Термобарометрия, флюидный режим и состав протолитов метаморфических пород амфиболитовой фации Джугджуро-Становой складчатой области

Александров, Игорь Анатольевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Термобарометрия, флюидный режим и состав протолитов метаморфических пород амфиболитовой фации Джугджуро-Становой складчатой области
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Термобарометрия, флюидный режим и состав протолитов метаморфических пород амфиболитовой фации Джугджуро-Становой складчатой области"

На правах рукописи □03457617

АЛЕКСАНДРОВ Игорь Анатольевич

ТЕРМОБАРОМЕТРИЯ, ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ И СОСТАВ ПРОТОЛИТОВ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД АМФИБОЛИТОВОЙ ФАЦИИ ДЖУГДЖУРО-СТАНОВОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ

25.00.04 — петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

003457617

Работа выполнена в Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН

Научный руководитель

доктор геолого-минералогических наук О.В. Авченко

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

С.А. Щека

доктор геолого-минералогических наук Е.П. Леликов

Ведущая организация

Институт тектоники и геофизики им.Ю.А. Косыгина ДВО РАН, г.Хабаровск

Защита состоится «24» декабря 2008 г. в 14 часов 00 мин. на заседании Диссертационного совета Д-005.006.01 при Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН по адресу: 690022, Владивосток-22, пр-кт 100-летия Владивостоку, 159.

Факс: (4232) 317-847. Тел.: (4232) 318-750. E-mail: fegi(S;online.marine.su

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ДВГИ ДВО РАН

Автореферат разослан «_ » ЪрЯ 2008 г.

Ученый секретарь диссертационного совета кандидат геолого-минералогических наук

Семеняк Б.И.

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы

Джугджуро-Становая складчатая область (ДССО), расположенная на юге Алдано-Станового щита и включающая обширную территорию протяженностью более тысячи километров от бассейна р.Олекма на западе до побережья Охотского моря на востоке, является важным структурным элементом эволюции всего Сибирского кратона. Среди докембрийских метаморфических образований, входящих в состав этой области, наибольшим распространением пользуются породы амфиболитовой фации, которые ранее выделялись под названием станового комплекса (Судовиков и др., 1965).

Взаимоотношения этих пород с породами юга Алданского щита, метаморфизованных в условиях гранулитовой фации, до сих пор неясны и представляют предмет острых дискуссий. Наряду с мнениями о самостоятельности метаморфизма амфиболитовой фации, высказывается предположение о едином зональном по вертикали архейском разрезе, одноактно метаморфизованном в условиях от гранулитовой до амфиболитовой фаций.

В связи с этим представляются актуальными выполненные автором исследования условий метаморфизма амфиболитовой фации ДССО, геохимической специализации и первичной природы метаморфических пород, геодинамических обстановок формирования их протолитов.

Объект исследований

В настоящей работе приведены результаты изучения метаморфических пород амфиболитовой фации трех различных районов ДССО. Первая группа образцов из коллекции И.В.Козыревой (Козырева и др., 1985) включала породы, собранные в бассейнах рек Мая, Луча в восточной части этого региона. Две другие группы пород были отобраны автором из береговых обнажений рек Гилюй и Нюкжа - в центральной и западной частях ДССО (рис. 1). В связи с этим, для удобства характеристики метаморфических образований вся территория ДССО была условно разделена нами на три части - домена: Западный, Центральный и Восточный. Граница между Западным и Центральным доменами проведена по Тунгурчиканской, а между Центральным и Восточным - Сугджарской зонам разломов (рис.1). Следует отметить, что термин «домен» был выбран, как не имеющий строгого геологического смысла, и не несет никакой специальной нагрузки, кроме обозначения условной территории, области, района.

Цель н задачи исследования

Цель работы - определение условий метаморфизма амфиболитовой фации Джугджуро-Становой складчатой области, изучение геохимических особенностей и генезиса магматогенных протолитов.

В рамках достижения поставленной цели решались следующие главные задачи:

1.изучение петрохимических и геохимических особенностей

120°

126°

132°

Рис. 1. Структурио-фациальпая схема фундамента Джугджуро-Становой складчатой области и граничных структур.

1-3 - Алданский щит■ 1 - Алданская гранулито-гнейсовая область. 2 - гранит-зеленокаменные oöwanu (цифры в кружках: 1 - Олекминская, 2 - Батомгская) 3-7 - оппожения ДССО: 3 - бпоки пород гранулитовой фации (1 - Джугджурский, II - Чогарский, III - Сивакано-Токский, IV -Дамбукинский, V - Ларбинский); 4-5 - породы амфиболитовой фации (4 - зейский комтекс, 5 -становой комтекс); б - гилюйский и джелтулакский комплексы; 7 — мезокайнозойские оппожения. 8 - Селенго-Станоеая складчатая область; 9 - Монголо-Охотская скчадчатая система; 10 - оппожения татформенного чехла; 11 - перикратоиные прогибы (цифры в кружках- 3 - Аяно-Шевитский, 4 - Юдомо-Майский). 12 - некоторые разломы. Домены ДССО• ЗД - Западный, 1Щ - Центральный, БД - Восточный. Границы доменов по зонам разломов (цифры в прямоугольниках); 1 - Тунгурчиканской и 2 - Сугджарской.

метаморфических пород ДССО;

2. определение петрогенезиса изученных ортопород;

3. исследование особенностей минералогии пород;

4. сравнительное изучение современных методов термобарометрии и физико-химического моделирования в метаморфической петрологии;

5. определение РТ-условий метаморфизма амфиболитовой фации;

6. изучение флюидного режима метаморфизма.

Научная новизна и практическая значимость работы Изучены геохимические особенности ортогнейсов Джугджуро-Становой складчатой области и дана интерпретация их петрогенезиса. Среди докембрийских образований ДССО впервые обнаружены метавулканиты, сопоставимые по своим геохимическим параметрам с эффузивами бонинитовой серии.

На современном уровне определены РТ-параметры метаморфизма в различных частях ДССО и выявлена существенная неоднородность амфиболитового метаморфизма по давлению - от 7 до 13 кбар. Сделан вывод, что изученные породы амфиболитовой фации не могут быть продолжением в стратиграфическом разрезе пород гранулитовых блоков Алдано-Станового щита. Установлено, что метаморфизм происходил в условиях высокого давления воды (>0.7PS) и при низком значении Рсо2/Рн2о (0.01-0.3).

В работе на примере метапород амфиболитовой фации ДССО выполнен критический анализ современных методов геотермобарометрии и физико-химического моделирования, проведено их сравнение и описаны пределы их применимости. Данная информация будет полезна для специалистов в области изучения метаморфических пород.

Результаты исследований могут быть использованы для геологических корреляций метаморфических комплексов Алдано-Станового щита при геолого-съемочных работах и для прогнозирования месторождений полезных ископаемых.

Фактический материал и методы исследований

В основу работы легли материалы, собранные автором в ходе полевых работ в бассейне р. Гилюй (1997 г.) и р. Нюкжа (2003 г.), а также были

использованы образцы, отобранные И.В. Козыревой в восточной части ДССО в 70-х гг. прошлого века.

В процессе камеральных работ было изучено около 300 прозрачно-полированных шлифов. Проведены аналитические исследования:

• силикатные анализы 74 образцов классическим методом мокрой химии;

• анализы на 42 микроэлемента методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) в лаборатории ИМГРЭ (г. Москва) на приборе Elan 6100 DRC в 24 образцах;

• анализы изотопов углерода в 12 образцах были выполнены на масс-спектрометре Finnigan МАТ 252 (точность измерения изотопного отношения на 95%-ном доверительном уровне составляла ±0.1%о);

• газовохроматографические исследования 12-ти образцов (20 анализов) проводились на хроматографе ЛХМ-8д с использованием детектора по теплопроводности, с применением газа-носителя - гелия;

• исследования при помощи высокотемпературной электрохимии (метод ЭДС) на установке, состоящей из двух твердоэлектролитных (на основе Zr02) датчиков, по схеме М. Сато (Sato, 1971) - 13 образцов;

• микрозондовые анализы минералов в 47 образцах (более 1700 точек).

Состав минералов Восточного домена определялся на микроанализаторе "Camebax" в Институте вулканологии и сейсмологии ДВО РАН (г. Петропавловск-Камчатский). Микрозондовые анализы минералов из образцов Западного и Центрального доменов выполнялись автором в Аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН на микроанализаторе JXA-8100. Остальные аналитические исследования, кроме ICP-MS, также проведены в ДВГИ ДВО РАН.

Апробация работы

Основные положения диссертации были представлены на: Международном симпозиуме, посвященном 100-летию академика Д.С. Коржинского «Физико-химические проблемы эндогенных геологических процессов», Москва, 1999; Молодежной конференции ДВГИ ДВО РАН, Владивосток, 2000 г. Всероссийской научной конференции, посвященной 10-летию Российского фонда фундаментальных исследований «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков», Иркутск, 1-4 октября 2002 г.; Всероссийском совещании, посвященном 90-летию академика H.A. Шило (XII годичное собрание Северо-Восточного отделения ВМО) «Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики», Магадан, 3-6 июня 2003 г.; Eleventh International Symposium on Water-Rock Interaction WRI-11, Saratoga Springs, New York, USA, 27 June - 2 July 2004; 32nd International Geologic Congress, Florence, 2004 Международном (X всероссийском) петрографическом совещании "Петрография XXI века", г. Апатиты, 20-22 июня 2005 г.; Всероссийской научной конференции, посвященной 50-летию Института геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН и памяти академика JI.B. Таусона в связи с 90-летием со дня рождения

«Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды», г. Иркутск, 24-30 сентября 2007 г.

По теме диссертации опубликовано 16 работ из них 8 статей в рецензируемых журналах.

Структура и объем работы

Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения и шести приложений. Общий объем работы составляет 232 стр., включая 107 стр. основного текста, 52 рисунка и 47 таблиц. Список литературы содержит 142 наименования.

Благодарности. Автор выражает глубокую благодарность д.г.-м.н. О.В. Авченко за научное руководство, всемерную помощь и поддержку. Также автор признателен д.г.-м.н. И.А. Тарарину, д.г.-м.н. М.А. Мишкину, к.г.-м.н. З.Г. Бадрединову, к.г.-м.н. О.В. Худоложкину и к.г.-м.н. С.Н. Лаврику за помощь, критические замечания и ценные советы.

Краткая геологическая характеристика ДССО

Джуджуро-Становая складчатая область представляет собой юго-восточную часть Алдано-Станового щита и граничит на юго-западе с Селенго-Становой складчатой областью, а на севере с Алданским щитом по Джелтулакской и Становой зонам разломов соответственно. На юго-востоке рассматриваемая структура окаймляется породами Аяно-Шевлинского прикратонного прогиба, а на юге Северо-Тукурингрской зоной разломов отделяется от Монголо-Охотской складчатой системы (рис.1). Некоторые авторы рассматривают Селенго-Становую и Джугджуро-Становую области как единую Становую складчатую систему (мегаблок).

Расположенный севернее Алданский щит имеет трехчленное деление. Центральную, наиболее крупную его часть представляет Алданская гранулито-гнейсовая область, ограниченная с запада и востока Олекминской и Батомгской складчатыми областями. Алданская гранулито-гнейсовая область представляет собой древнейшее консолидированное ядро Алдано-Станового щита - Алданский кристаллический протомассив. Остальные структуры щита составляют более позднее его обрамление. Следует отметить, что ДССО ограничивает с юга Алданскую гранулито-гнейсовую область по всей ее протяженности (рис. 1).

Важной особенностью ДССО является наличие в ее структуре гранулитовых блоков разного размера среди преобладающих метаморфических пород амфиболитовой фации (рис. 1). Границы между этими гранулитовыми блоками и вмещающими породами повсеместно имеют тектоническую природу. От окружающих пород они отделены широкими зонами диафторитов и бластомилонитов и не имеют переходных зон метаморфизма до условий амфиболитовой фации.

Метаморфические породы амфиболитовой фации слагают значительную часть ДССО и первоначально были объединены в единый становой комплекс. Позднее Л.П. Карсаковым (1980) из состава станового комплекса были

выделены зейекий и гилюйский комплексы. Объектом данного исследования являются породы зейского и станового комплексов. Определение принадлежности конкретной породы к одному из них на практике чаще всего неосуществимо, т.к. породы обоих комплексов метаморфизованны в сходных условиях и имеют аналогичные наборы минеральных ассоциаций. Породы зейского и станового комплексов главным образом представлены биотитовыми, роговообманковыми, биотит-роговообманковыми,

роговообманково-биотитовыми, гранат-биотитовыми, гранат-

роговообманковыми, гранат-биотит-роговообманковыми плагиогнейсами, гнейсами и сланцами, амфиболитами (в том числе гранатовыми). Возраст метаморфизма пород является предметом дискуссий и, вероятно, составляет около 1.9 млрд. лет. Формирование протолита по разным оценкам от 2.8 или от 2.3 до 1.9 млрд. лет.

Более молодой гилюйский комплекс имеет троговую природу, его состав и стратиграфия изучены слабо. К нему относят метаморфические породы, выполняющие приразломные структуры вдоль зон шовных дислокаций и крупных разломов. Породы гилюйского комплекса метаморфизованы в условиях от эпидот-амфиболитовой до амфиболитовой фации.

ПЕРВОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Вулканогенные протолиты метаморфических пород амфиболитовой фации ДССО представлены дериватами различных магм и обладают геохимическими чертами эффузивов различных геодинамических обстановок: островных дуг, континентальных окраин, океанических островов и средипно-океанических хребтов. Такое разнообразие обусловлено широкими территориальными и временными интервалами формирования протолитов.

При отборе образцов для аналитических исследований предпочтение отдавалось породам, чья вулканическая природа по геологическим и петрологическим признакам полагалась наиболее вероятной. К этим образованиям принадлежат существенно амфиболовые метабазиты, с подчиненным количеством метаморфитов более кислого состава. Были использованы также немногочисленные литературные данные по составу метаморфических пород ДССО, магматический генезис которых предполагался авторами публикаций (Козырева и др., 1985; Козырева, 1975).

