Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Сравнительная петрология алмазоносных метаморфических комплексов

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Сравнительная петрология алмазоносных метаморфических комплексов"

Московский Государственный университет им. М.В.Ломоносова ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ, КАФЕДРА ПЕТРОЛОГИИ

На правах рукописи

ЯПАСКУРТ Василий Олегович

УДК: 522.691+552.48+549.643.31

СРАВНИТЕЛЬНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ АЛМАЗОНОСНЫХ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ

Специальность 04.00.08 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва - 1997

Работа выполнена на кафедре петрологии геологического факультета Московского Государственного университета им.

М.В.Ломоносова

Научный руководитель доктор геолого-минералогических наук, профессор ЛЛ.Перчук (МГУ)

Официальные оппоненты:

академик РАН доктор геолого-минералогических наук И. Д. Рябчиков

кандидат геолого-минералогических наук В.Ю.Герасимов (ИГЕМ РАН)

Ведущая организация: Институт экспериментальной минералогии РАН

Защита состоится ¿е^гся. 1997 года в /^"--'час.

на заседании диссертационного Совета К.05 3.05.08. по петрограф™, геохимии и геохимическим методам поисков месторождений полезных ископаемых геологического факультета Московского Государственного университета. Адрес: 119899, Москва, Воробьевы горы, МГУ, геологический факультет.

С диссер^жиеи можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ (зона "А", 6 этаж).

Автореферат разослан "¿У" 1997 года

Ученый секретарь диссертационного Совета

старший научный сотрудник А.М.Батанова

Введение

Актуальность исследований. Находки стабильных форм коэсита, алмаза и калийсодержащего клинопироксена в метаморфических породах принадлежат к: числу наиболее выдающихся открытий XX века. И если коэсит известен уже во многих эклогитовых провинциях мира, то кристатлы алмаза достоверно установлены пока лишь в двух метаморфических комплексах - Кокчетавском, Северный Казахстан (БоЬоку, 81шнку. 1989, 1990) и в Дабешаньском, Восточный Китай (Хи е1 а1., 1992).

Начало изучению Кокчетавского комплекса и его высокобарных пород (прежде всего эклогитов) было положено М.А.Абдулкабировой (1946). Она предположила, что эклогиты имеют метаосадочную природу, но высказала идею о возможности находок в них алмазов. В 1967 г. мелкие алмазы были обнаружены в "титано-циркониевых россыпях" (Шадрина, 1991) к северу от города Кокчетав, а в 1968 г. - микроалмазы найдены в протолочках метаморфических пород зерендинской серии (Розен и др., 1972). Интенсивность научных исследований, проводившихся ИГиГ СО АН СССР, ЦНИГРИ, КазИМС, Кокчетавской ГРЭ, возросла в 1978-1989 гг.

Одной из наиболее острых была проблема первичного состава эклогитов Кокчетавского комплекса. ЛЛ.Перчук и др. (1969) доказали ортоприроду большинства из них. Это подтвердили последующие публикации (Шацкий и др., 1993). Однако, в связи с находками ультравысокобарных ассоциаций, возникла проблема происхождения расплавов, породивших эклогиты. До сих пор не снята с повестки дня идея мантийно-магматической природы эклогитов (Ефимов, 1964; Добрецов и Соболев, 1970; Маракушев, 1993).

Наряду с геолого-поисковыми и съемочными работами и минералого-геохимическими исследованиями достаточно детально изучалась геология Кокчетавского комплекса (Трусова 1956; Ефимов, 1964; Розен, 1969, 1971; Добрецов и Соболев, 1970; Кушев и Виноградов, 1978; Удовкина и др., 1978). В настоящее время показано, что высокобарные и ультравысокобарные породы в этом регионе приурочены к единой зоне мегамеланжа (ОоЬгеЫпескауа, е1 а!., 1994).

В отличие от Кокчетавского, история исследования ультравысокобарных комплексов Восточного Китая не столь длительна. Первые сведения о наличии в них коэсита появились в 1989 г. (Wang et al., 1989; Zhang et al., 1990), a алмаза - чуть позднее (Xu et al., 1992). Из названных публикаций следует, что при различии в возрасте, алмазоносные комплексы Казахстана и Китая весьма сходны по минеральному и химическому составу. В соответствии с принципом минеральных фаций это значит, что метаморфизм литологически однотипных пород протекал при близких термодинамических параметрах. Более того, из известных в литературе сведений следовало, что оба комплекса претерпели метаморфизм в близких геологических условиях.

Цель исследований. Провести петрологическое сравнение Кокчетавского (Северный Казахстан) и Дабешаньского (Восточный Китай) метаморфических комплексов. Оценить термодинамические параметры основных этапов их станоления и эволюции.

Научная новизна работы.

Разнообразными петрологическими методами установлено:

1. Кокчетавский и Дабешаньский метаморфические комплексы имеют сходное тектоническое строение, сложены однотипными породами и претерпели близкую геологическую эволюцию. Установлено два основных этапа их формирования: магматический (внедрение и кристаллизация мантийных расплавов) и последующий полистадийный метаморфический. В обоих комплексах эти процессы протекали при близких термодинамических условиях.

2. Гигантозернистые гранат-калишпат-клинопироксено-вые породы Кокчетавского комплекса содержат реликты калийсодержашего пироксена и имеют магматическое происхождение. Кристаллизация магмы началась в глубокой мантии и завершилась в земной коре.

3. Эклогиты Кокчетавского комплекса, окончательно метаморфизованные 530 млн. лет тому назад (Jagoutz et al., 1989) на глубине ~50 км, были подняты в среднюю часть земной коры со средней скоростью 62 мм/год. Это резко ограничивает число геодинамических - моделей, описывающих процесс аплифта высокобарных пород Кокчетавского комплекса.

ОШШЦМО я? 1.ШЧ !•] еиоло жеиня.

!. В истории становления Кокчетавского и Дабешаньского алмазоносных метаморфических комплектов, имеющих сходное тектоническое строение н сложенных литологически однотипным!! породами, петрологическими методами реконструируются два основных этапа: магматический (внедрение и кристаллизации мантийных расплавов) и метаморфический (регрессивный метаморфизм магматических пород; инверсионный метаморфизм в условиях амфиболитовой и зклогитовой фаций; приповерхностны!! метаморфизм, связанный с внедрением гранитных интрузий на завершающих стадиях становления комплексов). В обоих комплексах соответствующие процессы контролировались схожими термодинамическими условиями.

2. Химический состав и зональность калийсодержаших пироксенов из грпнат-катишпат-клинопироксеновых пород Кокчетавского комплекса свидетельствуют об их магматической природе. Причем калииеодержаший пироксен в них является минералом ликвидуса, а кашеввый полевой шпат - продуктом пертектическои кристаллизации расплава на мантийных глубинах.

3. Эклоплш Кокчетавского комплекса, метаморфизован-ные на I луб; те ~:>0 км. были подняты в среднюю часть земной коры со средне!! скоростью 62 мм/год.

Практическая ценность работы заключается в возможности использования ее результатов для выявления физико-химических условий образования алмаза, обнаруженного в четлморфичеек!¡х комплексач.

