Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Методы исследования
1.1. Геотермобарометрия 40
1.2. Электронно-зондовый микроанализ 75
1.3. Минеральная хронометрия 83
ГЛАВА 2. Эклогиты Большого Кавказа
2.1. Введение 104
2.2. Геологическое положение 104
2.3. Полевые взаимоотношения и петрографическая характеристика. 106
2.4. Главные породообразующие минералы 109
2.5. Минеральные реакции в эклогитах 124
2.6. Р-Гэволюция метаморфизма 125
2.7. Образование стрингеров 129
2.8. Флюидные включения 133
2.9. Минеральная хронометрия ; 136
2.10. Геохронологические исследования (Lu-Hf, Sm-Nd и Аг-Аг методы) 143
2.11. Выводы 155
ГЛАВА 3. Эклогиты комплекса Юкон-Танана, Канада
3.1. Введение 157
3.2. Общие сведения об эклогитах Фаро 157
3.3. Петрографическая характеристика 160
3.4. Составы главных породообразующих минералов 167
3.5. Р-Т тренд метаморфизма 173
3.6. Продолжительность метаморфизма 176
3.7. Изотопное датирование (Lu-Hf и Аг-Аг методы) 182
3.8. Обсуждение результатов 184
3.9. Выводы 192
ГЛАВА 4. Эклогиты комплекса Берген Арке, Норвегия
4.1. Введение 193
4.2. Геологическая ситуация и основные этапы метаморфизма 194
4.3. Особенности петрографии 200
4.4. Составы главных породообразующих минералов 202
4.5. Р-Т эволюция метаморфизма 208
4.6. Продолжительность Р-Т эволюции 212
4.7. Обсуждение результатов 219
4.8. Выводы 232
ГЛАВА 5. Эклогиты района горы Сулу-Тюбе, Кокчетавский массив
5.1. Введение 233
5.2. Основные черты петрографии и минералогии эклогита 233
5.3. Состав граната и причины возникновения зональности 236
5.4. Моделирование диффузии в гранате 240
5.5. Р-Т параметры метаморфизма 243
5.6. Скорости подъема и охлаждения эклогитов 244
5.7. Обсуждение результатов 246
5.8. Выводы (. 249
ГЛАВА 6. Тектонические модели подъема эклогитов
6.1. Введение 250
6.2. Обзор моделей 250
6.3. Численное моделирование образования и подъема эклогитов в зоне субдукции 259
6.4. Обсуждение результатов и выводы 278
Заключение 280
Библиография -г. 288
Приложение 322
Список авторских работ по теме диссертации 330
- Электронно-зондовый микроанализ
- Геологическое положение
- Общие сведения об эклогитах Фаро
- Геологическая ситуация и основные этапы метаморфизма
Введение к работе
ИСТОРИЧЕСКАЯ СПРАВКА, ВОПРОСЫ ТЕРМИНОЛОГИИ И КЛАССИФИКАЦИИ
Человек обратил внимание на эклогит еще в Неолите (Godard, 2001): благодаря исключительной прочности и удельному весу эта порода использовалась для изготовления инструментов. Много позднее, в конце XVII века, было дано первое научное описание эклогита (Н-В. de Saussure, 1779-1796), а затем, с "легкой руки" французского геолога R.-J. Наиу (1822), порода обрела свое название ("эклогит" в переводе с греческого - "выборка").
По настоящему серьезная дискуссия, связанная с эклогитами, уходит своими корнями в начало прошлого столетия, когда П.Эскола (Escola, 1920) опубликовал свой знаменитый труд о фациях метаморфизма. В нем было впервые предложено классифицировать метаморфические породы по температурным и барическим условиям образования. Наиболее глубинная фация получила название эклогитовой по одноименным породам основного состава. Доминирующими в этих породах являются минералы с малыми молекулярными объемами - гранат (пироп-альмандин-гроссулярового ряда) и омфацит (жадеит-содержащий клинопироксен). Примечательно, что плотные структуры минералов являлись в то время главным диагностическим признаком высокого давления при образовании эклогитов (например, F.Becke, 1903). По мнению П.Эскола, высокое давление могло достигаться как путем погружения пород на большие глубины, так и за счет бокового сжатия (дифференциальный стресс) даже на весьма умеренных глубинах. Так было положено начало длительной дискуссии о генезисе эклогитов, которая не затихает и по сегодняшний день.
