от 5 до 45% общего объема этих пород приходится на гранат. (2) Биотит-кордиерит-гранатовые кристаллосланцы (Kfs+Qtz+Sil+Crd+Pl+Bt+Grt); кордиерит в шлифах этих пород обычно с двойниковая и часто сопутствует Grt, Si! и Qtz; (3) Флоготгт-I сапфирин-кордиерит-ортопироксеновые кристаллосланцы (Opx+Sil+Bt+Spr+ Crd+ Spl); в

них встречаются две генерации Орх и Spr: Opxj - в ассоциации с Crd, a Opxi - в срастаниях со Spl, Spr и Phi. Эти генерации различаются и по составу (Табатабаиманеш, 2005); (4) ортопироксен-кордиерит-гранат-кварцевый кристаллосланцы, в которых четко выделяются две основные структурно-парагенетические ассоциации минералов - матрица и реакционные структуры вокруг зерен граната. Матрица сложена Grt и Qtz, а реакционные структуры окружают зерна Grt на контакте с Qtz. Они сложены Opx-Crd симплектитом и Орх короной. Кордиерит представлен двумя генерациями: Crd\, образующий крупные (3-4 мм) изометричные зерна-порфиробласты и Crdi, слагающий матрицу реакционных структур. Ортопироксен в породе встречается в трех генерациях: Орхi образует изометричные порфиробласты или же кластеры в порфиробластах кордиерита; Орх% формирующий тонкие, вытянутые (в среднем до 0,1 мм) симплектиты в кордиеритовой матрице реакционной структуры и Орхг, слагающий её внешние короны. (5) Двуслюдяные метапелиты, сложенные в основном Grt, Bt и Ms. В отличие от метапелитов группы 4, в них преобладает относительно слабо зональный гранат с низким(32-30). Мусковит занимает примерно 10-15% объема породы; он явно вторичный и сильно изменен. Во всех перечисленных группах пород можно встретить PI, Qtz, Zrn, Ар, Пт и Sph.

II.2. Гран\тлиты Южной Краевой Зоны

Недеформированные породы этой Зоны представлены разнообразными гранобластовыми гнейсами тоналитового состава с подчиненным количеством метабазитов, ультраметабазитов и метапелитов. Они прорываются гранитоидами и небольшими телами эндербитов и чарнокитов. В метапелитах достаточно широко распространены реакционные структуры типа

Grt+Orz => Opx+Crd (1)

Grt+Qtz+Sil => Crd (2)

Однако вблизи контакта с породами кратона Каапвааль в гранулитах местами возникают тончайшие каймы Grti-Qtz-Sil по порфиробластам Crd, т.е. реакция (2) смещается влево. Кроме того, реакционная структура (2) иногда накладывается на структуру (1), что наряду с регрессивной зональностью порфиробластов граната (Grt 1) предполагает декомпрессионное остывание пород (Перчук и др., 1996). В ширзонах, рассекающих гранобластовые гнейсы, распространены бластомилониты, в которых можно обнаружить деформацию реакционных структур (1) и/или (2). По ним нередко развиваются типичные милониты. Это предполагает перетирание пород этих зон в верхней части коры, где достигается их предельная вязкость (Smit et ai, 2001)

П. 3. Грянулиты Центральной Зоны

Как и для ЮЗ и СЗ, основное внимание при петрографическом изучении образцов из ЦЗ уделялось метапелитовым гнейсам, в минеральных равновесиях которых наилучшим образом записана термальная и динамическая эволюция комплекса Лимпопо вообще и ЦЗ, в частности. Кроме того, для равновесий (1) и (2) имеется термодинамически согласованная база данных и термобарометрическая программа ГЕОПАС (Геря и Перчук, 2004). Однако в отличие от остальных двух зон (D2/M2) комплекса Лимпопо, в ЦЗ широко представлены «деформированные», так называемые «прямые гнейсы» (Smit et al., 1992), обладающие бластомилонитовой структурой (D3/M3). Они встречаются исключительно в пределах зон высокотемпературных пластических деформаций, отличить которые от обычных гнейсов в поле практически невозможно. Если это удастся сделать посредством детального петрологического анализа, то исчезнет проблема синхронности-ассинхронности этих зон с «вмещающими» их гнейсами. Использование для этой цели равновесия типа (1) и (2) для вывода Р-Т трендов позволит воссоздать общую картину эволюции гранулитового пояса Лимпопо, да и других докембрийских гранулитовых комплексов.

П. 3.1. Гранулиты «поперечной» складки Баккликраал

Термин «поперечная складка» традиционно применяется к крупным складчатым структурам ЦЗ гранулитового комплекса Лимпопо, поскольку они залегают меридианально, т.е. вкрест простирания плоскостных структурных элементов самой ЦЗ (см. рис.1). Однако совсем недавно (Boshoff et al., 2006) выяснилось, что это не обычные пологозалегающие изоклинальные складки, а мощные кулисообразные зоны высокотемпературных пластических деформаций (D3/M3). Их возраст не -2,6-2,7 млрд. лет, как у гранобластовых гнейсов, а ~2 млрд. лет, и они представлены бластомилонитами с огромным количеством реликтов более древних гнейсов (D2/M2). Породы, слагающие «поперечную» складку Баккликраал (12x40 км), по минеральному составу могут быть подразделены на 4 группы: (1) обогащенные магнием гнейсы с ортоамфиболом, (2) биотит-гранатовые гнейсы, (3) мраморы и известково-силикатные породы и (4) метапелиты.

По минеральному составу выделяются две подгруппы метапелитов: а) Crd-Bt-Sll-Qtz-Grt гнейсы и б) Crd -Opx-Qtz-Grt-Bt кристаллосланцы. Первые встречаются в виде линз, будин и тонких прослоев в биотит-гранатовых гнейсах, метабазитах и мраморах, а также в виде включений в кварцитах. Они характеризуются бластомилонитовой микроструктурой (D3/M3). Вторые (б) встречаются там же, но обладают гранобластовой структурой (D2/M2). Изотопный возраст циркона из вмещающих тоналитовых гнейсов составляет ~ 2.68 млрд. лет (Kröner et al., 1999). Между тем для одного из метапелитов подгруппы (я) изотопный (U-Pb) возраст граната оказался равным 2023±7 млн. лет (Boshoff et al., 2006), причем в них широко распространены Bt-Sil-Qtz микроширзоны, которые всегда приурочены к сланцеватости, которые отсутствуют в метапелитах подгруппы (б).

Мелкозернистая матрица гнейсов подгруппы (а) сложена мелкими изометричными зернами с правильными очертаниями, средний размер зерен 0,1-0,2 мм. Гранат представлен вытянутыми зернами размером от 0,5 до 6 мм. Он содержит мелкие включения кварца и часто окаймлен, но не срезается Bt-Sil-Qtz микроширзонами - свидетельство их синхронности стадии D3/M3. Иногда эта ассоциация минералов почти полностью замещает зерно граната, от которого могут оставаться только реликты (рис.3, г) по реакции Grt +Sili+ Qtz => Crd (van Reenen et al., 2004). Микровключения Sil\ встречаются в порфиробластах кварца, граната и кордиерита. Sih присутствуют в коронарной структуре вместе с биотитом и кварцем, Sih (ДО 90 модальных %) содержится в микроширзонах. Кордиерит встречается в слегка измененных, четко выраженных реакционных структурах типа (2).

(б) Crd-Opx-Qtz-Grt-Bt гнейсы не содержат лейкосомы и представляют собой породу темного цвета с низким содержанием кремнезема. В шлифах они могут быть разделены на реакционную структуру и гранобластовую матрицу. Первая состоит из типичного Орхг+Crdi симплектита, развивающегося вокруг порфиробластов граната и окруженного

каймой ортопироксена (Opxi), бедного алюминием (Орхз) (рис. 36). Гранобластовая матрица состоит из Bt, PI, Орх\, Crdi и Qtz с небольшим количеством ильменита, циркона и рутила. В некоторых местах Орхi непрерывно переходит в Орхг, отличаясь более высоким содержанием алюминия. Гранат в породе зонален. Его ядра и центральные части переполнены мельчайшими (несколько микронов) включениями Crd, Bt, Qtz, PI, Орхi, PI, Spr, Spl, Rut и Sil, в то время как тонкий, от 30 до 200 мм шириной, край свободен от них. Силлиманит и сапфирин в ядрах граната хорошо ориентированы, предполагая пик региональной деформации D2/M2 (Vernon, 1989). Включения Crd a Qtz в гранате достигают 100 микронов. В ядрах коронарных структур гранаты, размером 7-8 мм, образуют слегка удлиненные зерна, но местами наблюдаются атолловые формы. Включения граната в других минералах не отмечаются. Ортопироксен гранобластовой матрицы (Орх 0 представлен удлиненными зернами, содержащими включения Qtz, Spr, Bt и Sil. Симплектитовый ортопироксен (Орх2) представлен тонкими червеобразными зернами.

IL3.2. Породы района Булаи

Среди них по минеральному составу можно выделить 5 групп: (1) Bt-Grt-Qtz-Crd-Sil-Pl-Kfs метапелитовые гнейсы; (2) Cum-Opx-Qtz-Bt-Qtz породы; (3) Pl-Kfs-Bt-Grt-Qtz кристаллосланцы; (4) Bt-Grt-Qtz-Crd гнейсы и (5) гигантозеркистые порфировидные биотитовые граниты плутона Булаи, возраст которого ~2,54 млрд. лет (Barton et al, 1994). Bt-Grt-Qtz-Crd-Sil-Pl-Kfs метапелитовые гнейсы обладают лепидонематогранобластовой структурой с элементами пойкилобластовой (D2/M2). Текстура массивная, иногда гнейсовидная или полосчатая. Вокруг граната обычны Crd-Sil каймы, иногда почти полностью замещающие первичные зерна граната.

ПЛ.З. Метанелиты окрестностей г. Мусина

Эти породы имеют одинаковый минеральный и химический состав, но слагают две разновозрастные структуры и отличаются по составам минералов и микроструктуре. Главные породообразующие минералы представлены Bt, Grt, Qtz, Crd, Sil, PI и Kfs. В футляровидной складке Шанзи (рис. 1) резко преобладают гнейсы с типичной гранобластовой структурой (D2/M2), но множеством Bt-Qtz-Sil микроширзон, секущим порфиробласты всех минералов, включая гранат (им порода переполнена, - до 70 %). Он образует как изометричные, так и вытянутые зерна с неправильными очертаниями. Существование второй генерации граната проблематично. Но в геологической структуре Кэмпбелл преобладают метапелиты с ярко выраженной бластомилонитовой микроструктурой, относящиеся к более молодому деформационно-метаморфическому этапу (D3/M3). Здесь развит Grh (Хщ = 0,32-0,2), но на его грани нарастают своеобразные «усы» очень железистого граната (А^=0,12). Crd встречается в срастаниях с силлиманитом и кварцем вокруг Grt, тогда как вторая генерация образует изометричные зерна и агрегаты в срастаниях с неориентированным Sil. По форме и размеру зерен можно выделить три генерации биотита. Первая (Bt\) вместе с Sil и Qtz содержится в ядрах граната. Вторая (5/:) всегда находится в матрице породы в срастаниях с Sih и Qtz. Видимо она возникает по реакции:

Grt+Kfs+H20 => Bh+Sih+Qtz (3)

Ориентированные чешуйки третьей генерации (ЯГз) присутствуют в мелкозернистой массе Bti-Qtz-Sih микроширзон. Во всех изученных метапелитах редкий Kfs (ОГ79.90) встречается вместе с Bt, Sih и Qtz.