Фактическая основа и., методы исследований. В работе применялся комплекс петрологических методов, включающий исследования текстурно-структурных особенностей пород, парагенетический анализ, анализ химической гетерогенности (зонатьности) сосуществующих минералов на основании топохимического профилирования, минералогическую

геоспидометрию. минерало1. ическую термобарометрпю. Эти методы основании на принципах локального термодинамического ралловесля (Коржчнский, 1967) и фазового соответствия1 в минерхи.ных системах (Л.Л.Перчук, 1970).

При выполнении исследований наряду с собственными материалами, использованы коллекции образцов и шлифов, любезно предоставленные в наше распоряжение Л.Л.Перчуком, Л.ФДобржинецкой, ААМаракушевым, В.С.Шацким, В.В.Ревердадто и Ю.А.Подкуйко, А.Окаем. Использованы результаты геологического и структурно-геологического картирования О.М.Розена и Л.ФДобржинецкой. Автором было изучено более 500 образцов пород из обоих комплексов, для 153 образцов было выполнено более 3000 анализов минералов на электронном микроскопе CamScan с энерго-дисперсионным анализатором Link.

Апробация работы. Результаты исследований, положенные в основу диссертации, докладывались на Европейском геологическом конгрессе в Страсбурге (23-27 марта 1997), на Международных конференциях студентов и аспирантов по фундаментальным наукам (МГУ, 1995, 1996), а также на специальном семинаре, посвященном протсхождению Кокчетавского алмазоносного комплекса (ИГЕМ, январь 1997). По теме диссертации опубликовано 4 работы (2 статьи и 2 тезиса докладов на международных конференциях).

Объем работы. Диссертация состоит из 6 глав, введения и заключения, ее содержание изложено на 182 страницах текста, который сопровождается 62 рисунками, 8 таблицами и списком литературы из 123 наименований.

Работа выполнена на кафедре петрологии геологического факультета МГУ им. М.ВЛомоносова под руководством доктора геолого-минералогических наук, профессора Л.Л.Перчука, которого автор считает своим учителем. В ходе работы проблемы, связанные с геологией алмазоносных метаморфических комплексов и их ультравысокобарных минеральных ассоциаций, а также методические аспекты обсуждались с А.А.Маракушевым, О.М.Розеном, В.С.Шацким, В.И.Фельдманом, АЛ.Перчуком, Л.ФДобржинецкой, А.Окаем. Всем им автор выражает глубокую признательность за ценные советы и замечания по существу работы.

Автор выражает особую благодарность заведующму лабораторией локальных методов исследования вещества МГУ

Л.Б.Грановскому и его сотрудникам Н.Н.Коротаевой, Е.В.Гусевой, Н.Г.Зиновьевой и О.Б.Митрейкиной.

Символы минералов: Ab - альбит, Alm - альмандин, Adr - андрадит, An -анортит, 8t - биотит, Срх - клинопироксен, Cal - кальцит, Chi - хлорит, Сю - клиноцоизит, Do! - доломит, Ер - эпидот, Grt - гранат, Grs -гроссуляр, НЫ - роговая обманка, Л - ильменит, К-Срх -калийсодержаший клинопироксен, Kfs - калиевый полевой шпат, Отр -омфацит, Орх - ортопироксен, Phg - фенгит, Ргр - пироп, Qtz - кеарц, Rt - рутил.

Глава 1. Геолого-тектоническая позиция и геохронология комплексов

Кокчетавский комплекс, Северный Казахстан

Ультравысокобарные метаморфические породы входят здесь в состав зерендинской серии Кокчетавского срединного комплекса - останца рифейской платформы среди складчатых комплексов каледонид Казахского нагорья (Милановский, 1989), отделенного от последних глубинными кулисообразными разломами (Зайцев, 1984). Зерендинская серия имеет блоковое строение (Розен, 1966; 1982), а эклогиты, алмазоносные гнейсы, сланцы и карбонатно-силикатные породы слагают отдельные ее участки, расположенные по периферии Зерендинского гранитного массива (рис. 1а).

В настоящее время показано, что метаморфиты зерендинской серии принадлежат к единой зоне "мега-меланжа" Кокчетавского комплекса (Dobrzhinetskaya et al., 1994). Это согласуется с представлениями о Кокчетавском комплексе как об аккреционно-коллизионной зоне (Dobretsov et al., 1995).

Характерной чертой зерендинской серии является ее эклогитоносность. Эклогиты слагают будинированные тела и блоки мощностью от первых сантиметров до сотен метров. Вмещающие породы представлены гранат-биотитовыми, гранат-двуслюдяными, тальк-кианитовыми и другими сланцами и гнейсами, часто мигматизированными. При протерозойском возрасте протолита (2.19-2.65 млрд. лет для вмещающих толщ и ~1.5 млрд. лет - для эклогитов (Шацкий, 1990; Шацкий и др., 1993) породы повторно метаморфизованы в среднем кембрии, 533 -520 млн. лет назад (Шацкий, Ягоутц, 1993; Jagoutz et al.,

1989). Режим глубокого погружения коры сменился поднятием и сопряженным внедрением Зерендинской гранитной интрузии 444 млн. лет назад (Шатагин, 1996).

Улътравысокобарные комплексы Восточного Китая Ультравысокобарные комплексы Восточного Китая обнаружены в районах Дабешань и Янгдзу. В обоих из них найдены псевдоморфозы кварца по коэсигу (Zhang et al., 199Q; Wang et al., 1989; Enami et. al., 1993), но кристаллы алмаза встречены лишь в первом (Xu et al., 1992). Дабешаньский комплекс сформировался по породам третичной плиты Янгдзу у ее стыка с Сгшо-Корейской плитой протерозойского возраста (Okay, 1994). Ультравысокобарные метаморфические толщи с коэситом и алмазом приурочены здесь к пересечению крупных разломов (рис. 16).

Определения абсолютного возраста пород высокобарных комплексов в Восточном Китае весьма малочисленны. Абсолютный возраст для эклогитов 246г8 и 236±3.4 млн. лет (Okay et al., 1993). Эти цифры близки к оценкам 212±2 млн. лет (Wang et al., 1992). Кроме того, для фенпгга из эклогита по 40дгу39дг определен возраст 244+1.8 млн. лет, a Sin-Nd изохрона дает 243.9±5.6 млн. лет (Okay et al., 1993).

На рис. 1 видно, что Кокчетавский и Дабешаньский метаморфические комплексы приурочены к пересечению крупных глубинных разломов. Эклогиты и породы, содержащие высокобарные минеральные ассоциации, расположены по периферии гетерофазных гранитных интрузий. Таким образом,, оба исследуемых комплекса имеют сходное тектоническое положение и строение.

Глава 2. Петрография Оба рассматриваемых комплекса сложены литологически однотипными первично-осадочными и магматическими породами. (ЛЛ.Перчук и др., 1995; Шацкий, 1991; Okay, 1993). Прежде всего это упомянутые выше сланцы, гнейсы, эклогиты, карбонатно-силикатные породы, гранатовые амфиболиты и редкие тела будинированных гранатовых перидотитов.

Эклогиты и апозклогитовые амфиболиты зерендинской серии Кокчетавского комплекса достаточно подробно описаны О.М.Розеном (1969, 1975) и В.С.Шацким с соавторами (1989).

