WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

загрузка...
   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 |

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

На диаграмме (a) видно, что минимуму температуры на верхнем тренде (D2/M2) соответствует максимум температуры на нижнем тренде (D3/M3). Это значит, что преобразование породы в ходе события D3/Мпроизошло в результате изобарического нагрева на ~120о предположительно ~600 млн. лет спустя после первого деформационно-метаморфического (D2/М2) события в условиях гранулитовой фации метаморфизма;

б –коронарная структура по реакции Grt+Qtz = > Opx2 + Crd2 (1) в метапелите JС1; в – Р-Т тренд метапелита Т73 из структуры Баккликраал; г– микрофотография (николи скрещены) шлифа метапелита Тиллюстрирует почти полную псевдоморфозу кордиерита (Crd2+Qtz) по первичному гранату (Grt1+Sil+Qtz) как продукт реакции Grt1+Sil+Qtz=>Crd2 (2) в ходе изобарического нагрева породы. Вставка в нижней части рис.

в иллюстрирует изохрону по гранату из обр. Т73. Для обр. JС1 получен смешанный возраст граната, что объясняется образованием реакционной структуры (б) на этапе D3/M3.

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

III.2.3.2. Гранулиты района г. Мусина Пик метаморфических событий наиболее полно отражен в некоторых образцах метапелитов из района г. Мусина и, прежде всего, в образце TOV13. Зональностью гранатов практически зафиксированы все стадии метаморфизма. В изученных породах по fl fl реакции Grt+Kfs+H2O = Bt+Sil2+Qtz можно определить aH O. Для образца TOV13 aH O = 2 0,0004 T (oC) – 0,1759, что справедливо в интервале 580 - 850°C вне зависимости от fl давления. Для образца 06-19 aH O = 0,0007 T (oC) – 0,2955, что справедливо в интервале - 750°C вне зависимости от давления.

Рис. 4. Р-Т тренды для метапелитов из футляровидной складки Шанзи (обр. TOV13) и «поперечной складки» fl Кемпбелл (обр. 06-19) в окрестностях г. Мусина. Изоплеты для каждого образца рассчитаны при aH O, заданном соответствующими уравнения (см. текст) Grt Crd На рис. 4 видно, что тренд пересекает изоплеты NMg, но почти параллелен изоплете NMg.

Рассчитанный диапазон давления для недеформированного обр. TOV13 (D2/M2) составил Рmax =8,24 кбар при Тmax= 856°С и Рmin = 4,85 кбар при Тmin = 592°С, а для деформированного метапелита 06-19 (D3/M3) Рmax = 4,99 кбар при Тmax = 697 °С и Рmin = 3,45 кбар при Тmin = 575 °С. Сравнение трендов на рис. 4 показывает, что при Р ~ 5 кбар максимальному значению температуры (Тmax) тренда для деформированного гнейса 06-соответствует минимальное значение (Тmin) для тренда недеформированного обр. TOV13.

Переход от первого тренда (TOV13) ко второму (06-19) происходит путем изобарического нагрева (IH).

III.2.3.3. Гнейсы района Булаи В породах района Булаи вообще нет пород с возрастом менее 2,5 млрд. лет (Barton et al, 1994). Следовательно, они образовались на этапе D2/М2 и их тренды должны быть близкими к Р-Т трендам, выведенным для образцов TOV13 и JC1 (см. рис. 3 и рис. 4).

Действительно, по данным Т.В.Гери (1999) верхняя часть обобщенного Р-Т тренда для структуры Булаи имеет такие координаты: Pmax 8 кбар, Тmax 850 оС, и Рmin 5 кбар, Тmin 600°С.

III.2.3.4.Сравнение Р-Т трендов полиметаморфизма для изученных участков Центральной Зоны комплекса Лимпопо Для метапелитов из геологических структур районов г. Олдейз (Бакликраал) и г. Мусина (Шанзи и Кэмпбелл) характерны два Р-Т тренда, отражающие метаморфическую эволюцию пород, сформировавшихся на стадии D2/M2 (недеформированные) и (деформированные) (D3/M3) пород на разных стадиях метаморфизма, что было показано на рис. 3 и рис. 4, соответственно. Легко заметить, что переход от деформационно-метаморфического цикла D2/M2 (~ 2,65 млрд. лет) к циклу D3/M3 (2 млрд. лет) осуществляется при изобарическом нагреве (горизонтальные участки на трендах рис. 5), т.е. без какого-либо геодинамического события. Этот вывод совпадает с результатами структурного и изотопногеохронологического исследования этих пород (Krner et al., 1999; Boshoff et al., 2004, 2006). Все породы с возрастом 2 млрд. лет обладают бластомилонитовыми структурами.