Долгие годы большой популярностью среди ученых пользовалась гипотеза о существовании эклогитового слоя в верхней мантии. Предполагалось, что эклогитовый слой богат алмазами и обладает физическими свойствами, которые обеспечивают резкое изменение скоростей прохождения продольных и поперечных сейсмических волн на границе кора-мантия (граница Мохо). Серия классических экспериментальных работ (см. Kushiro, Yoder, 1964; Ringwood, Green, 1964, 1966) показала полную несостоятельность этой гипотезы. Однако интерес к высокобарным породам не угас, благодаря появлению новой глобальной тектоники, в которой эклогитам и глаукофановым сланцам отводится важная роль индикаторов глубинных процессов, протекающих в зонах конвергенции литосферных плит (Рис. 1.1).
В последние годы породы эклогитовых комплексов вновь оказались в центре внимания ученых. Это случилось во многом благодаря находкам в метаморфических минералах включений коэсита (Chopin, 1984; Smith, 1984), а чуть позднее и алмаза (Соболев, Шацкий, 1987, 1988; Sobolev, Shatsky, 1990; Xu et al., 1992; Okay, 1993; Masson, 1998). Эти открытия в значительной мере изменили наши представления о Р-Т условиях минералообразования при метаморфизме, увеличив диапазон давления более чем в два раза (рис. 2). Но главное научное открытие состояло в том, что метаморфогенные коэсит (Р 26 кбар при 700 °С) и/или алмаз (Р 35 кбар при 700 °С) доказывают возможность погружения коровых пород на глубины значительно превышающие мощность земной коры в том числе в наиболее крупных орогенических поясах (например, кора под Гималаями 70 км).
Важно отметить, что предтечей упомянутых минералого-петрографических открытий явились работы советских ученых Б.В.Чеснокова и В.А.Попова (1965), а также О.М. Розена и др. (1972). Написанные в годы, когда основной парадигмой геологии было учение о геосинклиналях, эти работы так и не приобрели того общественного резонанса, который могли бы иметь сегодня, в эпоху господстве новой глобальной тектоники. В первой из вышеупомянутых статей обращалось внимание на радиальные трещины вокруг поликристаллического агрегата кварца в гранате из эклогита Максютовского комплекса (Южный Урал). Блестящая догадка авторов, что эти трещины связаны с разгрузкой напряжений, возникающих при фазовом превращении высокобарного коэсита (Г=20.64 см3/моль) в кварц (Г=22.69 см3/моль), подтвердилась два десятилетия спустя (Chopin, 1984; Smith, 1984), прославив зарубежных ученых.
В статье О.М.Розена и др. (1972), впервые сообщается о находке алмаза в коре выветривания эклогитов Кокчетавского массива. Генезис алмаза в те годы связывался многими учеными с магматическими процессами в мантии, в ходе которых происходит равновесная кристаллизацию алмаза из расплава (Ефимов, 1964; Добрецов Соболев, 1970). Надо сказать, что у этой гипотезы и поныне немало сторонников (например, Маракушев, 1993, Perchuk et al., 2002) Не меньшей популярностью пользовалась идея метастабильного роста алмаза из восстановленных углеводородных флюидов, воздействующих на карбонатно-силикатные породы (Летников, 1983; Лаврова, 1991).