П.3.4. Реакционные структуры и химический состав минералов в метапелитах

Петрографическое изучение пород показало, что взаимоотношения минералов метапелитов из структур Баккликраал, Мусина и Булаи характеризуются широким развитием по крайней мере трех главных типов реакционных структур: (а) замещение

граната кордиеритом по реакции (2); (б) замещение ассоциации Оп+К/з

парагенезисом В^+ф/г+Я// по реакции (3) ; (в) замещение ассоциации кордиеритом

и ортопироксеном по реакции (1). Они дают ключ к оценке Р-Т-а^0 параметров эксгумации гранулитов. В породах цикла Б2/М2 эти реакционные структуры отражают декомпрессионное остывание (БС), т.е. ретроградную стадию метаморфизма (РегсЬик, 1985, 1989; Наг1еу, 1989), но в бластомилонитовых метапелитах БЗ/МЗ они возникают при повторном высокотемпературном метаморфизме на стадии субизобарического нагрева (Перчук, 2005; РегсЬик е1 а/.,2006).

П.3.4.1. Геологическая структура Баккликраал.

В Он-Сгс1-8И-Qtz-Bt метапелитах «поперечной» складки Баккликраал (рис. 1) реакционная структура характеризуется двумя генерациями СЫ. Местами Сгс1\ почти полностью замещает гранат, нередко образуя по нему псевдоморфозы в которых сохраняются вростки перекристаллизованного О^г, реже 5И\. При этом Л"^1 уменьшается к контакту с деформированным Ог1. Кордиерит Сг<1г отличить от Сг<1\ под микроскопом не возможно, и лишь слабое возрастание Хщ2в сторону С7г/ позволяет это сделать. Можно предположить, что Сг<1\ возникает на стадии 1Н, Сгс1г - на стадии БС. Однако это предположение справедливо лишь при условии, что в первичном гнейсе (02/М2) вообще отсутствовал кордиерит. Если же он был и его можно как-то идентифицировать, то вполне реально определить протолит, по которому развивался процесс БЗ/МЗ. Мы анализировали порфиробласты вн и Сгс! из 8И\-0& кварцевой основной массы. Профили поперек химической зональности контактирующих В/ и Сг<? свидетельствуют о смещении вправо обменных реакций

<Зг/М8 + Сг&с = СЫЩ + вп?е (4)

вг(щ + В?Рс - ВГщ + вПГс (5)

т.е. отражают понижение Т (Перчук, 1970). Причем форма этих профилей не соответствует диффузионному обмену Ре и Мд (Ьавада, 1983), а скорее отражает перекристаллизацию минералов в поле стабильности четырех фаз (Grt+Sill+Qtz+Crd} при протекании реакций (2) и (3). Это в, частности, выражается в уменьшении содержания К/5 (¿>100-95)-

В недеформированных Сг(-Сгс1-Орх-<212-В( гнейсах Л^ систематически уменьшается от ядра к краю при Л^" =4-5 мол. %. Но изменение это не однородно: Л^ изменяется от 60 в ядрах порфиробластов (стадия 1) до 53 % вблизи свободных от включений краев, в самих краях Ыщ резко снижается от 52 до 46 мол %. уменьшается от ядра к краю при сложном изменении . Во многом это определяется составом контактирующего минерала. Так например, если Орх\ находится между Сгй\ и каймой 2«, отделяющей Орх от СЫ, то в контакте с 0}г уменьшается, а в направлении Сгй\ увеличивается. Не исключено, что кайма фг появилась на поздней стадии роста Орх\, возможно даже при образовании реакционной структуры. Гистограмма для Орх\, рассчитанная на основе 125 микрозондовых анализов, показывает нормальное распределение Л^. Т.е. состав крупных порфиробластов Орх\ устойчив ( =74-75), при росте Ыщ к контактам с Сг<1\, что отражает систематическое снижение Т (РегсЬик, 1977). Химические профили вскрыли необычную зональность биотита (В(\): поперек спайности, от ядра зерна к его краю намечается слабая корреляция между А1Е иАг^(А1"'и) = 0,383+1,'429Хщ, Г2 = 0,519), а вдоль спайности она тоже слабая, но отрицательная; причем в обоих случаях Хщ изменяется от 0,755 до 0,775.

П.3.4.2. Район гранитного плутояа Булан.

В частично деформированных Grt-Crd-Sll-Qtz-Bt метапелитах района Булаи систематически снижается от 43 в ядрах до 28,8 краях зерен Судя по составу, Crd

представлен двумя генерациями - высоко магнезиальной и относительно железистой. Чаще всего Crd\ встречается вокруг зерен Grt в виде изометричных зерен и агрегатов с неориентированным Sil, тогда как Crdk в основном образует срастания с ориентированными зернами Sil и Qtz. N^' изменяется от 82,1 в ядре до 85,6 у контакта с Grt, а Ищг - от 76 до 80,8 мол. % в непосредственном контакте с Grt. Однако два кордиерита далеко не всегда встречаются в изученных образцах. Чаще они приурочены к микродеформациям (микропшрзонам).

II.3.4.3. Район г. Мусина.

В метапелитах структуры Шанзи и Кэмпбелл хорошо определяются две генерации Grt, Crd . Они четко выделяются и по магнезиальности. Вместе с тем вокруг обеих генераций граната наблюдается срастания силлиманита с кварцем, погруженные в кордиеритовую матрицу. Вне зависимости от генерации в сторону контактов с Grt и Bt разных генераций

Ыщ возрастает, что согласно принципу фазового соответствия (Перчук, 1970) отражает

снижение температуры, т.е наложение регрессивной стадии метаморфизма на все минеральные ассоциации. Изучен химизм минералов в двух образцах одинакового валового состава, один из структуры Шанзи, а второй - из Кэмпбелла.

Метапелиты TOV13 (футляровидная складка Шанзи) и 06-19 (структура Кэмпбелл) резко различаются между собой по магнезиальности сосуществующих минералов. Это предполагает нагрев породы при почта постоянном давлении. Однако проверить этот предположение можно лишь путем вывода Я-Г трендов для этих образцов.

Глава Ш. Термодинамические условия локальных равновесий минералов

Р- Т режимы декомпрессии и остывания пород гранулитовой фации отражаются в их Р-Т трендах (Perchuk, 1973, 1977). Для их вывода использовались химические анализы локально равновесных минералов, что позволило выявить термальную и динамическую историю пород Центральной Зоны комплекса Лимпопо. Однако мы не первые, кто предпринимал такую попытку. Так в работах (Holzer et al., 1998, Schüller et al., 1999) на основании оценок изотопного возраста пород Центральной Зоны предлагалось два тренда: первый, отражающий позднеархейский (-2,6 - 2,55 млрд. лет) низкобарный метаморфизм гранулитовой фации, связанный с обширным гранитным и чарнокитовым магматизмом, и второй - раннепротерозойский (~2,0 млрд. лет) высокобарный ГО тренд. Основанием для первого Р-Т тренда служили главным образом неопубликованные данные по тем же метапелитовым гнейсам вблизи плутона Булаи, которые описаны выше.

III.1. Методы расчета параметров равновесий

Для расчета термодинамических параметров мы использовали термодинамически взаимосогласованную базу данных, полученную исследовательской группой Л.Л.Перчука. Обменные равновесия (4) и (5) были использованы для расчета температур, тогда как реакции (1), (2) и (3) - для расчета давления и а£0, соответственно. ПЫЛ. Метод расчета и изоплет для дивариаитных равновесий Fe-Mg минералов Большинство изученных метапелитов Центральной Зоны комплекса Лнмпопо содержат ассоциацию Bt+Sil+Qtz+Kfs+Grt. Именно поэтому реакцию Grt+Kfs+UiO = Bt+Sih+Qtz можно использовать для расчета активности воды во флюиде по уравнению

в£0=ехр[Д0р)/Л71

ДGar - T^ + PAV + RTlnf^-G^+G^+G^,

При равновесных условиях свободная энергия Гиббса для реакции (2) равна AGW= ДД°(1) -ТА£?(1) + РДР°(1) + (G^)Cnl 0. Изоплеты для минералов метапелитовых ассоциаций

(Grt, Орх, Crd и Bi) были рассчитаны методом решения системы независимых термодинамических уравнений для сопряженных реакций с использованием полученных для каждого данного образца зависимостей от температуры.

III.2. Результаты расчета термодинамических параметров минеральных равновесий

Ш.2.1. Северная Краевая Зона

Образование Opx-Crd реакционных структур вокруг зерен граната на контакте с кварцем из Северной Краевой Зоны Комплекса Лимпопо происходит по реакции (1). Она может смещаться вправо (i) при повышении температуры и постоянном давлении, (ii) при понижении давления, но при постоянной температуре, а также (iii) при снижении Р и Т (Smit et а!., 2001; Walter et al., 1984).

По Bt-Opx термометру при Р = 8 кбар температура составляет всего 720 °С. Вместе с тем пиковые параметры метаморфизма пород ЮЗ комплекса Лимпопо (van Reenen, 1983) и ЦЗ определены как 900 °С и 9 кбар (Перчук и др., 1996). Для СЗ надежных оценок нет: опубликованы приблизительные сведения о Р-Т параметрах минеральных равновесий. В нашем распоряжении была коллекция метапелитов из ЦЗ. Наряду с Sil-Opx-Qtz ансамблями среди них обнаружены бескварцевые парагенезисы, Crd+Spl+Spr+Sil+Opx+Phl. На диаграмме Р-Т моновариантная линия равновесия Crd+Spl = Opx+Spr+Sil находится в области стабильности парагенезиса Sil+Opx+Qtz и почти параллельна оси температуры. При 900 °С этой линии соответствует давление 9 кбар, что совпадает с оценкой названных выше пиковых параметров метаморфизма.

111.2.2. Южная Краевая Зона

По данным (Perchuk et al,1996) грану литы Южной Краевой Зоны характеризуются разнообразными реакционными структурами, которые отвечают разным стадиям термодинамической эволюции пород вдоль регрессивного Р-Т тренда. Реакция (1), приводящая к формированию Crd-Opx коронарных структур, смещается вправо при декомпрессионном охлаждении. Закономерные изменения составов сосуществующих минералов свидетельствуют о росте Crd-Opx корон на регрессивном этапе метаморфизма. Этот вывод подтверждается расчетами Р-Т параметров с использованием Grt-Crd-Opx-Qtz геотермобарометра (Aranovich, Podlesskii, 1989; Perchuk et al., 1985). Так, например, метаморфическая история метапелита DV101 из ЮЗ записана в последовательном росте различных минеральных ассоциаций вдоль Р-Т тренда. Этот тренд отражает соответствующие изменения в составе контактирующих минералов. Верхняя часть Р-Т тренда отвечает условиям пика метаморфизма (8 кбар и 850°С), рассчитанным по составам ядер крупных зерен граната. Нижняя, субизобарическая часть Р-Т тренда соответствует всплыванию ЮЗ гранулитового комплекса Лимпопо в верхнюю часть континентальной земной коры в неоархее.

