Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Общие вопросы и современное состояние изученности геохимии рзэ и редких элементов в минералах 12
1.1. Теоретические основы геохимии РЗЭ и редких элементов в минералах 13
1.2. Методы исследования геохимии РЗЭ и редких элементов в минералах, их возможности и ограничения 31
1.3. Основные этапы развития геохимии РЗЭ и редких элементов в минералах 47
Основные выводы к главе 1 52
ГЛАВА 2. Основные черты геологии изученных метаморфических комплексов 53
2.1. Лапландский комплекс 54
2.2. Беломорский комплекс 61
2.3. Кейвский комплекс 69
2.4. Нюрундуканский комплекс 75
Основные выводы к главе 2 82
ГЛАВА 3. Распределение редкоземельных и редких элементов в метаморфических минералах 83
3.1. Гранаты 84
3.2. Амфиболы 131
3.3. Клинопироксены... 149
3.4. Ортопироксены 165
3.5. Биотиты 176
3.6. Ставролиты 194
3.7. Цирконы 206
Основные выводы к главе 3 210
ГЛАВА 4. Распределение редкоземельных и редких элементов между метаморфическими минералами 212
4.1. Гранат-амфибол 213
4.2. Гранат-клинопироксен 221
4.3. Гранат-биотит 230
4.4. Клинопироксен-ортопироксен 239
Основные выводы к главе 4 251
ГЛАВА 5. Геологические и петрологические проблемы, решаемые на основе геохимии рзэ и редких элементов в минералах метаморфических пород 253
5.1. Равновесие метаморфических минералов 254
5.2. Термобарометрия 263
5.3. Выделение этапов метаморфизма 275
5.4. Последовательность минералообразования 288
5.5. Продолжительность метаморфизма 295
Основные выводы к главе 5 305
Заключение 306
Литература
- Методы исследования геохимии РЗЭ и редких элементов в минералах, их возможности и ограничения
- Кейвский комплекс
- Ортопироксены
- Клинопироксен-ортопироксен
Введение к работе
Актуальность проблемы. Особенности распределения редких и редкоземельных элементов (РЗЭ) в породообразующих минералах используются в качестве основы для решения многих проблем петрогенезиса изверженных пород, особенно в последнее время с внедрением методов локального микроанализа минералов (ионный и протонный микрозонды, лазерная абляция). Распределение РЗЭ и редких элементов в минералах подчиняется закону Генри и является функцией температуры и давления (Green, 1994). Закономерности распределения РЗЭ и редких элементов в минералах из магматических пород широко применяются в определении коэффициентов распределения кристалл-расплав и кристалл-флюид, моделировании процессов плавления и кристаллизации магматических пород, изучении глубинных мантийных процессов и других вопросов петрогенезиса (Griffin et al., 1996; Sobolev, 1996; O'Reilly, Vannucci, 2004).
Изучение поведения РЗЭ и редких элементов в породообразующих минералах показали возможность их приложения к проблемам петрогенезиса метаморфических пород (Scwandt et al., 1996). Однако метаморфические минералы, может быть за исключением граната, все еще недостаточно изучены в отношении распределения редкоземельных и редких элементов (Kretz et al., 1999; Леснов, 2001, 2002). Исследование закономерностей редкоэлементного состава минералов метаморфических пород является принципиально новым научным направлением, поскольку позволяет получать петрогенетическую информацию о метаморфических процессах, не фиксируемую по главным элементам в минералах (Hickmott, 1988).
Варьирующие по химическим свойствам редкие элементы характеризуются широким разбросом содержаний и часто отчетливыми зональными профилями распределения в минералах метаморфических пород и потому являются более чувствительными, по сравнению с главными элементами, индикаторами обстановок кристаллизации, более поздней перекристаллизации и наложенных процессов. Относительно медленные скорости диффузии РЗЭ и редких элементов, их контрастное распределение между метаморфическими минералами, чувствительность на уровне низких концентраций даже к незначительным изменениям температуры и давления и протекающим реакциям позволяют им отражать раннюю метаморфическую историю породы, «стертую» в областях проявления полиметаморфизма (Skublov, 2002).
Состав и характер зональности минералов метаморфических пород по РЗЭ и редким элементам подтверждает значительную роль неравновесных процессов кристаллизации и случаи открытости системы в отношении ряда элементов (Hickmott et al., 1987). Совместное изучение распределения РЗЭ в сосуществующих породообразующих и акцессорных минералах локальными методами позволяет обосновать связь между значениями изотопного возраста и соответствующими им метаморфическими реакциями и параметрами метаморфизма (Vance et al., 2003).