Однако всемирную известность этот уникальный геологический объект получил благодаря революционному открытию Н.В.Соболева и В.С.Шацкого (Sobolev, Shatsky, 1990) истинной природы Кокчетавских алмазов: оказалось, что находящиеся в гнейсах и карбонатно-силикатных породах алмазы, действительно кристаллизовались в поле своей стабильности, но имеют не магматическую, а метаморфическую природу. Многочисленные минералогические, петрологические и1 тектонические данные по ультравысокобарным породам данного массива позволяют утверждать, что эта гипотеза уже выдержала испытание временем и явилась важной вехой в понимании геодинамических процессов протекающих в земной коре и верхней мантии в обстановке континентальной субдукции (Shatsky et al, 1999; Zhang et al. 1997 Добрецов, 2000).
Прежде чем продолжить обсуждение главнейших проблем, связанных с эклогитами, целесообразно остановиться на вопросах терминологии и классификации, осветить термодинамические параметры образования и эволюции в рамках общей схемы фаций метаморфизма.
Электронно-зондовый микроанализ
Электронно-зондовый рентгеностпектральный анализ был открыт в конце 40-х начале 50-х годов французским аспирантом Р.Кастеном (R.Castaing). Суть метода заключается в следующем. В электронной пушке генерируется поток быстролетящих электронов высокой энергии (десятки кВ), 4юкусируемый электромагнитными линзами в узкий пучок диаметром - 0.1-5 мкм. Электроны, взаимодействуя с элементами образца, выбивают с их орбит электроны самых близких к ядру оболочек (К-, L-, М- уровни). В результате атомы начинают генерировать рентгеновское излучение. Рентгеновские фотоны разлагаются в спектр при помощи кристалла-анализатора. Изменяя угол падения (ротонов на кристалл, можно последовательно отражать и регистрировать рентгеновское излучение с определенными длинами волн. Каждый элемент имеет свой набор линий рентгеновского спектра, длины волн которых хорошо известны. Таким образом, создаются основы для проведения количественного анализа.
Количественный анализ основывается на сравнении интенсивности излучения одной из линий спектра, принятой для какого-либо химического элемента образца за аналитическую, с интенсивностью аналогичного излучения от эталона, в котором содержание этого элемента известно. Выявленные соотношения интенсивностей в результате математической обработки позволяют получить содержание элемента в изучаемом образце.
Используя эфсректы, возникающие при бомбардировке образца электронами (рис. 1.13), при работе на микрозонде можно получить информацию о структуре поверхности и распределении элементов на некоторой площади шлифа. Для этого используется метод сканирования (линейного или площадного), когда зонд проходит по всей заданной площади образца (рис.1.14). С помощью сканирующего устройства можно получать различные изображения поверхности шлифа: в рентгеновских лучах, в отраженных электронах, а также в поглощенных электронах. Изображение в рентгеновских лучах дает качественную картину распределения элемента в пределах сканируемой области; участки или фазы, содержащие большое количество данного элемента, выявляются на экране по повышенной густоте светящихся точек.
Электроны зонда при взаимодействии с образцом испытывают упругое и неупругое рассеяния. В результате немалая часть электронов, отражаясь, покидает образец. Такие электроны получили называние обратно-рассеяных или отраженных. В их спектральный состав входят как электроны, испытавшие только упругое рассеяние, так и электроны, потерявшие значительную часть своей энергии за счет неупругого рассеяния. Благодаря наличию специальных детекторов, фиксирующих отраженные электроны, можно получить изображение, дающее информацию о сравнительном составе исследуемых фаз, а также о вариации состава в пределах монокристаллов. Фазы или участки фаз с большим средним атомным номером отражают большее количество электронов и потому на экране будут более яркими.
С методом электронно-зондового микроанализа можно познакомиться более подробно в работах Бородаева с соавт. (1979), Рида (1979), Long (1995) и др.
Мониторинг химической зональности минералов и аналитические процедурыИзображение в отраженных электронах играет исключительно важную роль в петрологических исследованиях пород. Многие метаморфические минералы в силу особенностей роста и последующего преобразования при меняющихся физико-химических условиях среды обладают зональным внутренним строением - это является ключом для восстановления метаморфической эволюции пород. Зональности минералов эклогитах Большого Кавказа, Кокчетавского массива, Канадских Кордильер и о-вов Карибского бассейна, представленные на рис. 1.15-1.16, не исчерпывают все типы химической гетерогенности, встречаемые в высокобарных породах. Но эти изображения позволяют убедиться, что традиционный петрологический подход, при котором анализируются лишь "центр" и "край" зерна может дать ложное представление о характере зональности и типе метаморфического процесса.