111.2.3. Центральная Зона

III.2.3.1. Гранулиты структуры Баккликраал

Р-Т тренд для деформированных гнейсов (D3/M3). Как отмечено при петрографическом описании деформированных (D3/M3) гнейсов, наряду с парагенезисом Crd+Grt+Sil+Qtz+Bt+Kfs, в них присутствует Ms. Встречается он исключительно редко и всегда как вторичный минерал, развитый по Kfs и Sih (реакция Or+Sil+НгО=> Ms+Qtz). Тем не менее, он определяет нижний температурный предел ретроградной стадии метаморфизма. Верхняя температурная граница при Р ж 9 кбар не превышает ~900°С

(Spear et al., 1999). В общем случае частичное плавление не характерно дои деформированных метапелитов. Отсутствует и Орх. Поэтому реакция (3) протекает в относительно узком диапазоне Р-Т-аЦ}0. Этот температурный интервал был использован для корректировки изоплет Crd и Grt и определения а* 0 для каждого локального равновесия при Т, рассчитанной по Bt-Grt термометру. Расчет осуществлялся для трех представительных образцов (обр. Т73, Т18, Т20). Для обр. Т73 температурная зависимость a*i0 аппроксимирована (van Reenen et al., 2004) линейной функцией a^j0= 0,5017-0,0002247Ц°С). Такая же операция проделана по расчету о£0 для образца Т20: ян,о = 0,4643-0,00029667ГС). В отличие от образцов Т73 и Т20, данные для образца Т18 не характеризуются систематическими изменениями (в пределах 0,294 - 0,260) как функции Т. Поэтому мы определили среднее значение а* 0= 0,282. На основе индивидуальных Р-Т оценок выведены Р-Т тренды для трех образцов. Для образцов Т20 и Т73 они оказались идентичными, а для обр. 18 тренд проходит чуть выше по давлению (рис.2).

£

#N

1) Я

sc

и

1

П

2 550

■Ку/ ф / •• щ ' - Jj? / ^^ /

/Ж /s)

Si! / / VL ь\+ ~ s- ад

\ / JK* о/ JWT °0

\ оо 9 /

20 «г,» /о

And\ ч

0,40

0,35

а

Н20

0,30

0,25

600

650

700

750

800

850

Температура,°С

Рис. 2. Р-Т тренды для деформированных метапелитов из геологической структуры Баюсликраал (район г. Оллдейз, рис 1; vail Reenen et al, 2004), выведенные для образцов Т18, Т20 и Т23.

В недеформированных метапелитах наблюдаются четыре типа реакционных структур:

(1) Opx-Crd симлектиты, которые широко развиты вокруг граната и окружены плагиоклазовыми и ортопироксеновыми каймами. Эта структура связана с повсеместным развитием симплектита Opx+Crd вокруг граната по реакции (1) (рис.Зб). (2) Замещение биотита ортопироксеном. В этом образце Bt всегда блокирован Орх, что отражает виртуальную реакцию Bt+Qtz = > Орх+гранитный расплов, потому что Kfs в этих породах отсутствует. Более того, нет и лейкосомы. Экстрагированный гранитный расплав на этапе D2/M2 (~ 2,65 млрд. лет) привел к образованию больших масс синхронных лейкократовых гранитов Сингелелле, а недеформированные метапелиты типа обр. JC1 могут рассматриваться как реститы, которые были перекристаллизованны при высоких Р-Т параметрах. 3) Развитие куммингтонита между Орх и Qtz по реакции Opx+Qtz+YliO ~ Сит

(4) Наконец, в порфнробластах ортопироксена наряду с включениями кварца наблюдаются ламелли силлиманита, что предполагает равновесие Opx+Sil+Qtz ' > Crd+Grt и, тем самым, подтверждает наше предварительное заключение, что метапелит JC1 на самых ранних стадиях метаморфического процесса был сформирован в условиях фации Opx+Sil+Qtz (Маракушев, 1964). Это заключение основано на присутствии включений Sil и Qtz в Орх.

Р-Т тренд для недеформированных гнейсов (D2/M2). В породах полиметаморфических комплексов всегда скрыта ранняя Р-Т история, так как каждый последующий этап метаморфизма стирает предыдущий. К счастью, в некоторых недеформированных образцах сохранились фазовые отношения этапа D2/M2 (-2,65 млрд. лет) и лишь реакционная структура (1) возможно была образована на этапе D3/M3 (~2 млрд. лет). Один из таких образцов (JC1) изучен очень детально. В нем установлены следующие основные ступени эволюции: (а) породой срезаны границы минералных фации; (б) систематическая химическая зональность Fe-Mg минералов (см. рис. 3) отражают снижение .Р-Т параметров; (в) биотит замещается ортопироксеном, что предполагает частичное плавление и экстракцию гранитного расплава из породы (отсутствует лейкосома); (г) хорошо развита коронарная структура (1), отражающая последнюю стадию формирования породы. Все эти наблюдения должны быть отражены в Р-Т тренде, потому что они связаны с различными стадиями метаморфической эволюции породы JC1. Мы рассчитали Р-Т параметры для определения границы между Sil+Opx+Qtz и Crd+Grt фациями. Параметры изменяются в пределах: 800 < Г °С < 900 и 8,5 < Р, кбар < 9. Эти оценки предполагают пик метаморфического события D2/M2.

Мы также рассчитали температуру и давление на основе изменения химических составов Fe-Mg минералов в дивариантной реакции (1). Вместе с данными по равновесию (1), использованы минералогические термометры (4) и (5), а также обменные равновесия GrfMg + Орхи = Орхм8+ Grtft и CrdMi + Fo = Crdft + En идя расчета верхней части Р-Т тренда на рис. За. В нижней его части хорошо виден «разрыв» (отсутствуют точки) между температурами 675 °С и 740 °С. Этот «разрыв» предполагает отмеченное выше частичное плавление гнейса с образованием свиты лейкократовых гранитов Сингелеле. Это предположение основано на двух сингенетических событиях: (1) образование гранатовой каймы, не содержащей включений и (2) замещение биотита ортопироксеном. Используя составы всех трех минералов, показания Opx-Grt и Bt-Grt термометров, а также Р-Т тренды на рис. За, мы установили параметры, при которых могло произойти частичное плавление породы:

Термометр Bt-Grt Opx-Grt

Т" С 680-712 715-730

Р, kbar 6,3-6,6 6,6-6,8

Геологическое изучение Центральной Зоны комплекса Лимпопо показывает, что лейкократовые граниты Сингелеле действительно могли образоваться при анатексисе гнейсов типа Оллдайз, поскольку они интрудируют как частично расплавленные породы, так и другие чуть более древние неоархейские толщи (Söhnge, 1946; Bahnemann, 1973).

10] «fTffr

. яг- ' ,'-1,'1 aíffii

V4' -

'äatej?

ЦД-Ш1

XqT 0;05 0,06 0t07 0.08

500 600 700 800 900 Темпратура, С

1000 Grt+Sil+Qtz->Crd

Рис. 3. Совмещенная P-T диаграмма трендов эксгумации недеформированных (а) и деформированных (в) гранулитов в разное геологическое время, но в одной и той же геологической структуре Баккликраал, на расстоянии -100 м (Perchuk et al, 2006).

На диаграмме (а) видно, что минимуму температуры на верхнем тренде (D2/M2) соответствует максимум температуры на нижнем трецае (D3/M3). Это значит, что преобразование породы в ходе события D3/M3 произошло в результате изобарического нагрева на -120° предположительно -600 млн. лет спустя после первого деформационно-метаморфического (D2/M2) события в условиях гранулитовой фации метаморфизма; б-коронарная структура по реакции Grt+Qu - > Орхг + Crd2 (1) в метапелите JC1; в - Р-Г тренд метапеяита Т73 из структуры Баккликраал; г- микрофотография (николи скрещены) шлифа метапелита Т70 иллюстрирует почти полную псевдоморфозу кордиерита (Crdi+Qlz) по первичному гранату (Grt,+SII+Qa) как продукт реакции Grt¡+Sil+Qtz=>Crd¡ (2) в ходе изобарического нагрева породы Вставка в нижней части рис. в иллюстрирует изохрону по гранату из обр. Т73. Для обр. JC1 получен смешанный возраст граната, что объясняется образованием реакционной структуры (б) на этапе D3/M3.

Положение включений Qtz и Sil в порфиробластах является одной из наиболее интересных особенностей породы JC1. Ориентировка силлиманита в порфиробластах граната и ортопироксена указывает на вляние диформации D2 при пиковых метаморфических условиях. С другой стороны, описанное выше присутствие Sit и Qtz в порфиробластах ортопироксена предполагает, что пик Р-Т параметров метаморфизма приходится на Opx-Sil-Qtz минеральную фацию (Маракушев, 1964), то есть изначально порода сформировалась вне поля стабильности Crd+Grt.

III.2.3.2. Гранулиты района г. Мусина

Пик метаморфических событий наиболее полно отражен в некоторых образцах метапелитов из района г. Мусина и, прежде всего, в образце TOV13. Зональностью гранатов практически зафиксированы все стадии метаморфизма. В изученных породах по

реакции Grt+Kfs+Н2О = Bt+Sih+Qtz можно определить а„)0. Для образца TOV13 Дн,о= 0,0004 Т (°С) - 0,1759, что справедливо в интервале 580 - 850°С вне зависимости от давления. Для образца 06-19 = 0,0007 Т (°С) - 0,2955, что справедливо в интервале 580 - 750°С вне зависимости от давления.

Рис. 4 Р-Т тренды для металелитов из футляровидной складки Шанзи (обр. TOV13) и «поперечной складки» Кемпбелл (обр. 06-19) в окрестностях г. Мусина. Изоплста для каждого образца рассчитаны при 0. заданном соответствующими уравнения (см. текст)

На рис. 4 видно, что тренд пересекает изоплеты Ыщ , но почти параллелен изоплете N^ .

Рассчитанный диапазон давления для недеформированного обр. TOV13 (D2/M2) составил Ртах =8,24 кбар при 7^= 856°С и РтШ = 4,85 кбар при Ттт = 592eC, а для деформированного метапелита 06-19 (D3/M3) Ртах = 4,99 кбар при = 697 °С и Pmm = 3,45 кбар при Tmin = 575 °С. Сравнение трендов на рис. 4 показывает, что при Р ~ 5 кбар максимальному значению температуры (Т^п) тренда для деформированного гнейса 06-19 соответствует минимальное значение (Тт„) для тренда недеформированного обр. TOV13. Переход от первого тренда (TOV13) ко второму (06-19) происходит путем изобарического нагрева (IH).

III.2.3.3. Гнейсы района Булаи

В породах района Булаи вообще нет пород с возрастом менее 2,5 млрд. лет (Barton et al, 1994). Следовательно, они образовались на этапе D2/M2 и их тренды должны быть

10

550 600 650 700 750 800 850 900 Темпратура, С

близкими к /'-7'трендам, выведенным для образцов ТОУ13 и ГС1 (см. рис. 3 и рис. 4). Действительно, по данным Т.В.Гери (1999) верхняя часть обобщенного Р-Ттренда для структуры Булаи имеет такие координаты: Ртах ~ 8 кбар, Т^ ~ 850 °С, и Рт,„ ~ 5 кбар, Т„,„ ~ 600°С.