Изученные метаморфические породы демонстрируют широкие вариации состава и первично представляли собой эффузивы ряда базальт-риолит. Среди них различаются вулканиты как толеит-коматиитовой, так и известково-щелочной серий (рис. 2). Образец ОГ-5 Центрального домена ДССО отвечает составу бонинита (>52% БЮ2, >8%М§0 и <0.5% ТЮ2). Для всех изученных пород ДСОО характерно сильное обогащение свинцом и деплетированность цирконием (рис. 3). Значение (2г/2г*)тп' варьирует от 0.078 до 0.483

" индекс «тп» обозначает нормализованные к ИМСЖВ содержания. 6

Центральный домен Fe + Ti

о • Амфиболиты <>♦ Hb гнейсы А а Hb-Bt гнейсы п ■ Bt гнейсы

40 50 60 Западный домен Fe + Ti

• Амфиболиты А Hb-Bt и Gr-Bt гнейсы х Гранулиты

40 50 60 Восточный домен Fe +Ti

о • Амфиболиты <>♦ Hb гнейсы д а Bt-Hb гнейсы □ ■ Gr-Bt гнейсы я Grt-Ep-Mu гнейсы

Рис 2. Породы ДССО на диаграмме Дженсена (Jensen, 1976)

На легенде: полые знаки - литературные данные, залитые - данные автора.

(2т*=^йтпБттп), а значение (РЬ/РЬ*)П1[1 от 1.495 до 46.744 (РЬ*=7СетпРгтп). Если положительные аномалии РЬ характерны для большинства пород как континентальной коры в целом, так и для пород древних кратонов в частности, то пониженные содержания Ъх, напротив, отмечаются довольно редко и характерны лишь для немногих докембрийских и современных вулканитов. Малая выборка исследованных пород (24 образца), возможно, и не отражает генеральных зависимостей распределения микроэлементов в метавулканитах ДССО, но пониженные концентрации 7л весьма характерны для изученного региона.

Центральный домен. По наличию/отсутствию отрицательных аномалий И (^*=л/ЕитпОутп) и МЬ (МЬ *=л/итпЬатп) породы домена разделины на две группы.

В породах первой группы (обр. ОГ-15 и ОГ-15-2) значения (Т1/Т1*)тп и (Г\'Ь/МЬ*)П,П отклоняются от единицы не более чем на 0.15 (рис. 3). По содержанию наиболее инертных элементов (РЗЭ, "П, МЬ, ТЬ) и и базальт ОГ-15-2 близок к ЕМОИВ (рис. 3.). Вероятно, магматические протолиты этих базальтов формировались в геодинамической обстановке, сходной с современным вулканизмом срединно-океанических хребтов.

Породы второй группы имеют ярко выраженные отрицательные аномалии по 1МЬ и "П (рис. 3). Значения СП/Тл*)™ варьируют от 0.26 до 0.61, а (МЬ/ЫЬ*)тп от 0.19 до 0.3. В число пород второй группы входит метабонинит -обр. ОГ-5, и сходный с ним по составу обр. ОГ-5-1. Эти породы отличаются заметной отрицательной аномалией европия. Обр. ОГ-5 имеет характерное для бонинитов высокое значение А1203/ТЮ2=28 и высокое содержание совместимых микроэлементов (Сг~766 г/т, N¡-312 г/т - максимальные для изученных пород). Однако кривая распределения РЗЭ для данной породы не имеет характерной формы буквы «и», значение (Сс1/УЬ)сп"~2 (обычно <1) и в целом порода более обогащена РЗЭ (особенно легкими). Субхондритовое соотношение Тг!$>т также является достаточно редким для бонинитов, которые чаще имеют положительную аномалию циркония.

Таким образом, породы второй группы по своим геохимическим характеристикам имеют сходство с продуктами современного островодужного вулканизма.

Породы Западного домена также разделены на две группы. В первую группу отнесены восемь образцов с наиболее фракционированными спектрами РЗЭ (рис. 3). Значения Ьа/УЬсп у этих пород колеблется от 2.05 до 15.57, Ьа/Бшсп - от 1.33 до 3.23, а вё/УЬсп - от 1.24 до 3.70. Породы имеют отрицательную аномалию ниобия, со значениями (МЬ/Г^Ь*)тп от 0.19 до 0.52 Содержание Т1 на уровне ЫМОШЗ и ниже (Т1тп= 1.04-0.52), а обр. Н-4-2 и Н-13 имеют отрицательную аномалию титана.

Очевидно, что образцы первой группы являются дериватами разных магм.

" индекс «сп» обозначает содержания нормализованные к хондритовым. 8

юооо

¡50 00

75 00

50 00

25 00

7 50

5 00

2 50

О 75

О 50

О 25

250 00

75 00

50 00

25 00

7 50

5 00

2 50

0 75

0 50

0 25

75 00

50 00

25 00

750

500

250

О 75

О 50

0 25

500 00

'.50 00

75 00

50 00

25 00

7 50

5 00

2 50

О 75

О 50

О 25

. 3. м

\cDoi

ымсжв

Западный домен

Западный домен Группа II

Восточный домен

Сб Ва и К Се Рг Р 2г Ей Оу УЬ КЬ ТИ ЫЬ |_а РЬ 5г N(1 Эгл Т| г 1_и

'ульттлемептпыс диаграммы для пород ДССО, нормализованные к Л

\ough, 1989).

Обр. Н-26-2, представляет собой метаинтрузивную породу - габбро-норит, метаморфизованный в условиях гранулитовой фации. Амфиболит Н-3-1 имеет наименее фракционированные РЗЭ из пород первой группы (рис. 3) и близкое с EMORB распределение РЗЭ, подобно образцам первой группы Центрального домена. Однако у этой породы имеются существенные отрицательные аномалии по Nb и Th. Обеднение этими элементами не могло произойти вследствие известных процессов магматической дифференциации и вероятно унаследовано от деплетировэнного источника. Привнос РЗЭ мог произойти посредством обогащенных флюидов или расплавов, поднимающихся от субдуцируемой плиты.

Остальные образцы пород первой группы можно разделить на две равные подгруппы по особенностям распределения легких РЗЭ. Образцы Н-13, Н-18-6, Н-28-5 значительно отличаются от образцов Н-2-3, Н-4-2 и Н-18-1 по значения La/Ndcn и La/Cecn (рис. 3). Поскольку соотношение La/Ce существенно не изменяется в процессе частичного плавления и фракционной кристаллизации, то образцы выделенных подгрупп следует считать дериватами разных магм. Таким образом, первая группа исследованных пород Западного домена ДССО являются продуктами как минимум трех разных магматических источников (без учета метагабброида). Все породы имеют характерную отрицательную ниобиевую аномалию и вероятно образовались в условиях островной дуги или окраины древнего континента.

Во вторую группу входит пять образцов с низкими значениями La/Ybcn (0.38-1.34) и La/Srricn (0.61-1.14), и меньшим абсолютным содержанием легких РЗЭ. Образцы Н-9-2 и Н-27-3 имеют сходные отрицательные аномалии Eu.

Среди пород второй группы обеднен титаном только обр. Н-27-3, содержание в породах Ti ниже уровня NMORB (TiIIln=0.60-0.91), кроме образца Н-3-3 (Timn=1.15). Последний также характеризуется максимальным среди пород второй группы содержанием Nb (на уровне EMORB, Nbmn=3.49), которым в значительной степени обогащен - (Nb/Nb*)mn = 3.21. Остальные породы группы имеют содержания гораздо ниже EMORB (Nbmn=0.49-1.63).

Образец Н-3-3 дискордантен по характеру распределения РЗЭ всем исследованным породам ДССО - он значительно обогащен тяжелыми РЗЭ по отношению к легким (La/Ybcn = 0.38). Как известно, обедненные легкими РЗЭ базальты образуются из обедненного этими элементами мантийного источника (например, Wilson, 1991). Типичным примером таких пород в фанерозое являются NMORB, хотя образец Н-3-3 более обогащен тяжелыми РЗЭ, а также имеет значительную положительную аномалию Nb (рис.3).

Необычными спектрами распределения РЗЭ отличаются образцы Н-9-2 и Н-27-3. Конфигурация этих спектров напоминает кривые коэффициентов распределения РЗЭ между амфиболом и расплавом, т.е. обогащенность средними РЗЭ по отношению к легким и тяжелым, а также четкий европиевый минимум характерны для роговой обманки. Таким образом, данные породы могут являться амфиболовыми кумулятами.

Амфиболиты Н-5-1 и Н-12 характеризуются пологими кривыми распределения РЗЭ с наклоном слева направо (La/Ybcn = 1.17-1.34, рис. 2.186). Содержания наиболее инертных микроэлементов в этих породах является промежуточным между NMORB и EMORB. Данные породы могут быть менее обогащенными РЗЭ продуктами того же магматического источника, что и образец Н-3-1, отнесенный в первую группу.

Восточный домен. Спектры распределения РЗЭ у всех образцов достаточно сходны - лантаноиды сильно фракционированы в сторону обогащения более легкими элементами (рис. 3). Значения La/Ybcn колеблется от 4.92 до 10.69, La/Smcn - от 1.54 до 2.76, a Gd/Ybcn - от 1.73 до 2.69. Содержание в породах Ti в пределах 0.74-1.67 от NMORB и у трех образцов наблюдается отрицательная аномалия - (Ti/Ti*)™ = 0.40-0.75. Породы существенно обеднены ниобием, кроме наиболее кремнеземистого образца 7926. Значения (Nb/Nb*)mn от 0.20 до 0.82, абсолютные содержания ниобия от уровня NMORB до девятикратного обогащения.

Поскольку характер распределения редкоземельных элементов в исследованных породах Восточного домена достаточно однообразен (рис. 3), а абсолютные содержания РЗЭ существенно варьируют, изученные породы могли произойти из одного источника на разных стадиях его эволюции. Хотя имеющихся данных недостаточно для того, чтобы сделать однозначный вывод.

ВТОРОЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Породы амфиболитоеой фации ДССО метаморфизоваиы в условиях близких температур (620-730°С), по при значительной вариации давления - от 7 до 13 кбар. При этом наиболее высокобарные породы амфиболитоеой фации не уступают и даже превосходят по глубинности граиулиты Алдано-Станового щита, т.е. не могут быть их продолжением в стратиграфическом разрезе.

С целью определения РТ-условий образования пород амфиболитовой фации ДССО автором было использовано три различных методики. Первая из них - классический метод минеральной термобарометрии; вторая - метод расчета «средних Р-Т», реализованный в программе THERMOCALC; наконец, третья - метод компьютерного моделирования минеральных равновесий с помощью программного комплекса (ПК) «Селектор-С» на основе минимизации свободной энергии Гиббса.

Традиционная геотермобарометрия

Автором был проведен анализ существующих геотермометров и геобарометров, подходящих для исследуемых пород, выбраны наиболее заслуживающие доверия, и, на основании последних, проведены оценки РТ (Александров, 2005а; Александров, 20056). Список использованных в работе уравнений приведен в табл. 1.

Проведенные исследования позволили достаточно точно определить РТ-условия метаморфизма пород ДССО. Среди геотермометров и геобарометров хорошо себя зарекомендовали только уравнения, основанные на равновесиях с

гранатом: гранат-биотитовые термометры Т-СВ-1 - Т-СВ-4, гранат-амфиболовый термометр Т-ОА-1, гранат-амфибол-плагиоклаз-кварцевые барометры Р-САРр и PT-GAPQ и гранат-биотит-плагиоклаз кварцевый барометр Р-вВРр (табл. 1). Последний, в связке с термометром Т-ОВ-4, представляют собой очень удачную согласованную термобарометрическую систему для метаморфических пород, содержащих гранат и биотит.

Полученные параметры пика метаморфизма пород амфиболитовой фации ДССО приведены в табл. 2.

Таблица 1. Использованные уравнения термометров и барометров.

Код Ссылка

Гранат-биотитовые термометры

T-GB-1 Псрчук(1989)- уравнение 3

T-GB-2 Псрчук(1989)- уравнение 4

T-GB-3 Bhattacharya et al (1992)

T-GB-4 Holdaway, 2000

Гранат-амфиболовые термометры

T-GA-1 Псрчук(1989)- уравнение 7

T-GA-2 Псрчук (1989) - уравнение 8 (Graham & Powell, 1984)

T-GA-3 Псрчук (1989) - уравнение 9 (Powell, 1985)

T-GA-4 Ravna (2000а)

Гранат-клииопироксеновый термометр

T-GCpx Ravna(2000b)

Амфибол-плагиоклазовый термометр

Т-АР Holland &Blundy (1994)

Амфиболовые термобарометры

РТ-А-1 Геря(2002)

РТ-А-2 Zcnk & Schulz (2004)

(Термо)барометры с Grt, PI и О

P-GAPQ Grt-Amph-Pl-Q, Kohn & Spcar(1990)

PT-GAPQ Grt-Amph-Pl-Q; Dale et al. (2000)

P-GBPQ Grt-Bt-Pl-Q; Wu et al. (2004)

P-GCpxPQ Grt-Cpx-Pl-Q; Eckert et al. (1991)

TP-GOpxPQ-1 Grt-Opx-Pl-Q; Bhattacharya ctal. (1991)

TP-GOpxPQ-2 Grt-Opx-Pl-Q; Lal (1993)

Таблица 2. Параметры метаморфизма ДССО.