Химическая зональность кристаллов, обусловленная взаимно-конкурирующими процессами роста и объемной диффузии, является одним из важных предметов исследования в метаморфической петрологии и минеральной хронометрии (Hollister, 1966; Авченко, 1979; Tracy, 1982; Loomis, 1983; Lasaga, 1983; Ghent, 1988; Герасимов, 1992; Erambert, Austrheim, 1993; Перчук, Варламов, 1995; OBrien, 1997; Perchuk, Philippot, 2000). Изображение в отраженных электронах раскрывает общий характер гетерогенности. Это позволяет правильно наметить участки топохимического профилирования и выбрать места отдельных анализов. Обратим внимание, что зональность метаморфических минералов (напр. рис. 1.15з) далеко не всегда различима при нормальной режиме съемки (даже если микрозонд оснащен сканирующим электронным микроскопом), особенно при небольшой вариации состава в минерале. Для выявления зональности рекомендуется пользоваться специальным высококонтрастным изображением, которое получается при повышенном токе катода и предельном аппаратном контрасте (Перчук, Варламов, 1995).
В заключении обратим внимание на важное достоинство современных микрозондов, которое послужило важным вспомогательным фактором при исследованиях. Речь идет о съемке в автоматическом режиме, осуществляемом с помощью программы линейного сканирования (задаются координаты конечных точек и шаг профилирования) или программы индивидуальных анализов (вводятся координаты отдельных точек). Первый метод широко используется при топохимическом профилировании.
Минеральная хронометрия (геоспидометрия), как метод восстановления термальной истории породы по степени диффузионного изменения состава минерала(ов), возникла в конце 70-х годов (Anderson, Olimpio, 1977; Walker, 1977; Lasaga et al., 1977). Прежде чем приступить к изложению этого метода целесообразно дать краткое описание некоторых основ диффузии в твердых телах. Более подробно изложение этих вопросов содержится в специальных публикациях (например, Зайт, 1958; Crank, 1975; Lasaga, 1998).
Диффузия в твердых телах: введение Диффузия - это неравновесный процесс самопроизвольного выравнивания химических потенциалов компонентов смеси, вызванный тепловым движением атомов. Атомы в узлах решетки кристалла находятся в непрерывном тепловом колебании. Их перемещение (диффузия) начинается тогда, когда количество энергии становится достаточным, чтобы атом мог перепрыгнуть из одной позиции в другую. Перемещение может происходить по трем основным механизмам (Френкель, 1926) — вакансионному, междоузельному и кольцевому (рис. 1.17). Вакансии возникают в результате перехода атома из узла решетки в междоузлие или при переходе одного из атомов на поверхность, известного как образование "атома пустоты " (рис. 1.18).
Для количественного описания диффузионного массопереноса используются 1-й и 2-й законы Фика. Согласно первому закону, поток вещества (J), диффундирующий через сечение площади (S), пропорционален градиенту концентрации этого вещества:
Геологическое положение
Доальпийские метаморфические комплексы Большого Кавказа сосредоточены в трех тектонических зонах (рис.2.1., Бечасынская, Передового хребта и Главного хребта), разделенных субвертикальными разломами ("Петрология метаморфических...", 1991). Метаморфические комплексы Северного Кавказа, как правило, относятся к комплексам умеренных и низких давлений (силлиманит- андалузитовый тип). В этом ряду своей
Метаморфические комплексы Северного Кавказа, как правило, относятся к комплексам умеренных и низких давлений (силлиманит- андалузитовый тип). В этом ряду своей глубинностью выделяется Блыбский комплекс, в котором и находятся эклогиты. Специфично и геологическое положение Блыбского комплекса (рис.2.1) - это автохтон, слагающий основание тектонической зоны покровно-складчатой структуры Передового хребта (Баранов, Греков, 1982; Хаин, 1984). Считалось, что комплекс имеет девонский возраст ("Петрология метаморфических...", 1991 и ссылки в ней). Но недавние Lu-Hf и Аг-Аг датировки минералов из эклогитов указывают на более молодой возраст его формирования (Philippot et al., 2001). Структурно выше находится Урупский комплекс с вулканогенно-осадочными образованиями, лежащими в основании краевого офиолитового аллохтона герцинской островодужной системы (Баранов, Греков, 1982; Хаин, 1984).