Цель и задачи исследования. Целью данной работы является установление наиболее общих закономерностей поведения РЗЭ и редких элементов в породообразующих минералах в процессах регионального метаморфизма для петрогенетического моделирования. Достижение поставленной цели включает решение следующих задач:
-
Изучение петрологии эталонных метаморфических комплексов, выделение главных этапов метаморфизма и регрессивных изменений.
-
Систематическое изучение особенностей распределения редкоземельных и редких элементов в метаморфических минералах и между сосуществующими минералами из реперных образцов совместно с изучением главных элементов, сравнение с данными предыдущих исследований и, при необходимости, с геохимией РЗЭ и редких элементов в магматических минералах.
-
Оценка влияния на редкоэлементный состав минералов Р-Т параметров метаморфизма, а также состава вмещающей породы.
-
Определение геохимических признаков равновесия метаморфических минералов, возможности использования РЗЭ и редких элементов в целях термобаромет-рии, выделения этапов метаморфизма. Оценка длительности метаморфических процессов в дополнение к геохронологическим исследованиям.
Фактический материал и методы исследования. В основу диссертационной работы положены материалы, полученные автором в процессе петролого-геохимического изучения породообразующих минералов нюрундуканского, лапландского, беломорского и кейвского метаморфических комплексов за период работы с 1990 г. по настоящее время в лаборатории геологии и геодинамики ИГТД РАН. Автор принимал участие в полевых исследованиях этих комплексов, за исключением кейвского. Кроме того, автор использовал в работе материалы и коллекции Г. М. Друговой, Н. Е. Козлова, Т. П. Щегловой, Н. И. Московченко, а также единичные образцы из других районов, предоставленные А. В. Кротовым, Т. А. Мысковой, М. Хубером, Д. В. Доливо-Добровольским и Ш. К. Балтыбаевым.
В основу петролого-геохимических исследований положено: более 500 микро-зондовых анализов минералов, выполненных в ИГТД РАН и ВСЕГЕИ; 250 определений содержания редких элементов в минералах методом количественного спектрального анализа (СПбГУ) на раннем этапе исследований, около 300 определений содержания РЗЭ и редких элементов в минералах на ионном микрозонде Сатеса IMS-4f (ИМИ РАН), методами ИНАА (ИГТД РАН) и ГСР-MS (ФГУП ГДККВ) и более 30 - во вмещающих их породах методами ИНАА (ИГТД РАН) и ГСР-MS (ВСЕГЕИ). U-Pb геохронологическое изучение цирконов выполнено на SHRTMP П в ЦИИ ВСЕГЕИ, а Sm-Nd изотопно-геохимическое исследование гранатов и валовых проб на масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 в ИГТД РАН.
Результаты и выводы диссертационной работы основываются на оригинальных аналитических данных по составу метаморфических минералов, полученных под руководством и при непосредственном участии автора. Кроме того, для сравнительного анализа использованы все доступные литературные источники с данными по распределению РЗЭ в минералах метаморфических пород (около 200 опубликованных работ и более 300 определений содержания РЗЭ в минералах).
Структура и объем работы. В работе рассмотрены теоретические вопросы геохимии РЗЭ и редких элементов в минералах; геология метаморфических комплексов, использованных в качестве фактического материала; закономерности распределения РЗЭ и редких элементов в породообразующих минералах и между ними применительно к решению проблем петрогенезиса. Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы.
Методы исследования геохимии РЗЭ и редких элементов в минералах, их возможности и ограничения
Интенсивные исследования в области геохимии РЗЭ и редких элементов в минералах, которые ведутся в течение последних 20 лет, привели к значительным достижениям в области геохимии и петрологии. Эти исследования сконцентрированы на изучении магматических породообразующих минералов, экспериментальных исследованиях распределения редких элементов в системах кристалл-кристалл, кристалл-расплав и кристалл-флюид. Помимо значительного банка данных по коэффициентам распределения редких элементов между минералом и расплавом, сравнительно недавно была создана теория деформации кристаллической решётки, позволяющая рассчитывать коэффициенты распределения с учетом эластичности и размеров кристаллохимических позиций (Blundy, Wood, 1994). Развитие современных аналитических методов позволило изучить типы и механизмы фракционирования РЗЭ, на настоящий день являющихся основными маркерами геохимических и петрогенных процессов (Bau, Dulski, 2003). Данные по геохимии РЗЭ и редких элементов в минералах несут зачастую единственную информацию о геохимических особенностях литосферной мантии, глубинном метасоматозе, эволюции расплавов, происхождении эклогитов (O Reilly, Vannucci, 2004).