Западный домен Центральный домен Восточный, домен

T, "С Р, кбар Т,°С Р, кбар Т, °С Р, кбар

Геотермобаромстрия 630-730 8.5-11.5 620-680 7.0-9.0 620-700 10-13

THERMOCALC 630-730 8.5-12.0 610-660 7.0-9.0 660-715 10.5-13.8

Метод «средних Р-Т» и программа THERMOCALC

Суть работы программы THERMOCALC сводится к тому, что на основе внутренне согласованной термодинамической базы данных (Holland & Powell, 1998) рассчитываются Р-Т параметры для независимого набора минальных реакций. При этом методом наименьших квадратов исходные величины

(активности и энтропии образования миналов) варьируются пропорционально их неопределенностям таким образом, чтобы линии реакций пересеклись в одной точке - средних Р-Т. Важной особенностью программы является возможность расчета Р и Т в присутствии водноуглекислого флюида с заданным соотношением активностей НгО и С02. Результаты расчетов при помощи программы THERMOCALC хорошо соответствуют данным классической геотермобарометрии (табл. 2).

Метод минимизации потенциала Гиббса и ПК «Селектор-С»

При моделировании использовалась термодинамическая система из 61 компонентов, слагающих главные наблюдаемые или возможные минералы в метаморфических породах в условиях гранулитовой и амфиболитовой фаций. Моделирование проводилось на основе термодинамической базы данных (Holland & Powell, 1998) с учетом моделей твердых растворов (Авченко и др., 2007а). Флюид задавался простой газовой системой, состоящей из шести компонентов - Н20, С02, СН4, СО, Н2, 02.

Центральный домен. Для моделирования использовались 5 образцов, отобранных в одном обнажении, т.е. метаморфизованных в одинаковых условиях. Задача формулировалась таким образом (Чудненко и др., 2007а; Чудненко и др., 20076): найти вероятные оценки Р-Т в рассматриваемой неравновесной метасистеме метаморфогенных минеральных ассоциаций, сформированных при близких значениях Р-Т. На входе в задаче задавались химический состав пород и мольные количества минералов в каждой породе (без указания на их состав).

В результате моделирования были получены минеральные ассоциации хорошо соответствующие наблюдаемым в реальности, также очень близки между собой расчетные и реальные железистости сосуществующих минералов, номера плагиоклазов и известковистость граната. Параметры, отвечающие образованию минеральных ассоциаций всех пяти образцов - Т=615°С (±30°) и Р=5.5 (±1) кбар (рис. 4). Величина фугитивности кислорода в модели оказалась близка к буферу ССО.

Западный домен. Образец Н-3-3 представлен минеральной ассоциацией Gr-Hb-Cpx-Pl-Sf-Ilm-Mgt. Гранат и амфибол зональны, причем магнезиальность граната к его краю слабо возрастает при неизменном содержании гроссуляра -35%. Плагиоклаз в этой породе наблюдается только в виде узких кайм вокруг граната, а состав его сильно изменяется - от № 23 до № 54. Совершенно очевидно, что до появления плагиоклазовых кайм, порода не содержала плагиоклаза. При моделировании Р-Т область существования парагенезиса сразу разбивается на две подобласти — плагиоклазсодержащую и безплагиоклазовую, причем безплагиоклазовая область возникает при повышенных давлениях (рис. 5). В диапазоне давлений 8-9 кбар при температурах 660-680°С (рис. 5, закрашенное поле), вычисленные составы минералов очень близки к наблюдаемым. Появление плагиоклазовых кайм объясняется понижением давления. Причем при дальнейшем понижении давления должен развивается все более основной плагиоклаз (рис. 5).

, I I I I I I I 5000 6000 7000 8000 Р, бар

1 I ' I 1 I 1 1 I 1 I 1 I 1 I 1

5000 6000 7000 8000 5000 6000 7000 8000 Р, бар Р' баР

Рис. 4. Поля устойчивости мипералышх ассоциаций метаморфических пород обнажения ОГ-6 (Центральный домен)

Восточный домен. Было выполнено моделирование трех образцов, состоящих из амфибола, граната, эпидота и биотита. Удовлетворительная сходимость реальных и вычисленных минеральных ассоциаций и параметров состава минералов достигается при давлениях свыше 10 кбар и при температурах 600-620°С.

Следует подчеркнуть характерную особенность минеральных ассоциаций Восточного домена - парагенезис кислого плагиоклаза и богатого кальцием граната. Как показывает проведенное моделирование, с ростом давления и снижением температуры кальций перераспределяется из плагиоклаза в гранат. Поэтому при постоянной температуре этот эффект служит хорошим индикатором величины давления. В свою очередь показателем температуры метаморфизма может служить соотношения железистости сосуществующих граната и амфибола. Т.е. температура метаморфизма обратно пропорциональна константе равновесия реакции ионного обмена между гранатом и амфиболом. С учетом этих закономерностей была создана диаграмма 1/К00п+нь - grs/an, представленная на рис. 6. Таким образом, на основании особенностей состава парагенезиса гранат+амфибол+плагиоклаз можно сделать первые выводы об относительных РТ-условиях образования пород изученных доменов ДССО.

Выводы по оценкам РТ-условий

В процессе исследований были выявлены некоторые особенности использованных методов.

Рис. 5. (слева) Модельная область устойчивости плагиоклаза в обр. Н-3-3 (Западный домен).

Цифры вдоль линии - содержание анортита в плагиоклазе.

Рис. 6. (справа) Качественная диаграмма РТ-условий метаморфизма пород ДССО по составам сосуществующих граната, амфибола и плагиоклаза.

ЗД, ЦД и ВД - Западный, Центральный и Восточный домены соответственно.

Классическая термобарометрия является наиболее простым способом определения РТ-условий образования пород. Для измерения температуры часто достаточно знать только лишь составы двух сосуществующих минералов, например, амфибола и граната. В случае корректного использования, данная методика может позволить определить параметры образования локального равновесия, отражающего точку на пройденном породой РТ-пути. При наличии надежно откалиброванного равновесия, классическая термобарометрия на сегодняшний день обладает, вероятно, наиболее высокой точностью определения РТ. Однако, во-первых, набор таких равновесий достаточно ограничен, а, во-вторых, выбор равновесных составов минералов всегда неоднозначен и может не отражать реальных условий метаморфизма. Эта неоднозначность усугубляется тем, что классическая термобарометрия чаще всего не обладает механизмом «сообщения об ошибке». Все, что мы имеем на выходе - значение температуры и/или давления.

Реализованный в программе THERMOCALC метод «средних Р-Т» является наиболее развитым представителем подхода, основанного на расчете нескольких минальных реакций (multiequilibrium approach). Этот метод требует большего количества входных данных и несколько более сложен в использовании. Однако, в сравнении с расчетом отдельных реакций, метод «средних Р-Т», во-первых, позволяет на основе единой согласованной базы данных определять условия образования различных минеральных ассоциаций из самых разных типов метаморфических пород (амфиболитов и гранулитов, метапелитов и метабазитов). Во-вторых, на выходе мы имеем большое количество диагностической информации, позволяющей судить о точности конечных оценок РТ, степени влияния каждого минала на результаты расчетов, степени отклонения энтропии и активности каждого минала от заданных при

достижении средних РТ, и т.д. В-третьих, часто возможно определение РТ-области образования породы при отсутствии надежных термо- и барометрических реакций. Правда такая область вероятнее всего будет достаточно большой.

Моделирование при помощи ПК «Селектор-С» требует максимальное количество информации об изучаемой минеральной ассоциации, хорошее знание химической термодинамики и природных метаморфических парагенезисов. Как показало моделирование парагенезисов метаморфических пород ДССО, точность определения РТ при помощи ПК «Селектор-С» в настоящее время уступает другим описанным методам. Таким образом, учитывая большое количество усилий, необходимое для моделирования одного парагенезиса, использование ПК «Селектор-С» исключительно для оценки РТ вряд ли оправдано. Однако существующее несовершенство ни в коем случае не является следствием недостатков самого метода, а имеет источником три главных причины: 1) неточность существующих моделей твердых растворов; 2) неточность стандартных свойств минералов в термодинамической базе данных; 3) трудность определения эффективного валового состава, который может не совпадать с валовым составом породы в связи с изоляцией части элементов от участия в реакциях (например, в ядрах гранатов и других минералов с медленной диффузией).

Сам метод минимизации термодинамических потенциалов, особенно двойственное решение, реализованное в ПК «Селектор-С», является очень мощным и перспективным инструментом изучения метаморфических пород. Его преимущество заключается в практически полном воспроизведении природного механизма создания минеральной ассоциации. Таким образом, можно проследить в динамике изменение всех свойств системы с температурой, давлением, составом флюида и т.д. Тот факт, что при данном валовом составе и близких к реальности РТ, удается воссоздать наблюдаемый парагенезис вплоть до. составов составляющих его минералов, свидетельствует о принципиальном достижении породой равновесия, отвечающего минимуму потенциала Гиббса.

Примерные области РТ-параметров метаморфизма изученных пород приведены на рис. 7. Как видно из рисунка, приблизительные глубины максимального захоронения изученных пород Западного домена составляют примерно 26-35 км, Центрального домена - 21-27 км, а Восточного домена -30-40 км. Интересно, что область Р-Т пород Центрального домена располагается в районе геотермы стабильной континентальной коры, а наиболее высокобарические парагенезисы Западного и Восточного домена приближаются к геотерме субдукции горячей океанической коры (рис. 7). Причем эти породы метаморфизованы в более высокобарических условиях, чем гранулиты Алдано-Станового щита (Александров, 2005а; Александров, 20056).

Рис. 7. Примерные области Р-Т метаморфизма пород ДССО на схеме фаций (Скляров и др., 2001).

Пунктиром изображены геотермы, характерные для: 1 - островных дуг и зон «горячего» рифтогенеза; 2 -стабильной континентальной коры: 3 — зон субдукции горячей океанической коры; 4 -зон субдукции остывшей океанической ко-ры. Буквы в кружках - индексы метаморфических фаций.

Т,°С

ТРЕТЬЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Амфиболитовый метаморфизм пород Джугджуро-Становой складчатой области характеризовался существенно водным составом метаморфизующего флюида (РН20>0.7Р5; Рсо2/Рюо~0-1-0.3), степень восстановленности которого отвечает редокс-состоянию системы Н20-С при условии насыщения ее углеродом. Высокое давление воды во флюиде -специфическая черта амфиболитового метаморфизма пород ДССО.

В работе принято разделение флюида на «внутренний» и «внешний». Состав и редокс-состояние «внутреннего» флюида определяется составом породы - минеральная ассоциация буферирует состав флюида метаморфическими твердофазными реакциями. Компоненты «внутреннего» флюида в этом случае отвечают термину «инертный» в понимании Д.С. Коржинского (1973). Поскольку химический состав пород подвергающихся метаморфизму обычно разный, то состав «внутреннего» флюида может сильно изменяться по потенциалам и содержанию компонентов.

«Внешний» флюид поступает в породу по системе пор и трещин из внешнего источника. Состав «внешнего» флюида значительно более выдержан относительно состава «внутреннего» флюида. Если потенциалы некоторых компонентов «внешнего» флюида задаются породе, то эти компоненты в понимании Д.С. Коржинского (1973) отвечают термину «вполне подвижный».

Реконструкция состава метаморфогенного флюида была произведена на основе четырех методов: метода расчета реакций по равновесиям минералов,

включающих кислород, воду, углекислый газ или другие летучие компоненты (1); методов термодегазации (2) и электрохимии (3); метода моделирования минеральных ассоциаций на основе принципа минимизации потенциала Гиббса (4).

Газовая хроматография и высокотемпературная электрохимии

Методика и результаты хроматографических и электрохимических исследований описаны в работах (Авченко и др., 1999; Авченко и др., 2000; Авченко и др., 2002). Все расчеты газовых смесей производили на ПК «Селектор-С».

Согласно хроматографическим исследованиями помимо воды и углекислого газа, во всех фракциях присутствуют водород, метан и окись углерода, причем резко преобладающим компонентом флюида является Н20. При этом Н20 и С02 в минералах присутствуют в значительно меньших количествах, чем в горных породах. Вероятно, это объясняется присутствием вторичных минералов в микротрещинах горных пород. Поэтому интерпретация данных хроматографии была проведена только по минеральным флюидам.

Расчет данных хроматографии показал, что изученные смеси газов в разнотемпературных фракциях представлены неравновесным в термодинамическом смысле флюидом, так как потенциал кислорода, рассчитываемый по компонентам Н20-Н2 и С02-С0, различен, причем потенциал кислорода в паре Н20-Н2 всегда выше, чем в С02-С0 (рис. 8а). Неравновесность флюида может иметь различные объяснения (Худоложкин и др., 2002) и одно них - диссипация водорода, приводящая к завышению потенциала кислорода, рассчитываемого по компонентам Н20-Н2. Поэтому потенциал кислорода, рассчитываемый по компонентам С02-С0, возможно точнее характеризует окислительное состояние метаморфогенного флюида -при температурах 400-600°С он лежит вблизи буфера С-С0-С02 (рис. 8а)

Данные электрохимии близки результатам хроматографических исследований. Экспериментальные линии 1дЮ2-Т для полевых шпатов (рис. 86) характеризуют их как минералы более окисленные, чем сосуществующие темноцветные - они располагаются параллельно буферной линии С!РМ и в среднем на две единицы 1§Ю2 ниже ее. Обобщение данных газовой хроматографии и электрохимии позволяет предполагать, что флюиды, законсервированные в минералах, были насыщены по отношению к углероду и отвечали по уровню восстановленности интервалу величин между буферами кварц-фаялит-магнетит и вюстит-железо (заштрихованное поле на рис. 8а).

Если допустить, что данные термодегазации и электрохимии отражают состав именно «внешнего» флюида, то отношение парциальных давлений Рс02/Рн20 в этом флюиде должно быть меньше 0.1.

Рис. 8. Результаты газовохроматографических (а) и электрохимических (б) исследований пород Центрального домена.

Анализ режима СО2 по минеральным равновесиям и методу моделирования

Величина парциального давления С02 в работе (Козырева и др., 1985) определена в минеральных парагенезисах Gr+Bi+Di+Cc+Pl+Zo+Q+Sph (обр. 2155а) и Gr+Cc+Di+Pl+Q+Sph+Gf (обр. 719а) на основе минальных реакций: An + Q +2Cc=Gross+2C02 (1) и 2Zo + С02 = 3An+Cc+H20 (2). Согласно проведенным расчетам, при Ps = Рд = 9-10 кбар, Т=600-700°С, давление С02 во флюиде было высоким, не менее 5-8 кбар. Если принять за основу флюид, состоящий, главным образом, из С02 и Н20, то величина отношения РсоУРнзо лежит в интервале 1-4, что полностью противоречит данным термодегазации.

