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

Подождите немного. Документ загружается.

Глава IV

PT–условия метаморфизма

С целью определения PT–условий образования пород амфиболитовой

фации ДССО нами было использовано три различных методики. Первая из

них – классический метод минеральной термобарометрии; вторая – метод

расчета «средних Р–Т», реализованный в программе THERMOCALC; нако-

нец, третья – метод компьютерного моделирования минеральных равновесий

с помощью программы «Селектор-C». Своей популярностью традиционная

геотермобарометрия обязана простоте использования, широкому диапазону

применимости и ряду других качеств. Последующее появление двух других

методик было обусловлено стремительным развитием вычислительной тех-

ники и ростом количества экспериментальных данных о свойствах породо-

образующих минералов. Вначале будет рассмотрен классический метод

минеральной термобарометрии, затем метод «средних P–T», представляющий

целый класс методик расчета многоминеральных равновесий, т.е. по сути ста-

тистический метод одновременного расчета нескольких минеральных равно-

весий. Последним будет рассмотрен метод минимизации потенциала Гиббса,

реализованный в программном комплексе (ПК) «Селектор-С».

4.1 Традиционная геотермобарометрия

История минеральной геотермобарометрии начинается с работ Г. Рам-

берга, Дж. Де Воре, Т. Барта и др., в середине XX-го века выдвинувшими

идею использования констант обменных реакций для геологической термо-

метрии. Впоследствии, огромный вклад в геотермобарометрию был внесен

Л.Л. Перчуком, который на основе идей В.С. Соболева и Г. Рамберга развил

теорию фазового соответствия и откалибровал целый набор согласованных

геотермометров – гранат–амфибол, гранат–кордиерит, гранат–биотит, амфи-

бол–плагиоклаз, амфибол–клинопироксен и др. (Перчук, 1970; Перчук и Ряб-

чиков, 1976).

С тех пор геотермобарометрия как количественный метод определения

PT–условий образования пород получила распространение практически по-

всеместно в петрологических исследованиях в виде отдельных эксперимен-

тально откалиброванных реакций между двумя или более минералами.

Дальнейшее ее развитие шло по пути уточнения используемых реакций

и увеличения их количества. При этом калибровка новых равновесий

производилась как экспериментально, так и опосредованно при помощи уже

существующих «градуировочных» реакций. Таким образом, к концу про-

шлого века проблема отсутствия термометра или барометра для некоторых

типов пород переросла в проблему выбора наиболее подходящей реакции

и варианта ее калибровки. Для других пород, со скудными минеральными

парагенезисами, например, таких как безгранатовые амфиболиты, состоящие

из роговой обманки и плагиоклаза, определение температуры, а тем более

давления образования до сих пор возможно лишь с большой неопределен-

ностью.

Нами был проведен анализ существующих геотермометров и геобаромет-

ров, подходящих для исследуемых пород, выбраны наиболее заслуживающие

доверия, и, на основании последних, проведены оценки PT (Александров,

2005а; Александров, 2005б).

Поскольку минералы метаморфических пород ДССО часто неоднородны

по составу (особенно в породах Западного домена), в случаях отсутствия

каких-либо микроструктурных признаков совместного образования опреде-

ленных зон или зерен разных минералов равновесные составы зональных ми-

нералов выбирались по следующим принципам:

1. Если гранат и другой железо-магнезиальный минерал (обычно – ам-

фибол) имеют один тип зональности, т.е. противоположенный тренд измене-

ния с X

от центра к краю кристаллов, то брались пары центр–центр и

край–край граната и второго минерала, с которым осуществлялся обмен

катионами Fe и Mg. Допустим, при увеличении у граната магнезиальности,

а у амфибола железистости от центра к краю, принималось, что зональность

минералов образовалась в процессе прогрессивного метаморфизма (когда же-

лезо переходило из граната в амфибол, а магний наоборот), и центры данных

минералов равновесны между собой.

2. В случае если в породе присутствует амфибол, биотит или клинопи-

роксен переменного состава, но не имеющий четкой концентрической зональ-

ности, т.е. когда невозможно установить тренд изменения состава данного

минерала, то в качестве «пикового» равновесия в паре с наиболее магнези-

альным гранатом брался самый железистый состав такого минерала.

4.1.1 термометрия

4.1.1.1 Гранат-биотиовый термометр

Равновесие гранат–биотит является одним из первых откалиброванных

геотермометров, ставшим впоследствии и одним из наиболее популярных.