В настоящей главе затронуты вопросы терминологии и особенности геохимии РЗЭ и редких элементов, имеющие отношение к их вхождению в породобразующие минералы; общая сравнительная характеристика методов исследования геохимии минералов и история исследования, рубежи которой соответствуют вводу новых методов, что и определило такую последовательность разделов. Затрагивая огромную область геохимических знаний, мы допускали некоторую схематичность в изложении материала (например, термодинамика редких элементов, характеристика методов исследования), приводя подробные ссылки на первоисточники.
Вопросы терминологии. Среднее число минералообразующих элементов, входящих в эмпирические формулы минералов, составляет 4.7, для сложных силикатов (амфиболов, пироксенов, слоистых силикатов) это число увеличивается до 8 - Са, Mg, Fe, Al, Si, О, H, К или Na (Чесноков, 2000). Такие элементы называются главными (major), их содержание в минерале превышает, как правило, 1 мае. %. На долю главных элементов приходится примерно 96.3 мае. % Земной коры. Редкими (trace) элементами считаются те, которые не влияют на стехиометрию минеральной фазы, а изменение их количества -на стабильность минерала (White, 2001). Содержание редких элементов в минерале как правило не превышает 0.1 мае. % или 1000 ppm (г/т). Нижняя граница содержания редких элементов в минералах сдерживается современным состоянием аналитических методов на уровне десятков ppb - нескольких ppm для различных элементов. Также для редких элементов в литературе используются или использовались менее распространенные синонимы: второстепенные, рассеянные, малые элементы, микрокомпоненты, элементы-примеси и др. В настоящее время к малым (minor) элементам относят элементы с содержанием в интервале 0.1-1.0 мае. %. Примером малых элементов могут служить Ті, Mn, Р, С. Часто малые элементы рассматривают совместно с редкими, не выделяя их в отдельную группу. В настоящей работе мы также не разделяем специально эти группы элементов. Можно сказать, что условной границей между главными и редкими элементами является возможность уверенного определения содержания на стандартном электронном микрозонде. Исследование геохимии редких элементов в минералах требует использования специальных методов, которые будут рассмотрены в следующем разделе.
Естественно, разделение элементов на группы носит условный характер. Для каждого конкретного минерала будут «свои» главные, малые и редкие элементы. Так, для кварца редкими элементами, диагностируемыми современными методами, являются Li, Al, Ті, Na, К, Fe (Mtiller et al., 2003). Для амфибола половина этих элементов будет главными, остальные - редкими и малыми.
Законы распределения редких элементов в минералах. Существует несколько механизмов вхождения редких элементов в минерал-хозяин (Шоу, 1969). Мы не рассматриваем здесь механические примеси минеральных фаз и срастания с другими минералами, а также возможность концентрации редких элементов в микроскопических межзерновых фазах, связанных со специфическими метасоматическими процессами (Condie et al., 2004). Редкие элементы могут присутствовать в минерале в результате следующих процессов:
1. Поверхностная адсорбция, когда чужеродные ионы удерживаются в диффузионном слое на поверхности минерала (Suzuki, 1987). Она важна, если минерал-хозяин представляет собой агрегат очень мелких зерен.
2. Окклюзия примесей с поверхности, в том числе в виде флюидных и расплавных включений, и последующим их перекрытием слоями кристаллической структуры. Окклюзия может играть важную роль при высокой скорости роста минерала (Watson, 1996).
3. Образование твердых растворов - наиболее общий случай, когда редкий элемент замещает главный в регулярной кристаллохимической позиции решетки минерала, менее распространен вариант, когда редкий элемент занимает позицию между регулярными узлами кристаллической решетки минерала-хозяина (Mclntire, 1963). Образование твердых растворов редких элементов в минералах подчиняется законам равновесной термодинамики, что было неоднократно подтверждено наблюдениями над природными системами и экспериментальными работами (Green, 1994; и др.). Изоморфизм может происходить по схемам прямого замещения, двойного замещения и/или создания вакансий (Iiyama, Volfinger, 1976; и др.). Помимо изоморфизма в его классическом понимании также разрабатывается понятие эндокриптии - размещения атомов примесного элемента в реальной несовершенной структуре кристалла-хозяина с учетом дефектов (Таусон, 1998, 2005; и др.).
