Александров И.А. Метаморфические породы амфиболитовой фации Джугджуро-Становой складчатой области (условия образования и состав протолитов)

Подождите немного. Документ загружается.

этапу. Эпидот однозначно нерав-

новесен с основным парагенези-

сом. Моделирование этого образца

приводит к выводу об устойчиво-

сти парагенезиса обр. Н-3-4 в ши-

роком поле Р–Т (7–9 кбар по

давлению и 600–700 °С по темпе-

ратуре), причем безплагиоклазовые ассоциации для обр. Н-3-4 в этом поле

не образуются. Однако, вдоль изотерм 670–690 °С и в интервале давлений

8–9 кбар наблюдаемые составы граната, амфибола и клинопироксена до-

вольно близки к реально наблюдаемым составам, причем состав плагиоклаза

с ростом давления смещается в кислую сторону, не доходя однако до самых

низких значений содержания анортита (табл. 4.23б). Таким образом, мы при-

ходим к выводу о том, что обр. Н-3-4 сформировался примерно в том же поле

Р–Т, что и обр. Н-3-3. Хорошим показателем величины давления для

обр. Н-3-4 является, кроме того, поле устойчивости клинопироксена. При дав-

лениях ниже 8 кбар он не образуется ни при каких температурах.

В обр. Н-3-5 в отличие от обр. Н-3-3 и Н-3-4 нет клинопироксена. Он со-

стоит из граната, амфибола, биотита, плагиоклаза и кварца. Этот образец от-

личается крайне высокой железистостью, что находит свое выражение

в повышенной железистости граната и других минералов, сравнительно

с обр. Н-3-3 и Н-3-4, чем, вероятно, и объясняется отсутствие клинопироксена

в этом образце. Но кальциевость граната высокая и лишь чуть меньше, чем

в обр. Н-3-3 и Н-3-4. Совпадение минерального парагенезиса модельного об-

разца Н-3-5 и вычисленных составов минералов с наблюдаемыми в реально-

138 PT–условия метаморфизма

T °C

P, кбар

665

7.5 8.5 9.5

680

7.5 8.5 9.5

700

7.5 8.5 9.5

Н-3-3

Grt

0.86 0.84 0.84 0.84 0.83 0.83 0.83 0.82 0.82 0.86-0.82

Grt

0.4 0.35 0.34 0.35 0.33 0.33 0.33 0.32 0.3 0.35

0.38 0.38 0.36 0.39 0.38 0.34 0.39 0.36 0.33 0.41-0.52

Cpx

0.39 0.36 0.35 0.37 0.36 0.37 0.37 0.36 0.36 0.31-0.35

0.88 – – 0.9 – – 0.88 0.69 – –

Таблица 4.23. Сопоставление параметров состава минералов из амфиболитов

Западного домена с полученными в модели при разных P–T.

T °C

P, кбар

665

7.5 8.2 9.5

680

7.5 8.2 9.5

690

7.5 8.2 9.5

700

7.5 8.2 9.5

Н-3-4

0.86 0.87 0.86 0.84 0.85 0.84 0.84 0.83 0.82 0.84 0.83 0.8 0.82

Grt

0.34 0.37 0.37 0.33 0.34 0.32 0.31 0.32 0.31 0.3 0.34 0.3 0.34

0.45 0.43 0.37 0.45 0.42 0.41 0.44 0.41 0.32 0.45 0.44 0.31 0.47-0.57

Cpx

– сл. 0.39 – 0.39 0.39 сл. 0.37 0.35 сл. сл. 0.34 0.30-0.37

0.75 0.68 0.41 0.75 0.68 0.41 0.73 0.67 0.42 0.73 0.71 0.42 0.26-0.62

T °C

P, кбар

650

8.0 8.2 9.5

670

8.2 8.6 9.5

Н-3-5

0.92 0.9 0.88 0.9 0.9 0.88 0.90-0.92

Grt

0.26 0.28 0.31 0.3 0.3 0.31 0.30-0.31

0.64 0.72 0.76 0.68 0.67 0.57 0.76-0.66

0.68 0.61 0.57 0.63 0.63 0.57 0.61

0.48 0.44 0.34 0.43 0.42 0.34 0.65-0.48

а) Образец Н-3-3.

б) Образец Н-3-4.

в) Образец Н-3-5.