а

Сд

+ + + ^ с + +

+ + + \

Зеревдинскц-ш + массив +

30 км +

'КЬкчетав

сЛ'

г п

^— с

Сино-Корейский: ™ , кратон

Ё11 аз

21 5

Рис. 1. Упрощенные тектонические схемы Кокчетавского (а) и Дабешаньского (б) комплексов, приуроченных к пересечению крупных разломов. Условные обозначения: 1 - эклогитоносные участки (на схеме б - места находок коэсита); 2 - места находок алмаза и коэсита; 3 - метаморфические толщи; 4 - гранитные интрузии; 5 - крупные разломы.

По структурным и текстурным признакам в Кокчетавсксм комплексе нами выделены два структурных типа эклогитов.

Первый структурный тип эклогитов обладает пойзскло-порфиро-гранобластовой структурой и гнейсовидной, иногда полосчатой текстурой. Идиоморфные порфиробласты граната достигают в . сечении 2-4 мм и содержат пойкплитовые включения минеральных ассоциаций прогрессивной стадии метаморфизма: С^, Ер, Р1, И в ядрах порфиробластов к краям сменяются НЫ, Сго, Брп, а также Отр. Гранаты эклогитов этого типа имеют сложную прогрессивную ростовую зональность по Ми, Ре2+, Са и Мп. Она четко соответствует закономерной смене минеральных ассоциаций во включениях и позволяет восстановить минеральные реакции прогрессивного этапа, приведшие к образованию эклогитового парагенезиса.

Эклогиты первого структурного типа слагают гору Сулу-Тюбе и распространены в ее окрестностях. Ими сложены блоки размером от первых до сотен метров. Они залегают в сланцах, несущих следы пластических деформаций.

Эклогиты второго структурного типа обнажаются в районе месторождения микроалмаза Кумдыкуль. Их будины залегают среди сланцев и карбонатно-силикатных пород. Структура гранобластовая, текстура гнейсовндная, "дендритовая" или "атолловая". Зерна омфацита крупнее зерен фаната. Изометричные или овальные зерна граната не содержат пойкилобластовых включений. Они образуют скопления неправильной формы, ветвящиеся и изгибающиеся цепочки по границам зерен омфацита. В отличие от эклогитов первого типа, здесь отсутствует высокоглиноземистая роговая обманка. Омфацит из эклогитов второго типа богаче жадеитом на 5-10 вес.%. Все водосодержащие минералы (В1, РЬё, Ер, НЫ) появляются только на регрессивном этапе.

Гранаты из эклогитов второго структурного типа практически гомогенны. Только на контактах с железо-магнезиальными минералами наблюдается слабая регрессивная диффузионная зональность.

В Дабешаньском комплексе присутствуют оба выделяемых нами структурных типа эклогитов. Кроме того наблюдаются переходы к полосчатым и пятнистым разновидностям, которые

мы выделяем в особую группу. В породах первого типа кианит иногда содержит включения ортопироксена, серпентина, актинолита и биотита.

Долериты и друзиты. Гиперстеновый долерит (субвулканический аналог габбро-норита) и развивающиеся по нему друзиты в пределах Кокчетавского комплекса описаны на участке Енбекбирлык (Перчук и др., 1969). Они слагают пластообразные будинированные тела мощностью до 10-15 м. По первичному долеритовому парагенезису развиваются минералы салит-гранатовой ассоциации, образующие характерные коронарные структуры: на границах зерен ортопироксена и рудного минерала с плагиоклазом появляются каймы граната. На контактах авгита с плагиоклазом возникает новый, более кальциевый клинопироксен (с содержанием жадеитового компонент до 2 иол.%).

Гнейсы и сланцы. Наиболее разнообразная группа пород зерендинской серии Кокчетавского комплекса. Кроме кварца и полевых шпатов, в них присутствуют гранат, биотит, мусковит, клинопироксен, роговая обманка. Среди акцессорных минералов - сульфиды железа, циркон, апатит, ильменит (или титано-магнетит), сфен, турмалин, рутил.

Некоторые гранат-биотитовые гнейсы, сланцы и кварциты, часто хлоритизированные, иногда содержащие реликты клинопироксена и амфибола, являются алмазоносными. Структурные формы слагающих их минералов фиксируют два дискретных этапа минерал образования. Так, в гранатах из этих пород четко выделяются ядра, практически не содержащие включений других породообразующих минералов, оконтуренные и отделенные от внешних зон порфиробластов цепочками включений слюд. Микровключения алмаза, а также псевдоморфозы кварца по коэситу, приурочены к ядрам зерен. Химическая зональность минералов в описываемых породах также отражает их дискретное дорастание в условиях регрессивного метаморфизма.

Биотит-гранатовые, двуслюдяные гнейсы и сланцы комплекса Дабешань в Китае по минеральному составу и структурно-текстурным характеристикам похожи на кокчетавские. Они также вмещают будины эклогитов и

гранатовых перидотитов, перемежаясь с карбонатно-силикатными породами. В Дабешане, кроме того, широко развиты гранат-фенпгговые и гранат-цоизит-фенгитовые гнейсы и сланцы, не типичные для Кокчетава.

Гранатовые ультрабазиты Кокчетавского комплекса представлены перидотитами с характерной ассоциацией Срх+0рх+Сп+01±НЫ. В Дабешаньском комплексе гранатовыми ортопироксенитами с двумя генерациями Оп, отличающимися, хромистостью.

Карбонатно-силикатные породы встречены в обоих комплексах. В матрице, сложенной полигональными зернами кальцита и доломита, силикаты образуют скопления, из-за чего текстура породы становится пятнистой или линзовидно-полосчатой. В обоих комплексах эти породы ассоциируют с эклогитами второго структурного типа и сохраняют реликты высокобарных минеральных ассоциаций.

В Кокчетавском комплексе данные породы распространены на месторождении Кумдыкуль. Для Срх из включений в СП: типично высокое, до 1,2мас.%, содержание К2О. В крупных зернах Срх присутствуют ламелли КГв, появление которых по данным Шацкого (1990) обусловлено распадом К-Срх. В основной массе преобладает доломит, иногда с фенгитом. Содержание микрокристаллов алмаза в этих породах достигает 2000 карат на тонну.

В карбонатно-силикатных породах Дабешаня вместе с гранатом встречаются омфацит и высокоглиноземистая роговая обманка. Реликты К-Срх не обнаружены. Все силикаты подвержены замещению низкобарными ассоциациями (Срх+Р1+Аа). Именно в этих породах обнаружены алмаз и коэсит, в том числе и в карбонатах (обр. 574-1, Хи, 1993).

Гранат-калишпат-клинопироксеновые породы встречены только на месторождении Кумдыкуль Кокчетавского комплекса, где они ассоциируют с карбонатно-силикатными породами. Выделяются две разновидности. Первая отличается яркостью окраски и гигантозернистой структурой. Характерна слабая полосчатость. Содержание С^г и карбонатов не превышает 5-7%. Включения микроалмазов не обнаружены, но в гранатах сохраняются реликты К-Срх. В центральных частях крупных

зерен Срх из матрицы породы содержатся многочисленные ламелли Kfs. Необычные Kfs-Grt-Cpx сростки в интерстициях напоминают структуры совместной (эвтектической) кристаллизации минералов.

Второй тип пироксен-гранатовых пород представлен средне- и мелкозернистыми разновидностями, содержащими карбонаты, кварц, алмаз, сфен, рутил.

По Gît и Срх в породах обоих типов развиваются вторичные Hbl, Ер, Chl.