Распределение редких элементов в минерале и расплаве (растворе), из которого минерал кристаллизуется, подчиняется следующим закономерностям при достижении равновесия в системе (Mclntire, 1963). Фундаментальный закон, который контролирует распределение элемента между сосуществующими фазами, известен как закон Бертело-Нернста или закон Нернста (Berthelot, 1872; Nernst, 1891). Согласно этому закону, при равновесии отношение концентрации редкого элемента (компонента) в твердом теле (в нашем случае минерале) к его концентрации в растворе/расплаве является постоянной величиной. Эта постоянная величина (константа) называется коэффициентом распределения и является функцией температуры и давления, но не концентрации редкого элемента (до определенного предела его содержания). Значение константы также не зависит от наличия других редких элементов (компонентов) в системе до тех пор, пока они присутствуют в малых количествах. Значительные изменения в составе фаз приводят к изменению величины коэффициента распределения. Этот закон был перенесен на распределение редких элементов между сосуществующими минералами, в том числе в метаморфических породах (Kretz et al., 1999; Yang et al., 1999; и др.); и между фенокри-стами и вмещающей их матрицей породы (Schnetzler, Philpotts, 1970).
Закон, установленный У. Генри в 1803 г, который описывает растворимость газа в жидкости, стал позднее известен как частный случай более общего закона Нернста. Закон Генри - при постоянной температуре и невысоких давлениях растворимость газа в данной жидкости прямо пропорциональна давлению этого газа над раствором. Из закона Генри вытекают важные следствия: отношение концентрации растворенного газа в жидкости к концентрации его над раствором при постоянной температуре есть величина постоянная; объем растворенного газа не зависит от внешнего давления, так как с увеличением
Кейвский комплекс
Пироксены из эндербитов попадают в низкобарическое поле, а пироксены из кри-сталлосланцев - в область повышенного давления метаморфизма (Скублов и др., 1999). Бронзиты (группа 1 на рис. 3.4.4) являются наиболее глиноземистыми и магнезиальными, что отражает высокую температуру их образования. Гиперстены второй группы отобраны из сланцев, испытавших в той или иной степени диафторез амфиболитовой фации. Эти гиперстены обогащены Сг, V, Си по сравнению с алюмобронзитами первой группы. Интересен факт, что Ni и Со не имеют значимых нагрузок по второму фактору, который мы интерпретируем как температурный. Данная интерпретация подкрепляется независимыми определениями температуры по двупироксеновым термометрам (Скублов, 1994).
Ромбические пироксены относятся к главным минералам основных кристаллических сланцев лапландского гранулитового комплекса, а также содержатся в группе гранатсодержащих гнейсов и гранитоидах (эндербитах и чарнокитах). По железистости уверенно выделяются три группы ортопироксенов (табл. 3.4.3; Другова и др., 20016): низкожелезистые гиперстены основных сланцев Сальных Тундр (с железистостью F = 17-39%), более железистые гиперстены района р. Явр (F = 36-49%) и наиболее железистые гиперстены сланцев, гнейсов и гранитоидов района р. Лотта (F = 44-55%).
Проведенное ранее исследование распределения редкоземельных элементов в породах лапландского комплекса показало, что среди основных кристаллических сланцев районов рек Явр и Лотта преобладают метатолеиты, в то время как в Сальных Тундрах основные сланцы представлены главным образом метаинтрузивными породами (Вревский и др., 2000). По соотношению суммы MgO и FeO в ортопироксене и его глиноземистости почти все проанализированные гиперстены из пород ЛГП относятся к метаморфическим пироксенам (Rietmeijer, 1983), за исключением трех образцов из Сальных Тундр (С-50, С-58, С-62), которые попадают в переходную область между магматическими и метаморфическими ортопироксенами. Именно эти гиперстены из Сальных Тундр характеризуются самой высокой магнезиальностью, а вмещающие их кристаллические сланцы относятся к метагаббро и метапироксенитам. Глиноземистость ортопироксенов повышается, одновременно с понижением их железистости, от ортопироксенов района р. Лотта к району р. Явр и Сальных Тундр. Из такой закономерности выпадает ортопироксен из кристаллического сланца Сальных Тундр (обр. С-62), наиболее магнезиальный из всех, однако с умеренной глиноземистостью, что связано с его образованием за счет высокомагнезиальной основной породы.
Содержание Сг в ортопироксенах показало отчетливую прямую корреляцию с Ni (рис. 3.4.5), при этом ортопироксены распались на две группы, которые различаются по железистости: наиболее богаты Сг и Ni гиперстены Сальных Тундр, наименее - гиперстены районов рек Явр и Лотта. Образцы из Сальных Тундр, а также из кристаллических сланцев района р. Явр (Я-25, Я-113, 627г) по соотношению Сг и Ni попадают в поле гиперстенов ортопород (Крылова, Галибин, 1980). Величина Cr/Ni также разная в рассматриваемых группах ортопироксенов: для Сальных Тундр она в среднем около 1, для района р. Явр повышается до 1.5-2, для Лоттинской зоны - не превышает 1. Полученные данные укладываются в диапазон значений для ромбических пироксенов из метаморфических пород (Крылова, Климов, 1978), а различия могут быть объяснены неоднородностью параметров гранулитового метаморфизма в изучаемых участках лапландского гранулито-вого комплекса, а также разницей в составе ортопироксенов по главным элементам.