Однако, возникает вопрос - к какому флюиду относится полученная оценка давления С02: к внутреннему (локальному) флюиду или к внешнему (региональному) флюиду. Для решения этого вопроса с помощью ПК «Селектор-С» была выполнена модель, состоящая из пяти резервуаров (рис. 9).

В резервуар «нуль» помещался существенно водный флюид (1.6 г), насыщенный по отношению к углероду (Рсо2'Рц2о=0-02). Из резервуара №0 водный флюид поступал в резервуары 1-4, причем количество флюида в последовательности №№1-4 уменьшалось (рис. 9). В резервуарах №№1-4 находилось по 16 г одной и той же известково-силикатной породы. Из модели видно, что по мере уменьшения отношения флюид/порода (W/R) во флюиде закономерно возрастает отношение Рсог/Рнго. достигающее в последнем резервуаре, где флюид присутствует в исчезающее малых количествах,

величины 0.9 (рис. 9). При этом в резервуаре 4, при Т=630°С, Ps=l 1.5 кбар образовалась минеральная ассоциация, полностью отвечающая по составу и набору минералов парагенезису обр. 719а. Совершенно очевидно, что нельзя говорить о том, что величина парциального давления С02, вычисляемая по составу минералов в обр. 719а, относится к «внешнему» флюиду, который в модели имеет отношение Рсо2/Ршо равное 0.02. Наглядно видно, что в резервуарах 1-3 состав флюида есть результат сложной комбинации «внешнего» и «внутреннего» флюида, а в резервуаре 4 потенциал С02 полностью задан минеральной ассоциацией без участия внешнего флюида или собственным химическим составом породы. С увеличением количества внешнего водосодержащего флюида - в направлении от резервуара 4 к 1, в минеральных парагенезисах уменьшается количество кальцита, вплоть до полного его исчезновения в резервуаре 1, и возрастает количество цоизита. Изменения количеств других минералов невелики. Таким образом, в резервуаре 1 образуется минеральный парагенезис близкий к безкальцитовому парагенезису обр. 2157г. Поэтому вполне возможно, что и в природе этот парагенезис образовался вследствие инфильтрации существенно водного флюида в кальцитсодержащие ассоциации типа обр. 719а, причем отношение Рсо2/Рн20 в этом флюиде могло быть не выше 0.02.

Таким образом, результаты моделирования минеральных ассоциаций с помощью ПК «Селектор-С» показывают, что высокое парциальное давление С02, вычисляемое методом минальных реакций, характеризует именно «внутренний» флюид и поэтому «внешний» флюид при метаморфизме вполне мог быть существенно водным по своему составу. Таким образом, противоречие между данными хроматографии и оценками состава флюида по минеральным равновесиям на деле не существует. Эта концепция предполагает, что захватываемый породой «внешний» флюид сохраняет собственный потенциал кислорода только на регрессивной стадии, когда значительно ослабевает протекание реакций с участием твердых фаз и буферная роль минеральных ассоциаций сводится к минимуму.

Оценка парциального давления воды по равновесиям с мусковитом

Парциальное давление воды во флюиде надежно определяется по равновесию Mu+Q=Sill+Kfs+H20. С увеличением парциального давления воды, область устойчивости ассоциации Mu+Q расширяется в сторону более высоких температур, что хорошо видно на диаграмме рис. 10. В метаморфических породах Центрального и Восточного доменов распространен парагенезис мусковита с кварцем, тогда как парагенезис силлиманита (кианита) с КП111 встречается только в единичных случаях, причем равновесность ассоциации Sill и Kfs сомнительна. Это свидетельствует о том, что в рассматриваемых породах устойчивы только парагенезисы левой части равновесия Mu+Q=Sill+Kfs+H20. Линия этого равновесия, рассчитанная при Ph2o=0.7Ps с помощью ПК «Селектор-С», располагается вблизи правых границ полей Р-Т обоих доменов (рис. 10), а при условии меньшего давления воды область устойчивости ассоциации Sill и Kfs полностью покроет Р-Т поля

этих доменов. В этом случае парагенезис Sill и Kfs встречался бы в рассматриваемых породах значительно чаще, а парагенезис мусковита с кварцем, напротив, практически не наблюдался. Поэтому условие Рц2о>0.7Р5 более согласуется как с минералогическими данными по устойчивости мусковит-кварцевой ассоциации, так и с результатами моделирования и термодегазации.

Степень окнсленности внешнего флюида и минеральных ассоциаций

В метаморфических породах ДССО присутствуют как субгомогенные ильмениты, так и структуры распада гематит-ильменитового твердого раствора. При этом они иногда встречаются в породах в достаточно близко расположенных обнажениях (Козырева и др., 1985). Эти факты однозначно указывают на широкие вариации окисленности минеральных ассоциаций, lgf02 которых изменялся в пределах от -15 до -20 при температурах амфиболитовой фации метаморфизма. Моделирование минеральных ассоциаций при помощи ПК «Селектор-С» в целом подтверждают эти оценки. Данные моделирования, кроме того, показывают что уровень окисленности эпидотсодержащих ассоциаций (lgf02) находится в пределах от -14 до -17 лог. ед. Переслаивание пород, содержащих гемоильменит и ильменит, а также пород без эпидота и с эпидотом указывает на инертное поведение кислорода, потенциал которого задается внутренними буферными реакциями, но не составом «внешнего» флюида.

Флюидная модель метаморфизма

Полученные данные дали возможность разработать непротиворечивую модель метаморфогенного флюида ДССО. «Внешний» флюид представляется существенно водным по составу, парциальное давление воды в котором описывается условием PH2o^0.7Ps, а отношение Рсог/Ршо находится в интервале 0.01-0.3. Степень восстановленности «внешнего» флюида соответствует редокс-состоянию системы ILO-C при условии насыщения ее углеродом. Вместе с тем, «внутренний» флюид может широко варьировать как по отношению Рсог/Ршо, так и по окислительно-восстановительному потенциалу. Такая модель флюида подчеркивает своеобразие метаморфизма ДССО и она резко отличается от моделей флюидного режима, разработанных на примере гранулитовых комплексов юга Алданского щита и Восточной Сибири (Маракушев, 1973; Перчук, 1973). Так, Л.Л. Перчук (1973) намечал экстремальную зависимость РН2о от Ps, т.е. по которой Рнго достигает максимума в зонах средних по глубинности, и закономерно убывает в менее или более глубинных сечениях земной коры (рис. 10). Вполне очевидно, что эта зависимость не характерна для метаморфизма ДССО. Не исключено, что в особенностях флюидного режима ДССО проявляется специфика коллизионного метаморфизма, когда роль мантийных плюмов сводится к минимуму. Другими словами, высокое давление воды во «внешнем» флюиде определяется, главным образом, не поступлением мантийных флюидов, которые должны были бы нести значительно больше углекислоты, метана и подвергающихся метаморфизму, и возможным подтоком существенно водородных флюидов, окисляющихся до воды в процессе метаморфизма.

(I-

О 8 0.6 0.4 0.2 0 0

\14IR, вес.%

Р /Р

1 С02 Н20

0.9 • «* « ■

0.67

Ш«1

0.38 ■ ■ ■ ■ ■

0.14

0.02

""" Резервуары

100 10.5 7.6 2 106

Флюид

Рис. 9 (слева). Модель взаимодействия карбоиатио-силикатной породы с водным флюидом. 500 600 700 800

Рис. 10. (справа) Экспериментальные и расчетные кривые распада мусковита с кварцем при различном соотношении и Рто по С.П. Кориковскому (1979).

Цифры в кружках - моновариантные линии разложения мусковита с кварцем: 1 — по экспериментальным данным при Рь—Рто: 2-4 — при фиксированных значениях Рто (2 — 6 кбар; 3 -4 кбар; 4-2 кбар); 5 - по модели с экстремумом Рто (Перчук, 1973); 6 - при РцЮ=0.7Р5. Прямоугольниками показаны Р-Тусловия для Восточного и Центрального доменов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

• В период «станового» вулканизма, на охваченной им территории, вероятно, существовали геодинамические обстановки, подобные современным островным дугам, континентальным окраинам, океаническим островам и срединно-океаническим хребтам.

• Метаморфизм амфиболитовой фации совершался при значительных вариациях давления - от 7 до 13 кбар, но в условиях близких температур -620-73 0°С, а метаморфогенный флюид был существенно водным по своему составу. Это свидетельствует о резких отличиях «амфиболитового метаморфизма» ДССО от условий метаморфизма гранулитов юга Алдано-Станового щита. Следует особо подчеркнуть, что наиболее высокобарические породы амфиболитовой фации ДССО не уступают и даже превосходят по глубинности гранулиты Алдано-Станового щита, т.е. не могут быть их продолжением в едином стратиграфическом разрезе.

• Выявленные особенности метаморфизма пород амфиболитовой фации ДССО позволяют думать, что метаморфизм их был вызван гигантской коллизией, в результате которой на рубеже 1.9 млрд. лет произошло сочленение Алданского щита и микроконтинентов, слагающих нынешнюю Джугджуро-Становую складчатую область.

Список публикаций по теме диссертации

1. Авченко О.В., Александров И.А., Худоложкин В.О., Коновалова Н.П., Баринов H.H. Состав и генезис флюидных систем метаморфических комплексов Алдано-Станового щита // Москва. Физико-химические проблемы эндогенных геологических процессов. Международный симпозиум посвященный 100-летию академика Д.С. Коржинского. Тезисы докладов. 1999.

2. Александров И.А. Опыт петрохимической реконструкции первичной природы метаморфических пород на примере образований станового комплекса // Владивосток: «Дальнаука». Геодинамика и металлогения. Редактор: А.И. Ханчук. 1999. С. 219-223.

3. Авченко О.В., Александров И.А., Худоложкин В.О., Коновалова Н.П. Состав и генезис флюидной фазы из минералов станового метаморфического комплекса // Тихоокеанская геология. 2000. Том 19. №3. С. 55-64.

4. Авченко О. В., Александров И.А., Худоложкин В. О. Степень восстановленное™, генезис и объемы метаморфогенного флюида // Иркутск. Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков. Материалы Всероссийской научной конференции, посвященной 10-летию Российского фонда фундаментальных исследований (1-4 октября 2002 г.). С. 146-147

5. Худоложкин В. О., Авченко О. В., Александров И.А., Кучма A.C. Особенности применения методов газовой хроматографии и высокотемпературной электрохимии .для оценки редокс-состояния минералов метаморфических пород // Геохимия. 2002. Том 40. №10. С. 1013-1020

6. Александров И.А., Авченко О.В. Сравнительная термобарометрия метаморфических комплексов и геодинамическая модель взаимоотношения Алданского и Джугджуро-Станового блоков Алдано-Станового щита // Тихоокеанская геология. 2002. Том 21, №5 С. 3-14.

7. Авченко О.В., Александров И.А. Субдукция Становой плиты как причина протерозойской перекристаллизации Алданского щита // Магадан. Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики. Материалы Всероссийского совещания посвященного 90-летию академика H.A. Шило (XII годичное собрание Северо-Восточного отделения ВМО). Магадан, 3-6 июня 2003 г. Том 1. С. 208-213.

8. Авченко О.В., Лаврик С.Н., Александров И.А., Веливецкая Т.А. Изотопная гетерогенность по углероду метаморфогенного флюида // ДАН. 2004. Т. 394. №3. С. 368-371.

9. O.V. Avchenko, S.N. Lavrik, I.A. Alexandrov & Т.А. Velivetskaya. The isotopic heterogeneity of carbon in metamorphic complexes // Water-Rock Interaction. Proceedings of the Eleventh International Symposium on Water-

Rock Interaction WRI-11, Saratoga Springs, New York, USA, 27 June - 2 July 2004.

10. Александров И.А. Протерозойский метаморфизм амфиболитовой фации Джугджуро-Станового блока: РТ-параметры и возможные причины // Материалы Международного (X всероссийского) петрографического совещания "Петрография XXI века" (г. Апатиты, 20-22 июня 2005 г.). г.Апатиты: Изд-во Кольского научного центра РАН. 2005а. Редакторы: Ф.П. Митрофанов и Ж.А. Федотов. Том 4. Метаморфизм, космические, экспериментальные и общие проблемы петрологии. С. 13-16

11. Александров И.А. Высокобарический метаморфизм амфиболитовой фации Джугджуро-Станового блока (Восточная Сибирь) // Тихоокеанская геология. 20056. Том 24, №6 С. 88-100.

12. Авченко О.В., Александров И.А., Чудненко К.В. Термодинамические модели минеральных твердых растворов в программном комплексе "Селектор-С" // Электронный журнал "Исследовано в России", 2007а, Том. 10, С. 707-719,. http://zhurnal.ape.relarn.ru/articles/2007/068.pdf

13. Авченко О.В., Чудненко К.В., Худоложкин В.О, Александров И.А. Окислительный потенциал и состав метаморфогенного флюида как решение обратной задачи выпуклого программирования // Геохимия. 20076. Том 45, №5, С. 547-558

14. Чудненко К.В., Авченко О.В., Александров И.А. Новый подход к проблеме термобарометрии минеральных ассоциаций // Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды. Материалы Всероссийской научной конференции, посвященной 50-летию Института геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН и памяти академика JI.B. Таусона в связи с 90-летием со дня рождения, 24-30 сентября 2007 г., г.Иркутск. Том 3. Иркутск: Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, 2007а. С. 122-125

15. Чудненко К.В., Авченко О.В., Александров И.А. Оценка условий образования минеральных метасистем методом термодинамического моделирования //ДАН. 20076. Том 416, № 4, С. 538-542.