Это предполагает, что повторный высокотемпературный метаморфизм гранулитов Центральной зоны явился следствием одноактного тектонического события, проявившегося в формировании зон пластических деформаций, мощность которых колеблется от микронных размеров до сотен метров. Предполагается также, что эффект вязкого трения в пределах этих зон явился источником термической энергии, вызвавшей повторный высокотемпературный метаморфизм 650 млн. лет спустя после первого метаморфизма гранулитовой фации.

Рис.5. Термальная и динамическая история метаморфизма пород Центральной Зоны комплекса Лимпопо,Южная Африка,записанная в локальных минеральных равновесиях а – в районе г.Олдейз (структура Бакликраал,обр.JC1, стадия D2/M2 и обр. Т73, стадия D3/M3 и б- в районе г. Мусина(структура Шанзи, стадия D2/M2, обр. ТOV13 и структура Кампбелл, стадия D3/M3 обр. 06-19).

На обоих P-T трендах видны участки изобарического нагрева пород, на этапе D3/M3 (2 млрд. лет). Дла сравнения на диаграммы нанесен гнейсовый комплекс Булаи, расположенный вблизи г. Мусина, но не зотронутый повторным высокотемпратурным метаморфизмом 2,6 млрд. лет.

III.3. Сравнение термодинамических условий метаморфизма пород ЦЗ с краевыми зонами комплекса Лимпопо и некоторыми другими гранулитовыми комплексами III.3.1. Краевые зоны комплекса Лимпопо Напомним, что как в Южной, так и Северной Зонах комплекса Лимпопо изотопно датируется лишь один этап гранулитового метаморфизма (D2/М2), ~ 2,68 млрд. лет (например, Kamber, Biino, 1995; Kreissig et al., 2001). По характеру Р-Т трендов среди метапелитов из Южной Зоны комплекса Лимпопо выделяются две группы (Perchuk et al., 1996, 2000): Р-Т тренды декомпрессионного остывания (все три Зоны) и Р-Т тренды субизобарического остывания (пока установлены только в Южной Зоне). Пик гранулитового метаморфизма в Южной Зоне характеризуется такими параметрами: Т = – 870 оС и Р = 7,2 – 8,2 кбар, а пик метаморфизма пород Северной Краевой Зоны комплекса Лимпопо приходится приблизительно на Р = 8 кбар при Т = 720 оС (Табатабаиманеш, 2005).

Как видно на рис. 3, наивысшие параметры пика метаморфизма пока установлены только в породах Центральной Зоны комплекса Лимпопо (стадия D2/М2): Т = 900 оС и Р = 9 кбар.

III.3.2. Токский блок Алданского щита Ортопироксен-силлиманитовые гранулиты Алданского щита сложены ассоциацией Opx+ Sil+Grt+Bt+Pl+Kf+Qtz. Структурные взаимоотношения Opx и Sil свидетельствуют об их одновременной кристаллизации. Для определения Р-Т условий образования Opx-Sil гранулитов из Токского блока использован двуполевошпатовый термометр (Elkins et al., 1990). Поскольку отсутствуют надежные барометры для указанной выше ассоциации, использовалась Р-Т диаграмма минеральных фаций высокотемпературных и высокобарных метапелитов (Spear, 1993). Давление с ее помощью устанавливалось по нижнему пределу стабильности парагенезиса Opx-Sil-Qtz. Определено, что минимальное давление о устойчивости парагенезиса этого парагенезиса при расчетной температуре 880 – 1040 С (водонасыщенная система) составляет ~ 11-12 кбар (Табатабаиманеш, 2005). Это существенно выше пиковых Р-Т параметров, установленных для пород Центральной Зоны комплекса Лимпопо.