Таким образом, помимо эклогитов, типоморфными породами Дабешаньского комплекса являются карбонатно-силикатные породы с омфацитом, цоизитом и глиноземистым амфиболом, а Кокчетавского - карбонатно-силикатные и гранат-калиитат-клинопироксеновые породы с калгшсодержащим ютнопироксеном.

Глава 3. Минералогия

Гранат - в породах обоих комплексов представлен серией твердых растворов альмандин-пироп-гроссуляр. Обычно гранаты Дабешаньского комплекса богаче пироповой составляющей. Однако в пределах отдельных литологических типов пород эта закономерность может нарушаться.

Наиболее богатые пиропом гранаты встречаются в перидотитах Кокчетава. Их состав весьма выдержан (Рф21А1ш72Gг$7). Идентичный состав имеют гранаты из так называемых безкварцевых полосчатых эклогитов Китая.

Гранаты состава (Grs45prp4oAlnii5) обнаружены в наиболее богатых алмазом карбонатно-силикатных породах Кокчетавского комплекса. В аналогичных породах Дабешаня гранат обеднен пиропом (GrS4oPrpi5Alm4o).

В различных гнейсах и сланцах гранаты обычно содержат не более 20% гроссуляра при весьма широких вариациях Fe2+ и Mg. Гранаты этого типа пород Дабешаня всегда богаче пиропом, чем их Кокчетавские аналоги.

В фанатах алмазоносных сланцев и гнейсов Кокчетава ядра порфиробластов с включениями ультравысокобарных минеральных ассоциаций богаты пиропом (до 30-35%) и гроссуляром (до 50%). Внешние зоны близки к гранатами неалмазоносных мегапелитов.

Состав практически незонального граната из гранат-калишпат-клинопироксеновых пород месторождения Кумдыкуль (GrseoAlrrbîAdrijPrpj) не имеет аналогов в породах других участков Кокчетавского комплекса и Дабешаня.

В эклогитах обоих комплексов содержание гроссулярового компонента в гранатах колеблется от 10 до 45%. Содержания пиропа в гранатах Кокчетавских эклогитов обычно не превышает 35-40%, в то время как в Дабешаньских - может достигать 60%-70%.

Клинопирокссны. В большинстве представлены жадеит-диопсид-геденбергитовым твердым раствором. Пироксены из эклогитов Дабешаня обычно более магнезиальные и содержания жадеита в них достигают 50% и более. Максимальное содержание жадеита в пироксенах из казахстанских эклогитов не превышает 30%.

Калийсодержащие Срх встречаются в гранат-калишпат-клинопироксеновых и карбонатно-силикатных породах Кокчетавского комплекса в виде включении в Grt. Содержания К20 1.05-1.20 мас.%: Ko^sCao.9sMgo.55Feo.4oM).06Sii.9906- Наши исследрвания показали, что калий входит в структуру пироксена скорее всего в виде жадеитоподобного минала KAlSiiCV

Ортопироксен в Кокчетавском комплексе встречается в фанатовых перидотитах и эклогитизированных долеритах, а в Дабещаньском - в фанатовых ортонироксенитах. В ультрабази-тах он имеет; постоянную магнезиальность (0.76 ~ в Кокчетаве, .0,92 - в Дабешане). При этом: пироксены Кокчетава содержат до 1 мас.% АЪОз, а Дабешаня - до 1 вес.% СГ2О3.

Роговые обманки реакционно замещают пироксен и фанат в эклогитах, фанатовых перидотитах, пироксен-фанатовых и карбонатно-силикатных породах Кокчетавского комплекса. Они присутствуют и в карбонатно-силикатных породах и эклогитах хребта Дабешань. Их глиноземистость варьирует от 0.28 до 0.05, а хальциевость - от 0.4 до 0.9. В целом же в породах обоих комплексов преобладают роговые обманки эденит-паргаситового ряда. Особую фуппу амфиболов представляют эденит-катофоритовые-паргаситовые роговые обманки, развивающиеся по омфациту в эклогитах.

Слюды в обоих комплексах представлены биотитами, фенгитами, мусковитами и парагонитами. Они' часто встречаются в виде включений в гранате и других минералах, иногда в сростках с алмазом (Соболев и др., 1994).

Биотит в породах Кокчетава представлен несравненно шире, чем в Дабешане. В дополнение к данным МАВавилова с соавторами (1991), нам удалось показать, что "внутренняя" реакция:

6K?Fe5Al4Si5O20(OH)4 + 5K2Mg6Al7Si60-7o(OH)4 о о 5K2Fe6Al2Si602o(OH)4 + 6K2Mg~5Al4Si502o(OH)4 или Sid + Phi о Ann + Est в соответсвии с принципом кислотно-основного взаимодействия компонентов для твердых растворов (Аранович, 1991) смещается в сторону образования флогопит-сидерофиллитовых миналов, что типично для биотитов метаморфитов. При малом объемном эффекте приведенной реакции это значит, что составы биотита не могут служить индикаторами ультравысоких давлений метаморфизма в Кокчетавском комплексе.

Фенгиты широко распространены в эклогитах обоих комплексов и в метапелитах Дабешаня. Количество кремния в тетраэдрической координации изменяется от 3.1 до 3.7. Вместе с тем наблюдается отчетливая положительная корреляция магнезиальности и кремнесодержания, отражающая смещение вправо "внутреннего" равновесия вправо:

6KFe0)53AbSi3.5O,0(OH)2 + KMg3AlSi3O10(OH)2 => r=>KFe3AlSi3O10(OH)2 + 6KMg0,5Al2Si3.5OI0(OH)2 т.е Phgpe + Est =>Sid + PhgMg под шшянием P-T параметров на преимущественное замещение типа 2Mg <=> Si по сравнению с замещением 2Fe2+ о Si.

Парагонит в эклогитах обоих комплексов отл!1чается низким, менее 8 мол.%, содержанием мусковитового минала.

Зпидот и клипоцоизит распространены в ассоциации с амфиболом в эклогитах, гранатовых амфиболитах Кокчетавского комплекса, а также в эклогитах, карбонатно-силикатных породах и сланцах Дабешаньского комплекса. Для этого минерала в породах Кокчетавского комплекса характерен широкий изоморфизм Fe3+oAl, тогда как клиноцоизиты Китая содержат незначительную примесь Fe3+.

Сфен встречается почти повсеместно как акцессорный минерал. Его необычность определяется высоким содержанием А12О3, достигающим 11 мас.% и зональностью по нему.

Таким образом, типоморфной характеристикой пород комшекса Дабгшань может служить повышенное содержание жадеита в омфаците, тогда как для Кокчетавского комплекса -повышенное содержание калия в клинопироксене из гранат-ка/гишпат-клинопироксеновых и карбонатно-силикатных пород.

Глава 4. Минеральные парагенезисы, реакционные структуры, зональность минералов и геотермобарометрня

Анализ минеральных равновесий и их смещения в зависимости от изменения термодинамических параметров метаморфизма производился методом геотермобарометрии. Применение принципа локального равновесия совместно с принципом фазового соответствия оказываются эффективным методом описания истории формирования метаморфического комплекса.