16. Шарова О.И., Александров И.А., Авченко О.В. Первая находка минерала серебра в метаморфических породах станового комплекса // ДАН. 2008. Том 418, №5, С. 683-685.

Игорь Анатольевич АЛЕКСАНДРОВ

ТЕРМОБАРОМЕТРИЯ, ФЛЮИДНЫЙ РЕЖИМ II СОСТАВ ПРОТОЛИТОВ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД АМФИБОЛИТОВОЙ ФАЦИИ ДЖУГДЖУРО-СТАНОВОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ

Автореферат

Изд. лиц. ИД К» 05497 от 01.08.2001 г. Подписано к печати 11.11.2008 г. Печать офсетная. Формат 60x90/16. Бумага офсетная. Усл. п. л. 1,5. Уч.-изд. л 1,01. Тираж 100 экз. Заказ 138

Отпечатано в типографии ФГУП Издательство «Дальнаука» ДВО РАН 690041, г. Владивосток, ул. Радио, 7

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Александров, Игорь Анатольевич

Введение.

Глава I. Основные черты геологического строения ДССО.

1.1 Геологическая изученность.

1.2 Стратиграфия и магматизм.

Глава II. Геохимия и'петрогенезис метаэффузивов ДССО.

2.1 Геохимия.

2.2 Петрогенезис протолитов.

Глава III. Особенности минералогии пород амфиболитовой фации ДССО.

3.1 Гранаты.

3.2 Амфиболы.

3.3 Слюды.

3.4 Эпидоты и цоизит.

3.5 Пироксены.

3.6 Полевые шпаты.

3.7 Прочие минералы.

Глава IV. РТ-условия метаморфизма пород амфиболитовой фации ДССО.

4.1 Традиционная геотермобарометрия.

4.2 Метод «средних Р-Т» и программа THERMOCALC.

4.3 Метод минимизации потенциала Гиббса и программа «Селектор-С».

4.4 Выводы по оценкам РТ-условий.

Глава V. Особенности флюидного режима метаморфизма амфиболитовой фации ДССО.

5.1 Информативность применяемых методик по оценке состава флюида.

5.2 Обсуждение данных хроматографии и электрохимии.

5.3 Анализ режима СО2 по минеральным равновесиям и методу моделирования.

5.4 Оценка парциального давления воды по мусковитсодержащнм равновесиям.

5.5 Степень окисленности внешнего флюида и минеральных ассоциаций.

5.6 Флюидная модель метаморфизма.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Термобарометрия, флюидный режим и состав протолитов метаморфических пород амфиболитовой фации Джугджуро-Становой складчатой области"

Объект исследований

В настоящей работе приведены результаты изучения метаморфических пород амфиболитовой фации трех различных районов ДССО. Первая группа образцов из коллекции И.В.Козыревой (Козырева и др., 1985) включала породы, собранные в бассейнах рек Мая, Луча в восточной части этого региона. Две другие группы пород были отобраны автором из береговых обнажений рек Гилюй и Нюкжа - в центральной и западной частях ДССО (рис. 1.1). В связи с этим, для удобства характеристики метаморфических образований вся территория ДССО была условно разделена нами на три части - домена: Западный, Центральный и Восточный. Граница между Западным и Центральным доменами проведена по Тунгурчиканской, а между Центральным и Восточным — Сугджарской зонам разломов (рис. 1.1). Следует отметить, что термин «домен» был выбран, как не имеющий строгого геологического смысла, и не несет никакой специальной нагрузки, кроме обозначения условной территории, области, района.

И*Ш№0аз И4 EZ]5

Рис. 1.1. Структурно-фациальная схема фундамента Джугджуро-Становой складчатой области и граничных структур.

1-3 - Алданский щит: 1 - Алданская гранулито-гнейсовая область. 2 - гранит-зеленокаменные области (цифры в кружках: 1 - Олекминская, 2 - Батомгская). 3-7 - отложения ДССО: 3 - блоки пород гранулитовой фации (I - Джугджурский, II - Чогарский, III - Сивакано-Токский, IV -Дамбукинский, V - Ларбинский); 4-5 - породы амфиболитовой фации (4 - зейский комплекс, 5 -становой комплекс); 6 - гилюйский и джелтулакский комплексы; 7 - мезокайнозойские отложения. 8 - Селенга-Становая складчатая область; 9 - Монголо-Охотская складчатая система; 10 - отложения платформенного чехла; 11 - перикратонные прогибы (цифры в кружках: 3 - Аяно-Шевлинский, 4 - Юдомо-Майский). 12- некоторые разломы. Домены ДССО: ЗД-Западный, ЦЦ-Центральный, ВД-Восточный. Границы доменов по зонам разломов (цифры в прямоугольниках): 1 -Тунгурчиканской и 2- Сугджарской.

Цель и задачи работы

Цель проведенных исследований состояла в определении условий метаморфизма амфиболитовой фации Джугджуро-Становой складчатой области, изучении геохимических особенностей и генезиса магматогенных протолитов.

В рамках достижения поставленной цели решались следующие главные задачи: •S изучение петрохимических и геохимических особенностей метапород ДССО; S определение петрогенезиса изученных ортопород; S исследование особенностей минералогии пород;

S сравнительное изучение современных методов термобарометрии и физикохимического моделирования в метаморфической петрологии; •S определение РТ-условий метаморфизма амфиболитовой фации; ■S изучение флюидного режима метаморфизма.

Основные защищаемые положения

1. Вулканогенные протолиты метаморфических пород амфиболитовой фации ДССО представлены дериватами различных магм и обладают геохимическими чертами эффузивов различных геодинамических обстановок: островных дуг, континентальных окраин, океанических островов и срединно-океанических хребтов. Такое разнообразие обусловлено широкими территориальными и временными интервалами формирования протолитов.

2. Породы амфиболитовой фации ДССО метаморфизованы в условиях близких температур (620-730°С), но при значительной вариации давления - от 7 до 13 кбар. При этом наиболее высокобарные породы амфиболитовой фации не уступают и даже превосходят по глубинности грану литы Алдано-Станового щита, т.е. не могут быть их продолжением в стратиграфическом разрезе.

3. Амфиболитовый метаморфизм пород Джугджуро-Становой складчатой области характеризовался существенно водным составом метаморфизующего флюида (Ph2o-0.7Ps; Pccb/Pibo-0.1-0.3), степень восстановленное™ которого отвечает редокс-состоянию системы НгО-С при условии насыщения се углеродом. Высокое давление воды во флюиде - специфическая черта амфиболитового метаморфизма пород ДССО.

Научная новизна и практическая значимость работы

Изучены геохимические особенности ортогнейсов Джугджуро-Становой складчатой области и дана интерпретация их петрогенезиса. Среди докембрийских образований ДССО впервые обнаружены метавулканиты, сопоставимые по своим геохимическим параметрам с эффузивами бонинитовой серии.

На современном уровне определены РТ-параметры метаморфизма в различных частях ДССО и выявлена существенная неоднородность амфиболитового метаморфизма по давлению - от 7 до 13 кбар. Сделан вывод, что изученные породы амфиболитовой фации не могут быть продолжением в стратиграфическом разрезе пород гранулитовых блоков Алдано-Станового щита. Установлено, что метаморфизм происходил в условиях высокого давления воды (>0.7Ps) и при низком значении Рсоз/Ршо (0.01-0.3).

Результаты исследований могут быть использованы для геологических корреляций метаморфических комплексов Алдано-Станового щита при геолого-съемочпых работах и для прогнозирования месторождений полезных ископаемых.

Фактический материал и методы исследований

В основу работы легли материалы, собранные автором в ходе полевых работ в бассейне р. Гилюй (1997 г.) и р. Нюкжа (2003 г.), а также были использованы образцы, отобранные И.В. Козыревой в восточной части ДССО в 70-х гг. прошлого века.

В процессе камеральных работ было изучено около 300 прозрачно-полированных шлифов. Из аналитических исследований выполнено:

• силикатные анализы 74 образцов;

• анализы микроэлементов в 24 образцах;

• анализы изотопов углерода в 12 образцах;

• газовохроматографические исследования 12-ти образцов (20 анализов);

• исследования при помощи высокотемпературной электрохимии - 13 образцов;

• микрозондовые анализы минералов в 47 образцах (более 1700 точек).

Силикатный анализ проводился в ДВГИ ДВО РАН классическим методом мокрой химии. Микроэлементный состав (42 элемента) определялся методом масс-спекгрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) в лаборатории ИМГРЭ (г. Москва) на приборе Elan 6100 DRC производства компании Perkin Elmer (США), аналитик Д.З. Журавлев.

Аналитические исследования изотопного состава углерода в метаморфических породах выполнялись в Аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН на масс-спектрометре МАТ 252. Производитель прибора "Finnigan МАТ", Германия. Для подготовки образцов к анализу использован метод конверсии углерода в СОг с применением оксида меди в качестве источника кислорода. Анализируемый образец мелко измельчали и смешивали с порошком оксида меди, предварительно прокаленного при 900°С в течение 30 мин. Готовую смесь помещали в кварцевую трубку, запаянную с одного конца, откуда при температуре 200°С откачивали пары воды и сорбированные газы до давления менее 0.001 мм ртутного столба. Конверсию углеродсодержащих соединений в СО2 проводили при температуре 800°С в течение 20 мин. Продукты реакции вымораживали в ловушку при -19б°С, проводили криогенную очистку СО2 и измеряли изотопное отношение I3C/I2C (513Cpdb, %о). Точность измерения изотопного отношения на 95%-иом доверительном уровне составляла ±0.1%о.

Хроматографический анализ проводился во фракциях газов, выделяющихся из плагиоклазов, роговых обманок и горных пород при температурах 400, 600 и 800°С. Анализы газов проводились на хроматографе ЛХМ-8д с использованием детектора по теплопроводности, с применением газа-носителя - гелия по методике, изложенной в (Летников и Гантимурова, 1987; Летников и Шкарупа, 1977). Порог чувствительности при таких условиях анализа составляет 1х10"3. Для контроля определений Юг по компонентам СО-СОг приготовлялись калибровочные газовые смеси, позволившие оценить достоверность и воспроизводимость газового анализа.

Электрохимический метод измерения "внутренней" фугитивности кислорода (intrinsic oxygen fugacity) в твердых и газовых фазах (или метод ЭДС) получил широкое распространение в оценке окислительных условий образования различных магматических пород. Эксперимент выполнялся на установке состоящей из двух твердоэлектролнтных (на основе Zr02) датчиков по схеме Сато (Sato, 1971). Один из них содержал исследуемый образец (аналитическая ячейка), другой применялся в качестве измерителя потенциала кислорода в газовой среде создаваемой для выравнивания Юг снаружи и внутри аналитического объёма образца. Точность измерения величины lgf£>2 в минералах этим методом оценивается в 0.3-0.6 лог.ед. При интерпретации результатов электрохимических измерений принималось, что величина давления при котором могли образоваться минералы мало сказывается на измеряемой величине lgfCb (Ulmer et al., 1976). Измерялась зависимость lgf02-T для главных породообразующих минералов: полевых шпатов, амфиболов, биотитов, граната и породы в целом, причем измерения IgflCb проводились, главным образом, в интервале температур 600-800°С.

Микрозондовые анализы минералов из образцов Западного и Центрального доменов выполнялись автором в Аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН на микроанализаторе JXA-8100, оснащенном энергодисперсионным анализатором INCA (модель 7412). Режим съемки -ускоряющее напряжение катода 20 kV и ток излучения 1х10"8 А. Большинство анализов породообразующих минералов дублировалось при помощи энергодисперсионного (EDS) и волновых (WDS) анализаторов, и в работе использовались главным образом результаты, I полученные с помощью волновых спектрометров. Но в ряде случаев были сделаны только EDS анализы, которые и были использованы.

Состав минералов Восточного домена определялся на микроанализаторе "Camebax" в Институте вулканологии и сейсмологии ДВО РАН (г. Петропавловск-Камчатский). Рабочие условия съемки: напряжение 20 kV, ток 50 шА. Аналитик - Чубаров В.М.

Апробация работы

Основные положения диссертации были представлены и обсуждены на:

1. Международном симпозиуме, посвященном 100-летию академика Д.С. Коржинского «Физико-химические проблемы эндогенных геологических процессов», Москва, 1999.

2. Молодежной конференции ДВГИ ДВО РАН, Владивосток, 2000 г.

3. Всероссийской научной конференции, посвященной 10-летию Российского фонда фундаментальных исследований «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков», Иркутск, 1-4 октября 2002 г.

4. Всероссийском совещании, посвященном 90-летию академика Н.А. Шило (XII годичное собрание Северо-Восточного отделения ВМО) «Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики», Магадан, 3-6 июня 2003 г.

5. Eleventh International Symposium on Water-Rock Interaction WRI-11, Saratoga Springs, New York, USA, 27 June - 2 July 2004.

6. 32nd International Geologic Congress, Florence, 2004.

7. Международном (X всероссийском) петрографическом совещании "Петрография XXI века", г. Апатиты, 20-22 июня 2005 г.

8. Всероссийской научной конференции, посвященной 50-летию Института геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН и памяти академика JI.B. Таусона в связи с 90-летием со дня рождения «Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды», г.Иркутск, 24-30 сентября 2007 г.

По теме диссертации опубликовано 16 работ из них 8 статей в рецензируемых журналах.

Благодарности

Автор выражает глубокую благодарность д.г.-м.н. О.В. Авченко за научное руководство, всемерную помощь и поддержку. Также автор признателен д.г.-м.н. И.А. Тарарину, д.г.-м.н. М.А. Мишкину, к.г.-м.н. З.Г. Бадрединову, к.г.-м.н. О.В. Худоложкину и к.г.-м.н. С.Н. Лаврику за помощь, критические замечания и ценные советы.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Александров, Игорь Анатольевич

4.4 ВЫВОДЫ ПО ОЦЕНКАМ РТ-УСЛОВИЙ

Таким образом, для изучения условия метаморфизма пород Джугджуро-Становой складчатой области было применено три различных физико-химических методики.