Это связано, во-первых, с широкой распространенностью данного парагене-

зиса. Во-вторых, благодаря большому энтальпийному эффекту распределение

Mg и Fe между биотитом и гранатом очень чувствительно к изменению тем-

пературы. Впервые Grt–Bt термометр был откалиброван Л.Л. Перчуком

в 1967 г., и на сегодняшний день насчитывается более двух десятков вари -

антов его калибровок. Краткий обзор истории и современного состояния

100 PT–условия метаморфизма

гранат-биотитовой термометрии можно найти в работе М.Дж. Холдэвея

(Holdaway, 2000).

Предварительно была проведена оценка более десятка существующих ка-

либровок гранат-биотитового термометра. В результате были отобраны че-

тыре уравнения (табл. 4.1), дающие ожидаемые температуры амфиболитовой

фации с наименьшим разбросом. Два уравнения получены И.В. Лаврентьевой

и Л.Л. Перчуком (Перчук, 1989, уравнения 3 и 4). Первое основано только

на распределении Fe и Mg:

(T-GB-1)

Второе уравнение предполагает преимущественный изоморфизм Mn W Mg:

(T-GB-2)

В этой же работе по согласованию Fe–Mg–геотермометров (Перчук, 1989)

приводится уравнение гранат-биотитового термометра (уравнение 5) с по-

правкой на содержание кальция. Однако использование этого уравнения для

пород амфиболитовой фации ДССО показало, что оно значительно завышает

температуры образования парагенезисов с высококальциевыми гранатами.

При содержании гроссуляра >30 % завышение составляет более чем 150 °С.

101Традиционная геотермобарометрия

Код Ссылка

Гранат-биотитовые термометры

T-GB-1 Перчук (1989) – уравнение 3

T-GB-2 Перчук (1989) – уравнение 4

T-GB-3 Bhatacharya et al. (1992)

T-GB-4 Holdaway, 2000

Гранат-амфиболовые термометры

T-GA-1 Перчук (1989) – уравнение 7

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

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

T-GA-4 Ravna (2000a)

Гранат-клинопироксеновый термометр

T-GCpx Ravna (2000b)

Амфибол-плагиоклазовый термометр

T-AP Holland & Blundy (1994)

Амфиболовые термобарометры

PT-A-1 Геря (2002)

PT-A-2 Zenk & Schulz (2004)

(Термо)барометры с Grt, Pl и Q

P-GAPQ Grt-Hb-Pl-Q; Kohn & Spear (1990)

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

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

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

TP-GOpxPQ-1 Grt-Opx-Pl-Q; Bhatacharya et al. (1991)

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

Таблица 4.1. Использованные уравнения термометров и барометров.

Следующим использованным уравнением является термометр (Bhattac-

harya et al., 1992) с использованием модели твердого раствора граната (Hackler

& Wood, 1989):

(T-GB-3)

М.Дж. Холдэвей в своей работе (Holdaway, 2000) на основании сравнения

существующих экспериментальных и расчетных данных по равновесию гра-

нат-биотит вывел наиболее оптимальные термодинамические параметры для

своего уравнения термометра (T-GB-4). Полученная аналитическая зависи-

мость является достаточно громоздкой, поэтому здесь не приведена. Следует

отметить, что автор (Holdaway, 2000) принимает содержание Fe

в биотите

равным 11.6 % от общего количества железа, т.е. для расчета мольных долей

компонентов в биотите используется 0.884 Fe.

Результаты расчетов при помощи гранат-биотитовых геотермометров при-

ведены в таблице 4.2. Расчеты для каждого домена выполнены при опреде-

ленном фиксированном давлении (близком к среднему для данного домена),

а также при давлении, рассчитанном для образца при помощи барометра

P-GBPQ (табл. 4.1). Следует отметить, что влияние давления на показания

данных термометров незначительное – не более 20 °C при максимальном рас-

хождении давления (до 6 кбар). Для большинства образцов наиболее низкие

оценки температуры дает геотермометр T-GB-1, а наиболее высокие – T-GB-4.

Для Западного домена ДССО, согласно расчетам, пиковые температуры

метаморфизма пород амфиболитовой фации по разным уравнениям находятся

примерно в диапазоне 620–720 °C. Исключение составляет обр. Н-3-5, оценки

температуры для которого находятся в районе 550 °C. Вероятно, это связано с

перекристаллизацией биотита на регрессивной стадии метаморфизма. Нельзя

исключать также повторного метаморфического события, при температурах

540–600 °C. Пиковая температура для гранулита Н-20-1 равна 820–840 °C.

Оценки пиковых температур для Центрального домена варьируют в пре-

делах 585–685 °C, при этом пиковая температура ниже 615 °C зафиксирована

только для одного образца ОГ-6.