Парагенезисы, реакционные структуры и зональность минералов. Наиболее часто встречающийся парагенезис метаморфитов обоих комплексов - эклогитовый (Отр-Юг1+ 012+ Ш:) практически всегда в той или иной мере подвергнут ретроградным изменениям. Появляются келифитовые каймы амфибола вокруг граната, фенгит, а затем парагонит и биотит. Составы граната и амфибола закономерно смещаются в область альмандин-гроссуляра и эденита и актинолита соответственно. По границам зерен омфацита возникают Срх-Р1 симплектиты.

В биотит-гранатовых гнейсах вместо Ю^+БЩКу) появляется устойчивый парагенезис по Р1 развивается

Сго, возникают тонкие каймы Р1 вокруг зерен Ой.

В карбонатно-силикатных породах на регрессивной стадии метаморфизма возникает Ер, НЫ ряда паргасит-тремолит-актинолит, возрастает железистость граната. На низкотемпературной стадии по НЫ и Вг развивается СЫ. В карбонатно-силикатных породах комплекса Дабешань по зернам Отр и НЫ развиваются Срх~Р1 и НЫ-Р1 симплектиты, часто с В1 и Ер. Характерно, что эти продукты ретроградного разложения находятся в пространственной связи с зональностью замещаемых минералов.

В друзитах, развитых по долеритам Кокчетавского комплекса, реконструрован ряд реакций, приводящих к возникновению ассоциации Срх с GrtAim-Prp (20% Grs) и Qtz: NaAISi3Os + mCa(Mg,Fe)Si206 => => mCa(Mg,Fe)Si206 x NaAlSi2Ö6 + Si02 CaAl2Si208+ 2(Mg,Fe)Si03 =s> (Ca,Fe,Mg)3Al2Si3Op + Si02 CaAl2Si,Os + 2(Mg,Fe)Si03 => (Ca,Fe,Mg)3AbSi30i2 + SiCb 5FeSi03 + CaAl2Si20g + 0.502 = CaFe2Al2Si30i2 + 4Si02 + Fe304

Судя по составам сосуществующих минералов, друзиты не относятся к числу высокотемпературных и высокобарных ассоциаций.

В эклотитах первого структурного типа минералы эклогитового парагенезиса (прежде всего гранат, иногда кианит) консервируют в виде включений минералы парагенезисов прогрессивной стадии метаморфизма. Так, в гранатах из эклогитов участка Сулу-Тюбе (Кокчетавский комплекс) от центра к краю порфиробласта закономерно сменяют друг друга включения минералов фаций эпидотовых амфиболитов, гранатовых амфиболитов и эклогитов. В кианите из эклогитов Дабешаньского комплекса встречаются реликты дометамор-фического парагенезиса (ортопироксен и авгит), а также ранних этапов метаморфизма (серпентин, актинолит).

Минералогические термометры и барометры, использованные для вывода Р-Т трендов метаморфической эволюции. Для оценки температур минеральных равновесий использовались главным образом обменные равновесия граната с биотитом, амфиболом, эпилогом, хлоритом, пироксеном. Все они обладают взаимосогласованной термодинамической основой (Perchuk, 1990; Gerya, Perchuk, 1994).

Давления для эклогитовых пород определялись по последнему варианту кварц-омфацит-плагиоклазового барометра (АЛ.Перчук, 1992), основанного на реакции Ab=Jd+Qtz с учетом структурных состояний омфацита.

При расчете температуры и давления по Grt-Cpx термометру и Срх-Р1 барометру учитывались содержания акмитового и эгиринового компонентов в Срх и Adr в Grt.

Результаты геотермобарометрии. Для оценки максимальных значений термодинамических параметров в

каждом данном образце использовались традиционные методы выбора равновесных составов сосуществующих минералов по результатам анализа топохимических профилей с точки зрения принципа локального термодинамического равновесия. Эволюция параметров метаморфизма устанавливалась по условному равновесию сопряженных зон роста контактирующих минералов (Перчук и др., 1983). И если в отношении обменных равновесий этот подход достаточно правомерный (Perchuk, 1977; Перчук и др, 1983), то для оценки давления при каждой данной температуре необходимо установить реакционные структуры. В тех случаях, где такие структуры не выявлены, оценки давления следует рассматривать как максимальные (рост Omp+Qtz на прогрессивном этапе) или же минимальные (образование Р1+Срх симплектитов на регрессивном этапе).

Используя обсужденные выше геотермометры, для эклогитов, карбонатно-силикатных пород, гнейсов и сланцев обоих комплексов удалось произвести более 200 парных оценок температуры и даатения. Для вывода Р-Т тренда высокобарного метаморфизма обоих комплексов использованы лишь те образцы, в которых хорошо развита химическая зональность в минералах или же обнаружены реакционные структуры с участием Grt, Срх, PI, Qtz. Ограниченное число опубликованных (Okay, 1993) оценок для комплекса Дабешань пересчитано в рамках термодинамически взаимосогласованной системы "ГЕОПАС". Некоторые новые данные по этому комплексу также приведены в работе.

Полученные оценки температур и давлений метаморфизма пород Кокчетавского комплекса нанесены на диаграмму рис. 2. На ней прослеживаются две различные группы трендов эволюции РТ-условий. Четко намечается ретроградная ветвь, характерная исключительно для гранатовых перидотитов и эклогитов второго структурного типа. Максимальные значения температур и давлений (почти 1000°С и 19 кбар) получены по составам центров зерен фаната и омфацита. Давление 19 кбар является здесь минимальной оценкой, так как признаки сосуществования Р1 с Grt и Отр на этой стадии отсутствуют. Минимальные температуры и давления, зафиксированные составами краевых частей зерен Grt и Срх с вростками Р1,

составили около 500°С и 11 кбар соответственно. Другая группа трендов, типичная для гнейсов, сланцев и метабазитов первого структурного типа, имеет инверсионный характер. Проградные их ветви фиксируются соответствующей ростовой зональностью порфиробластов граната и включениями минеральных ассоциаций прогрессивной стадии метаморфизма. Ретроградные - определяются по составам сосуществующих минералов на границах зерен и регрессивными реакционными структурами (образование Срх~Р1 симпдектитов по Отр, НЫ-Р1 кайм по Оп и т.д.). Максимальные параметры пика инверсионного метаморфизма (более 750°С и 15 кбар) характерны для пород месторождения Кумдыкуль и некоторых блоков в меланже у подножия горы Сулу-Тюбе. Минимальные - зафиксированы в зклогитах Сулу-Тюбе (630-680°С и 12-13 кбар). Значит, метаморфические породы, наблюдаемые на уровне современного эрозионного среза даже в пределах одних участков, метаморфизовались и охлаждались на различных глубинах. Этот вывод соответствует представлениям о Кокчставском комплексе как о единой зоне мега-меланжа (ОоЬгаЫпескауа, (П а1., 1994).

РТ-диаграмма для пород комплекса Дабешань (рис. 3) показывает, что они зафиксировали те же две группы трендов метаморфизма. Максимальные значения температур и давлений в эклопггах второго структурного типа и в гипербазитах Дабешаня несколько выше: 1150°С и 25 кбар. Те же параметры на гаже инверсионного метаморфизма не превышали 650-700°С и 15 кбар. Породы, находящиеся на уровне современного эрозионного среза, также как и в Кокчетавском комплексе, сохранили "память" о рахчичии условий своей эволюции прежде всего на регрессивном этапе метаморфизма.

Протяженный регрессивный тренд, свойственный гипербазитам и зклогитам второго структурного типа обоих комплексов (рис. 2, 3), вероятно отвечает условиям остывания и подъема этих пород после их кристаллизации из магматических расплавов при давлениях не ниже 20-25 кбар.