Классическая термобарометрия является наиболее простым и доступным даже неспециалистам способом определения РТ-условий образования пород. Для измерения температуры часто достаточно знать только лишь составы двух сосуществующих минералов, например, амфибола и граната. Тем не менее, требуется особая осторожность при изучении неравновесных минеральных ассоциаций, когда выбор одновременно образовавшихся минералов (или их зон) представляет собой нетривиальную задачу и требует умения правильно интерпретировать особенности минеральных микроструктур. В случае корректного использования, данная методика может позволить определить параметры образования локального равновесия, отражающего точку на пройденном породой РТ-пути. При наличии надежно откалиброванного равновесия, классическая термобарометрия на сегодняшний день обладает, вероятно, наиболее высокой точностью и «локальностью» определения РТ. Однако, с одной стороны, набор таких равновесий достаточно ограничен, а с другой, выбор равновесных составов минералов всегда неоднозначен и может не отражать реальных условий метаморфизма. Эта неоднозначность усугубляется тем, что классическая термобарометрия чаще всего не обладает механизмом «сообщения об ошибке». Все, что мы имеем на выходе - значение температуры и/или давления, адекватность которого мы можем оценить только основываясь на других источниках.

Реализованный в программе THERMOCALC метод «средних Р-Т» является наиболее развитым представителем подхода, основанного на расчете нескольких минальных реакций (multiequilibrium approach). Являясь развитием классической геотермобарометрии, этот метод требует большего количества входных данных и несколько более сложен в использовании. Однако, в сравнении с расчетом отдельных реакций, метод «средних Р-Т», во-первых, позволяет на основе единой согласованной базы данных определять условия образования различных минеральных ассоциаций из самых разных типов метаморфических пород (амфиболитов и гранулитов, метапелитов и метабазитов). Во-вторых, на выходе мы имеем большое количество диагностической информации, позволяющей судить о точности конечных оценок РТ, степени влияния каждого минала на результаты расчетов, степепи отклонения энтропии и активности каждого минала от заданных при достижении средних РТ, и т.д. В-третьих, часто возможно определение РТ-области образования породы при отсутствии надежных термо- и барометрических реакций. Правда такая область вероятнее всего будет достаточно большой. Безусловно, при расчете РТ требуется такая же осторожность в выборе равновесных составов, как и при применении классической геотермобарометрии. Однако выдаваемая программой диагностическая информация может позволить обнаружить и исключить из расчета неравновесные минералы.

1. неточность существующих моделей твердых растворов;

2. неточность стандартных свойств минералов в термодинамической базе данных;

3. трудность определения эффективного валового состава, который может не совпадать с валовым составом породы в связи с изоляцией части элементов от участия в реакциях (например, в ядрах гранатов и других минералов с медленной диффузией).

Сам метод минимизации термодинамических потенциалов, особенно двойственное решение, реализованное в ПК «Сслектор-С», является очень мощным и перспективным инструментом изучения метаморфических пород. Его преимущество заключается в практически полном воспроизведении природного механизма создания минеральной ассоциации. Таким образом, можно проследить в динамике изменение всех свойств системы с температурой, давлением, составом флюида и т.д. Например, имея диафторированную метаморфическую породу с зональным гранатом, есть возможность не только определить РТ и другие параметры регрессивного этапа метаморфизма, но и параметры пика метаморфизма, включая состав парагенезиса, существовавшего в равновесии с центром граната. Тот факт, что при данном валовом составе и при РТ близких к полученным при помощи термобарометрии, удается воссоздать наблюдаемый парагенезис вплоть до составов составляющих его минералов, свидетельствует о принципиальном достижении породой равновесия, отвечающего минимуму потенциала Гиббса. Дальнейшее развитие метода видится в уточнении моделей твердых растворов, а также в уточнении, дополнении и «досогласовании» термодинамических баз данных. Такая работа может осуществляться в том числе при помощи ПК «Селектор-С» благодаря реализации в нем двойственного решения, предоставляющего полную информацию о величинах химических потенциалов всех компонентов модельной системы.

Резюмируя, хочется отметить полезность всех трех методик и важность умения их использовать при глубоком изучении условий образования метаморфических пород. При осуществлении исследований метаморфических пород амфиболитовой фации ДССО, автор использовал эти методы совместно, корректируя применение одного метода на основании результатов полученных при помощи другого.

На основании использования комплекса методов получены следующие РТ-параметры метаморфизма изученных пород:

Западный домен - Т=630-730°С при Р=8.5-12 кбар;

Центральный домен - 620-680°С при Р=7-9 кбар;

Восточный домен - 620-715°С при 10-13.5 кбар.

Температура гранулитового метаморфизма пород Западного домена (обр. Н-20-1 и Н-22-1) вероятно была около 800°С при давлении не превышавшем 6-7 кбар. Условия регрессивного метаморфизма этих пород — около 580°С и 4 кбар.

Примерные области РТ-параметров метаморфизма изученных пород приведены на рисунке 4.5. Как видно из рисунка, приблизительные глубины максимального захоронения изученных пород Западного домена составляют примерно 26-35 км, Центрального домена -21-27 км, а Восточного домена - 30-40 км. Интересно, что область Р-Т пород Центрального домена располагается в районе геотермы стабильной континентальной коры, а наиболее высокобарические парагенезисы Западного и Восточного домена приближаются к геотерме субдукции горячей океанической коры (рис. 4.5). Причем эти породы метаморфизованы в более высокобарических условиях, чем гранулиты сутамского и, частично, зверевско-чогарского комплексов (Александров, 2005а; Александров, 20056).

200 400 600 800 1000 т/с

48 -о Я i X Щ S

36 Й

Восточный домен

Центральный домен

Западный домен

Рис. 4.5. Примерные области Р-Т метаморфизма пород разных доменов ДССО на схеме фаций (Скляров и др., 2001).

Пунктиром изображены геотермы, характерные для разных геодинамических обетановок: 1 - островных дуг и зон «горячего» рифтогенеза; 2 - в пределах стабильной континентальной коры; 3 - в зоне субдукции горячей океанической коры; 4 - в зоне субдукции остывшей океанической коры. Буквы в кружках - индексы метаморфических фаций: цеолитовой (Ц), пренит-пумпеллитовой (ПП), зеленосланцевой, глаукофансланцевой (Г), эпидот-амфиболитовой (ЭА), амфиболитовой (А), гранулитовой (ГР) и эклогитовой (Э).

Глава V

ОСОБЕННОСТИ ФЛЮИДНОГО РЕЖИМА МЕТАМОРФИЗМА АМФИБОЛИТОВОЙ ФАЦИИ ДЖУГДЖУРО-СТАНОВОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ

Флюидному режиму метаморфизма всегда отводилась ключевая роль в понимании особенностей петрогенезиса метаморфических пород. В настоящее время представляется доказанным положение о низкой активности воды (большой «сухости») и высокой восстановленности флюидов гранулитовой фации метаморфизма (Авченко и др., 20076; Маракушев, 1973; Перчук, 1973; Newton, 1986), в чем усматривается одна из причин широчайшего развития двупироксеновых и гранат-ортопироксеновых минеральных ассоциаций в условиях гранулитовой фации. Однако особенности флюидного режима метаморфических пород амфиболитовой фации в районах Восточной Сибири изучены гораздо хуже и систематических знаний в этом вопросе накоплено значительно меньше. Широкое развитие пород амфиболитовой фации в пределах Джугджуро-Становой складчатой области (ДССО) предоставляет интересную возможность понять причины столь широкого развития роговообманковых минеральных ассоциаций в этом регионе и найти отличия этих пород от гранулитов в отношении флюидного режима.

В настоящей работе мы будем разделять флюид на «внутренний» и «внешний». Состав и редокс-состояние «внутреннего» флюида определяется составом породы. Минеральный состав породы буферирует состав флюида метаморфическими реакциями, при протекании которых потенциалы компонентов «внутреннего» флюида поддерживаются на вполне определенном уровне, отличающимся в общем случае от величин потенциалов «внешнего» флюида. Компоненты «внутреннего» флюида в этом случае отвечают термину инертный» в понимании Д.С. Коржинского (1973). Поскольку химический состав пород подвергающихся метаморфизму в общем случае разный, то состав «внутреннего» флюида может сильно изменяться по потенциалам воды, углекислоты, степени окисленности, содержаниям метана, фтора, хлора или других компонентов. «Внешний» флюид поступает в породу по системе пор и трещин извне - из мантии или другого внешнего источника. Состав «внешнего» флюида значительно более выдержан относительно состава «внутреннего» флюида. Если потенциалы некоторых компонентов «внешнего» флюида задаются (наводятся) на породу, то эти компоненты в понимании Д.С. Коржинского (1973) отвечают термину «вполне подвижный». Очевидно, что генезис «внешнего» и «внутреннего» флюида различен. Как будет показано ниже, разные методы определения состава флюида имеют отношение к разным генетическим типам флюида. Учет этого обстоятельства позволяет разработать непротиворечивую модель флюидного режима для метаморфических пород амфиболитовой фации ДССО.

5.1 ИНФОРМАТИВНОСТЬ ПРИМЕНЯЕМЫХ МЕТОДИК ПО ОЦЕНКЕ СОСТАВА

ФЛЮИДА

Реконструкцию состава метаморфогенного флюида была произведена на основе четырех методов: метода расчета реакций по равновесиям минералов, включающих кислород, воду, углекислый газ или другие летучие компоненты (1); методов термодегазации (2) и электрохимии (3); метода моделирования минеральных ассоциаций на основе принципа минимизации потенциала Гпббса (4). Кратко рассмотрим основные особенности этих методов в отношении информативности и способности оценить состав внешнего и внутреннего метаморфогенного флюида.

Метод расчета минальных реакций или метод стехиометрического формализма представляет собой классический петрологический метод для оценки парциальных давлений летучих компонентов (Перчук, 1973; Перчук, Рябчиков, 1976). При всех достоинствах этот метод однако имеет существенные ограничения в своем практическом применении. Например, хорошим оксибарометром в зонах гранулитового метаморфизма является минеральный парагенезис ортопироксен-кварц-магнетит. Рассчитывая потенциал кислорода по этому равновесию, мы будем всегда получать величину фугитивности кислорода выше буфера ССО, поскольку ортопироксены любой железистостп в ассоциации с кварцем и магнетитом при средних и повышенных давлениях метаморфизма устойчивы только выше буфера ССО. В бимннеральных и, вероятно, более восстановленных парагенсзисах ортопироксен-кварц и ортопироксен-магнетит рассчитать потенциал кислорода методом фазового соответствия невозможно.

Если «внешний флюид» будет значительно восстановлен (на буфере ССО и ниже), то мы не сможем оценить величину его восстановленности по ассоциации ортопироксен-кварц-магнетит. Если пользоваться только методом реакций, невозможно понять - к какому именно флюиду относятся оценки парциальных давлений компонентов - «внешнему» (региональному) или «внутреннему» (локальному). Кроме того, сам набор минеральных фугометров в фазовом соответствии ограничен, а для основных - богатых кальцием пород — амфиболитов или амфибол-пироксеновых сланцев, столь распространенных в породах ДССО, отсутствуют вообще. Поэтому в конкретной геологической ситуации оценка состава именно «внешнего» флюида в региональном смысле методом фазового соответствия представляет иногда очень сложную или даже невыполнимую задачу.

Методами газовой хроматографии (термодегазации) и электрохимии (основанному на экспериментальном измерении потенциала кислорода в закрытой системе минерал - флюид или порода - флюид), в отличие от метода фазового соответствия, можно оценить состав и окислительный потенциал флюида почти в любом образце горной породы. Но интерпретация данных, полученных этими методами, неоднозначна, поскольку захват флюида минералами, видимо, происходит не только в процессе кристаллизации, но и на регрессивной стадии метаморфического процесса, когда при декомпрессии происходит перестройка состава флюида. Таким образом, флюид, анализируемый методами хроматографии и электрохимии, может претерпеть значительные изменения и отличаться по составу от того, «внешнего» флюида, который был в породах на пике метаморфизма.

Метод физико-химического моделирования на основе подхода выпуклого программирования, реализованный в ПК «Селектор-С», в оценке состава флюида обладает более широкими возможностями, сравнительно с методом фазового соответствия. Так, например, мы показали возможность оценки потенциала кислорода в различных минеральных ассоциациях гранулитовой фации метаморфизма независимо от того, присутствует ли в них магнетит, ильменит или графит и установили, что «внешний» флюид, при котором осуществлялся метаморфизм гранулитовой фации, формировался в поле устойчивости графита (Авченко и др., 2007). Однако, и этот перспективный метод далеко не всегда может дать точную и правильную оценку состава «внешнего» флюида.

Тем не менее, если пользоваться всеми четырьмя методами при анализе флюидного режима метаморфизма, то можно получить новую и интересную информацию в отношении состава именно «внешнего» метаморфогенного флюида, что даст возможность выявить характерные, свойственные ДССО особенности метаморфизма в отношении флюидного режима. Перейдем к анализу полученных данных по флюидному режиму ДССО, причем вначале рассмотрим данные хроматографии и электрохимии.

5.2 ОБСУЖДЕНИЕ ДАННЫХ ХРОМАТОГРАФИИ И ЭЛЕКТРОХИМИИ

Методика хроматографичееких и электрохимических исследований описана во Введении. Обсуждение результатов исследований приведено в работах (Авченко и др., 1999; Авченко и др., 2000; Авченко и др., 2002).

Все расчеты газовых смесей производили на ПК «Селектор-С». Задача расчета равновесной смеси газов методом минимизации является одной из простейших при решении ее при помощи «Селектора-С», причем формировать задачу можно как угодно - помимо собственно газов, из базы данных Р. Рида и др. (1982) можно включать твердые фазы (графит) или любые углеводороды. Входные данные для задачи — состав смеси по хроматографическим данным и температура эксперимента. Выходное решение дает состав равновесной смеси и величину потенциалов кислорода, углерода и водорода при данной температуре. Сравнение компонентных составов расчетной и экспериментальной газовых смесей позволяет выяснить равновесность или неравновесность газовой смеси при температуре эксперимента (расчета).