В структуре Блыбского комплекса выделяются более мелкие структурные подразделения -свиты. Однако для геологической характеристики комплекса достаточно рассмотреть основные типы пород, которые присутствуют в каждой из свит, но в разных количественных отношениях ("Петрология метаморфических...", 1991).
Общая мощность комплекса около 3.5 км. Наряду с эклогитами, в нем широко распространены амфиболиты, в которых кроме амфибола и плагиоклаза присутствуют гранат, биотит, эпидот, хлорит, кварц и др. Реже встречаются кристаллические сланцы с гранатом, фенгитом, биотитом, хлоритом, клиноцоизитом и кварцем, резко преобладающим над плагиоклазом. Кристаллосланцы и амфиболиты связанны взаимными переходами. К зонам разломов приурочены массивы серпентинитов. Значительная часть комплекса замещена метаморфизованными плагиогранитоидами. Тела эклогитов мощностью до 20 метров залегают в пачке Grt-Chl-Ep, Grt-Bt-Chl и Grt-Bt-Phn кристаллических сланцев (существенно кварцевых, с незначительными количествами плагиоклаза и калишпата) и амфиболитов. На участках с хорошей обнаженностью видно, что тела имеют линзовидную форму. В некоторых случаях можно наблюдать маломощные (до 0.3 м.) вторичные оторочки кварц-карбонат-хлоритового состава, либо плавные переходы в гранатовые амфиболиты. Сланцеватость в эклогитах создается слюдистыми минералами и кианитом; она параллельна метаморфической полосчатости и сланцеватости вмещающих пород (Рис.2.2а). Многие образцы эклогитов свежие, т.е. не затронутые ретроградными изменениями.
Главными породообразующими минералами эклогитов являются гранат, омфацит, кианит, парагонит, фенгит, эпидот и кварц (табл.2.1, рис.2.2). Из акцессориев широко представлен рутил. Породы, как правило, средне- и крупнозернистые с порфиробластовой структурой. Встречаются как полосчатые, так и массивные разновидности.
Ретроградные процессы в эклогитах развиты слабо, но их проявление достаточно многообразно. Так на контакте граната и омфацита наблюдаются тонкие каемки (до 30 мкм эденит-паргаситового амфибола (±Qtz±Ab), образуются также различные симплектиты: клинопироксен - амфибол-плагиоклазовые между омфацитом и кварцем, эпидот-амфибол-плагиоклазовые между омфацитом и парагонитом (или кианитом), биотит-амфибол-плагиоклазовые в контакте фенгита с клинопироксеном.
Для кристаллосланцев характерна сланцеватая текстура и лепидобластовая, нематобластовая или порфиробластовая структура. Ретроградные процессы в этих породах развиты значительно сильнее, чем в эклогитах и проявлены, главным образом, в виде замещения фенгита биотитом, биотита и граната хлоритом, и образования гематитовых кайм вокруг магнетита.