К-Срх в гранат-калишпат-клинопироксеновых и алмазоносных карбонатно-силикатных породах Кокчетавского комплекса образовались при Р > 60 кбар, а температуры, при

т,°с

Рис. 2. Тренды изменения РТ-параметров регионального метаморфизма пород Кокчетавского комплекса. Стрелками показаны: 1 регрессивный метаморфизм перидот шов и эклогитов второго структурного типа; 2 - инверсионный высокобарный метаморфизм пород различных участков.

Рис. 3. Тренды изменения РТ-параметров регионального метаморфизма пород Дабешаньского комплекса. Стрелками показаны: 1 регрессивный метаморфизм гипербазнтов и эклогитов второго структурного типа; 2 - инверсионный высокобарный метаморфизм.

а

б

Рис. 4. Обобщенные топохимические профили включений калийсодержащего клинопироксена в гранате (а) и крупных зерен салита с вростками калиевого полевого шпага (б) из гранат-калишпат-клинопироксеновой породы месторождения Кумдыкуль, Кокчетавский комплекс.

Рис. 5. Схематическая РТ-Х диаграмма магматической кристаллизации гранат-калишпат-клинопироксеновых пород Кокчетавского комплекса с реликтами кал ий содержащего клинопироксена в условиях понижения температуры и давления.

которых Grt и Срх из этих пород могли сосуществовать в равновесии, оцениваются нами в 900 - 1200°С (Ellis & Green, 1979; Krogh, 1988). В тоже время для карбонатно-силикатных пород Кокчетава и Дабешаня характерны ретроградные изменения, отвечающие по своим условиям регрессивной стадии инверсионного метаморфизма.

Для друзитов цо долеритам Кокчетавского комплекса по составам контактирующих зерен Срх, Орх и PI с Grt условия рассмотренных выше реакций "эклогитизации" были оценены в 490-570°С и 1 кбар. Эти оценки подтверждают предположение о формировании друзитов на самой поздней стадии метаморической эволюции комплекса в связи с завершающей фазой становления Зерендинского гранитного комплекса.

Таким образом, по данным геотермобарометрии в истории становления Кокчетавского и Дабешаньского комплексов метко намечаются два главных этапа: магматический и метаморфический, в пределах которых различаются следующие события:

1. Ультравысокобарная кристаллизация жюгитовых расплавов при Тх1000°С и Р >20-25 кбар и образование карбонатно-силикатных, гранат-калишпат-клинопироксеновых пород с алмазом, коэситом, К-Срх при 7^1200-900° С и Р >60 кбар;

2. Регрессивный метаморфизм при остывании и аплифте эклогитов второго структурного типа, карбонатно-силикатных и гранат-калишпат-клинопироксеновых пород в интересе 1000-500a С и 25-11 кбар;

3. Инверсионный высокобарный метаморфизм с максимумом параметров 600-750°С и 13-15 кбар;

4. Приповерхностные изменения (Р « 1 кбар), приведшие к образованию друзитов и сопутствующих пород в интервале температуры 575-490° С, связанные, вероятно, с гранитным магматизмом.

Глава 5. Происхождение гранат-калишпат-клииошфоксеноаых пород с реликтами калийсодержащего пироксена Кокчетавского

комплекса

Гигантозернистые гранат-калишпат-клинопироксеновые породы с реликтами К-Срх образовались, как показано в предыдущей главе, на одной из самых ранних стадий

становления Кокчетавского комплекса вместе с алмазоносными карбонатно-силикатными породами и магматическими эклогитами. Поэтому выяснение генезиса гранат-калишпат-клинопироксеновых пород представляет особый интерес.

По структурным особенностям выделяются две группы пироксенов. Группа 1 (Cpxi) встречается в виде микровключений в гранате. Самые крупные кристаллы Cpxi имеют правильную форму и достигают 200 мкм в поперечнике. Нередко Cpxi встречается в ассоциации с богатым алюминием сфеном (до 6 мас.% AI2O3). Вторая группа клинопироксенов представлена крупными (до 2 см) кристаллами матрикса (Срхг). Их внутренние части содержат вростки микронных хорошо выраженных кристаллов Kfs, в то время, как внешние части зерен свободны от них. Гранат в качестве включений в Срхг не встречается.

Основной особенностью микровключений Cpxi в гранате является вхождение в их состав не более 1.2 мас.% AI2O3 и до 1.05 мас.% К2О. Отчетливые отрицательная корреляция К с Са и положительная - с А1 указывают на вхождение калия в состав Cpxi в виде жадеитоподобного мин ал a KAlSijOg- Изоморфное замещение КАШгОб -Ca(Fe,Mg)Si206 хорошо известно в природе (Meyer & Boyd, 1974) и установлено экспериментально (Shimizu, 1974; Ryabchickov & Ganeev, 1990) при исследованиях высокобарных клинопироксенов.

На рис. 4а нанесены данные нескольких топохимических профилей через включения Срхь приведенные к 200 мкм. Видна простая зональность кристаллов по К и очень сложная - для магнезиальности. Закономерное снижение содержания калия в краевых частях зерен не сопровождается появлением какого-либо калийсодержащего минерала как в самом Cpxj, так и вокруг него. Поэтому гетерогенность Cpxj по калию отражает ростовую зональность зерен и, следовательно, предполагает их формирование до кристаллизации граната. Так как вхождение калия в структуру клинопироксена является функцией давления (Shimizu, 1974), образование краевых зон кристаллов Cpxi происходило в условиях его понижения. На этой стадии в породе появлялся гранат, захватывавший сформировавшиеся кристаллы, консервируя их.

Зональность кристаллов СрХ] по (рис. 4а)

практически симметричная, с двумя минимумами, которые в плане окаймляют центры кристаллов, образуя непрерывную зону пониженной магнезиальности.

Теперь обратимся к рассмотрению крупных зерен Срхл. Наличие в их центральных частях вростков ортоклаза (АЬгОг^) может быть интерпретировано как резз'льтат распада калийсодержащего клинопироксена (Шацкий, 1990) в присутствии кремнезема. Значит Срхг изначально обладал такой же ростовой зональностью по калию, как и СрХ1. Мы проанализировали расфокусированным электронным пучком (площадь ~100 мкм2) одно из зерен Срхг вдоль нескольких пересекающихся профилей. Результирующий профиль, приведенный к среднему размеру зерна 1.5 мм, показан на рис. 46. Сопоставляя рис. 4а и 46, видим, что зональности по магнезиальности и калию зерен СрХ1 и Срхг абсолютно идентичны. Это означает, что они формировались одновременно в одинаковых условиях. Распад калийсодержащего клинопироксена с выделением ортоклазовых вростков в ядрах Срхг происходил после появления граната и захвата им кристаллов Срх].

Описанная ростовая зональность пироксенов, сосуществующих с почти незональным гранатом, а также своеобразные "эвтектические" структуры, наблюдаемые в виде интерстициальных сростков граната, салита и ортоклаза, могли возникнуть путем кристаллизащш из расплава. Последовательность событий в этом случае выглядит так:

1. Кристаллизация К-Срх1 как ликвидусной фазы в условиях постоянного (неизменяющееся содержание К в ядрах зерен) давления не ниже 60 кбар (81шпшд, 1974; ИуаЬсЫскоу & Оапееу, 1990). В процессе кристаллизации закономерно снижается магнезиальность пироксена.