сти составами минералов и минеральным парагенезисом происходит в обла-

сти давлений 8–9 кбар при температуре около 670 °С (табл. 4.23в). При тем-

пературах, превышающих 670 °С, появились шпинель и санидин, а составы

других минералов были далеки от реальных. Данные PT не противоречат ре-

зультатам полученным для обр. Н-3-3 и Н-3-4. Таким образом, согласно мо-

делированию при помощи ПК «Селектор-С», наиболее вероятные оценки

условий образования гранатовых амфиболитов данных образцов – 8–9 кбар

по давлению и 670–690 °С по температуре.

Как показало моделирование обр. Н-3-3, состав плагиоклаза вдоль линии,

разграничивающей плагиоклазсодержащие и безплагиоклазовые разности,

закономерно изменяется, и с ростом давления он смещается в кислую сторону

(рис. 4.3). Из рисунке 4.3 видно, что появление плагиоклазовых кайм можно

было бы объяснить как понижением давления, так и повышением темпера-

туры, но изменение давления при этом является гораздо более значимым фак-

тором. Причем, с понижением давления должен развиваться основной

плагиоклаз, замещая более кислый, образовавшийся на первых стадиях по-

нижения давления. Повышение температуры при относительном постоянстве

давления также приводило бы к подобному замещению. С другой стороны

моделирование образцов Н-3-3 и Н-3-4 показывает, что повышение окисли-

тельного потенциала приводит к появлению эпидота, увеличению количества

плагиоклаза (расширению его поля устойчивости) и некоторому повышению

магнезиальности железомагнезиальных силикатов. Интересно, что с повы-

шением окислительного потенциала состав плагиоклаза быстро смещается

в кислую сторону. Поэтому вполне возможно, что появление вокруг граната

амфибол-плагиоклазовых корон с магнетитом связано не только с пониже-

нием давления, но и повышением окислительного потенциала флюида.

4.3.5 моделирование пород восточного домена Дссо

Моделирование минеральных ассоциаций Восточного домена ДССО

представляет собой сложную задачу по причине сложного состава модели-

руемых минералов, для которых требуется повышенная точность моделей ми-

неральных твердых растворов, еще не достигнутая в программном комплексе

«Селектор-С». К тому же эти образцы самостоятельно нами не были изучены

на микрозонде и, следовательно, некоторые особенности минеральных пара-

генезисов могли быть упущены. В связи с этим результаты моделирования

минеральных ассоциаций удско-майской серии следует рассматривать как

предварительные, но, несомненно, дающие новую и интересную информа-

цию об условиях образования этих пород.

Для моделирования было выбрано 3 образца метаморфических пород

удско-майской серии – 91в, 518 и 519в. Химические анализы этих пород при-

ведены в Приложении 2, минеральные ассоциации в Приложении 1, а составы

минералов в Приложении 4.

139Метод минимизации потенциала Гиббса и программа «Селектор-С»

Моделирование показало слабое влияние соотношения давления воды

и углекислоты на получаемый парагенезис. Для демонстрации этого пред-

ставлено две модели обр. 518 (табл. 4.24), у которых соотношение P

СО

меняется от 0.064 (модель А) до 0.91 (модель Б). Таким образом, сколько-ни-

будь точно соотношение P

СО

определить в данных ассоциациях нельзя.

Удовлетворительная сходимость реальных и вычисленных минеральных ас-

социаций и параметров состава минералов достигается при давлениях свыше

10 кбар и при температурах 600–620 °С (табл. 4.25). Однако, в модели 1

обр. 518 и в модели обр. 91в присутствует мусковит, причина появления ко-

торого осталась неясной. За исключением присутствия мусковита, другие

особенности наблюдаемых и модельных ассоциаций хорошо совпадают.

Следует подчеркнуть чрезвычайно характерную особенность моделируе-

мых и реальных минеральных ассоциаций – парагенезис кислого плагиоклаза

и богатого кальцием граната (табл. 4.25). Эта особенность составов минералов

(при данной температуре) объясняется давлением, с ростом которого и воз-

никает данная ассоциация. Как показывает проведенное моделирование,

с понижением давления в модельных ассоциациях происходит быстрый и

очень заметный рост основ-

ности плагиоклаза, так что

никаким образом нельзя сде-

лать грубую ошибку в оценке

величины давления. Это хо-

рошо видно из данных таб-

лицы 4.26, где показаны мо-

дельные составы минералов

при давлении 8 кбар. Инте-

ресно, что составы граната,

амфибола, биотита изме-

няются с понижением давле-

ния незначительно или на-

много менее заметно, чем

состав плагиоклаза (табл.