Для Восточного домена получен наибольший разброс оценок и самые вы-

сокие температуры – 570–755 °C, однако к наивысшим и наименьшим значе-

ниям следует относиться скептически. Температуры выше 700 °C дает только

T-GB-4 (как и для Западного домена), за исключением образца 628. Возможно,

данный геотермометр несколько завышает температуру, а может быть, это об-

условлено неравновесными эффектами.

102 PT–условия метаморфизма

4.1.1.2 Гранат-амфиболовый термометр

Преимущество амфибол-гранатового равновесия заключается в том, что

оно имеет незначительный объемный эффект и, следовательно, почти не за-

висит от давления, которое в изучаемых парагенезисах более трудноопреде-

лимо и имеет больший разброс. К тому же ассоциации граната с амфиболом

пользуются широчайшим распространением в метаморфических образова-

ниях зейского и станового комплексов ДССО.

103Традиционная геотермобарометрия

№№

обр-в

№№

равн-й*

ln K

Grt-Bt

T (°C) при P

рассч.

домена

T-GB-1** T-GB-2 T-GB-3 T-GB-4

P (кбар)

P-GBPQ

T (°C) при P (P-GBPQ)

T-GB-1 T-GB-2 T-GB-3 T-GB-4

Западный домен ДССО (P

рассч.

= 9 кбар)

Н-2-4

1 1.578 623 628 668 717 12.4 632 637 670 728

130 1.578 623 628 668 717 9.9 625 630 669 720

Н-3-5 139 2.020 542 537 559 572 7.5 538 534 558 567

Н-6 141 1.477 643 655 683 724 11.4 650 662 685 732

Н-18-7

145 1.795 581 579 599 597 7.8 578 576 599 594

146 1.626 613 612 630 646 7.0 610 609 629 643

Н-20-1

7 1.826 575 574 580 590 3.1 560 559 576 575

8 0.749 828 821 830 827 8.3 826 819 830 824

9 1.836 573 572 578 592 3.3 558 557 575 577

10 0.763 824 817 826 840 9.4 825 819 826 842

Центральный домен ДССО (P

рассч.

= 8 кбар)

ОГ-6 96 1.765 584 587 601 647 8.0 584 587 601 647

ОГ-6-5

152 1.542 627 637 627 646 6.5 623 633 626 642

153 1.981 545 569 529 577 4.3 536 559 527 568

ОГ-6-5-1

154 1.372 663 663 670 671 5.7 656 656 668 665

155 2.078 530 542 525 552 3.7 519 532 523 542

ОГ-6-6

156 1.480 640 639 661 685 7.0 640 639 661 685

157 1.712 594 597 615 641 8.2 594 597 615 641

ОГ-6-8т

158 1.600 615 618 638 662 8.6 617 619 638 664

159 1.643 607 608 631 638 7.0 607 608 631 638

Восточный домен ДССО (P

рассч.

= 11 кбар)

162 1.885 570 589 586 661 12.5 574 593 587 666

163 1.885 570 589 586 661 13.6 577 596 588 669

505

46 1.704 603 631 569 681 10.0 603 630 569 681

47 1.469 651 675 627 754 11.3 652 675 627 755

513а 164 1.581 628 636 645 681 10.7 627 636 645 681

518 165 1.529 638 647 667 747 15.0 649 658 670 759

584 169 1.465 652 645 680 683 10.4 650 644 680 681

620 167 1.491 646 694 614 767 13.5 653 701 615 775

628

86 1.217 708 710 732 749 10.7 707 709 732 749

87 1.603 623 633 620 660 8.9 617 628 618 654

784 170 1.584 627 628 634 667 11.2 628 628 634 668

91в

94 1.628 618 629 640 703 15.4 630 641 643 715

95 1.661 612 613 655 722 16.7 627 629 659 738

Таблица 4.2. Результаты гранат-биотитовой термометрии пород ДССО.

* Номера минеральных парагенезисов согласно Приложения 5.

** T-GB-#, P-GBPQ — уравнения термометров и барометра согласно таблицы 4.1.

Известно четыре уравнения гранат-амфиболового термометра (табл. 4.1),

три из которых представлены в работе (Перчук, 1989, уравнения 7–9). Первое

уравнение (T-GA-1) выведено Л.Л. Перчуком и, так же как и в случае с его

гранат-биотитовым термометром T-GB-1, учитывает только содержание Mg

и Fe в сосуществующих амфиболе и гранате. Согласно выводам автора (Пер-

чук, 1989), при температурах выше 500 °C распределение железа и магния в

парагенезисе амфибол–гранат практически не зависит от состава данных фаз:

(T-GA-1)

Другое уравнение было выведено С.М. Грэхэмом и Р. Пауэлом (Graham &

Powell, 1984) и учитывает концентрацию Ca в гранате:

(T-GA-2)

Позднее это уравнение было усовершенствовано Р. Пауэлом (Powell, 1985):

(T-GA-3)

Наиболее позднее уравнение гранат-амфиболового термометра выведено

Е.К. Равна (Ravna, 2000a) на основании опубликованных экспериментальных

данных и составов природных равновесий, отградуированных при помощи

гранат-клинопироксенового термометра того же автора (Ravna, 2000b).