Ш.2.3.4.СравнениеР-Г трендов полиметаморфизма для изученных участков Центральной Зоны комплекса Лимпопо

Для метапелитов из геологических структур районов г. Олдейз (Бакликраал) и г. Мусина (Шанзи и Кэмпбелл) характерны два Р-Т тренда, отражающие метаморфическую эволюцию пород, сформировавшихся на стадии И2/М2 (недеформированные) и (деформированные) (153/МЗ) пород на разных стадиях метаморфизма, что было показано на рис. 3 и рис, 4, соответственно Легко заметить, что переход от деформационно-метаморфического цикла Т>2ГМ2 (~ 2,65 млрд. лет) к циклу ИЗ/МЗ (2 млрд. лет) осуществляется при изобарическом нагреве (горизонтальные участки на трендах рис. 5), т.е. без какого-либо геодинамического события. Этот вывод совпадает с результатами структурного и изотопно-геохронологического исследования этих пород (Кгбпег & а!., 1999; ВозЬой1 е( а1., 2004, 2006). Все породы с возрастом 2 млрд. лет обладают бластомилонитовыми структурами. Это предполагает, что повторный высокотемпературный метаморфизм гранулитов Центральной зоны явился следствием одноактного тектонического события, проявившегося в формировании зон пластических деформаций, мощность которых колеблется от микронных размеров до сотен метров. Предполагается также, что эффект вязкого трения в пределах этих зон явился источником термической энергии, вызвавшей повторный высокотемпературный метаморфизм 650 млн. лет спустя после первого метаморфизма гранулитовой фации.

Рис.5 Термальная и динамическая история метаморфизма пород Центральной Зоны комплекса Лимпопо,Южная Африка,записанная в локальных минеральных равновесиях а - в районе г.Олдейз (структура Бакликраал,обр ГС 1, стадия Ш/М2 и обр. Т73, стадия йЗ/МЗ и б- в районе г. Мусииа(структура Шанзи, стадия 132/М2, обр. ТОУ 13 и структура Кампбелл, стадия ЭЗ/МЗ обр. 06-19).

На обоих Р-Т трендах видны участки изобарического нагрева пород, на этапе ОЗ/МЗ (2 млрд. лет). Дла сравнения на диаграммы нанесен гнейсовый комплекс Булаи, расположенный вблизи г. Мусина, но не зотронутый повторным высокотемпратурным метаморфизмом 2,6 млрд. лет.

ю

Темпратура, С

Темпратура,°С

m.3. Сравнение термодинамических условий метаморфизма пород ЦЗ с краевыми зонами комплекса Лимпопо и некоторыми другими грянулитовыми комплексами

Ш .3.1. Краевые зоны комплекса Лимпопо

Напомним, что как в Южной, так и Северной Зонах комплекса Лимпопо изотопно датируется лишь один этап гранулитового метаморфизма (D2/M2), ~ 2,68 млрд. лет (например, Kamber, Biino, 1995; Kreissig et al., 2001). По характеру Р-Т трендов среди метапелитов из Южной Зоны комплекса Лимпопо выделяются две группы (Perchuk et al., 1996, 2000): Р-Т тренды декомпрессионного остывания (все три Зоны) и Р-Т тренды субизобарического остывания (пока установлены только в Южной Зоне). Пик гранулитового метаморфизма в Южной Зоне характеризуется такими параметрами: Т = 850 - 870 °С и Р - 7,2 - 8,2 кбар, а пик метаморфизма пород Северной Краевой Зоны комплекса Лимпопо приходится приблизительно на Р = 8 кбар при Т= 720 °С (Табатабаиманеш, 2005). Как видно на рис. 3, наивысшие параметры пика метаморфизма пока установлены только в породах Центральной Зоны комплекса Лимпопо (стадия D2/M2): Т= 900 °С и Р = 9 кбар.

Щ.3.2. Токский блок Алданского щита

Ортопироксен-силлиманитовые гранулиты Алданского щита сложены ассоциацией Орх+ Sü+Grt+Bt+Pl+Kf+Qtz. Структурные взаимоотношения Орх и Sil свидетельствуют об их одновременной кристаллизации. Для определения Р-Т условий образования Opx-Sil гранулитов из Токского блока использован двуполевошпатовый термометр (Elkins et al., 1990). Поскольку отсутствуют надежные барометры для указанной выше ассоциации, использовалась Р- Т диаграмма минеральных фаций высокотемпературных и высокобарных метапелитов (Spear, 1993). Давление с ее помощью устанавливалось по нижнему пределу стабильности парагенезиса Opx-Sil-Qtz. Определено, что минимальное давление устойчивости парагенезиса этого парагенезиса при расчетной температуре 880 - 1040 °С (водонасыщенная система) составляет ~ 11-12 кбар (Табатабаиманеш, 2005). Это существенно выше пиковых Р-Т параметров, установленных для пород Центральной Зоны комплекса Лимпопо.

Ш.3.2.3. Лапландский гранулитовый комплекс

Лапландский комплекс представляет собой дугообразную структуру, вытянутую в северо-западном направлении более чем на 300 км - от скандинавских каледонид на северо-западе до Сальных тундр на юго-востоке. Мы изучили несколько образцов метапелитов из этого комплекса. Наиболее интересным и информативным оказался обр. 166. Ортопироксен-кордиерит-силлиманит-гранат-кварцевый кристаллосланец 16-6 имеет нематолепидогранобластовую структуру с элементами пойкилобластовой и полосчатую текстуру. В ряде участков шлифа между гранатам и кварцем наблюдается Opx-Crd симплектит. Гранат имеет регрессивную зональность. Ортопироксен встречается в двух генерациях: Орхi образующий тонкие, вытянутые червеобразные выделения в симплектите, а изометричные кристаллы Орхг встречаются во внешней мономинеральной кайме реакционных структур. Ортопироксен каймы (Орх2) всегда менее глиноземистый по сравнению с Орхь Для расчета Р-Т параметров использован гранат-кордиеритовый термометр и барометр Grt+Qtz ~ Crd + Орх (Perchuk, 1990). В Лапландском комплексе, где вокруг зерен граната на контакте с кварцем встречаются Crd-Opx симплектиты, пиковые параметры метаморфизма такие: Т = 670 "С и Р = 7,17 кбар.

Глава IV. Интерпретация Р-Т трендов, выведенных для гранулитов комплекса Лимпопо

IV.1. Обзор существующих моделей формирования и эксгумации гранулитиовых комплексов

В основе большинства известных гипотез лежит представление о внешних по отношению к земной коре движущих силах. К числу этих гипотез относятся (i) континентальная коллизия, (ii) растяжение земной коры, (iii) массовое внедрение магм мантийного происхождения в нижнюю часть коры (magmatic underpalting), (iv) отделение холодной мантийной литосферы (crustal delamination), (v) тектонический подъем блоков земной коры и (vi) эрозия. Долгое время они оставались наиболее популярными геодинамическими гипотезами генезиса и эксгумации гранулитовых комплексов (например, England, Thompson, 1984; Harley, 1989; Thompson, 1990; Spear, 1993; Henry et al., 1997). В общем случае подъем гранулитовых комплексов к поверхности - «эксгумацию»-(England et al., 1984) эти гипотезы связывают с коллизионными или субАукционными процессами. Однако такие представления наталкиваются как минимум на две общеизвестные проблемы: 1) отсутствие осадков, которые должны накопиться в результате частичной эрозии гранулитовых комплексов и 2) отсутствие их ультравысокобарных аналогов (Р >15 кбар).

IV.1.1. Модель гравитационного переаспределения

Согласно модели гравитационного перераспределения (Перчук, 1993; Perchuk, 1989), докембрийская континентальная кора, сложенная в основном гранит-зеленокаменнами областями и гранулитовыми комплексами, сформировалась как продукт систематического гравитационного упорядочения слоистых вулканогенно-осадочных комплексов под воздействием мантийных флюидно-тепловых потоков («плюмов»). Это заключение следует из всестороннего геолого-петрологического и геохимического тестирования модели гравитационного перераспределения. Численный тест показал (Gerya et al., 2004), что всплывание гранулитовых комплексов среди зеленокаменных областей под воздействием мантийных флюидно-тепловых потоков - единственный из возможных механизмов, который находит взаимосогласованные решения при анализе докембрийских объектов (Перчук, 2004). Процесс гравитационного перераспределения ведет к значительным неоднородностям теплового поля, как в пространстве, так и во времени и характеризуется широкими вариациями Р-Т трендов гранулитов, отражающих траектории их остывания и движения к поверхности. Как следствие, контрастные ГО и DC тренды могут быть характерны для разных частей одного и того же комплекса. Однако проблему, типичного для таких комплексов высокотемпературного полиметаморфизма, эта модель не решала.

ГУЛ.2. Высокотемпературный полиметаморфизм и зоны пластических деформаций

В недавней работе (Перчук, 2005) показано, что конфигурация Р-Т тренда в интеграции с изотопной геохронологией позволяет решить не только задачу о природе полиметаморфизма, но и определить механизм эксгумации.

В главе «Петрография» показано, что микроширзоны присущи всем типам пород не только комплекса Лимпопо, но и для многих других гранулитовых комплексов мира. Эти микроширзоны, мощность которых составляет не более 200 микрон, сложены силлиманитом (Silз), кварцем и биотитом. Их взаимоотношение с недеформированными реакционными структурами остается неясным. Деформационно-метаморфический процесс D2/M2 начался 2.67 млрд. лет тому назад и продолжался более 100 млн. лет, в течение которых обширно проявился гранитный магматизм, захвативший всю площадь комплекса Лимпопо (Kroner et al., 1999). Обоснование этапа D3/M3, охватившего лишь Центральную Зону, приведено путем детальных структурных и геохронологических исследований вблизи г. Мусина (Hofmann et al., 1998; Кгбпег et al., 1998, 1999), где широко развиты зоны пластических деформаций, секущиеся недеформированными жилами гранитного состава. Похожие соотношения наблюдаются в плутоне Булаи (Watkeys, 1983). Нашими исследованиями полиметаморфических гранулитов из Центральной зоны комплекса Лимпопо доказано, что гранулиты деформационно-метаморфического этапа D2/M2 остыли в средней части коры ~ 2,65 млрд. лет тому назад (например, Кгбпег et al., 1999; BoshofFet al., 2004) и не были способны к дальнейшему перемещению в сторону поверхности из-за высокой

вязкости. Однако при повторном нагреве, т.е. на этапе D3/M3, их вязкость вновь снизилась, и эксгумация продолжилась спустя 650 млн. лег (van Reenen et ей., 2004; Boshoff et al., 2004). Это доказывается конфигурацией интегральных Р-Т трендов, выведенных для всех трех структур в ЦЗ, петрология которых является предметом нашей диссертации. Во всех случаях для события D2/M2 приблизительно равно Р^а для события D3/M3 при 7? » 77, на Р-Т диаграмме наблюдается участок изобарического нагрева (Perchuk, 2005).

Заключение (краткая история формирования комплекса Лимпопо, записанная в локальных минеральных равновесиях)

В результате изучения истории пород Центральной Зоны и краевых зон комплекса Лимпопо были сделаны следующие выводы:

1. Подъем гранулитового комплекса Лимпопо с уровня нижней коры (Т = 900 "С, Р = 9 кбар) в сторону поверхности представлял собой сложный и длительный процесс и происходил по механизму гравитационного перераспределения. Пик неоархейского метаморфизма в условиях гранулитовой фации в комплексе Лимпопо достигался в разных его частях 2,69 - 2,57 млрд. лет (van Reenen et al, 2004; Boshoff et al., 2004). Дальнейшая эволюция комплекса связана с всплыванием гранулитов в континентальную кору при синхронном погружении более плотных мегабазитов и коматиитов, слагающих мощные разрезы сопряженных зеленокаменных поясов в кратоне Каапвааль. Петрологические данные, приведенные в диссертации, подтверждают теорию гравитационного перераспреления пород различной плотности под влиянием мантийных флюидных потоков (Perchuk, 1989; Перчук, 1993).