Пересчет кристаллохимических формул омфацитов осуществлялся согласно методике (Cawthorne, Collerson, 1974). Амфиболы пересчитывались на 23 кислорода при Таблица 2.1. Минеральные ассоциации в образцах эклогита и кристаллосланцев на разных этапах метаморфизма. Символы минералов по Kretz (1983) Гранат. Гранат образует идиоморфные кристаллы, размер которых меняется от сотен микрон до сантиметра. Относительно крупные (более 1 мм в диаметре) идиоморфные кристаллы (Grt])
Общие сведения об эклогитах Фаро
Норвегии, занимающие площадь 60 000 кт2, являются уникальным полигоном для изучения широкого спектра проблем, связанных с высокобарным метаморфизмом и геодинамикой областей конвергенции и дивергенции литосферных плит. В каледонской истории региона выделяется этап крупномасштабной коллизии континентов (Лаврентии и Балтии), приведший к орогенезу и утолщению коры (Krogh, 1977). Последовавшая вслед за этим глобальная смена геодинамической обстановки (сжатие = растяжение), привела к коллапсу Каледонского орогена. Для изучения этих процессов весьма привлекательны два смежных высокобарных комплекса Западный Гнейсовый Район и Берген Арке. Первый из них, является окраинной частью Балтийского щита и находится в автохтонном залегании. Его воздымание происходило в все породы эклогитовой фации (независимо от литотипа) будем называть эклогитами обстановке растяжения (Boundy et al., 1996; Andersen, 1997). Второй комплекс, наоборот, является аллохтоном, выведенным в эпоху Каледонской коллизии в средние горизонты земной коры (Boundy et al., 1996). Породы, метаморфизованные в условиях эклогитовой фации метаморфизма, встречаются как в автохтонной части разреза, так и в аллохтонной (Krogh & Carswell, 1995). Полиметаморфический комплекс Берген Арке (рис.4.1), которому уделяется основное внимание в данной работе, представлен в структурном плане серией аркообразных покровов, надвинутых на породы Западного Гнейсового Района (Roberts, Gee, 1985). Контакт между комплексами тектонический, с развитием зоны пластических деформаций (shear-zone), выполненной породами эклогитовой фации метаморфизма. Породы комплекса Берген Арке со структурным несогласием перекрываются Средне-Девонскими конгломератами Френсфьордского (Frensfjorden) бассейна (Wenberg, Milnes, 1994). В западной части комплекс прорывается гранитным интрузивом Кроснес (Krossnes), имеющим Rb-Sr изотопный возраст 430±6 млн. лет (Fossen, Ingdahl, 1988). Протолитом пород комплекса Берген Арке являются метаморфизованные породы анортозитового комплекса, состав которых меняется от метаанортозитов до метагаббро (Austrheim, Griffin, 1985). Среди метаанартозитов можно встретить линзовидные тела шпинелевых лерцолитов. На некоторых участках метаанортозиты ассоциируют с чарнокитами и мангеритами. Внедрение комплекса происходило при 1000 С и максимальном давлении 9 кбар (Austheim, Griffin, 1985) во время Гренвильского этапа орогении (Cohen et al., 1988; Austrheim, Mork, 1988). Изотопные датировки приходятся на интервал 1300-870 млн. лет (Scharer, 1980). Разброс значений, вероятно, связан с частичным нарушением изотопной системы при термальных событиях, которыми богата история региона. В частности, в комплексе Берген Арке выделяется три главных метаморфических события (табл.1), размах и сила которых со временем затухали: (1) На самом раннем этапе эволюции анортозитовый комплекс подвергся глобальной перекристаллизации в условиях гранулитовой фации (Т=800-850 С и Р 10 кбар). В новообразованную минеральную ассоциацию вошли плагиоклаз + диопсид (богатый А1) +гранаті ортопироксен ± скаполит ± роговая обманка ± шпинель (Austrheim & Griffin,1985; Cohen et al., 1988). Оценки абсолютного возраста (U-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr методы) дляэтого события находятся в пределах 896-945 млн. лет (Cohen et al.,1988; Burton et al.,1995; Boundy et al., 1997) и частично перекрываются с датировками внедрения интрузий анортозитового