По характеру распределения Мп между сосуществующими пироксенами кристаллические сланцы Сальных Тундр попадают в область значений для комплексов повышенных давлений, а сланцы районов рек Явр и Лотта - в более низкобарическую область (Другова и др., 20016). Для гиперстенов Сальных Тундр также характерны минимальные концентрации Sc, содержание которого в ортопироксене, как и Мп, увеличивается при понижении давления при гранулитовом метаморфизме (Скублов и др., 1999).
Выводы к разделу 3.4. В результате изучения геохимии РЗЭ в ортопироксенах установлено, что общая картина распределения РЗЭ в ортопироксенах из разных регионов остается постоянной и и характеризуется прямой корреляцией суммарного содержания РЗЭ с содержанием в них Са, Mn, Sc, количество которых повышается с понижением давления. Повторяемость профилей распределения РЗЭ подчеркивает стабильность условий кристаллизации минерала в пределах одного региона. Практически все ортопи-роксены имеют отрицательную Eu-аномалию, величина которой несколько варьирует. Заметно отличаются ортопироксены из высокобарических кристаллосланцев лапландского гранулитового пояса от ортопироксенов из нюрундуканского комплекса.
Наиболее информативными элементами в составе ортопироксенов, содержание и соотношение которых определяются условиями кристаллизации метаморфических ортопироксенов, являются из главных элементов Са и А1, а из редких элементов - Mn, Sc, Cr, Ni. С повышением степени метаморфизма отмечается также увеличение магнезиаль-ности ортопироксенов, зависящей и от состава вмещающей породы. При понижении давления метаморфизма происходит увеличение кальциевости и содержания Мп, а также растет содержание РЗЭ, особенно в области средних и тяжелых РЗЭ.
Особенности состава ортопироксенов наиболее информативны при изучении эволюции давления в метаморфических породах гранулитовой фации, поскольку масштаб изменения температуры при кристаллизации не так сильно влияет на их состав.
Биотиты широко распространены в метаморфических породах и устойчивы в диапазоне температур от зеленосланцевой до гранулитовой фации. Биотиты редко бывают зональными, обычно они не сохраняют, подобно гранатам, ростовой (прогрессивной) зональности при повышении степени метаморфизма. При повторном, наложенном, метаморфизме в одних случаях биотиты быстро меняют свой состав в соответствии с новыми Р-Т условиями, в других, наоборот, сохраняют составы, соответствующие более раннему метаморфическому этапу. И в том и другом варианте нарушается равновесие биотитов с сосуществующими минералами в отношении ряда элементов, что вызывает значительный разброс получаемых определений Р и Т. Перечисленные особенности биотитов делают необходимым исследование геохимии биотитов для установления закономерностей распределения в них редкоземельных и редких элементов в ходе регионального метаморфизма.
Ортопироксены
Ко для Со и Sc значительно отличаются для пироксенов из Сальных Тундр (обр. С-48, С-49, С-62; табл. 4.4.2) и района р. Явр (обр. 621, 632). В более высокотемпературных пироксенах из Сальных Тундр KD для этих элементов выше, что согласуется с данными по магматическим пироксенам (Seitz et al., 1999). Со является одним из немногих элементов, предпочитающих структуру ортопироксена, чем клинопироксена (van Achterbergh et al., 1999). Ко для Co не превышает 0.5 для пироксенов из лапландского комплекса (табл. 4.4.2). Содержание Sc в сосуществующих ортопироксенах из лапландского комплекса подчиняется закону равновесного распределения (рис. 4.4.5). Исключением, как и в случае с Сг (рис. 4.4.3) является образец С-62 из Сальных Тундр, не попадающий на линию равновесного распределения из-за повышенного содержания Sc в ортопироксене. Этот ортопироксен находится в переходной области между магматическими и метаморфическими ортопироксенами (Другова и др., 20016). Именно такие гиперстены из Сальных Тундр характеризуются самой высокой магнезиальностью, а вмещающие их кристаллические сланцы являются метагаббро и метапироксенитами.