2. Впервые описанные Sil-Opx-Qtz и Crd-Spl-Spr-Sil-Opx-Phl породы из Северной Краевой Зоны комплекса Лимпопо позволили оценить параметры пика метаморфизма (900 °С и 9 кбар), близкие к архейскому периоду пика метаморфизма в ЦЗ и ЮЗ комплекса Лимпопо (Табатабаиманеш, 2005).

3. Полиметаморфическая Центральная Зона комплекса Лимпопо характеризуется двумя типами геологических структур (Boshoff et al., 2006): (а) неоархейских футляровидных складок (D2/M2), т.е. складок с субвертикальными осями, и (б) раннепротерозойских кулисообразных зон пластических деформаций (D3/M3), секущих складчатые структуры (D2/M2). Петрологическое исследование гнейсов из структур Баккликраал, Мусина и Булаи отражают декомпрессионное остывание (стадия D2/M2), и стадию пластических деформаций (D3), включая постпиковый рост минералов в ходе метаморфической эволюции (МЗ). Показано, что повторный метаморфизм пород в условиях гранулитовой фации осуществляется при субизобарическом нагреве в средней части докембрийской коры. Предположительно этот нагрев обусловлен формированием зон пластических деформаций - их размер варьирует от десятка микрон до сотен метров - при участии просачивающегося высокотемпературного флюида. Малая мощность и неисчислимое множество таких ширзон способствуют быстрому нагреву, кислотному выщелачиванию (Кориковский, 1967) и протеканию метаморфических реакций с последующим достаточно быстрым декомпрессионным остыванием. В местах наиболее интенсивного проявления пластических деформаций этот повторный метаморфизм приводит к полному «затиранию» предыдущей истории породы (например, D3/M3 метапелиты района Баккликраал) и возникновению чересполосицы изотопных возрастов. Поэтому для полиметаморфических комплексов необходимо не только знание геологических структур, но и конфигурации Р-Т тренда (Перчук, 2005). В интеграции с изотопной геохронологией, эти сведения позволяют решить не только задачу о природе полиметаморфизма, но и определить механизм вывода пород на поверхность. Если они остыли в средней части коры и не способны к перемещению без разогрева, то Ртп для первого метаморфического/деформационного события (D1/M1) должно быть приблизительно равно

Ртт для второго события (M2/D2) при Тг>Т\. Иными словами, на Р- Г - диаграмме должен наблюдаться участок субизобарического нагрева.

Таким образом, новые эмпирические результаты нашей работы сводятся к доказательству изобарического нагрева при повторном метаморфизме Центральной Зоны комплекса Лимпопо. Этот нагрев синхронен образованию неисчислимого количества ширзон разной мощности, вдоль которых развиваются новые минеральные ассоциации. Интегральные Р-Т тренды, выведенные для полиметаморфических пород Центральной Зоны, имеют Z-образную конфигурацию (Перчук, 2005), позволяющую однозначно отличать один деформационно-метаморфический цикл от другого.

Список опубликованных работ по теме диссертации

1. Табатабаиманеш С.М. Петрография и условия образования гранат-ортопироксен-кордиеритовых реакционных структур в метапелитах Северной Краевой Зоны гранулитового пояса Лимпопо ( Южная Африка ) // Вестник Моск. ун-та. 2005.сер. 4. Геология. № 4. С. 26-36.

2. Табатабаиманеш С.М. Гиперстен-силлиманитовые ассоциации: примеры с алданского щита и из комплекса Лимпопо( Южная Африка ) // Вестник Моск. ун-та. 2005. # 5.

3. Perchuk L. L. van Reenen D. Д, Smit С. A., Vankal D. A., Boshojf R., Varlamonov S.M., Tabatabaeimanesh S.M. Isobaric heating recorded in polymetamorphic rocks from the Central Zone of the Limpopo High-Grade Terrain, South Africa. Jornal of Petrology.2006 (to be submitted).

4. Табатабаиманеш С.М. Р-Т условия образования ортопироксен - кордиеритовых коронарных структур в гранулитах из Зоны Палала в поясе Лимпопо (Южная Африка) Тез. докл. На Междунар. Конфер. «Новые идеи в науках о Земле» Москва.2005.С. 300.

5. Tabatabaeimanesh S.M Petrology of silimanite-quartz-coidierite crown structures formation in metapelites from the Central Zone of the Limpopo High-Grade Terrain, South Africa .«12е1 Iranian researches conference in Europe». Manchester. United Kingdom. 2004.

6 Tabatabaeimanesh S.M. Reaction textures in metapelites Northern Zone of limpopo (South Africa).« 13th Iranian researches conference in Europe».Leeds.United Kingdom .2005. 7. Табатабаиманеш С M .Гранат-силлиманитовые реакционные структуры в метапелитах Центральной Зоны Лимпопо ( Южная Африка ) Тез. докл. На Междунар. Конфер. студентов и аспирантов «Ломоносов» по фундаментальным наукам. Москва. МГУ. 2005. С. 78-70.

Отпечатано в отделе оперативной печати Геологического ф-та МГУ Тиражу экз. Заказ №

\

í

-5 69

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Сейедмохсен Табатабаеиманеш

Введение. щ

Глава I. Геологический очерк комплекса Лимпопо.

1.1. Краевые Зоны.

1.1.1. Северная Краевая Зона.

1.1.2. Южная Краевая Зона.

1.2. Центральная Зона.

1.2.1. Геологическая структура Центральной зоны.

1.2.2.Структура Бакликраал.

Глава II. Петрография и химия минералов.

НЛ.Методы исследования

II.2. Петрография и химия минералов Краевых Зон комплекса Лимпопо.

11.2.1. Северная Краевая Зона.

11.2.2. Южная Краевая Зона.

II. 3. Петрография и химия минералов гранулитов Централной Зоны.

II. 3.1. Петрография.

11.3.1.1. Породы поперечной складки Бакликраал. i>, II.3.1.2. Породы района Булаи.

II.3.1.3. Метапелиты окрестностей г. Мусина.

II.3.2. Химия минералов.

II.3.2.1. Реакционные структуры и химический состав минералов в метапелитах района гранитного плутона Булаи

11.3.2.1.1. Реакционные структуры в метапелитах Т73, Т18 и Т20.

11.3.2.1.2. Химическая зональность порфиробластов и реакционные структуры в метапелите (JC1).

11.3.2.2. Реакционные структуры и химический состав минералов в метапелитах района Булаи.

11.3.2.3. Реакционные структуры и химический состав минералов в метапелитах района г. Мусина.

Глава III. Термодинамические условия локальных равновесий минералов.

111.1. Методы расчета параметров равновесий.

III. 1.1.Обзор использованных минеральных термометров и барометров.

Ш.1.2.Метод расчета активности воды.

ШЛ.З.Метод расчета изоплет.

111.2. Результаты расчета термодинамических параметров равновесий минералов в изученных породах.

Ш.2.1. Северная Краевая Зона.

Ш.2.2. Южная Краевая Зона.

Ш.2.3. Централная Зона.

Ш.2.3.1. Результаты расчета термодинамических параметров в породах структуры Бакликраал.

Ш.2.3.2. Результаты расчета термодинамических параметров в породах района г.Мусина.

Ш.2.3.3. Результаты расчета термодинамических параметров в породах Булаи.

Ш.2.3.4.Сравнение Р-Ттрендов полиметаморфизма для изученных участков Центральной

Зоны комплекса Лимпопо.

Ш.З. Сравнение Р-Т параметров метаморфизма пород ЦЗ с краевыми зонами комплекса Лимпопо и другими комплексами

Глава IV. Интерпретация Р-Т трендов, выведенных для гранулитов комплекса Лимпопо.

IV. 1. Обзор существующих моделей формирования гранулитовых комплексов.

IV-1.1. Механизм эксгумации монохронных гранулитовых комплексов в докембрии по модели ЛЛ.Перчука.

1У.1.2.Высокотемпературный полиметаморфизм и зоны пластических деформаций.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петрология полиметаморфических гранулитов центральной зоны комплекса Лимпопо, Южная Африка"

Гранулитовый комплекс Лимпопо (Южная Африка) является общепризнанной природной лабораторией для изучения процессов метаморфизма и геодинамики в докембрийской коре (например, van Reenen & Smit, 1996). Комплекс залегает между мезоархейскими кратонами Каапвааль и Зимбабве и состоит из трех широтных Зон — Северной (СЗ), Южной (ЮЗ) и Центральной (ЦЗ), разделенных между собой тектоническими швами, образовавшимися 2 млрд. лет тому назад. Контакты с породами кратонов также тектонические и сложены зонами пластических деформаций, одновозрастных с гранулитами Лимпопо (2,7 млрд. лет). СЗ и ЮЗ комплексы монохронные (неоархейские), тогда как ЦЗ полиметаморфическая. Эволюция термодинамических параметров (Р-Г-флюид) метаморфизма в ходе формирования комплекса Лимпопо (Южная Африка) обсуждается в литературе почти четверть века. Некоторые исследователи (Horrocks, 1983; Harris, & Holland, 1984; Droop, 1989; van Reenen et al., 1990; Hisada & Miyano, 1996) предполагают эксгумацию ЦЗ путем изотермической декомпрессии, что подразумевает очень высокую скорость эксгумации гранулитов, значительно превышающую скорость их остывания. К тому же никто из этих исследователей не сопоставлял детальные структурные данные с предлагаемыми Р-Т трендами. Напротив, структурно-геологическое и петрологическое изучение отдельных структур ЮЗ и некоторых участков ЦЗ (Perchuk et al., 1996; Perchuk et al., 2000; Smit et al., 2001) указывает на преимущественную роль декомпрессионного охлаждения (DC) высокометаморфизованных пород этих двух зон с элементами субизобарического охлаждения вблизи их контактов с кратонами (Перчук и Геря, 2004). Численное моделирование этого процесса свидетельствует о сопоставимых скоростях эксгумации и сопутствующего остывания (Gerya et al, 2000). Эти результаты подтвердили идею Л.Л.Перчука (Перчук, 1993; Perchuk, 1989) о формировании гранулитов за счет пород кратонов с последующей их эксгумацией по механизму гравитационного перераспределения под воздействием плюма. Причем все три зоны комплекса сформировались в неоархее одновременно, в период 2,65-2,71 млрд. лет. Однако сравнительно недавнее открытие в ЦЗ (например, Holzer et al., 1998; Kamber et al. et al., 1998) раннепротерозойских гранулитов (2,0 млрд. лет) с одной стороны поставило под сомнение эту модель, а сдругой - послужило источником многочисленных спекулятивных моделей происхождения не только самой ЦЗ, но и всего комплекса Лимпопо (например, Schaller et al., 1999; Dorland et al., 2004). Вместе с тем, детальные геохронологические исследования гранулитов ЦЗ показали, что среди них широко распространены гнейсы с возрастом 2,65-2,68 млрд. лет. Стало очевидно, что ЦЗ имеет полиметаморфическую природу (Kroner et al., 1999; Boshoff et al., 2004; van Reenen et al., 2004; Perchuk, 2005).

Цель и задачи исследований. Основной целью данного исследования является установление Р-Т- аЦ20 условий формировапния и эволюции гранулитов, слагающих

Центральную Зону комплекса Лимпопо. Достижение этой цели осуществлялось посредством решения следующих задач:

1) На основе петрографических исследований проследить последовательность структурных и метаморфических преобразований в породах из трех ключевых геологических структур (Бакликраал, Мусина и Булаи) ЦЗ комплекса Лимпопо.

2) На основе детального парагенетического анализа минералов оценить физико-химические параметры локальных равновесий и вывести Р-Т тренды для гранулитов ЦЗ комплекса Лимпопо.