4.26). Таким образом, пара-

генезис кислого плагиоклаза

и богатого кальцием гра-

ната – хороший критерий по-

вышенных давлений (для

данной температуры и дан-

ных составов пород). В свою

очередь показателем темпе-

ратуры метаморфизма может

служить соотношения желе-

140 PT–условия метаморфизма

№ обр.

lg f

(1) lg f

(2) lg f

(3)

519в 11 615 10.7 0.3 -16.7 -15.9 -18

518

А* 10 620 9.4 0.6 -15.7 -15.8 -17.9

Б 10 610 5.3 4.7 -15.9 -16 -18.2

91в 10.5 600 8.88 1.12 -16.6 -16.4 -18.3

Таблица 4.24. Температура (°C), давление (кбар) и

параметры флюидного режима в модельных

ассоциациях.

Примечание: lg f

(1) – в модельной ассоциации;

lg f

(2) – на буфере магнетит–гематит; lg f

(3) –

на буфере С– СO – CO

* А и Б – модели с разным P

№ обр.

Grt

519в

образец

нет

анализа

0.78 0.35

0.43

(0.37)*

0.23

модель 0.36 0.82 0.31 0.36 0.22

518

образец 0.55 0.85

0.33-

0.32

0.63

(0.59)

0.20-

0.23

модель А – 0.89 0.33 0.49 0.23

модель Б 0.38 0.84 0.32 0.39 0.28

91в

образец 0.51 0.85

0.27-

0.37

0.57

(0.52)

0.15-

0.17

модель 0.43 0.87 0.34 0.43 0.2

Таблица 4.25. Сопоставление реальных составов

минералов с полученными в моделях.

Примечание: P–T параметры согласно таблицы 4.24.

* Для Hb в скобках – железистость, рассчитанная без

учета Fe

, без скобок – с учетом Fe

зистости (магнезиальности)

сосуществующих граната и

амфибола. Т.е. температура

метаморфизма обратно про-

порциональна константе рав-

новесия реакции ионного об-

мена FeWMg между гранатом

и амфиболом. С учетом этих

закономерностей была соз-

дана диаграмма 1/K

Grt+Hb

–

grs/an, представленная на ри-

сунке 4.4. Как отчетливо видно из рисунка, породы Восточного домена рас-

полагаются в области наивысших grs/an (т.е. давления) при умеренных значе-

ниях температуры. Породы Западного домена, напротив, отличаются высокой

относительной температурой и средними значениями давления (рис. 4.4).

Область наименьших давления и температуры на диаграмме (рис. 4.4) зани-

мают точки пород Центрального домена. Таким образом, на основании осо-

бенностей состава парагенезиса гранат + амфибол+ плагиоклаз можно сделать

первые выводы об относительных PT–условиях образования пород изучен-

ных доменов ДССО.

Еще одна характерная особенность, вытекающая из моделирования дан-

ных ассоциаций, – окислительный потенциал флюида. Как показывают дан-

ные моделирования, ассоциации с эпидотом возникают при довольно

высоком окислительном потенциале, приближающемся по величине к окис-

лительному потенциалу на буфере магнетит–гематит (табл. 4.24). Минераль-

ные ассоциации нюкжинских

амфиболитов и метамор -

фических пород бассейна

р. Гилюй, как было показано

выше, более восстановлены.

Из полученных моделей было

видно, кроме того, очень силь-

ное влияние состава флюида

на состав минеральных ассо-

циаций. С понижением окис-

лительного потенциала из

решений исчезал эпидот, за-

мещаясь цоизитом, а с ростом

давления углекислоты по-

являлся клинопироксен, каль-

цит или доломит. Все эти

минералы наблюдаются в дру-

141Метод минимизации потенциала Гиббса и программа «Селектор-С»

0.20 0.24 0.28 0.32 0.36 0.40

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

grs

Grt-Hb

ЦД

ВД

ЗД

Рис. 4.4. Качественная диаграмма PT

–

условий ме-

таморфизма пород ДССО по составам сосуще-

ствующих граната, амфибола и плагиоклаза.

ЗД, ЦД и ВД – Западный, Центральный и Восточ-

ный домены соответственно.