Полученное уравнение имеет следующий вид:

(T-GA-4)

Результаты гранат-амфиболовой термометрии приведены в таблице 4.3.

Как видно из таблицы, только уравнение T-GA-1 дает приемлемый диапазон

температур. Завышение показаний трех других термометров вероятно об-

условлено некорректной поправкой на содержание Ca в гранате. Термометр

T-GA-4 завышает температуру также для парагенезисов с высоким содержа-

нием марганца в гранате. Для калибровки данного термометра были исполь-

зованы главным образом гранаты с низким содержанием спессартина – лишь

в одном из образцов его количество превышало 7 %. Несколько реже встре-

чается занижение температуры уравнениями T-GA-2 – T-GA-4, особенно по-

следним. Таким образом, мы будем ориентироваться только по расчетам при

помощи T-GA-1.

Итак, для Западного домена диапазон пиковых температур соответствует

650–735 °C; для Центрального домена – 620–640 °C (исключение – 577 °C

для обр. ОГ-6-3); и для Восточного – 590–680 °C. Интересно, что гранат-ам-

фиболовая термометрия не дает таких высоких температур для образцов Вос-

точного домена (700 °C и выше), как гранат-биотитовая.

104 PT–условия метаморфизма

4.1.1.3 Амфибол-плагиоклазовый термометр

Амфибол-плагиоклазовый термометр был получен Дж. Бланди и Т. Хол-

ландом (Blundy & Holland, 1990), а позднее значительно усовершенствован

ими (Holland & Blundy, 1994) с учетом неидеальности твердых растворов ам-

фибола и плагиоклаза. Последняя версия термометра представлена двумя

уравнениями, одно из которых применимо только для пород насыщенных

кварцем, а второе может быть использовано также для недосыщенных кварцем

пород. Уравнения основаны на константах равновесия следующих реакций:

А) эденит + 4 кварц = тремолит + альбит;

B) эденит + альбит = рихтерит + анортит.

105Традиционная геотермобарометрия

№№

обр-в

№№

равн-й*

ln K

Grt-Hb

ln K

Grt-Hb

(T-GA-4)

T (°C)

T-GA-1** T-GA-2 T-GA-3 T-GA-4

Западный домен ДССО

Н-2-4 1 1.103 1.187 695 860 865 908

Н-3-3

115 1.903 2.184 513 648 638 505

116 1.274 1.395 650 803 803 752

Н-3-4 137 0.967 1.013 735 890 897 975

Н-3-5 139 1.069 1.160 705 819 820 840

Н-6 141 1.014 1.233 721 898 906 913

Н-9-2

142 1.120 1.207 691 740 733 761

143 1.215 1.402 665 723 715 799

Н-18-7

145 1.410 1.583 616 646 632 565

146 1.199 1.384 669 669 655 618

Центральный домен ДССО

ОГ-6 96 1.288 1.828 646 598 579 433

ОГ-6-3 151 1.585 1.637 576 716 711 676

ОГ-6-6

156 1.396 1.663 619 577 558 473

157 1.510 1.777 593 565 546 461

ОГ-6-8т

158 1.326 1.658 636 605 587 494

159 1.391 1.806 621 594 576 449

ОГ-15

149 1.281 1.398 648 722 714 693

150 1.492 1.759 597 662 650 548

Восточный домен ДССО

40 162 1.311 1.444 640 797 797 809

91в

94 1.401 1.514 618 702 693 680

95 1.357 1.413 629 796 796 780

505

46 1.492 1.572 597 768 766 802

47 1.280 1.372 648 796 796 862

513а 164 1.468 1.469 602 694 685 699

518 165 1.170 1.289 677 812 812 827

519в 166 1.534 1.665 587 739 734 670

628

86 1.297 1.433 644 719 712 677

87 1.635 1.768 566 620 606 555

792б 168 1.221 1.414 663 740 734 654

Таблица 4.3. Результаты гранат-амфиболовой термометрии пород ДССО.

* Номера минеральных парагенезисов согласно Приложения 5.