3) На основе выведенных Р-Т трендов создать модель термальной и динамической истории ЦЗ комплекса Лимпопо и провести сравнение с близкими по минеральным ассоциациям и условиям образования гранулитами СЗ и Токского блока Алданского щита.

Научная новизна работы

1) Впервые на основе детальных петрографических исследований установлена последовательность структурных и метаморфических преобразований в породах из трех ключевых геологических структур (Бакликраал, Мусина и Булаи) ЦЗ комплекса Лимпопо.

2) Впервые на основе детального парагенетического анализа минералов дана оценка физико-химических параметров локальных равновесий и с использоанием оригинальной методики выведены Р-Т тренды для гранулитов ЦЗ комплекса Лимпопо.

3) Впервые создана модель термальной и динамической истории ЦЗ комплекса Лимпопо и доказана корректность идеи об изобарическом нагреве гранулитов в полиметаморфических комплексах гранулитовой фации.

Практическая значимость.

Данные, полученные в ходе исследований, позволят проводить более точное стратиграфическое расчленение и геологическое картирование полиметаморфических комплексов.

Основные защищаемые положения

Для Центральной Зоны комплекса Лимпопо доказано, что

1) закономерная гетерогенность химического состава сосуществующих минералов и их локальные парагенетические взаимоотношения позволяют воссоздать термальный и динамический режим формирования и эволюции докембрийских пород в условиях гранулитовой фации метаморфизма;

2) повторный высокотемпреатурный метаморфизм (НТ полиметаморфизм) осуществляется в ходе изобарического нагрева гранулитов, эксгумация и становление которых в средней части докембрийской коры происходили задолго (миллионы и даже сотни миллионов лет) до этого события;

3) корректный вывод Р-Т тренда - единственный способ различить разновозрастные гранулиты в пределах одного полиметаморфического комплекса, обнажения и даже одного образца породы.

Фактическая основа и методы исследований

В основу работы положены образцы метапелитов, собранные проф. JLJI. Перчуком в ходе полевых работ 1996-2004 гг. на гранулитовом комплексе Лимпопо (Южная Африка) и переданные автору диссертации для петрологических исследований. Кроме того, для сравнительного анализа были привлечены образцы гранулитов из коллекции Л.Л.Перчука, собранные на Сутамском и Чогарском комплексах Алданского щита и Лапландского комплекса на Кольском полуострове. Эти образцы были изучены с помощью оптического микроскопа. Химические анализы минералов выпонены с помощью электронных микроскопов Cameca (Rand Afrikaans University) and CamScan 4DV (кафедра петрологии МГУ им. М.ВЛомоносова) с приставкой Link N 10000 для энергодисперсионного микроанализа. В ходе обработки материалов использовался комплекс петрологических методов, включающий детальное исследование структурно-текстурных особенностей пород, парагенетический анализ, изучение зональности сосуществующих минералов на основе микрозондового профилирования, минеральную термобарометрию. Основное внимание уделялось гранату, биотиту и кордиериту как самым чувствительным к изменениям условий метаморфизма минералам. Исследовались также плагиоклазы и ортопироксены. Вывод Р-Т трендов осуществляся по методике, разработанной Л.Л.Перчуком и его научной школой, а их геодинамическая интерпретация - на основе структурно-геологических, геохимических, петрологических и численных методов. В общей сложности автором диссертации изучено более 80 образцов, а микрозондовые исследования проведены для 30 из них. При этом было сделано более 2000 микрозондовых анализов

Личный вклад автора

Автором выполнялись описанные выше работы со штуфами и пробами каменного материала, а также большая часть микрозондовых исследований методом профилирования порфиробластов. Проводился парагенетический анализ минералов, построение и интерпретация микрозондовых профилей-диаграмм и вывод Р-Т трендов.

Апробация работы

Результаты исследований, положенные в основу диссертации, докладывались на Международной конференции студентов и аспирантов «Ломоносов» по фундаментальным наукам (МГУ, 2005 г.), на Международной конференции "ПЕТРОГРАФИЯ XXI ВЕКА" (г. Апатиты, 20 - 22 июня 2005) , на конференции «12th Iranian researches conference in Europe (Манчестер, 3-4 июля 2004 г.), на конференции «13th Iranian researches conference in Europe». (Лондон, 1-2 июля 2005 г.) и на Международной конференции «Новые идеи в науках о Земле», посвященной 85-летию Московского государственного геологоразведочного университета (г. Москва, 5-12 апреля 2005 г.). По теме диссертации опубликовано 2 статьи, 1 статья находится в печати.

Содержание и объем работы

Диссертация состоит из 4 глав, введения, заключения и приложение. Работа изложена на 184 страницах, включает 57 рисунков, 11 таблиц и список литературы, состоящий из 164 наименований.

Благодарности

Автор глубоко признателен научному руководителю профессору Л.Л.Перчуку, любезно предоставившему каменный материал для работы и принимавшему непосредственное участие в работе над всеми разделами диссертации. О.В.Парфенова оказала огромную помощь в редактировании текста; многие вопросы, затрагиваемые в диссертации, обсуждались с доктором геолого-минералогических наук доцентом В.И.Фельдманом. Всем им автор чрезвычайно благодарен. Помощь в переводах и в аналитической работе была оказана Ш. Ван Калом, др. Э. Хисада и К.Николаевой, доцентом В.О. Япаскуртом. Особую благодарность хочется выразить сотрудникам лаборатории локальных методов исследования вещества при кафедре петрологии геологического факультета МГУ Е.В. Гусевой и Н.Н. Коротаевой, без помощи которых не могла бы состояться аналитическая часть работы.

Условные обозначения, принятые в работе: В работе использованы следующие условные обозначения и символы: D2/M2 - неоархейский деформационно (D) - метаморфический (М) цикл (-2,6-2,7 млрд. лет), D3/M3 - раннепротерозойский деформационно-метаморфический цикл (~2 млрд. лет), изобарический нагрев (IH), изотермическая декомпрессия (ID), декомпрессия остывания (DC).

And - андалузит, Ар - апатит; Bt — биотит, Cal - кальцит; Crd — кордиерит, Сит-куммингтонит, Grt - гранат, 11т - ильменит, Kfs - калиевый полевой шпат, Ку - кианит, Ms - мусковит, О Am - ортоамфибол; Орх - ортопироксен,Ог - ортоклаз, Phi - флогопит, Р1 — плагиоклаз, Ргр - пироп, Fo— форстерит ,Еп - энстатит, Qtz — кварц, Rut — рутил, San -санидин, Sil - силлиманит, Sph - сфен, Spl - шпинель, Spr-сапфирин, Zrn - циркон.( Bt-Mg, Bt- Fe),( Crd- Mg, Crd- Fe),( Gr- Mg, Gr- Fe),(0/?x-Mg, С/»х-Ре)-твердые растворы минералов, T - температура, К или °С; Р - давление, бар или кбар; AG° - изменение свободной энергии Гиббса в ходе реакции; R = 1.987 кал/град (1 кал = 4,186 Дж) - газовая постоянная; X¡ - мольная доля компонента / в данной фазе; Хм& = Mg/(Mg+Fe), N¡ =100X¡; NMg -100 Xu¿, Xca = Ca/(Ca+Fe+Mn+Mg), Nca -100 XCa; Xok = Al/(Al+2Mg+2Fe), N0k -100 Xok', |^H2o=H°H2o+RTlnaH20;. ц°нго= химический потенциал чистой воды, как функция Т и Р; /нго~ летучесть воды; a(¡i0= у {\i0' X{[i0 - активность воды во флюиде;

Ци2о - химический потенциал НгО во флюиде; G¡" = RT lna, парциальная молярная свободная энергия смешения Гиббса для компонента / в твердом растворе; Gf — избыточная парциальная молярная свободная энергия Гиббса для компонента / в твердом растворе; Ge - избыточная интегральная молярная свободная энергия Гиббса для твердого раствора; Н - энтальпия; S - энтропия; V - объем.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Сейедмохсен Табатабаеиманеш, Москва

1. Виноградов Л.А., Богданова М.Н., Ефимов М.М. Гранулитовый пояс Кольского полуострова. Л. Наука. 1980. 208 с.

2. Геря Т.В., Перчук Л.Л., Трибуле К. и др. Петрология Туманшетского зонального метаморфического комплекса, Восточный Саян // Петрология. Т. 5. № 6.1997.

3. Геря Т.В. Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия: Автореф. докт. дис. М. МГУ. 1999.

4. Гончаров М.А. Инверсия плотности в земной коре и складкообразование. М. 1979. 246 с.

5. Гончаров М.А. Механизм геосинклинального складкообразования. М. 1988. 264 с.

6. Козлов Н.Е., Иванов A.A., Нерович Л.И. Лапландский гранулитовый пояс первичная природа и развитие. Апатиты. КНЦ РАН. 1990. 170 с.

7. Корешкова М.Ю., Левский Л.К., Иванников, В.В. Петрология нижнекоровых ксенолитов из даек и трубок взрыва Кандалакшского грабена//Петрология. № 10. 2001. С. 89-106.

8. Коржинский Д.С. Потоки трансмагматических растворов и проблемы гранитизации. Магматизм, формации кристаллических пород и глубины Земли. М. 1972. С. 144-153.

9. Кориковский С.П., Кислякова Н.Г. Реакционные структуры и фазовые равновесия в гиперстен-силлиманитовых кристаллосланцах сутамского комплекса Алданского щита Метасоматизм и оруденение. М.: Наука. 1975. С.314-341.

10. Маракушев A.A. Проблемы минералных фаций метаморфических пород и метаеоматичееких пород. М.: Наука, 1964.316с.

11. Минц М.В., Глазнев В.Н., Конилов А.Н.и др. Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита: палеогеодинамика, строение и эволюция континентальной коры / М.: Научный мир. 1996.277 с.

12. Ножкин А.Д., Туркина О.М. Геохимия гранулитов. Новосибирск: ОИГГМ РАН. Труды. Вып.817. 1993.224 с.

13. Перчук JI.JI. Равновесия породообразующих минералов. М.: Наука. 1970. 301 с.

14. ПерчукЛ.Л. Магматизм, метаморфизм и геодинамика. М. 1993.200 с.

15. Перчук Л.Л. Гравитационное перераспределение пород в докембрийской континенталной коре: решиние проблемы // Вест.Моск. ун-та, сер. 4. Геология. № 5.2004. С. 26-36.

16. Перчук Л.Л., Подлесский К.К, Аранович, Л.Я. Термодинамика некоторых каркасных силикатов и их равновесий для термобарометрии // Физико-химический анализ процессов минералообразования. М. Наука. 1989. С.45-96.

17. Перчук Л.Л., Подладчиков Ю.Ю. Р-Т тренды метаморфизма и связанные с ними геодинамические модели // Вест.Моск. ун-та. сер. 4. Геология. № 5.1993. С. 24-39.

18. Перчук Л.Л., Геря Т.В. Исследование некоторых петрологических процессов в литосфере / / Эксперимименталыюе моделирование процессов минералообразования. 1998. С. 410-424.

19. Перчук Л.Л., Кротов A.B. Петрология слюдистых сланцев пояса Тана в южном обрамлении Лапландского гранулитового комплекса. Петрология. 1998. Т.6. №2. С. 165196.

20. Перчук Л.Л., Рябчиков ИД. Фазовое соответствие в минеральных системах. М.: Недра. 1976.287 с.

21. Перчук Л.Л., Лаврентьева И.В., Аранович Л.Я., Подлесский К.К. Биотит-гранат-кордиеритовые равновесия и эволюция метаморфизма. М.: Наука. 1983. 200 с.