№ обр. T, °C

Grt

519в

образец – –

0.78-

0.80

0.35 0.43 0.23

модель 615 0.44 0.86 0.31 0.47 0.36

518

образец – 0.55

0.85-

0.89

0.33-

0.32

0.63

0.20-

0.23

модель А 620 0.41 0.85 0.31 0.5 0.33

модель Б 610 0.49 0.88 0.26 0.51 0.33

91в

образец – 0.51

0.84-

0.85

0.27-

0.36

0.57

0.15-

0.17

модель 600 0.45 0.89 0.45 0.44 0.29

Таблица 4.26. Модельные составы минералов при

давлении 8 кбар.

гих минеральных ассоциациях удско-майской серии (Козырева и др., 1985;

Приложение 1), поэтому вполне возможно связать их появление с вариациями

состава флюида.

4.4 Выводы по оценкам PT–условий

Таким образом, для изучения условия метаморфизма пород Джугджуро-

Становой складчатой области было применено три различных физико-хими-

ческих методики.

Классическая термобарометрия является наиболее простым и доступным

даже неспециалистам способом определения PT–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 мине-

ральных ассоциаций, когда выбор одновременно образовавшихся минералов

(или их зон) представляет собой нетривиальную задачу и требует умения пра-

вильно интерпретировать особенности минеральных микроструктур. В слу-

чае корректного использования данная методика может позволить определить

параметры образования локального равновесия, отражающего точку на прой-

денном породой PT–пути. При наличии надежно откалиброванного равнове-

сия классическая термобарометрия на сегодняшний день обладает, вероятно,

наиболее высокой точностью и «локальностью» определения PT. Однако,

с одной стороны, набор таких равновесий достаточно ограничен, а с другой,

выбор равновесных составов минералов всегда неоднозначен и может не от-

ражать 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 темпера-

туры и/или давления, адекватность которого мы можем оценить, только ос-

новываясь на других источниках.

Реализованный в программе THERMOCALC метод «средних P–T» яв-

ляется наиболее развитым представителем подхода, основанного на расчете

нескольких минальных реакций (multiequilibrium approach). Являясь разви-

тием классической геотермобарометрии, этот метод требует большего коли-

чества входных данных и несколько более сложен в использовании. Однако,

в сравнении с расчетом отдельных реакций, метод «средних P–T», во-первых,

позволяет на основе единой согласованной базы данных определять условия

образования различных минеральных ассоциаций из самых разных типов ме-

таморфических пород (амфиболитов и гранулитов, метапелитов и метабази-

тов). Во-вторых, на выходе мы имеем большое количество диагностической

информации, позволяющей судить о точности конечных оценок PT, степени

влияния каждого минала на результаты расчетов, степени отклонения энтро-

пии и активности каждого минала от заданных при достижении средних PT

и т.д. В-третьих, часто возможно определение PT–области образования по-

142 PT–условия метаморфизма

роды при отсутствии надежных термо- и барометрических реакций. Правда,

такая область вероятнее всего будет достаточно большой. Безусловно, при

расчете PT требуется такая же осторожность в выборе равновесных составов,

как и при применении классической геотермобарометрии. Однако выдаваемая

программой диагностическая информация может позволить обнаружить и ис-

ключить из расчета неравновесные минералы.

Моделирование при помощи ПК «Селектор-С» требует максимальное ко-

личество информации об изучаемой минеральной ассоциации, хорошее зна-

ние химической термодинамики и природных метаморфических

парагенезисов. Как показало моделирование парагенезисов метаморфических

пород ДССО, точность определения PT при помощи ПК «Селектор-С» в на-

стоящее время уступает другим описанным методам. Таким образом, учиты-

вая большое количество усилий, необходимое для моделирования одного

парагенезиса, использование ПК «Селектор-С» исключительно для оценки

PT вряд ли оправдано. Однако существующее несовершенство ни в коем слу-

чае 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 мине-

ралов 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 при-

родного механизма создания минеральной ассоциации. Таким образом,

можно проследить в динамике изменение всех свойств системы с температу-

рой, давлением, составом флюида и т.д. Например, имея диафторированную

метаморфическую породу с зональным гранатом, есть возможность не только

определить PT и другие параметры регрессивного этапа метаморфизма, но и

параметры пика метаморфизма, включая состав парагенезиса, существовав-

шего в равновесии с центром граната. Тот факт, что при данном валовом со-

ставе и при PT, близких к полученным при помощи термобарометрии, удается

воссоздать наблюдаемый парагенезис вплоть до составов составляющих его

минералов, свидетельствует о принципиальном достижении породой равно-

весия, отвечающего минимуму потенциала Гиббса. Дальнейшее развитие ме-

тода видится в уточнении моделей твердых растворов, а также в уточнении,

дополнении и «досогласовании» термодинамических баз данных. Такая ра-

бота может осуществляться в том числе при помощи ПК «Селектор-С»

143Выводы по оценкам PT–условий

благодаря реализации в нем двойственного решения, предоставляющего пол-

ную 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 мета-

морфических пород. При осуществлении исследований метаморфических

пород амфиболитовой фации ДССО мы использовали эти методы совместно,

корректируя применение одного метода на основании результатов, получен-

ных при помощи другого.