В распределении Ті между сосуществующими пироксенами четко выраженных закономерностей нет (рис. 4.4.6). Можно говорить о более высоком содержании Ті в клинопироксенах и Ко для более высокометаморфизованных кристаллосланцев Сальных Тундр и из нюрундуканского комплекса (рис. 4.4.6; табл. 4.4.1). Разделить влияние температуры и давления при метаморфизме в этом случае достаточно сложно. Один ортопироксен из Сальных Тундр (обр. С-60) характеризуется аномально высокими содержаниями Ті и Zr, что приводит к пониженным значениям KD для этих элементов по ортопироксен
Распределение Ті (ppm) между клинопироксеном и ортопироксеном. Залитые квадраты - пары из нюрундуканского комплекса, полые кружки - пары из лапланд ского комплекса. сравнению с другими пироксенами из этого района (табл. 4.4.1). Подобное аномальное вхождение высокозарядных элементов в структуру ортопироксена было обнаружено и для пироксенов из мантийных перидотитов, равновесных по распределению других элементов, главных и РЗЭ (Rampone et al., 1991). Как было установлено авторами, обогащение мантийных ортопироксенов Ті и Zr не связано с метасоматическими процессами, поскольку компенсируется составом сосуществующего клинопироксена. В нашем случае мы объясняем эту аномалию повышенным содержанием Са в ортопироксене из образца С-62 по сравнению с другими ортопироксенами из Сальных Тундр. Крупный ион Са облегчает изоморфное вхождение в структуру ортопироксена высокозарядных элементов с большим ионным радиусом.
Распределение Мп между сосуществующими пироксенами позволяет судить о давлении в ходе метаморфизма (Крылова и др., 1991). На диаграмме распределения Мп между сосуществующими пироксенами (рис. 4.4.7) фигуративные точки кристаллических сланцев Сальных Тундр попадают в поле пироксенов из комплексов повышенных давлений, а сланцы районов р. Явр и р. Лотта - в более низкобарическую область. Это соответствует барометрическим определениям для лапландского комплекса: 11-13 кбар для Сальных Тундр, 8-9 кбар для района р. Явр и 5-6 кбар для Лоттинской зоны (Скублов, 1999). Такая же закономерность прослеживается и для нюрундуканского комплекса, -пироксены из эндербитов, образованные на спаде давления, попадают в низкобарическое поле, а пироксены из кристаллосланцев находятся в области более повышенного давления (Скублов и др., 1999).
Выводы к разделу 4.4. Характер распределения РЗЭ в сосуществующих метаморфических пироксенах отличается от усредненного профиля Ко для магматических пироксенов как более высокими значениями Ко, так и большей дифференцированностью от легких к тяжелым РЗЭ. Пироксены из лапландского комплекса равновесны в отношении
Распределение МпО (мае. %) между клинопироксеном и ортопироксе-ном из пород лапландского комплекса (Другова и др., 20016). Залитые кружки - породы Сальных Тундр, полые кружки - породы района р. Явр, треугольник - порода района р. Лотта. Показаны поля составов пироксенов из высокобарических (I) и умеренно и низкобарических (II) метаморфических комплексов по (Крылова и др., 1991). РЗЭ, а Ко для легких РЗЭ повышается с понижением температуры пика гранулитового метаморфизма, подчеркивая неоднородность параметров гранулитового метаморфизма в лапландском комплексе. Равновесный профиль Ко для пироксенов из нюрундуканского комплекса нарушается в области легких и средних РЗЭ в ходе наложенных процессов эндербитизации и высокобарного амфиболитового метаморфизма.
Ко для сосуществующих пироксенов для ряда элементов (V, Sc, Со) понижается с ростом температуры гранулитового метаморфизма, а характер распределения этих элементов является равновесным. Отклонение от равновесного распределения ряда элементов (Sc, Сг для ортопироксена обр. С-62 из Сальных Тундр лапландского комплекса) может быть обусловлено наследованием состава магматического ортопироксена, перекристаллизованного в процессе метаморфизма.
Равновесное распределение не обязательно выполняется для всех элементов. Содержание высокозарядных элементов Ті и Zr в пироксенах из метаморфических пород может быть аномальным, как и в мантийных пироксенах.
Распределение Мп между сосуществующими метаморфическими пироксенами позволяет разделить высоко- и умеренно барические парагенезисы.
1. Профили коэффициентов распределения Ко для РЗЭ в метаморфических парах гранат - сосуществующий минерал (амфибол, клинопироксен и биотит) дифференцированы с повышением от легких к тяжелым РЗЭ. Рост температуры метаморфизма приводит к уменьшению Ко для легких РЗЭ в гранат-амфиболовых парах и уменьшению Ко для тяжелых РЗЭ в гранат-клинопироксеновых и гранат-биотитовых парах. Ко для РЗЭ в клинопироксен-ортопироксеновых парах дифференцированы с понижением от легких к тяжелым РЗЭ. С ростом температуры Ко для легких РЗЭ в этих парах уменьшаются. Состав минералов по главным элементам также оказывает влияние на распределение редкоземельных элементов, - повышенная кальциевость гранатов приводит к росту Ко для легких РЗЭ в гранат-клинопироксеновых парах.