22. Перчук JI.JI., Геря Т.В., Ван ренин Д.Д., Смит С.А. Р-Т тренды и проблемы высокотемпературного полиметаморфизма// Петрология . 2006 (в печати).

23. Прияткина JI.A., Шарков Е.В. Геология Лапландского глубинного разлома (Балтийский щит). Л.: Наука. 1979.127 с.

24. Петрова З.И., Левицкий В.И. Петрология и геохимия гранулитовых комплексов Прибайкалья. Новосибирск: Наука. 1984. 200 с.

25. Петрова З.И., Левицкий В.И. Основные кристаллические сланцы в гранулито-гнейсовых комплексах Сибирской платформы и их первичная природа //Геохимия вулканитов различных геодинамических обстановок. / ред. Л.В. Таусон. 1986. С. 17-34

26. Рамберг X. Сила тяжести и деформации в земной коре. М. 1985.

27. Табатабаиманеш С.М. Петрография и условия образования гранат-ортопироксен-кордиеритовых реакционных структур в метапелитах Северной Краевой Зоны гранулитового пояса Лимпопо ( Южная Африка ) // Вест.Моск. ун-та. 2005.сер. 4. Геология. № 4. С. 26-36.

28. Табатабаиманеш С.М. Гиперстен-силлиманитовые ассоциации: примеры с алданского щита и из Комплекса Лимпопо( Южная Африка ) // Вест.Моск. ун-та. 2005 сер. 4. Геология. № 5.

29. Фонарев В. К, Графчиков А.А., Конилов А.Н. Экспериментальные исследования равновесий с минералами перменного состава и геологическая термобарометрия / Экспериментальные проблемы геологии. М. Наука. 1994. С. 323-355.

30. Хаин В.Е. Основные проблемы современной геологии. 2-е изд. // М. 2003.

31. Эз В.В. Тектоника глубинных зон континентальной земной коры. М. 1976.

32. Aranovich L.Ya., Podlesskii К.К. Geothermobarometry of high-grade metaphelites: simultaneously operating reactions, Evolution of Metamorphic Belts, Daly, S., Yardley, B.W.D., B.Cliff., eds., Geol. Soc. London Spec. Publ. 1988. P. 41-65.

33. Bahneman K. P. A review of the structure, stratigraphy and the metamorphism of the basement rocks in the Messina district, Northern Transvaal. Unpubl. Ph.D. thesis, Univ. Pretoria. 1972. 156 p.

34. Barton Jr., J.M., Doig R., Smit С. В., Bohlender F. Isotopic and REE characteristics of the intrusive charnoenderbite and enderbite geographically associated with Matok Complex. Precambrian Res. 1992. vol. 55. P. 451-467.

35. Barton Jr. J.M., Holzer L., Kamber В., Doig R., Kramers J.D., Nyfeler D. Discrete metamorphic events in the Limpopo belt, southern Africa: implications for the application of P T paths in complex metamorphic terranes. Geology 22.1994. P. 1035-1038.

36. Barbey P., Raith M. The granulite belt of Lapland / Eds. Vielzeuf D., Vidal Ph. Granulites and crustal evolution. NATO ASI Series, Ser.C: Math, and Phys. Sciences. 1990. V. 311. P. 111132.

37. Barbey P., Convert J., Moreau B. Petrogenesis and evolution of an Early Proterozoic collisional orogen: the Granulite Belt of Lapland and the Belomorides (Fennoscandia) // Bull. Geol. Soc. Finl. 1984. V. 56. P. 161-188.

38. Bohlender F., van Reenen D.D., Barton J.M. Evidence metamorphic and igneous charnockites in the South Marginal Zone of the Limpopo Belt. Precambrian Research. 1992. V.55.No 1-4. P. 429-449.

39. Bohlen S.R. Pressure-temperature-time paths and a tectonic model for the evolution of granulites. Journal of Geology. 1987. V.95. P. 617-632.

40. Boshoff R, Smit C.A., van Reenen D.D., Perchuk L.L., Kramers J., Armstrong R. Geological history of the Central Zone of the Limpopo complex // Journal of Geology. 2006 (in press).

41. Brown M., Earle M.M. Cordierite-bearing schists and gneisses from Timur, eastern Indonesia: P-T conditions of metamorphism and tectonic applications. Journal of Metamorphic Geology. 1983. V.l.P. 183-203.

42. Droop G.T.R. Reaction history of garnet-sapphirine granulites and conditions of Archean high-pressure granulite-facies metamorphism in the Central Limpopo Mobile Belt, Zimbabwe. Journal of Metamorphic Geology. 7. 1989. P. 383-403.

43. Elkins L.T., Grove T.L. Ternary feldspar experiments and thermodynamic models // American Mineralogist. 1990. V. 75. p. 544-559.

44. Ellis D.J. Origin and evolution of granulites in normal and thickened crust. Geology. 1987. V.15. P.167-170

45. England P. C., Thompson A. B. Pressure-temperature-time paths of regional metamorphism: I. Heat transfer during the evolution of regions of thickened continental crust // J. Petrology. 1984. Vol. 25. N 4. P. 894-928.

46. Eskola P. On the granulites of Lapland. American Journal of Science Bowen Volume. 1952. V.l. P.133-171.

47. Feldtmann F. The structural-metamorphic evolution of the marble and calc-silicate rocks of the Baklykraal quarry near Alldays, Central Zone of the Limpopo Belt, South Africa. Unpubl. M.Sc. Thesis. Rand Afrikaans University. Johannesburg. 1996. 132 p.

48. Feldtmann F., Smit C. A. ., Van Reenen D. D. The significance of two major structural trends in the Central Zone of the Limpopo Belt. Centennial Geocongress, Johannesburg, Extended Abstracts 2.1995. P. 596-599.

49. Fripp R. E. P. The Precambrian geology of the area around the Sand River near Messina, Central Zone, Limpopo Mobile Belt . Special Publication of the Geological Society of South Africa 8. 1983. P.89-102.

50. Frost B.R., Chacko T. The granulite incertanty principle: limitations on thermobarometry in granulites. Journal of Geology. 97. 1989 . P. 435-450.

51. Gaal G., Berthelsten A., Gorbatchev R. et al. Structure and composition of the Precambrian crust along the POLAR profile in the northern Baltic Shield // Tectonophysics. 1989. V. 162. P. 1-25.

52. Gan S., van Reenen D.D. Geology of gold deposits in the SMZ of the Limpopo Belt and the adjacent Sutherland Greenstone Belt, South Africa Franke Mine: South African Journal of Geology. 1995. V.98. No 3. P. 1-13.

53. Gerya T.V. The method of physicochemical modeling of metamorphic reactions using mass-balance equations. Contributions to Physicochemical Petrology 16. 1991. P. 112-127 (in Russian).

54. Gerya T. V., Perchuk L. L. A new thermodynamic database for thermobarometry. International Mineralogical Association. 16th General Meeting. Abstracts. Italy. Pisa. 1994. P.142.

55. Gerya T. V., Perchuk L. L., van Reenen D. D., Smit C. A. Two-dimentional numerical modeling of pressure-temperature-time paths for the exhumation of some granulite facies terrenes in the Precambrian // J. Geodynamics. 2000. Vol. 30. N 1-2. P. 17-35.

56. Gerya T. V., Perchuk L. L., Van Reenen D. D., Smit C. A. Two-dimensional numerical modeling of pressure-temperature-time paths for the exhumation of some granulite facies terrains in the Precambrian. Journal of Geodynamics 30. 2001. P. 7-35.

57. Harley S.L. The origins of granulites: a metamorphic perspective. Geological Magazine. 126. 1989. P. 215-247.

58. Harris N.B.W., Holland T.J.B. The significance of cordierite-hypersthene assemblages from the Beitbridge region of the Limpopo Belt: evidence for rapid decompression in the Archaean. American Mineralogist. 59. 1984. P. 1036-1049.

59. Henry P., Le Pishon X, Goffe B. Kinematics, thermal and petrological model of the Himalayas: constrains related to metamorphism within the underthrust Indian crust and topographic elevation. Tectonophysics. 1997. V.273. P. 31-56.

60. Hisada K., Miyano T. Petrology and microthermometry of aluminous rocks in the Botswanan Limpopo: evidence for isothermal decompression and isobaric cooling. Journal of Metamorphic Geology. 14. 1996. P. 183-197.

61. Holmes A., Cahen L. Geochronology africains 1956, résultats asquis au julliet 1956: Mémoires d'Academie de Researches Scientifique Colonie Belgique. 1957. P. 1-169.

62. Holzer L. The magmatic petrology of the Bulai Pluton and the tectono-metamorphic overprint at 2.0 Ga in the central zone of the Limpopo belt (Messina-Beitbridge area, southern Africa). Unpubl. Diploma thesis. Univ. Bern. 1995. 157p.

63. Holzer L., Frey R., Barton J. M. Jr., Kramers J. D. Unraveling the record of successive high-grade event in the Central Zone of the Limpopo belt using Pb single phase dating of metamorphic minerals. Precambrian Research. 87. 1998. P. 87-115.

64. Hôrmann P.K., Raith M., Raase P. et al. The granulite complex of Finnish Lapland: petrology and metamorphic conditions in the Ivalojoki-Inarijarvi area Geol. Surv. Fini. Bull. 1980. V.308. P.1-95.

65. Horrocks P.C. A corundum and sapphirine paragenesis from the Limpopo Mobile Belt, southern Africa. Journal of Metamorphic Geology. 1. 1983. P.13-23.

66. Jaeckel P., Kroner A., Kamo S.L., Brandi G., Wendt J.I. Late Archean to early Proterozoic granitoid magmatism and high-grade metamorphism in the Limpopo belt, South Africa. Journal of Geological Society (London). 1997. V.154. P.25-44.

67. James D.E., Fouch M.J., VanDecar J.C., van der Lee, and Kaapvaal Seismic Group. Tectonospheric structure beneath southern Africa // Geophys. Research Letters. 2001.Vol. 28, N 13. P. 2485-2488.

68. James P.R. A deformation study across the northern margin of the Limpopo Belt, Rhodesia. Ph.H.D. Dissertation. University of Leeds. 1975. 132p.

69. Kamber B.S., Blenkinsop T.G., Villa I.M., Dahl P.S. Proterozoic transpressive deformation in the Northern Marginal Zone. Limpopo Belt. Zimbabwe. J. Geol. 103. 1995. P.493-508.

70. Kamber B.S., Biino G.G. The evolution of high-T-low-P granulites in the Northern Marginal Zone sensu-stricto, Limpopo Belt, Zimbabwe the case for petrography // Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen. 75. N3.1995. P. 427-454.

71. Kreissig K., Nagler T.F., Kramers J.D., Van Reenen D.D., Smit, C.A. An isotopic and geochemical study of the Kaapvaal craton and the Southern Marginal Zone of the Limpopo Belt: are they juxtaposed terranes? Lithos 50. 2000. P. 1-25.

72. Kroner A., Jaeckel P., Brandl G., Nemchin A A., Pidgeon R.T. Single zircon ages for granitoid gneisses in the Central Zone of the Limpopo Belt, southern Africa, and geodynamic significance // Precambrian Research. 1999. V. 93. P. 299-337.

73. Lasaga A.C. Geospeedometry: an extension of geothermometry. Advances in Physical Geochemistry. 3. 1983. P. 81-114.

74. Macgregor A.M. Some milestones in the Precambrian of Southern Rhodesia // Transactions of Geol. Soc. of South Africa.Vol. 54. 1951. P. 27-71.