** T-GA-# — уравнения термометров согласно таблицы 4.1.

Сами уравнения (T-AP) выглядят следующим образом:

где Y

= 0 при X

> 0.5, иначе Y

= 12.0 (1 – X

)

– 3.

где Y

ab-an

= 3 при X

> 0.5, иначе Y

ab-an

= 12.0(2 X

– 1) + 3. Температура дана в

Кельвинах, а давление – в барах.

По заверениям авторов (Holland & Blundy, 1994) данный термометр при-

меним в широком диапазоне составов амфибола и плагиоклаза для темпера-

тур 400–1000 °C.

Для пород ДССО при помощи амфибол-плагиоклазового термометра T-AP

были рассчитаны температуры при давлениях 8, 10 и 12 кбар (табл. 4.4).

Как видно из таблицы, большинство полученных значений явно завышено

(часто близко или выше 800 °C) и не может быть использовано для оценки

температур метаморфизма изученного региона.

4.1.1.4 Гранат-клинопироксеновый термометр

Самый последний и, согласно мнению многих исследователей (например,

Stipska & Powell, 2005), лучший из существующих вариант гранат-клинопи-

роксенового термометра предложен Е.К. Равна (Ravna, 2000b). Уравнение

имеет следующий вид:

(T-GCpx)

Данный термометр откалиброван по данным экспериментов в диапазоне

температур от 600 до 1740 °C и давления от 10 до 60 кбар. Точность воспроиз-

ведения результатов экспериментов составила ±100 °C. Однако в связи с силь-

ным влиянием на получаемые оценки температур количества трехвалетного

железа в клинопироксене и гранате, согласно замечанию автора (Ravna,

2000b) и выводам других исследователей (например, Stipska & Powell, 2005),

неточность расчета содержания Fe

может существенно увеличить размер

ошибки.

Результаты использования данного термометра будут обсуждаться в раз-

деле 4.1.2.4.

106 PT–условия метаморфизма

4.1.2 Баро- и термобарометрия

4.1.2.1 Амфиболовые термобарометры

Парагенезисы с участием граната позволяют делать достаточно точные

оценки как температуры, так и давления образования метаморфических

пород. Однако гораздо более распространены породы содержащие только ам-

фибол, плагиоглаз и кварц. В связи с этим делалось множество попыток соз-

дать геобарометр для подобных пород.

Один из первых амфибол-плагиоклазовых геобарометров для метамор-

фических пород был экспериментально откалиброван Л.П. Плюсниной

(1983). Он основан на реакции Hb + Zo(Ep) + H

O + CO

= Pl + Chl + Cc + Q,

107Традиционная геотермобарометрия

№№

обр-в

№№

равн-й*

при 8 кбар

ср.

при 10 кбар

ср.

при 12 кбар

ср.

Западный домен ДССО

Н-2-4

1 796 731 763 793 744 769 791 758 774

130 898 817 858 896 832 864 893 847 870

Н-3-4

137 786 784 785 779 797 788 772 811 791

138 701 688 695 695 700 697 689 712 700

Н-3-5 139 737 719 728 751 741 746 765 763 764

Н-6 141 712 730 721 703 740 721 693 751 722

Н-9-2

142 801 811 806 801 828 814 801 844 823

143 757 801 779 760 820 790 763 840 801

Н-18-7

145 693 700 697 708 724 716 723 749 736

146 696 703 700 708 726 717 719 748 733

Центральный домен ДССО

ОГ-6 96 727 736 731 740 760 750 753 784 768

ОГ-6-3 151 664 650 657 672 668 670 679 687 683

ОГ-6-6 156 655 662 658 674 690 682 693 718 706

ОГ-6-8т

158 676 685 680 697 714 706 719 743 731

159 649 651 650 675 683 679 701 716 708

ОГ-15

149 712 718 715 710 732 721 708 747 727

150 769 782 775 762 794 778 754 806 780

Восточный домен ДССО

162 833 724 779 828 737 782 822 750 786

163 821 706 764 816 718 767 810 731 770

91в

94 973 732 852 973 747 860 974 762 868

95 819 709 764 827 726 777 835 744 789

505

46 938 761 850 920 770 845 902 779 840

47 1208 788 998 1183 796 989 1157 805 981

513а 164 677 671 674 693 693 693 708 715 712

518 165 794 714 754 801 731 766 807 748 778

519в 166 663 665 664 683 688 685 702 711 707

628

86 645 677 661 641 690 666 637 703 670

87 693 721 707 687 733 710 681 746 713

792б 168 697 658 678 724 682 703 750 706 728

Таблица 4.4. Результаты амфиболовой-плагиоклазовой термометрии (°C) пород ДССО.

* Номера минеральных парагенезисов согласно Приложения 5.