комплекса. О флюидном режиме на данном этапе метаморфизма известно не так много. Вероятно, флюид был водно-углекислым - об этом свидетельствует присутствие роговой обманки, описанной в одной из первых петрологических работ (Austrheim, Griffin, 1985), а также находки первичных включений углекислоты, обнаруженные в кварцевых жилах гранулитового этапа (Andersen et al., 1993). (2) Во время Каледонской орогении гранулиты подверглись частичной у перекристаллизации в условиях эклогитовой фации метаморфизма. Минералообразование этого этапа, детально описанное в ряде публикаций (Austrheim, Griffin, 1985; Jamtveit et al. 1990; Erambert, "Austrheim, 1993), проявлено лишь на участках проникновения флюида. Мощность таких участков может быть разной - от первых сантиметров до километра. На присутствие водной фазы во флюиде указывает минеральный состав породы (гранат + омфацит + кварц + слюды + амфибол + эпидот + рутил), в котором широко представлены водные минералы отсутствующие (или ограниченно представленные) в материнской породе (гранулите). По оценке Ямтвейта и др. (Jamtveit et al., 1990), эклогитовый парагенезис формировался в водонасыщенном флюиде (Хн2о=0.95) приТ 700Си Р= 18-21 кбар. Это сопровождалось значительным выделением тепла ( 150 000 кДж/м исходного гранулита). По данным других авторов Р-Т параметры пика эклогитового метаморфизма были следующие: Т=700-800 С и Р 16 кбар (Austrheim, Griffin, 1985); 670 ±50С и Р 14.6 кбар by (Boundy et al., 1992). Последние радиометрические датировки (U-Pb и Sm-Nd методы, Boundy et al., 1997) этого .;.! ;» I it !!РИСуіСІ НИС H.I/IMT-:: (:..: -, .! hi О (н:: события дают 450 ±10 млн. лет (циркон), 462 ±42 млн. лет (алланит, сфен, эпидот) и 442 млн. лет (гранат-порода). Более ранние определения абсолютного возраста эклогитового метаморфизма с помощью Rb-Sr и Sm-Nd методов, показывают 507±109 и 421 ±29 млн. лет, соответственно (Cohen et al., 1988).(3) Последующий метаморфизм в условиях амфиболитовой фации проявлен как в гранулитах, так и в эклогитах. В гранулитах образуются регрессивный плагиоклаз, биотит, амфибол, кианит, и сфен (Austrheim & Robins, 1981), в эклогитах - плагиоклаз + клинопироксен + амфибол + эпидот ± биотит. Специальные термобарометрические исследования Р-Т условий минералообразования для этого этапа не проводились. Известно лишь определенное по флюидным включениям в минералах из зоны пластических деформаций давление 8±2 кбар (Andersen et al., 1991b). В расчетах использовалось предположение, что температура данного этапа составляла 600±100С. Датировки Аг/Аг возраста для амфибола и мусковита дают следующие временные интервалы - 448-455 млн. лет и 429-463 Ма, соответственно (Boundy et al., 1996).
Геологическая ситуация и основные этапы метаморфизма
Эклогиты Центрального Юкона, впервые описанные (Templeman-Kluit, 1970), залегают в пределах полиметаморфического комплекса Юкон-Танана, расположенного в западном обрамлении Северо-Американской платформы (Рис.3.1; Erdmer, 1986). Контакт между комплексом и платформой тектонический; вследствие мезозойской (Ji) коллизии островной дуги с континентом комплекс был надвинут на окраинную часть платформы (Templeman Kluit, 1979; Erdmer 1986). В составе комплекса выделяются три аллохтона, один из которых (Nisutlin) сложен катаклазированными вулканогенно-осадочными породами, другой (Anvil) -катаклазированными породами офиолитовой ассоциации, а третий (Simpson) -катаклазированными гранитоидами. Эклогиты Фаро вместе с вмещающими породами относятся к аллохтону Nisutlin и рассматриваются как часть тектонического меланжа в зоне субдукции (Erdmer, 1986). Протолитом эклогитов являются породы основного состава океанической плиты, вовлеченные в субдукцию (Erdmer, Helmstaedt, 1983; Hansen, 1991). Датирование фенгитов из эклогитов дает хорошую сходимость К/Аг и 40Аг/39Аг возрастов -255±13 (Wanless et al., 1978) и 260±3 млн. лет (Erdmer et al., 1998), соответствующих поздней Перми.