2. Кристаллизация Ре-Са фаната, приводящая к обеднению расплава железом и возрастанию магнезиальности кристаллизующегося пироксена.

3. Понижение давления и перетектическая реакция К-Срх+п[8Ю2]тг1^ Срх + ¡\AlSi3Os. Внешние зоны кристаллов пироксена лишаются калия.

4. Захват и консервация гранатом в виде включений мелких зональных кристаллов СрХ). Температура этого этапа оценена в 1000-1200°С (Ellis & Green, 1979)

5. Перитектическая реакция К-Срх с образованием Срх2 и ламеллей в нем Kfs.

6. Совместная (эвтектическая) кристаллизация Cpx2+Grt+Kfs в коровых условиях при температурах около 900-1000°С.

7. Наложение метаморфических изменений амфиболито-вой фации. Частичное замещение граната и пироксена амфиболом, эгщдотом и хлоритом.

Схематическая РТ-Х диаграмма рис. 5 отражает кристаллизацию породы при снижении Т и Р.

Пространственная связь между изученными гранат-калишпат-клинопироксеновыми породами с К-Срх и алмазоносными карбонатно-силикатными породами, в которых также обнаружены реликты К-Срх и Срх с вростками Kfs (Sobolev, Shatsky, 1990), дает возможность предположить их генетическую связь. Тем более, что характер зональности минералов в карбонатно-сштикатных породах практически такой же (Вавилов, 1995). Не исключено, что обе породы с реликтами ультравысокобарных минералов являются продуктами кристаллизации дифференциатов единого раешхава карбонатно-силикатного состава, зародившегося на мантийных глубинах.

В Дабешаньском комплексе, являющемся, как было показано выше, аналогом Кохчетавского по истории и термодинамическим условиям своего развития, алмазы, коэсит и арагонит также приурочены к карбонатно-силикатным породам. Однако эти породы претерпели более интенсивные изменения в условиях инверсионного метаморфизма, и найти в них свидетельства дсметаморфической истории пока не удается.

Таким образом, гранат-калишпат-клинопироксеповые породы с реликтами К-Срх, распространенные в пределах месторождения Кумдыкулъ, образовались путем перитектической криста.иизацш1 магматического расплава при его подъеме с мантийных глубин (Р>60 кбар, T>l20(fC).

Глава б. Условия формирования н динамика подъема эклогитов первого структурного типа Кокчетавского комплекса Для решения проблемы сохранности высокобарных и ультравысокобарных парагенезисов и механизма подъема пород из глубин, значительно превышающих среднюю мощность земной коры, необходимо располагать наиболее полной информацией о Р-ТЧ эволюции различных типов пород. С этой целью мы исследовали будинированные эклогиты первого структурного типа из зоны меланжа в районе горы Сулу-Тюбе.

В условиях высококонтрастного изображения в отраженных электронах хорошо различимы ядро и кайма граната (рис. 6), отличные по составу. Видна редкая для высокобарных минералов сохранность четких кристаллографических очертаний ядра граната, подчеркивающих идиоморфизм раннего (доэклогитового) кристалла. Топохимическое профилирование показало, что высокая контрастность границы между ядром и каймой создается практически скачкообразным увеличением содержания Са и снижением Ре2+ (рис. 7). Этот скачок также маркируется некоторым повышением содержания М§.

В пределах выделенных зон роста наблюдается закономерное изменение минеральных включений, отвечающее смене парагенезисов на прогрессивной стадии метаморфизма (переход от эпидот-амфиболитовой к эклогитовой фации). Минеральный парагенезис эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма был представлен идиоморфным гранатом, ныне слагающим ядра порфиробластов, а также Сю, НЫ и СИг, находящимися во включениях в кайме граната. Включения (Ер, Р1) в ядрах граната не относятся к эпидот-амфиболитовому парагенезису, так как они являлись веществом для роста самого идиобласта. Это подтверждается закономерной сменой составов минералов включений от центра к краю ядра граната.

Образование высокобарного парагенезиса граната внешней части каймы с омфацитом происходило исключительно за счет взаимодействия клиноцоизита с амфиболом: НЫ +Ер => (Са-Мз) СП +Ошр + Н20 эпидотовый а.мфиболит^>эклогит

Fe-Mn гранат ядра в реакции не участвовал. Гранат нового (Са-Mg) состава просто нарастал на его грани, не изменяя ни состава, ни идиоморфных очертаний более раннего граната. Фактически это означает полную изоляцию раннего идиобласта граната при эклогитизации эпидотового амфиболита.

Мы предположили, что исходный переход между ядром и каймой граната был скачкообразным. Соответственно, фиксируемый в настоящий момент микрозондом высокоградиентный участок является результатом частичной гомогенизации, которая имела место в постростовой период, т.е. на стадии регрессивного метаморфизма при подъеме породы. Чтобы охарактеризовать гомогенизацию в гранате количественно, обратимся к теории.

Объемная диффузия в гранате хорошо описывается моделью диффузии в сфере (Jiang & Lassaga, 1990; Muncill & Chamberlain, 1988; Perchuk A.L. & Philippot, 1995). Дифференциальное уравнение в частных производных для диффузии компонента /', обладающего концентрацией С, в сфере (гранате) радиусом 0<г<а имеет вид (Crank, 1975):

âC_ ât

= D(t)

â2c

ôx'

■ + ■

2 âC

\

r âx

где D(t) - коэффициент диффузии компонента /, задаваемый как функция времени t=cp(T). Граничные условия этой задачи:

дС

âx

= 0,

âC

r=0

дх

= 0.

r=a

На профиле граната (рис. 7) видно, что резкий переход между ядром и каймой создается прежде всего изменением концентраций Са и Ре2+. Коэффициент диффузии Са в гранате (8с1шапЛ е( а1., 1996) более чем на порядок ниже аналогичных коэффициентов Ре2+, Mg и Мп (СЬакгаЬопу & Ganguli, 1992). Следовательно, перемещение компонентой в высокоградиентной зоне граната, согласно теории многокомпонетной диффузии (РегсЬик А.1. & Р211НрроГ, 1997; СЬакгаЬоЛу & ОапаиИ, 1992), будет практически полностью определяться диффузией Са.

Рис. 6. Сложная прогрессивная ростовая зональност порфиробласта фаната из амфиболизированного эклогита гор! Сулу-Тюбе, Кокчетавский массив. Хорошо видны идиоморфно ядро Ре-Мп граната с наросшей на него каймой гранат

(см. топохимический профиль на рис. 7).

0.70 0.60 К 0.50

2 «'-'о

Зз о-зо

о

2 0.20 0.10 X

шю

\cirt

ЯДР о

КАЙМА

{

. Ах!г

зоо км) боо ;;оо [ <кн>

РА1ХЛ'ОЯ1 II11 (Л 1 II .1 \ [ГА. мкм

Рис. 7. Топохимический профиль через порфиробласт гранат (см. рис. 6) из амфиболизированного эклогита горы Сулу-Тюбе Кокчетавский массив.