III.3.2.3. Лапландский гранулитовый комплекс Лапландский комплекс представляет собой дугообразную структуру, вытянутую в северо-западном направлении более чем на 300 км – от скандинавских каледонид на северо-западе до Сальных тундр на юго-востоке. Мы изучили несколько образцов метапелитов из этого комплекса. Наиболее интересным и информативным оказался обр. 166. Ортопироксен-кордиерит-cиллиманит-гранат-кварцевый кристаллосланец 16-6 имеет нематолепидогранобластовую структуру с элементами пойкилобластовой и полосчатую текстуру. В ряде участков шлифа между гранатам и кварцем наблюдается Opx-Crd симплектит. Гранат имеет регрессивную зональность. Ортопироксен встречается в двух генерациях: Орх1 образующий тонкие, вытянутые червеобразные выделения в симплектите, а изометричные кристаллы Орх2 встречаются во внешней мономинеральной кайме реакционных структур. Ортопироксен каймы (Орх2) всегда менее глиноземистый по сравнению с Орх1. Для расчета Р-Т параметров использован гранат-кордиеритовый термометр и барометр Grt+Qtz = Crd + Opx (Perchuk, 1990). В Лапландском комплексе, где вокруг зерен граната на контакте с кварцем встречаются Crd-Opx симплектиты, пиковые параметры метаморфизма такие: Т = 670 оС и Р = 7,17 кбар.

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

IV.1.1. Модель гравитационного переаспределения Согласно модели гравитационного перераспределения (Перчук, 1993; Perchuk, 1989), докембрийская континентальная кора, сложенная в основном гранит-зеленокаменнами областями и гранулитовыми комплексами, сформировалась как продукт систематического гравитационного упорядочения слоистых вулканогенно-осадочных комплексов под воздействием мантийных флюидно-тепловых потоков («плюмов»). Это заключение следует из всестороннего геолого-петрологического и геохимического тестирования модели гравитационного перераспределения. Численный тест показал (Gerya et al., 2004), что всплывание гранулитовых комплексов среди зеленокаменных областей под воздействием мантийных флюидно-тепловых потоков – единственный из возможных механизмов, который находит взаимосогласованные решения при анализе докембрийских объектов (Перчук, 2004). Процесс гравитационного перераспределения ведет к значительным неоднородностям теплового поля, как в пространстве, так и во времени и характеризуется широкими вариациями Р-Т трендов гранулитов, отражающих траектории их остывания и движения к поверхности. Как следствие, контрастные ID и DC тренды могут быть характерны для разных частей одного и того же комплекса. Однако проблему, типичного для таких комплексов высокотемпературного полиметаморфизма, эта модель не решала.

IV.1.2. Высокотемпературный полиметаморфизм и зоны пластических деформаций В недавней работе (Перчук, 2005) показано, что конфигурация Р-Т тренда в интеграции с изотопной геохронологией позволяет решить не только задачу о природе полиметаморфизма, но и определить механизм эксгумации.

В главе «Петрография» показано, что микроширзоны присущи всем типам пород не только комплекса Лимпопо, но и для многих других гранулитовых комплексов мира. Эти микроширзоны, мощность которых составляет не более 200 микрон, сложены силлиманитом (Sil3), кварцем и биотитом. Их взаимоотношение с недеформированными реакционными структурами остается неясным. Деформационно-метаморфический процесс D2/M2 начался 2.67 млрд. лет тому назад и продолжался более 100 млн. лет, в течение которых обширно проявился гранитный магматизм, захвативший всю площадь комплекса Лимпопо (Krner et al., 1999). Обоснование этапа D3/М3, охватившего лишь Центральную Зону, приведено путем детальных структурных и геохронологических исследований вблизи г. Мусина (Hofmann et al., 1998; Krner et al., 1998, 1999), где широко развиты зоны пластических деформаций, секущиеся недеформированными жилами гранитного состава.

Похожие соотношения наблюдаются в плутоне Булаи (Watkeys, 1983). Нашими исследованиями полиметаморфических гранулитов из Центральной зоны комплекса Лимпопо доказано, что гранулиты деформационно-метаморфического этапа D2/М2 остыли в средней части коры ~ 2,65 млрд. лет тому назад (например, Krner et al., 1999; Boshoff et al., 2004) и не были способны к дальнейшему перемещению в сторону поверхности из-за высокой вязкости. Однако при повторном нагреве, т.е. на этапе D3/M3, их вязкость вновь снизилась, и эксгумация продолжилась спустя 650 млн. лет (van Reenen et al., 2004; Boshoff et al., 2004).

Это доказывается конфигурацией интегральных Р-Т трендов, выведенных для всех трех структур в ЦЗ, петрология которых является предметом нашей диссертации. Во всех случаях Pmin для события D2/М2 приблизительно равно Рmах для события D3/M3 при Т2 >> Т1, на РТ диаграмме наблюдается участок изобарического нагрева (Perchuk, 2005).

Заключение (краткая история формирования комплекса Лимпопо, записанная в локальных минеральных равновесиях) В результате изучения истории пород Центральной Зоны и краевых зон комплекса Лимпопо были сделаны следующие выводы:

Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 |






© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»