В районе Фаро обнаружены три линзовидных тела эклогитов мощностью от 1 до 4 м (Erdmer, Helmstaedt, 1983; Erdmer et а1.,,4І998)У Наиболее "свежие" эклогиты (рассматриваемые в данной работе) находятся в линзе с минимальной мощностью. Вмещающими породами для эклогитов являются графитсодержащие кварциты, слюдистые гнейсы и бластомилонитизированные кварц-слюдяные сланцы с глаукофаном, гранатом, хлоритом и альбитом. Лавсонит во вмещающих породах отсутствует, что в целом характерно для глаукофансланцевого метаморфизма в метаморфическом комплексе Юкон-Танана. Контакты между эклогитами и вмещающими породами остаются невыясненными ввиду плохой обнаженности, но, как полагают некоторые авторы (Erdmer, Helmstaedt, 1983; Erdmer et al., 1998), разные типы пород находятся в согласном залегании. Исследования Р-Т условий образования вмещающих пород до сих пор не проводились. Поэтому вопрос об изофациальности эклогитов и вмещающих пород остается открытым.
В публикациях 80-х годов (Erdmer, Helmstaedt, 1983; Erdmer, 1986) подчеркивалось, что температура образования эклогитов Фаро ( 650 С), установленная по Grt-Cpx термометру Ellis, Green (1974), является аномально высокой для эклогит-глаукофансланцевых поясов (350-550С, см. обзорную работу Carswell, 1990). В одной из линз эклогитов Фаро описан глаукофан, находящийся в ретроградных кварц+мусковит±хлоритовых каймах вокруг граната (Erdmer, Helmstaedt, 1983). Примечательно, что эти ретроградные минералы из эклогита встречаются и во вмещающих гранат-слюдяных сланцах, но уже в качестве главных породообразующих минералов (Erdmer et al., 1998). Вероятно, образование этих минералов маркирует совмещение эклогитов с кристаллосланцами, т.е. не исключено, что на пике метаморфизма эклогиты находились в толще других пород.
Существует и другое представление о генезисе эклогитов Фаро. Ф. Эрдмер с соавторами (Erdmer et al., 1998) рассматривают эклогиты как низкотемпературные образования (430-470С), изофациальные по отношению к вмещающим породам. Однако температурные оценки в этой работе основывались на показаниях версии Grt-Cpx геотермометра (Berman et al., 1995), откалиброванной по минералам с неравновесными составами (этот факт признается позднее самим же Р. Патиссоном (Pattison, 1994)). Главным аргументом в пользу выбора именно этой версии геотермометра служила хорошая сходимость результатов термометрии с полем стабильности омфацитЧ- клиноцоизит. Однако в свежих (неизмененных) эклогитах Фаро первичный клиноцоизит не был установлен (Erdmer, Helmstaedt, 1983). Более того, наши наблюдения показывают, что клиноцоизит встречается лишь в регрессивных клиноцоизит-омфацитовых микрожилах и клиноцоизит+ хлорит +фенгит + парагонит + амфиболовых сегрегациях, развивающихся по омфациту и кварцу на ранней стадии ретроградного процесса. Таким образом, использование регрессивного клиноцоизита для оценки Р-Т параметров на пике эклогитового метаморфизма представляется не вполне оправданным.
Изученные образцы эклогитов отличаются хорошей сохранностью высокобарного парагенезиса. Главными породообразующими минералами эклогита являются гранат, омфацит и кварц. Среди акцессориев отмечен рутил, иногда окруженный сфеном. Структура породы порфиробластовая, текстура сланцеватая. Сланцеватость создается призматическими кристаллами омфацита, составляющими 90% равномернозернистой, микрозернистой матрицы породы (рис.3.2). Малые размеры зерен омфацита, вероятно, связаны с их