75. Marker M. The Lapland Granulite Belt // Res. Terrae.Ser. A. No. 6. 1991. P. 40-66.

76. Mason R. The Limpopo Mobile Belt Southern Africa // Philos. Trans. R. Soc. London, 1973. Vol. A273. P. 463-485.

77. McCourt S„ Van Reenen D.D. Structural geology and tectonic setting of the Sutherland Greenstone Belt. Kaapvaal Craton. South Africa. Precamb. Res. vol. 55. 1992. P. 93-110.

78. McCourt S., Vearncombe J.R. Shear zones of the Limpopo Belt and adjacent granitoid-greenstone terrranes: implications for late Archaean collision tectonics in southern Africa: Precambrian Research 55. 1992. P. 553-570.

79. McCourt S., Armstrong R.A. SHRIMP U-Pb zircon geochronology of granites from the Central Zone, Limpopo Belt, southern Africa: Implications for the age of the Limpopo Belt. South African Journal of Geology. 101.1998 . P. 329-338.

80. Merilainen K. The granulite complex and adjacent rocks in Lapland, Northen Finland // Geol. Surv. Finl. Bull. V. 281.1976. 129 p.

81. Mkweli S., Kamber B., Berger M. Westward continuation of the craton-Limpopo Belt tectonic break in Zimbabwe and new age constraints on the timing of the thrusting. Journal of the Geological Society of London .152.1995. P. 77-83.

82. Newton R.C. An experimental determination of the high-pressure stability limits of magnesian cordierite under wet and dry conditions. Journal of Geology 80. 1972. P. 398-420.

83. Odell J. The geology of the country around Bangala Dam. Short Rep.-Rhod. Geol. Surv. 1975. V. 42. P. 46.

84. Perchuk L.L. The effect of temperature and pressure on the equilibria of natural Fe-Mg minerals. International Geological Review. 11. 1969. P. 875-901.

85. Perchuk L.L Configuration of P-T trends as a record of high-temperature polymetamorphism // Doklady Earth Sciences. V. 401. No 2. 2005. P. 311-314.

86. Perchuk L.L. Metamorphic evolution of shields and fold-belts. Geologicky Zbornik -Geologica Carpathica. 36. 1985. P. 179-189.

87. Perchuk L.L. Thermodynamic control of metamorphic processes. In: Saxena, S.K. & Bhattacharj, S. (eds). Energetics of Geological Processes. New York. Springer Verlag. 1977. P. 285-352.

88. Perchuk L.L. The course of metamorphism. International Geol. Rev. vol. 28. 1987. P. 1377-1400.

89. Perchuk L.L. Derivation of thermodynamically consistent system of geothermometers and geobarometers for metamorphic and magmatic rocks. In: Perchuk, L.L. (ed) Progress in metamorphic and magmatic petrology. Cambridge University Press. 1990. P. 93-112.

90. Perchuk L.L. Studies in magmatism, metamorphism, and geodynamics. International Geology Review. 1991. V.33. No 4. P. 311-374.

91. Perchuk L.L. The course of metamorphism: International Geology Review. 28. 1986. P. 1377-1400.

92. Perchuk L.L. Gas-mineral equilibria and possible geochemical model of the Earth's Interior. // Physics of the Earth and Planet. Interiors. Vol. 13. 1976. P. 232-239.

93. Perchuk L.L., Gerya T. V, van Reenen, D.D., Smit C.A. Formation and dynamics of granulite complexes within cratons // Gondwana Research. V.4. No 4.2001. P. 729-732.

94. Perchuk L.L. Thermodynamic regime of deep-seated petrogenesis. Moscow. Nauka Press. 1973.114p.

95. Perchuk L.L., Lavrent'eva I.V. Experimental investigation of exchange equilibria in the system cordierite-garnet-biotite. Advances in Physical Geochemistry. 3. 1983. P. 199-239.

96. Perchuk L.L., Aranovich L.Ya., Podlesskii K.K. Precambrian granulites of the Aldan shield, Eastern Siberia, USSR. J. Metamorphic Geol. vol. 3. 1985. P. 265-310.

97. Perchuk L.L., Gerya T.V., Nozhkin A.D. Petrology and retrogression in granulites of the Kanskiy Formation, Yenisey Range, Eastern Siberia. Journal of Metamorphic Geology. 7. 1989. P. 599-617.

98. PerchukL.L., Podladchikov Yu.Yu., Polaykov A.N. PT-paths and geodynamic modelling of some metamorphic processes. Journal of Metamorphic Geology. 10. 1992. P. 311-319.

99. Perchuk L.L., Gerya T.V. Studies of the boundaries between granulite facies terrains and cratons. Centennial Geocongress. Extended Abstracts. Geol. Soc. South Africa. 1995. vol. II. P.622-623.

100. Perchuk L.L., Gerya T. V., Van Reenen D. D., Safonov O. G., Smit C. A. The Limpopo metamorphic complex, South Africa: 2.Decompression/cooling regimes of granulites and adjusted rocks of the Kaapvaal craton. Petrology 4. 1996. P. 571-599.

101. Perchuk L.L., Krotov A. V., Gerya T.V. Petrology of amphibolites of the Tanaelv Belt and granulites of the Lapland complex // Ibid.Vol. 7. N 4. 1999. P. 539-563.

102. Pienaar J.C. Die Geologie van die Alldays omgewing in noord Transvaal. Unpubl. M.Sc thesis, Rand Afrikaans University, Johannesburg. 1985. 158p.

103. Pretorius S.J. Die geologie in die omgewing van Swartwater en die Westelike deel van die Distrik Messina in die sentrale sone van die Limpopo gordel. Unpubl. M.Sc. thesis, Rand Afrikaans University, Johannesburg. 1986. 184 p.

104. Raith M, Raase P., Hormann P.K. The Precambrian of Finnish Lapland: evolution and regime of metamorphism // Geol. Rundsch. V. 71. 1982. P. 230-244.

105. Robertson l.D.M. Potash granites of the southern edge of the Rhodesian Craton and the Northern Granulite Zone of the Limpopo mobile belt. Symposium on granites, gneisses and related rocks. Geol Soc S. Afr, Spec Publ. 1973. V.3. P. 265-276.

106. Robertson l.D.M. Explanation for the geological map of the country south of Chibi // Geol. Surv. Rhodesia Short Rep. vol. 41.1974.40 p.

107. Robertson I.D.M., du Toil M.C. The Limpopo Belt, Precambrian of the Southern Hemisphere, Hunter, D.R., Ed. Elsevier. Amsterdam. 198 LP. 641-671.

108. Roering C., Van Reenen D. D., Smit C. A., Barton J. M. Jr., De Beer J. H., De Wit M. J., Stettler E. H., Van Schalkwyk J. F., Stevens G. & Pretorius S. Tectonic model for the evolution of the Limpopo Belt. Precambrian Research 55. 1992a. P. 539-552.

109. Roering C., Van Reenen D.D., de Wit M.J., Smit C.A., de Beer J.H., and Van Schalkwyk J.F. Structural geological and metamorphic significance of the Kaapvaal Craton-Limpopo Belt contact, Precamb. Res. vol. 55. 1992b. P. 69-80.

110. Rollinson H.R., Blenkinsop T.O. The magmatic, metamorphic and tectonic evolution of the Northern Marginal Zone of the Limpopo Belt in Zimbabwe, J. Geol. Soc. Lond. vol. 152. 1995. P. 65-75.

111. Ridley J. On the origins and tectonic significance of the charnockite suite of the Archaean Limpopo Belt, Northern Marginal Zone, Zimbabwe // Precambr. Res. V.55. 1992. P.407-427.

112. RuygrokM. The tectonic evolution of a portion of the Rhenosterkoppies greenstone belt in relation to the Limpopo orogeny, South Africa. M.Sc. Thesis. Aucklandpark: Rand Afrikaans University. 1992. 226 p.

113. Sandiford M., Powell R. Deep crustal metamorphism during continental extension: modern and ancient examples//Earth and Planet. Sci. Let. Vol. 79. 1986. P. 151-158.

114. Smit C.A., Roering C., van Reenen D.D. The structural framework of the southern margin of the Limpopo Belt, South Africa: Precambrian Research. 1992. V.55. No 1-4. P.51-67.

115. Smit C.A. & van Reenen D.D. Deep crustal shear zones, high-grade tectonites and associated alteration in the Limpopo belt, South Africa: Implications for deep crustal processes. Journal of Geology. 105. 1997. P. 37-57.

116. Smit C. A., Van Reenen D. D., Gerya T. V. & Perchuk L. L. P-T conditions of decompression of the Limpopo high-grade terrain: record from shear zones. Journal of Metamorphic Geology. 19. 2001. P. 249-268.

117. Sdhnge P. G. The geology of the Messina copper mines and surrounding country. South African Geological Survey Memoirs. 40. 1946. 280 p.

118. Spear F. S. Metamorphic phase equilibria and pressure-temperature-time paths. Mineralogical Society of America Publication, Washington. D.C.I 993. 799 p.

119. Spear F.S. ., Florence F.P. Thermobarometry in granulites: pitfalls and new approaches. Precambrian Research. 55.1992. P. 209-241.

120. Spear F. S., Kohn M.J. & Cheney J. T. P-T paths from anatectic pelites. Contributions to Mineralogy and Petrology. 134. 1999. P. 17-32.

121. Thompson A.B. Heat, fluids, and melting in the granulite facies / / Granulites and crustal evolution. Kluwer. Dordrecht. Vol. 311.1990. P. 37-58.

122. TomkeieffS.I. Dictionary of petrology. N.Y.: John Wiley & Sons Publication. 1983.

123. Treloar P.J., Blenkinsop T.G. Archean deformation pattern in Zimbabwe Craton true indicators of Tibetan style crustal extrusion or not? Early Precambrian processes. Geol. Soc. Spec. Publ. (London). 1995. V.95. P.87-108.

124. Van Reenen D.D., Barton Jr. J.M., Roering C., Smit, C.A. and van Schalkwyk J.F. Deep crustal response to continental collision: The Limpopo Belt of Southern Africa. Geology. 15. 1987. P. 11-14.

125. Van Reenen D.D., Roering D., Ashwal L.D., De Wit M.J. (Eds.) The Archaean Limpopo granulite belt: tectonics and deep crustal processes. Precambrian Research. Thematic Volume. 5.1992. P. 1-587.

126. Van SchalkwykJ.F., Van Reenen D.D. High-temperature hydration of ultramafic granulites from the Southern Marginal Zone of the Limpopo Belt by infiltration of C02-rich fluid. Precamb. Res. 1992. vol. 55. P. 337-352.

127. Watkeys M.K. A retrospective view of Central Zone of Limpopo Belt, Zimbabwe. Geological Society of South Africa. Special Publications. 8. 1983. P. 65-80.

128. Watkeys M.K. Precambrian geology of the LB north and west of Messina. PhD thesis. Johannesburg, University of Witswatersrand. 1984. 349 p.

129. Wei C.JJ., Powell R., Zhang L.F. Eclogites from the South Tianshan, NW China: petrological characteristics and calculated mineral equilibria in the Na20-Ca0-Fe0-Mg0-Al203-Si02-H20 system. Journal of Metamorphic Geology. 21.2003 . P. 163-181.

130. Windley B.F., AckermandD. & Herd R.K. Sapphirine/kornerupine-bearing rocks and crustal uplift history of the Limpopo belt, South Africa. Contributions to Mineralogy and Petrology. 86. 1984. P. 342-358.