144 PT–условия метаморфизма

P, кбар

T,C

200

400

600

800

1000

Приблизительнаяглубина, км

ПП

ЭА

ГР

ЗС

Восточный

домен

Центральный

домен

Западный

домен

Рис. 4.5. Примерные области P–T метаморфизма пород разных доменов ДССО на схеме

фаций (Скляров и др., 2001).

Пунктиром изображены геотермы, характерные для разных геодинамических обстано-

вок: 1 – островных дуг и зон «горячего» рифтогенеза; 2 – в пределах стабильной континен-

тальной коры; 3 – в зоне субдукции горячей океанической коры; 4 – в зоне субдукции

остывшей океанической коры. Буквы в кружках – индексы метаморфических фаций: цео-

литовой (Ц), пренит-пумпеллитовой (ПП), зеленосланцевой, глаукофансланцевой (Г), эпи-

дот-амфиболитовой (ЭА), амфиболитовой (А), гранулитовой (ГР) и эклогитовой (Э).

На основании использования комплекса методов получены следующие

PT–параметры метаморфизма изученных пород:

 Западный домен – T= 630–730 °C при P = 8.5–12 кбар;

 Центральный домен – T = 620–680 °C при P =7–9 кбар;

 Восточный домен – T = 620–715 °C при P =10–13.5 кбар.

Температура гранулитового метаморфизма пород Западного домена

(обр. Н-20-1 и Н-22-1) вероятно была около 800 °C при давлении, не превы-

шавшем 6–7 кбар. Условия регрессивного метаморфизма этих пород – около

580 °C и 4 кбар.

Примерные области PT–параметров метаморфизма изученных пород при-

ведены на рисунке 4.5. Как видно из рисунка, приблизительные глубины мак-

симального захоронения изученных пород Западного домена составляют

примерно 26–35 км, Центрального домена – 21–27 км, а Восточного домена –

30–40 км. Интересно, что область P–T пород Центрального домена распола-

гается в районе геотермы стабильной континентальной коры, а наиболее вы-

сокобарные парагенезисы Западного и Восточного домена приближаются

к геотерме субдукции горячей океанической коры (рис. 4.5). Причем эти по-

роды метаморфизованы в более высокобарных условиях, чем гранулиты

сутамского и, частично, зверевско-чогарского комплексов (Александров,

2005а; Александров, 2005б).

145Выводы по оценкам PT–условий

Глава V

ОсОбеннОсти флюиднОгО режима

Флюидному режиму метаморфизма всегда отводилась ключевая роль

в понимании особенностей петрогенезиса метаморфических пород. В настоя-

щее время представляется доказанным положение о низкой активности воды

(большой «сухости») и высокой восстановленности флюидов гранулитовой

фации метаморфизма (Авченко и др., 2007б; 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 ме-

таморфических пород амфиболитовой фации в пределах Алдано-Станового

щита изучены гораздо хуже, и систематических знаний в этом вопросе накоп-

лено значительно меньше. Исследование пород амфиболитовой фации Джугд-

журо-Становой складчатой области позволило понять причины столь

широкого развития роговообманковых минеральных ассоциаций в этом

регионе и найти отличия этих пород от гранулитов в отношении флюидного

режима (Авченко и др., 2009а).

В настоящей работе мы будем разделять флюид на «внутренний» и «внеш-

ний». Состав и редокс-состояние «внутреннего» флюида определяется соста-

вом породы. Минеральный состав породы буферирует состав флюида

метаморфическими реакциями, при протекании которых потенциалы компо-

нентов «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 со-

став «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 «внеш-

него» флюида значительно более выдержан относительно состава «внутрен-

него» флюида. Если потенциалы некоторых компонентов «внешнего» флюида

задаются (наводятся) на породу, то эти компоненты в понимании Д.С. Кор-

жинского (1973) отвечают термину «вполне подвижный». Очевидно, что ге-

незис «внешнего» и «внутреннего» флюида различен. Как будет показано

ниже, разные методы определения состава флюида имеют отношение