2. Профили Ко для РЗЭ в метасоматических парах значительно отличаются от равновесных пар метаморфических минералов, профили которых систематически повторяются. Ко для метасоматических минералов могут незначительно отличаться от единицы для всего спектра редкоземельных элементов в случае замещения одного минерала другим и наследованием при этом чужеродного профиля РЗЭ (Skublov, 2002). Такие неравновесные процессы, «подавляющие» кристаллохимический фактор распределения редкоземельных элементов в минерале, возможны при повышенной скорости кристаллизации минералов и повышенном количестве флюидов,
3. Равновесие между метаморфическими минералами достигается для редких элементов в разной степени. Лучше оно проявлено в распределении Cr, Sc, в меньшей мере для Со и V. В гранат-клинопироксеновых парах KD для Со повышается с ростом температуры; в гранат-биотитовых понижаются KD для Ті, V, Y и повышается для Sc. В сосуществующих пироксенах при увеличении температуры понижаются Ко для V, Sc, Со. Повышенное содержание Мп в сосуществующих пироксенах свидетельствует о спаде давления.
4. Степень достижения равновесия по редкоземельным и редким элементам наиболее высока в минералах высокотемпературных фаций метаморфизма, где породы не испытали вторичных регрессивных изменений. При этом значения Ко для РЗЭ между метаморфическими минералами подобны для однотипных групп пород. Температура метаморфизма оказывает существенное влияние на распределение редкоземельных и редких элементов между метаморфическими минералами. Роль давления является менее значительной. Метаморфические минералы редко достигают полного равновесия даже в высокотемпературных породах из-за неоднократности метаморфических преобразований.
Клинопироксен-ортопироксен
Подобные соотношения зональности по Мп и тяжелым РЗЭ были установлены для высокотемпературных гранатов района Занскар, Индийские Гималаи (Ayres, Vance, 1994). Нижний предел продолжительности метаморфизма был оценен в 3-Ю млн. лет в зависимости от неизвестной пиковой температуры. Эта оценка согласуется с Sm-Nd изотопными данными времени роста гранатов из этого же комплекса - около 3 млн. лет (Vance, Harris, 1999) и статистическим анализом совпадения профилей распределения Мп в гранатах с теоретическим Рэлеевским фракционированием (Ayres, Vance, 1997). Такие же «быстрые» оценки продолжительности пика метаморфизма в 2.5 млн. лет получены по профилям зональности главных элементов в гранате для гранулитов комплекса Байериш Вальд, Германия (Kalt et al., 2000). Для пород комплекса Далредиан, Шотландия оценка минимальной продолжительности метаморфизма по анализу профилей распределения Мп в гранатах значительно выше - около 30 млн. лет (Ayres, Vance, 1997). Схожие цифры по времени роста граната (34 млн. лет) получены Sm-Nd методом для шотландского метаморфического комплекса Мойн (Vance et al., 1998).
Существуют оценки продолжительности метаморфизма по диффузионной зональности изотопов кислорода в гранате — 10 млн. лет для высокотемпературного этапа метаморфизма в Пиренеях (Vielzeuf et al., 2005).
Подводя итог рассмотрению сложнейшего вопроса оценки продолжительности метаморфизма, можно сделать заключение о некоторых закономерностях. В целом продолжительность высокотемпературных этапов метаморфизма укладывается в интервал первых десятков млн. лет. Продолжительность роста граната, основного породообразующего минерала при реконструкции Р-Т трендов, еще меньше - в пределах первого десятка млн. лет. Длительность собственно тектоно-метаморфических циклов для крупных коллизионных структур составляет около ста млн. лет, для внутриплитных рифтогенных может доходить до 450 млн. лет (Глебовицкий, 2004).
1. Закономерное распределение редких и РЗЭ между сосуществующими минералами свидетельствует о достижении равновесия между ними или позволяет оценить степень приближения к равновесию при использовании минералов для определения Р-Т условий метаморфизма и геохронологических построений. Минералы высокотемпературных фаций чаще достигают равновесия: в клинопироксенах и амфиболах гранулитовой фации спектры распределения РЗЭ близки к спектрам вмещающих пород, а коэффициенты распределения между сосуществующими минералами одинаковы для сходных по составу групп пород.
2. Редкие и редкоземельные элементы перспективны для использования в целях термобарометрии, как дополнение классических геотермобарометров по главным элементам или их замена в некоторых сиуациях.