Поскольку исходный переход между ядром и каймой граната был скачкообразным, математическая форма записи начального условия для нашей задачи имеет вид: С (0 < г < Н, 1=0 ) = С! ; С (Ь < г < а, [=0 ) = С2 где 1г - расстояние от центра зерна до перехода ядро-кайма, с соответствующим изменением концентрации Са от С) к С2. Подразумевается гомогенность как ядра, так и каймы. Это, конечно, является приближением. Но в рамках проводимого исследования такое допущение полностью оправдано, поскольку нас интересуют условия сохранения высокого градиента на локальном (шириной около 15 мкм) участке граната.

Дня решения диффузионной задачи (изменения концентрации от времени) требуется введение новой безразмерной переменной:

О а

где т - параметр интегрирования. Окончательное частное решение дифференциального уравнения, описывающее гомогенизацию граната с первично скачкообразным переходом между ядром и каймой, имеет следующий вид:

С(г',г) = Ь3С, + (1-Ь3)С2 + + -1 ехр(-/ф') А п

Г п — I БШ рп

1

где Ап = —у

(С2 - С,)(Ь/?П со^Ърп - $тЪрп)~

ч-СгСЛсов^п-вт рп) у

рп - корни уравнения Рпсо1(Рп)=1; г'=г/а и Ь=Ь/а.

Согласно этому выражению были рассчитаны кривые последовательной релаксации высокоградиентного участка при Г=10"5, 10"4 и 10~3. При их сопоставлении с реальным профилем граната получено прекрасное воспроизведение профиля кривой, отвечающей г'—10~5=г'з. Это значение безразмерного времени и следует считать количественной характеристикой гомогенизации

граната (Перчук A.JI. и др., 1996), которую можно использовать в качестве чувствительного индикатора скоростей термальной и барической эволюции эклогита.

РТ-параметры эклогитового этапа были оценены по составам сосуществующих омфапита и внешней зоны каймы граната. При отсутствии диффузионной обменной зональности на контактах этих минералов, температура 680+50°С была принята как температура пика метаморфизма. Значение минимального давления на пике метаморфизма устанавливалось по максимальному содержанию жадеита в омфаците. Тагам образом, параметры равновесия в эклогите составили Т=680°С и Р>14 кбар, что хорошо согласуется с данными В.С.Шацкого и др. (1989) для эклогитов участка Сулу-Тюбе.

Давление регрессивного этапа 4 кбар оценено по составам пироксена и плагиоклаза в клинопироксен-плагиоклазовых симплектитах по омфациту. Соответствующая температура, в отсутствии надежного минералогического термометра в самом эклогите, оценена по вмещающим гранат-андалузит-биотитовым сланцам. Обоснованность такого способа (Перчук А.Л., 1993; Dun & Medaris, 1989) не вызывает сомнений, ибо время термальной релаксации эклогитовых тел существенно ниже времени изменения Р-Т параметров во вмещающей матрице зоны меланжа. Поэтому в данном случае мы использовали температуру 500°С вмещающих пород (Dobrzhinetskaya et al., 1994). Давление ~4 кбар находится в полном соответствии со стабильностью андалузита во вмещающих породах матрицы меданжа (Salje, 1986).

Итак, пик эклогитового метаморфизма соответствовал параметрам Т«680°С и Р>14 кбар. Минеральными равновесиями фиксируется подъем на дистанцию около 35 км и снижение температуры и давления до 500°С и 4 кбар соответственно.

Приведенные выше уравнения позволяют оценивать P-T-t тренды метаморфизма в терминах безразмерного времени, t', и сопоставлять их со степенью гомогенизации конкретных зерен граната (Perchuk A.L. & Philippot, 1995; Jiang & Lasaga, 1990). Помимо времени в уравнении используются коэффициент диффузии кальция и радиус граната. Зависимость коэффициента

диффузии от температуры выражается экспоненциальным уравнением Аррениуса:

0(0 = 00 ехр

лт,

где 00 - предэкспоненциальный множитель; Еа - энергия активации диффузии Са; Я - универсальная газовая постоянная; Т(г) - температура как функция времени. 00 = 7.2* 10"16 м2/сек и Еа = 15 кДж/моль (5с1г\уапск & а1., 1996). В силу того, что моделируемый нами процесс имел локальный характер и был значительно удален от края зерна, в наших оценках I' радиус зерна принимался равным 1000 мкм. Для степени гомогенизации нашего граната 1'=10"5 устанавливается средняя скорость подъема эклогита 6.2 см/год. Это означает, что породы преодолели 35-километровый подъем за относительно короткое время - 0.6 млн. лет, чему соответствует высокая скорость охлаждения - 319 °С/млн.лет.

При анализе геологической ситуации в зоне мега-меланжа Кокчетавского комплекса многие исследователи полагают, что вывод высокобарных пород из околомантийных глубин мог обеспечиваться возвратным течением вещества в аккреционном клине над субдуиирующей плитой (ЭоЬгегяоу ег а1., 1995). При геодинамическом моделирован™ этого процесса, скорость возвратного течения может достигать скорости субдукции (СДооб, 1982) ¡ии даже превышать таковую (Добрецов, Кудряшкин, 1994). Именно при таких скоростях (6.2 см/год) осуществлялся подъем высокоплотных эклогитов Сулу-Тюбе.

Заключение

Итак, с помощью разнообразных петрологических методов нами было установлено:

1. Кокчетавский и Дабешаньский метаморфические комплексы имеют сходное тектоническое строение, сложены однотипными породами и претерпели близкую геологическую эволюцию. Установлено два основных этапа их формирования: магматический (внедрение и кристаллизация мантийных расплавов) и последующий полистадийный метаморфический. В обоих комплексах эти процессы протекали при близких термодинамических условиях.

2. Гигантозернистые фанат-калишпат-клиногшроксено-вые породы Кокчетавского комплекса содержат реликты калийсодержащего пироксена и имеют магматическое происхождение. Кристаллизация магмы началась в глубокой мантии и завершилась в земной коре.

3. Эклогиты Кокчетавского комплекса, окончательно метаморфизованные 530 млн. лет тому назад () на глубине ~40 км, были подняты в среднюю часть земной коры со средней скоростью 62 мм/год. Это резко ограничивает число геодинамических моделей, описывающих процесс аплифта высокобарных пород Кокчетавского комплекса.

Список опубликованных работ по теме диссертации

1. Перчу к JI.JI., Япаскурт В.О., Окай А. Сравнительная петрология алмазоносных метаморфических комплексов. // Петрология, 1995, т.З, №3, с. 267-309.

2. Перчук JI.JI., Соболев Н.В., Шацкий B.C., Япаскурт В.О. Реликты калиевых пироксенов из безалмазоносных пироксен-гранатовых пород Кокчетавского массива (Северный Казахстан). // Доклады РАН, 1996, т.348, №6, с. 790-795.

3. Япаскурт В. О. Необычные гранат-клинопироксеновые алмазоносные породы Кокчетавского массива (Северный Казахстан). // Вестник НСО геолог, ф-та МГУ: по мат. Международной конф. "Ленинские горы - 95", 1996, с. 45-47.

4. Perchuk A.L., Yapaskurt V.O., Podlesskii S.K., Philippot P. Exhumation dinaniics of Kokchetav eclogites, Northern Kazakhstan: evidence from diffusion modeling of growth-zoned garnet along a retrograde PT-path. // European Union of Geosciences, Strasbourg -

Отпечатано в фотомножительной лаборатории геологического факультета МГУ им. М.В.Ломоносова.