Основной фактический материал хроматографичееких исследований по минералам и породам приведен в таблице 5.1, а некоторые усредненные данные показаны в таблице 5.2. Из них видно, что помимо воды и углекислого газа, во всех фракциях присутствуют водород, метан и окись углерода, причем резко преобладающим компонентом флюида является НгО. Оказалось, что Н2О и СО2 в минералах присутствуют в значительно меньших количествах, чем в горных породах. Это объясняется, вероятно, присутствием вторичных минералов в мнкротрещинах горных пород. Поэтому интерпретация данных хроматографии была проведена только по минеральным флюидам.

Расчет всех имеющихся хроматографичееких данных по программе «Селектор-С»

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Джугджуро-Становая складчатая область представляет собой сложную мозаичную структуру. Метаморфические породы амфиболитовой фации, занимающие значительную часть ДССО, первично являлись вулканическими и осадочными породами, накопленными по разным оценкам в период от 2.8 до 1.9 млрд. лет (Nutman et al., 1992; Ларин и др., 2004; Ларин и др., 2006). Изучение геохимии метавулканитов показало, что в формировании этих пород принимали участие различные магматические источники. Характер распределения микроэлементов позволяет сделать вывод, что в период «станового» вулканизма на охваченной им территории существовали геодинамические обстановки, подобные современным срединно-океаническим хребтам, островным дугам, континентальным окраинам и океаническим островам.

Проведенное исследование выявило чрезвычайно интересную специфику условий метаморфизма метаморфических пород амфиболитовой фации ДССО в отношении величины лнтостатического давления и особенностей флюидного режима. Так, установлено, что метаморфизм данных пород совершался при значительных вариациях давления - от 7 до 13 кбар, но в условиях близких температур - 620-730°С, причем метаморфогенный флюид был существенно водным по своему составу. Это свидетельствует о значительных и резких отличиях «амфиболитового метаморфизма» ДССО от условий метаморфизма гранулитов юга Алдано-Станового щита. Следует особо подчеркнуть, что наиболее высокобарические породы амфиболитовой фации ДССО не уступают и даже превосходят по глубинности гранулиты Алдано-Станового щита, т.е. не могут быть их продолжением в едином стратиграфическом разрезе.

Установленные особенности метаморфизма пород амфиболитовой фации ДССО позволяют предполагать, что метаморфизм их был вызван гигантской коллизией, в результате которой произошла аккреция микроконтинентов, слагающих нынешнюю Джугджуро-Становую складчатую область, и Алданского щита на рубеже 1.9 млрд. лет. Возможно, что повышенные давления метаморфизма амфиболитовой фации свидетельствуют в пользу подцвигания изученных пород под гранулиты Алданского щита (Александров и др., 2002; Авченко и др., 2003). С этой точки зрения фрагменты гранулитовых пород внутри Джугджуро-Становой складчатой области являются не ее фундаментом, а наоборот -реликтами бывшей архейской кровли, находившейся над погружающимися блоками протопород ДССО.

Погружение протопород ДССО происходило главным образом с юга на север, что приводило к появлению магматических расплавов в наиболее опущенных зонах, а затем к подъему и внедрению этих расплавов в древнюю кору Алданского блока архейского возраста, вызывая ее повторный гранулитовый метаморфизм и переплавление. В бассейне р. Алдан хорошо задокументирован протерозойский чарнокитовый магматизм и гранулитовый метаморфизм этого же возраста (Frost et al., 1998). Собственно метаморфизм амфиболитовой фации ДССО осуществлялся, однако, только в верхних горизонтах погружающейся плиты, географически южнее современного положения Алданского блока, но он проходил под литостатической нагрузкой ранее сформированной гранулитовой коры, что и обусловило повышенные величины литостатического давления в породах ДССО. Перекристаллизация вышележащих гранулитов ограничивалась зонами фильтрации флюидов, поступающих из мантии или подстилающих образований. Эта повторная перекристаллизация гранулитов юга Алданского щита хорошо документирована (Шемякин и др., 1998). Таким образом, события, послужившие причиной протерозойского метаморфизма ДССО, являются частью глобальных процессов, связанных с образованием суперконтинентов при коллизии более мелких блоков континентальной коры на рубеже 1.9 млрд. лет.

Для более достоверного обоснования предложенной модели тектонических процессов, обусловивших глобальные преобразования Алдано-Станового щита в протерозое, и уточнения более ранней его истории, необходимы дополнительные детальные геотермобарометрические, геохимические и геохронологические исследования всей территории Джугджуро-Становой складчатой области, являющейся по нашему мнению ключевой структурой в составе щита.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Александров, Игорь Анатольевич, Владивосток

1. Авченко О.В. Проблемы интерпретации оценок давления и температуры, основанных на минералогических геотермобарометрах // Изв. АН СССР. сер. геол. 1986. №10. С. 19-28.

2. Авченко О.В. Минеральные равновесия в метаморфических породах и проблемы геобаротермометрии. М.: Наука, 1990. 182 с.

4. Авченко О.В., Лаврик С.Н., Александров И.А., Веливецкая Т.А. Изотопная гетерогенность по углероду метаморфогенного флюида // ДАН. 2004. Т. 394. №3. С. 368371.

5. Авченко О.В.,. Худоложкин В.О, Коновалова Н.П.,. Барннов Н.Н. Восстановленные, богатые углеродом флюиды Сутамского метаморфического комплекса // Геохимия. 1998. №8. С. 831-841.

6. Авченко О.В., Чудненко К.В., Худоложкин В.О, Александров И.А. Окислительный потенциал и состав метаморфогенного флюида как решение обратной задачи выпуклого программирования // Геохимия. 20076. Том 45, №5, С. 547-558

7. Александров И.А. Опыт петрохимической реконструкции первичной природы метаморфических пород на примере образований станового комплекса // Владивосток: «Дальнаука». Геодинамика и металлогения. Редактор: А.И. Ханчук. 1999. С. 219-223.

8. Александров И.А. Высокобарический метаморфизм амфиболитовой фации Джугджуро-Стапового блока (Восточная Сибирь) // Тихоокеанская геология. 2005а. Том 24, №6 С. 88-100.

9. Александров И.А., Авченко О.В. Сравнительная термобарометрия метаморфических комплексов и геодинамическая модель взаимоотношения Алданского и Джугджуро-Станового блоков Алдано-Станового щита // Тихоокеанская геология. 2002. Том 21, №5 С. 3-14.

10. Аранович Л.Я. Минеральные равновесия многокомпонентных твердых растворов. М.: Наука, 1991.256 с.

11. Гаврикова С.Н., Гирнис А.В., Николаева Л.Л., Орлов В.Н. Геохимия и петрогенезис докембрийских метабазитовых пород восточной части Становой области, Восточная Сибирь. Петрология, 1995. Т. 3, №4, С. 420-439.

12. Геря Т.В. Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия // Диссертация на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук. 2002. МГУ.

13. Дзевановский Ю.К. Геология западной окраины хребта Станового. Бюлл. ВСЕГЕИ, 1958, №1. С. 21-27.

14. Карпов И.К. Физико-химическое моделирование в геохимии. Новосибирск: Наука, 1981. 246 с.

15. Карпов И.К., Чудненко К.В., Кулик Д.А., Авченко О.В., Бычинский В.А. Минимизация энергии Гиббса в геохимических системах методом выпуклого программирования // Геохимия, 2001. № 11. С. 1207-1219.

16. Карсаков Л.П. Глубинные гранулиты. М.: Наука, 1978. 151 с.

17. Карсаков Л.П. Становая складчатая система, ее границы, структурно-вещественные комплексы // Современные тектонические концепции и региональная тектоника СССР. Якутск: СО АН СССР. 1980. С. 142-144.

18. Карсаков Л.П. Раннедокембрнйские комплексы в структуре Восточной Азии // Диссертация в виде научного доклада на соискание ученой стспспи доктора геол.-мин. наук. Хабаровск. 1995. 88 с.

19. Кастрыкина В.М. Метаморфизм центральной части Джугджуро-Становой складчатой области // Метаморфизм раннего докембрия в районе БАМ. Л. 1983. С. 140-163.

20. Кастрыкина В.М., Кастрыкин Ю.П., Ельянов А.А. Геологическое строение и металлогенические особенности докембрийских образований Нююкинско-Тындинского участка БАМ // Докембрийские комплексы зоны БАМ. Владивосток, 1979, С. 55-71.

21. Кастрыкина В.М., Емельянов А.А. Стратиграфия станового комплекса Нюкжинско-Тындинского междуречья и проблема структурно-фациально зональности Джугджуро-Становой складчатой области. В кн.: Ранний докембрий Алданского массива и его обрамления. Л., 1985.

22. Кац Я.Г. К вопросу о стратиграфии архея юго-запада Алданского щита. Труды ВАГТ, 1962, вып.8, с. 120-142.

23. Козырева И.В. Гранатовые амфиболиты Удско-Майского грабена // Петрология и петрохимия магматических и метаморфических пород Дальнего Востока. Владивосток. 1975, С. 209-231.

24. Козырева И.В. Петрология Удско-Майского грабена // Диссертация на соискание ученой степени кандидата геол.-мин. наук. Владивосток. 1975.

25. Козырева И.В., Авченко О.В., Мишкин М.А. Глубинный метаморфизм позднеархейских вулканогенных поясов. М.: Наука. 1985. 165 с.

26. Коржннский Д.С. Теоретические основы анализа парагенезисов минералов. М.: Наука, 1973, 287 с.

27. Коржннский Д.С. Геологические предпосылки минерально-сырьевой базы Алданского горно-промышленного района. 1952. Тр. Якутск, компл. эксп. СОПС АН СССР, вып. 1.

28. Коржннский Д.С. Докембрий Алданской плиты и хребта Станового. 1939. Стратиграфия СССР, т. I. Госгеолтехиздат, М.

29. Коржннский Д.С. Закономерности ассоциаций минералов в породах архея Восточной Сибири. 1945. Тр. ИГН АН СССР, вып. 61, петрогр. сер., №21.

30. Коржннский Д.С. Пересечение Станового хребта по Амуро-Якутской магистрали и его геологические комплексы. 1935. Тр. ЦНИГРИ, вып. 41.

31. Кориковский С.П. Метаморфизм, гранитизация и постмагматические процессы в докембрии Удокано-Становой зоны. М.: Наука, 1967. 298 с.

32. Курепип В.А. Термодинамика минералов переменного состава и геологическая термобарометрия. Киев, Наукова Думка. 1981. 160 с

33. Легенда Джугджурской серии листов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200 ООО (издание второе). Хабаровск. 1998 .

34. Легенда Становой серии листов Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200 000 (издание второе). Благовещенск. 1998 .

35. Летников Ф.А., Гантимурова Т.П. К проблеме информативности флюидных компонентов, заключенных в горных породах и минералах // Петрология флюидно-силикатных систем. Новосибирск: Наука, 1987. С. 4-22.

36. Летников Ф.А., Шкарупа Т.А. Методическое руководство по хроматографическому анализу воды и газов в горных породах и минералах. Иркутск: ИЗК СО АН СССР, 1977. 24 с.

37. Маракушев А.А. Петрология метаморфических горных пород. М.: Издательство МГУ, 1973. 321 с.

38. Мошкин В.Н. Стратиграфия докембрия зоны Становика-Джугджура // Геологическое строение СССР. М.: Госгеолтехиздат, 1958, т. 1, С. 128-130.

39. Неймарк Л.А., Искандерова А.Д., Чухонин А.П., Миронюк Е.П., Ронина Е.Е. Об архейской возрасте метаморфических пород Станового хребта (по данных уран-свинцового метода) // Геохимия, 1981. №9. С.1386-1396

40. Неймарк Л.А., Ларин A.M., Овчинников Г.В., Яковлева С.В. Уран-свинцовый возраст анортозитов Джугджура//ДАН, 1992, т. 323, №3. С. 514-518.

41. Панчепко И.В. Геология и эволюция метаморфизма нижнедокембрийских комплексов Станового щита. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1985. 152 с.

42. Перчук Л.Л. Взаимосогласоваиие некоторых Fe-Mg-геотермометров на основе закона Нернста: Ревизия // Геохимия. 1989. № 5. С. 611-622.

43. Перчук Л.Л. Равновесия породообразующих минералов. М.: Наука. 1970. 391 с.

44. Перчук Л.Л. Термодинамический режим глубинного петрогепеза. М.: «Наука», 1973, 318 с.

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

46. Перчук Л.Л., Рябчиков И.Д. Фазовое соответствие в минеральных системах. М.:Недра. 1976. 287 с.

47. Плюснина Л.П. Экспериментальное исследование метаморфизма базитов. М.: Наука, 1983. 151 с.

48. Решения Четвертого межведомственного регионального совещания по докембрию и фанерозою юга Дальнего востока и Восточного Забайкалья (Хабаровск, 1990)

49. Рид Р., Праусниц Дж., Шервуд Т. Свойства газов и жидкостей. Ленинград: Химия, 1982. 591 с.

50. Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Мазукабзов A.M., Сизых А.И., Буланов В.А. Метаморфизм и тектоника: Учебное пособие. М: Интермет Инжиниринг. 2001. 216 с.

51. Судовиков Н.Г., Глебовицкий В.А., Другова Г.М., Крылова М.Д., Неелов А.Н., Седова И.С. Геология и петрология южного обрамления Алданского щита. JL: «Наука». 1965. 290 с.

52. Суханов М.К., Журавлев Д.З. Sm-Nd датирование докембрийских анортозитов Джугджура//ДАН, 1989, т. 304, №4. С. 964-968.

53. Фролова Н.В. Предполагаемое строение архейского фундамента юга-востока Восточной Сибири // Изв. АН СССР, серия геол. 1962, №8.

54. Чудненко К.В., Авченко О.В., Александров И.А. Оценка условий образования минеральных метасистем методом термодинамического моделирования // ДАН. 20076. Том 416, №4, С. 538-542.