3. Особенности состава гранатов, когда хорошо выраженная по главным элементам регрессивная зональность в гранате сосуществует с сохранившейся прогрессивной зональностью по РЗЭ, позволяют изучать более ранние этапы метаморфизма, предшествующие переходу от пика метаморфизма к регрессивному этапу. Локальное геохимическое и геохронологическое исследование цирконов и гранатов свидетельствует в пользу дискретности проявления полиметаморфизма в районе Тупой Губы в беломорском комплексе. Используя экспериментально определенные для РЗЭ коэффициенты диффузии, возможно оценить продолжительность метаморфизма независимым способом от изотопно-геохронологических исследований.
Впервые на обширном аналитическом материале, полученном на основе комплекса современных методов, в том числе локальных методов микроанализа, проведено систематическое изучение геохимии РЗЭ и редких элементов в породообразующих минералах полиметаморфических комплексов. Установлена индикаторная роль РЗЭ и редких элементов в метаморфических минералах в качестве критериев равновесия в ходе метаморфизма, для оценки Р-Т параметров метаморфизма, интенсивности проявления регрессивных процессов и метасоматических изменений пород. Впервые предложено использовать особенности распределения РЗЭ и редких элементов в метаморфических минералах для определения последовательности минералообразования, выделения этапов метаморфизма и оценки их продолжительности.
Степень равновесия по РЗЭ и редким элементам наиболее высока в минералах высокотемпературных фаций метаморфизма, где породы не подверглись регрессивным изменениям. При этом значения коэффициентов распределения РЗЭ между метаморфическими минералами подобны для однотипных групп пород. Закономерное распределение РЗЭ между сосуществующими минералами свидетельствует о равновесии между ними или позволяет оценить их пригодность для определения Р-Т условий метаморфизма и геохронологических построений.
Установлен эффект наследования профиля распределения РЗЭ при замещении одного минерала другим, несмотря на то, что для каждого минерала существуют вполне универсальные профили такого распределения.
Главная особенность распределения РЗЭ в минералах из метасоматитов выражается в пониженной на несколько порядков концентрации РЗЭ по сравнению с одноименными минералами вмещающих пород, в отсутствии отрицательной Еи-аномалии в гранатах и в отчетливо выраженной зональности в результате высокой скорости кристаллизации минералов и быстрого изменения состава флюидов.
Метаморфические минералы часто обнаруживают зональность по РЗЭ и редким элементам, при этом геохимическая зональность не всегда совпадает с зональностью по главным элементам. Зональность по РЗЭ обусловлена фракционной кристаллизацией (ростовая зональность), изменением Р-Т параметров при наложенном метаморфизме и проявлением регрессивных процессов. Особенности состава гранатов, когда хорошо выраженная по главным элементам регрессивная зональность в гранате сосуществует с сохранившейся прогрессивной зональностью по РЗЭ, позволяют изучать более ранние этапы метаморфизма, предшествующие переходу от пика метаморфизма к регрессивному этапу. Используя экспериментально определенные коэффициенты диффузии для тяжелых РЗЭ, можно рассчитать длительность метаморфизма независимо от результата геохронологических определений. Прерывистая зональность минералов по РЗЭ и редким элементам обусловлена проявлением повторного метаморфизма, что подтверждается изотопно-геохимическим изучением акцессорных минералов-геохронометров.
Геохимические особенности распределения редкоземельных и редких элементов в породообразующих минералах зависят от условий регионального метаморфизма. Низкокальциевые гранаты гранулитовой фации отличаются от низкокальциевых гранатов амфиболитовой фации слабо контрастным спектром распределения РЗЭ с более высокими концентрациями Sm и Nd и четко выраженным Eu-минимумом. При повышении температуры увеличивается суммарная концентрация РЗЭ в амфиболах и падает содержание тяжелых РЗЭ и Y в гранатах. При этом отмечена тенденция уменьшения коэффициентов распределения тяжелых РЗЭ между гранатом и клинопироксеном, гранатом и биотитом; легких РЗЭ - между сосуществующими пироксенами. С ростом давления снижается концентрация РЗЭ в клинопироксенах и тяжелых РЗЭ - в гранатах и ортопироксенах.
Наиболее перспективным развитием этого направления представляется совместное геохимическое и изотопно-геохронологическое изучение сосуществующих породообразующих и акцессорных минералов метаморфических пород локальными методами (ионный микрозонд и лазерная абляция). Такой подход позволит датировать время метаморфизма, для которого реконструированы Р-Т тренды, и предложить обоснованную их геодинамическую интерпретацию. Геохимические особенности распределения РЗЭ и редких элементов в породообразующих минералах являются полноценным источником информации при решении проблем петрогенезиса метаморфических комплексов, прошедших сложную историю развития.