55. Шарова О.И., Александров И.А., Авченко О.В. Первая находка минерала серебра в метаморфических породах станового комплекса// ДАН. 2008. Том 418, № 5, С. 683-685.

56. Шемякин В.М., Глебовицкий В.А., Бережная Н.Г и др. О возрасте древнейших образований Сутамского блока (Алданский гранулито-гнейсовый ареал) // Докл. РАН. 1998, Т.360, № 4, с. 526-529.

57. Шульдинер В.И., Панченко И.В. Высокотемпературные гранулиты бассейна р. Нюкжи (Становая складчатая область) // Изв. АН СССР, Сер. Геол., 1982, №9, С. 40-47.

58. Armbruster Т. et al. Recommended nomenclature of epidote-group minerals // European Journal of Mineralogy, 2006. V. 18, pp. 551-567.

59. Blundy J.D, Holland T.J.B. Calcic amphibole equilibria and a new amphibole-plagioclase geothermometer// Contributions to Mineralogy and Petrology, 1990, v. 104. p. 208-224.

60. Crawford A.J., Falloon T.J., Green D.H. Classification, pedogenesis and tectonic setting of boninites, in: A.J. Crawford (Ed.), Boninites and Related Rocks, Unwyn Hyman, London, 1989, pp. 1-49.

61. Danyushevsky L.V., Sobolev A.V., Falloon T.J. North Tongan high-Ca boninite petrogenesis: the role of Samoan plume and subduction zone-transform fault transition. J. Geodyn. 1995, vol. 20, pp.219-241.

62. Darken L.S. Thermodynamics of binary metallic solutions // Trans. M. Metal. Soc. AIME. 1967. Vol. 239, N1. P. 90-96.

63. De La Roche H., Leterrier J., Grandclaude P., & Marchal M. A classification of volcanic and plutonic rocks using RlR2-diagram and major element analyses its relationships with current nomenclature. Chem. Geol, 1980, Vol. 29, pp. 183-210.

64. Eckert, J.O., Newton, R.C. and Kleppa O.J. The ДН of reaction and recalibration of gamet-pyroxene-plagioclase-quartz geobarometers in CMAS system by solution calorimetry // American Mineralogist, 1991. V. 76, pp. 148-160

65. Eugster H.P., Albee A.L., Вепсе A.E., Thompson J.B., Waldbaum D.R. The two-phase region and excess mixing properties of paragonite-muscovite crystalline solutions // J. Petrology, 1972, vol.13, N.l, P. 147-179.

66. Ferry J.M. P, T, fC02 и fH20 during metamorphism of calcareous sediments in the Waterville-Vasslboro area, southccntral Maine // Contribs. Miner, and Petrol. 1976, vol.57, № 2, p. 119145.

67. Franz G. and Selverstone J. An empirical phase diagram for the clinozoisite-zoisite transformation in the system СагА^гОпСОН) -Ca2Al2Fe3+Si30i2(0H) // American Mineralogist, 1992. V. 77, pp. 631-642.

68. Frost B.R., Avchenko О. V., Chamberlain K.R., Frost C. D. Evidence for Proterozoic remobilization of the Aldan shield and implications for Proterozoic plate tectonic reconstructions of Siberia and Laurentia // Precambrian Res., 1998. V.89. p. 1-23.

69. Graham, С. M. and Powell, R. A garnet-hornblende geothermometer: calibration, testing and application to the Pelona Schist, Southern California 11 J. metamorphic Geol. 1984 v.2, p.13-31.

70. Greenwood H.J. Buffering of pore fluids by metamorphic reactions // Amer. Journ. Sci., 1975, vol. 275, p.573-593.

71. Hackler, R.T., Wood, B.J. Experimental determination of Fe and Mg exchange between garnet and olivine and estimation of Fe-Mg mixing properties in garnet // Amer. Mineral. 1989. v.74. p. 994-999.

72. Hartlaub R. P., Heaman L. M., Ashton К. E., Chacko T. The Archean Murmac Bay Group: Evidence For A Giant Archean Rift In The Rae Province, Canada. Prec. Research, 2004, vol. 131,3-4, pp. 345-372

73. Holdaway M.J. Application of new experimental and garnet Margules data to the garnet-biotite geothermometer//American Mineralogist, 2000, v.85. pp. 881-892.

74. Holdaway, M. J. Recalibration of the GASP geobarometer in light of recent garnet and plagioclase activity models and versions of the garnet-biotite geothermometer // American Mineralogist, 2001. V. 86, pp. 1117-1129.

75. Holland Т., Blundy J. Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry // Contributions to Mineralogy and Petrology, 1990, v.l 16. p. 433-447.

76. Holland T.J.B., Powell R. Plagioclase feldspars: activity-composition relations based upon Darken's Quadratic Formalism and Landau theory // American Mineralogist. 1992. V. 77. P. 53-61.

77. Holland, T.J.B., Powell, R. An internally consistent thermodynamic data set for phases of petrological interest // Journ. Metamorphic Geol., 1998, 16, 309-343.

78. Hollings P. Archean Nb-enriched basalts in the northern Superior Province // Lithos, 2002, 64, pp. 1-14

79. Irvine T.N. and Baragar W.R.A. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Can. J. Earth Sci., 1971, Vol. 8, pp. 523-548.

80. Jensen L.S. A new cation plot for classifying subalcalic volcanic rocks. Ontario Div. Mines. Misc. Pap. 1976. 66 p.

81. Keirich R., Polat A., Wyman D., Hollings P. Trace element systematics of Mg-, to Fe-tholeiitic basalt suites of the Superior Province: implications for Archean mantle reservoirs and greenstone belt genesis // Lithos, 1999a, 46, pp.163-187

82. Kerrich R., Wyman D. A., Fan J., Bleeker W. Boninite series: low Ti-tholeiite associations from the 2.7 Ga Abitibi greenstone belt //Earth Planet. Sci. Lett. 1998, vol.164, pp.303-316

83. Kohn, M.J., Spear, F.S. Two new geobarometers for garnet amphibolites, with applications to southeastern Vermont// American Mineralogist, 1990, v.75. pp. 89-96.

84. Krogh Ravna E. Distribution of Fe2+ and Mg between coexisting garnet and hornblende in synthetic and natural systems: an empirical calibration of the garnet-hornblende Fe-Mg geothermometer // Lithos, 2000a, Vol. 53, p. 265-277.

85. Krogh Ravna, E. The garnet-clinopyroxene Fe2+-Mg geothermometer: an updated calibration // Journal of Metamorphic Geology, 2000b, v. 18,211-219.

86. Laird J. and Albee A.L. Pressure, temperature, and time indicators in mafic schist: their application to reconstructing the polymetamorphic history of Vermont // American Journal of Science, 1981, V. 281, pp. 127-175.

87. Le Bas M.J. IUGS Reclassification of the High-Mg and Picritic Volcanic Rocks. J. Petrology, 2000, Vol. 41, pp. 1467-1470.

88. Leake B.E. et al. Nomenclature of Amphiboles: Report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Mineral Names // The Canadian Mineralogist, 1997. V. 35, pp. 219-246.

89. Massonne H.J. and Schreyer W. Phengite geobarometry based on the limiting assemblage with K-feldspar, phlogopite, and quartz // Contributions to Mineralogy and Petrology, 1987. V. 96, pp. 212-224.

90. McDonald G.A. and Katsura T. Chemical composition of Hawaiian lavas. J. Petrol., 1964, Vol. 5, pp. 83-133.

91. McDonough W.F., Sun S.-s. The composition of the Earth. Chemical geology. 1995, vol. 120. pp. 223-253.

92. Middlemost E.A.K. Naming materials in the magma/igneous rock system. Earth Sci. Rev., 1994, Vol. 37, pp. 215-224.

93. Newton R.C. Fluids of Granulite Facies Metamorphism. In: Fluid-Rock Interaction during Metamorphism. 1986. Edited by John V. Walther and Bernard J. Wood. Springer-Verlag, New York, Berlin, Heidelberg, Tokyo. 218 P.

94. Nutman, A.P., Chernyshev, I.V., Baadsgaard, H., Smelov, A.P. The Aldan Shield of Siberia, USSR: the age of its Archean components and evidence for widespread reworking in the mid-Proterozoic. Precambrian Res., 1992, v.54, pp. 195-210.

95. Polat A., Hofmann A.W., Rosing M.T. Boninite-like volcanic rocks in the 3.7-3.8 Ga Isua greenstone belt, West Greenland: geochemical evidence for intra-oceanic subduction zone processes in the early Earth // Chemical Geology, 2002, 184, pp.231-254

96. Polat A., Kerrich R., Wyman D.A. The late Archean Schreiber-Hemlo and White River-Dayohessarah greenstone belts, Superior Province: collages of oceanic plateaus, oceanic arcs, and subduction-accretion complexes // Tectonophysics, 1998, 289, pp.295-326

97. Powell R. & Holland T. Course Notes for "THERMOCALC Workshop 2001: Calculating metamorphic Phase Equilibria" (on CD-ROM). 2001. (доступно в Интернете -http://www.earthsci.unimelb.edu.au/tpg/thermocalc/)

98. Powell R. & Holland T. Relating formulations of the thermodynamics of mineral solid solutions: Activity modeling of pyroxenes, amphiboles, and micas // American Mineralogist, 1999. V. 84, p. 1-14.

99. Powell, R. Regression diagnostics and robust regression in geothermometer/geobarometer calibration: the garnet-clinopyroxene geothermometer revisited // J. metamorphic Geol. 1985. v.3, p. 231-243.

100. Powell, R., and Holland, T.J.B. Optimal geothermometry and geobarometry // Amer. Mineral., 1994, v.79. No.l& 2, pp. 120-134.

101. Rieder M. et al. Nomenclature of micas // Mineralogical Magazine, 1999, V. 63, pp. 267-279.

102. Robinson P. The eye of the petrographer, the mind of the petrologist // American Mineralogist, 1991, V. 76, pp. 1781-1810.

103. Rock N.M.S. Summary Statistics in Geochemistry: A study of the Performance of Robust Estimates. Mathematical Geology. 1988, V. 20, №3, pp. 243-275.

104. Rogers, J.J.W., Santosh, M. Configuration of Columbia, a Mesoproterozoic Supercontinent // Gondwana Res. 2002. V. 5, pp. 5-22.

105. Rollinson H. R. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Essex: London Group UK Ltd., 1995. 352 p.

106. Sato M. An electrochemical measurement and control of oxygen fugacity and other gaseous fiigacities with solidelcctrolite sensors // Research techniques for high pressure and high temperature. В.: Springer-Verlag, 1971. P. 43-101.

107. Smithies R.H., Van Kranendonk M.J., Champion D.C. The Mesoarchean emergence of modern-style subduction // Gondwana Research, 2007, 11, pp.50-68

108. Smithies, R. H., Champion, D. C. and Sun, S.-S. The case of Archaean boninites // Contrib. Mineral. Petrol. 2004, vol. 147, pp.705-721.

109. Sobolev A. V., Danyushevsky L. V. Petrology and geochemistry of boninites from the north termination of the Tonga trench: constraints on the generation conditions of primary high-Ca boninite magmas ; J. Petrol. 1994, vol.35, pp.1183-1211.

110. Srivastava, R. K. Geochemistry and pedogenesis of Neoarchaean high-Mg low-Ti mafic igneous rocks in an intracratonic setting, Central India craton: Evidence for boninite magmatism // Geochemical Journal, 2006, Vol. 40, pp. 15-31.

111. Stipska P. and Powell R. Constraining the P-T path of a MORB-type eclogite using pseudosections, garnet zoning and garnet-clinopyroxene thermometry: an example from the Bohemian Massif// Journal of Metamorphic Geology, 2005. V. 23, pp. 725-743.

112. Stowell H.H. and Stein E. The significance of plagioclase-dominant coronas on garnet, Wenatchee block, Northern Cascades, Washington, U.S.A. // Canadian Mineralogist, 2005. V. 43, pp. 367-385.

113. Thirlwall M.F., Smith Т.Е., Graham A.M, Theodorou N., Hollings P., Davidson J.P., Arculus R.J. High Field Strength Element Anomalies in Arc Lavas: Source or Process? // Journal of Petrology, 1994, Vol. 35, pp.819-838.

114. Ulmer G.C., Rosenhauer M., Woermann E. Applicability of electrochemical oxygen fugacity measurements to geothermometry// Amer. Miner. 1976. V. 61. P. 653-660.

115. Vernon R.H., White R.W. and Clarke G.L. False metamorphic events inferred from misinterpretation of microstmctural evidence and P-T data // Journal of Metamorphic Geology, 2008. V. 26, pp. 437-449.

116. Wilson M. Igneous pedogenesis. A global tectonic approach. 1991. Harper Collins Academic. 466 pp.

117. Wood B.J., Banno S. Gamet-orthopyroxene and orthopyroxene-clinopyroxene relationships in simple and complex systems // Contrib. Mineral. Petrol. 1973. V. 42 . P. 109-124.

118. Wu, C.-M, Zhang, J. and Ren, L.-D. Empirical Garnet-Biotite-Plagioclase-Quartz (GBPQ) Geobarometry in Medium- to High-Grade Metapelites // Journal of Petrology, 2004. v. 45, pp. 1907-1921.

119. Yoder H.S. and Tilley C.E. Origin of basalt magmas: an experimental study of natural and synthetic rock systems. J. Petrol., 1962, Vol. 3, pp. 342-532.

120. Zenk M. and Schulz B. Zoned Ca-amphiboles and related P-T evolution in metabasites from the classical Barrovian metamorphic zones in Scotland // Mineralogical Magazine, 2004, V. 68, pp. 769-786.

Информация о работе

Александров, Игорь Анатольевич
кандидата геолого-минералогических наук
Владивосток, 2008
ВАК 25.00.04

Диссертация

Термобарометрия, флюидный режим и состав протолитов метаморфических пород амфиболитовой фации Джугджуро-Становой складчатой области - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы