Авторефераты по всем темам >>
Авторефераты по земле
На правах рукописи
КОРСАКОВ Андрей Викторович
ОСОБЕННОСТИ МИНЕРАЛООБРАЗУЮЩИХ ПРОЦЕССОВ ПРИ МЕТАМОРФИЗМЕ СВЕРХВЫСОКИХ ДАВЛЕНИЙ
25.00.05 - минералогия, кристаллография
АВТОРЕФЕРАТ
диссертации на соискание учёной степени доктора геолого-минералогических наук
Новосибирск - 2011
Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Институте геологии и минералогии им. В.С. Соболева Сибирского Отделения РАН
Официальные оппоненты:
доктор геолого-минералогических наук АСХАБОВ Асхаб Магомедович доктор геолого-минералогических наук ПЕРЧУК Алексей Леонидович доктор геолого-минералогических наук СОКОЛ Александр Григорьевич
Ведущая организация: Учреждение РАН Институт земной коры СО РАН (г. Иркутск)
Защита состоится " 7 " июня 2011 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 003.067.02 при Учреждении Российской академии наук Институте геологии и минералогии им. В.С. Соболева Сибирского Отделения РАН (в конференц-зале).
По адресу: 630090, г. Новосибирск, пр-т Акад. Коптюга, 3.
Факс: 8Ц383Ц333-35-05, 8-383-333-27-92.
e-mail: gaskova@uiggm.nsc.ru
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГМ СО РАН.
_____________________________________________
Автореферат разослан л апреля 2011 г.
Подписано к печати 01.03.20Формат 60х84х16. Бумага офсет N 1. Гарнитура Таймс. Офсетная печать.
Печ. Л. 2.0. Тираж 130. Заказ ____________________________________________________ Учёный секретарь Новосибирск, 90, просп. Коптюга, диссертационного совета, д.г.-м.н. О.Л. Гаськова ВВЕДЕНИЕ в ходе метаморфизма сверхвысоких давлений в присутствии флюидов и
Актуальность. Породы метаморфических комплексов сверхвысоких расплавов.
давлений (UHPM) являются уникальными природными объектами, изучеХ Охарактеризовать изотопно-геохимические характеристики турмалина ние которых способствует пониманию процессов, протекающих в глубиниз высокобарических пород как минерала-индикатора, позволяющего реных частях литосферы. Особый интерес представляет состав флюидной факонструировать особенности взаимодействия флюид/расплав - порода, и зы, существующей в экстремальных условиях (Р > 2.8 ГПа и Т > 600C).
проанализировать возможность использования турмалина в качестве Отделение флюида из субдуцируемых осадков приводит к частичному Ar/39Ar геохронометра.
плавлению как нижнекоровых, так и мантийных пород и является одним из Х Оценить вклад высокобарических флюидов и расплавов в процессы ключевых факторов дифференциации Земли. В отличие от флюида, сущестобразования полиморфных модификаций углерода (графита/алмаза).
вование которого в UHPM комплексах признано всеми исследователями, Фактический материал. В основу диссертации положен фактический существование силикатных и уж тем более карбонатных расплавов встречаматериал, собранный лично автором в ходе полевых исследований Кокчеет решительные возражения со стороны геологов (Parkinson et al., 2002).
тавского массива в 1994-2008 г. (587 образцов), а также в 2002 г. - высокоВместе с тем карбонатные и карбонатно-силикатносульфидные расплавы барических пород массива Эрцгебирге (37 образцов). Четыре образца пород были достоверно установлены в мантийных ксенолитах (Schiano 1994, Родопского массива любезно предоставлены проф. М. Перраки (Афинский Frezzotti et al., 2002), но возможность образования подобного рода расплаПолитехнический Университет).
вов в глубоко субдуцированных коровых породах все еще недостаточно Научная новизна.
изучена. Карбонатные породы практически всегда присутствуют в субдуциХВ рамках данной диссертационной работы впервые предложены минераруемых осадках и могут служить источником для образования карбонатнолого-геохимические критерии, позволяющие идентифицировать продукты силикатных расплавов. Установить следы присутствия этих расплавов очень раскристаллизации высокобарических карбонатных и силикатносложно, поскольку они являются весьма агрессивными реагентами и могут карбонатных расплавов. Образование этих расплавов происходит за счёт полностью исчезнуть в результате взаимодействия с вмещающими породачастичного плавления терригенно-осадочных толщ в поле стабильности ми. Наиболее глубинные ассоциации коровых метаморфических пород алмаза (950-1000С и 4.5-6 ГПа).
формировались в поле стабильности алмаза (4.5-6.0 ГПа и 950-1000C) ХНа материале минеральных ассоциаций Кокчетавского массива установ(Sobolev and Shatsky, 1990; Massonne, 1999) и могут рассматриваться как лено, что образование К-содержащего клинопироксена происходит в реэталонные объекты для доказательства существования карбонатных, карбозультате реакционного взаимодействия водосодержащих силикатных раснатно-силикатных и силикатных расплавов в глубоко субдуцированных плавов с карбонатами в метаморфических породах.
осадках. Эти расплавы могут выступать в роли минералообразующей среды ХПолучены первые и единственные на сегодняшний день данные о состакак для породообразующих минералов, так и полиморфных модификаций ве флюидных включений из высокобарических породообразующих минеуглерода. Их изучение очень важно для понимания процессов минералообралов. Состав этих флюидных включений является преимущественно разования (и алмаза в частности) в зонах субдукции.
водным с низкими концентрациями растворенного вещества.
Цель работы Ч охарактеризовать особенности протекания минералоХВпервые выполнено изотопно-геохимическое исследование турмалинов образующих процессов при метаморфизме сверхвысоких давлений и восиз пород коэситовой и алмазной субфации метаморфизма, доказывающее, создать историю развития углеродсодержащих систем в условиях алмазной что К-содержащий турмалин не является индекс-минералом сверхвысосубфации метаморфизма. Для достижения поставленной цели необходимо ких давлений, несмотря на возможные включения алмаза.
было решить следующие задачи.
ХВпервые для природных объектов показана возможность образования Х Реконструировать агрегатное состояние среды кристаллизации минеметастабильного графита в поле стабильности алмаза. Кристаллизация ралов в метаморфических породах сверхвысоких давлений и сформулироалмаза и графита в метаморфических породах происходит в кинетическом вать минералого-геохимические критерии идентификации высокобаричережиме.
ских расплавов и флюидов.
Практическое значение. Предложен комплекс минералогоХ Определить влияние высокобарических флюидов и расплавов на масгеохимических критериев, позволяющих реконструировать состав высокоштаб массопереноса петрогенных, редкоземельных и рассеянных элементов барических флюидов и расплавов. Доказана возможность использования Ксодержащего турмалина в качестве нового 40Ar/39Ar геохронометра. Приве 1 дены убедительные доказательства того, что, в отличие от находок коэсита, ле стабильности алмаза может быть следствием роста степени плавления находки алмаза в других минералах не являются однозначным свидетельст- протолита, в результате чего силикатные, силикатно-карбонатные и карвом высокобарического происхождения минерала-хозяина. Разработана ме- бонатные расплавы обеднялись флюидом, а их алмазгенерирующая спотодика, позволяющая диагностировать метаморфогенные алмазы. собность резко падала. Кристаллизация графитовых рубашек за счет изОсновные защищаемые положения. менения Р-Т параметров представляется маловероятной.
1. Находки первичных преимущественно водных флюидных включений Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовав ядрах кристаллов граната и К-содержащего клинопироксена из силикат- ны 29 статей в журналах, рекомендованных ВАК, и тезисы 100 докладов.
но-карбонатных пород Кокчетавского массива свидетельствуют о суще- Отдельные положения были представлены на: 4 Международном полевом ствовании Н2О в виде самостоятельной флюидной фазы при Р-Т парамет- эклогитовом симпозиуме (Кокчетав, Казахстан, 1999); 31, 32, 33 Междунарах пика метаморфизма (Т = 950-1000С и Р = 4.5-6 ГПа). Присутствие родных геологических конгрессах (Рио-де-Жанейро, Бразилия, 2000; Фловоды понижает температуру плавления метапелитов, метабазитов и мета- ренция, Италия, 2004; Осло, Норвегия, 2008); Международном совещании карбонатов и может приводить к появлению силикатных, силикатно- Fluid/Slab/Mantle Interactions and Ultrahigh-P Minerals (Токио, Япония, карбонатных и карбонатных расплавов уже на пике метаморфизма. 2001); 6, 7, 9 Международной эклогитовой конференции (Ниихама, Япония, 2. Кристаллизацию К-содержащего турмалина в метаморфических поро- 2001; Сеггау, Австрия, 2005, Лочалш, Шотландия, 2007; Синин, Китай, дах сверхвысоких давлений контролирует специфика состава флюидной 2009); 18 Общем собрании Международной минералогической ассоциации фазы (обогащенность В и К), а не температура и давление. Образование (Эдинбург, Шотландия, 2002); Международных конференциях GeoRaman К-содержащего турмалина в метаморфических породах Кокчетавского 2004, 2006, 2008, 2010 (Гонолулу, США, 2004; Алмунекар, Испания, 2006;
массива происходило на рубеже 491.54.9 млн. лет в поле стабильности Гент, Бельгия, 2008; Сидней, Австралия, 2010); Международном (X Всероскварца и значительно (~40 млн. лет) оторвано от высокобарического этапа сийском) петрографическом совещание (Апатиты, 2005); Ассамблеях EGU метаморфизма. К-содержащий турмалин не является индекс-минералом (Ницца, Франция, 2003; Вена, Австрия 2006; 2008); 16 Международной сверхвысоких давлений, несмотря на возможные включения алмаза, но конференции "Deformation mechanisms, Rheology and Tectonics "(Милан, может использоваться в качестве надежного 40Ar/39Ar геохронометра для Италия, 2007); Международной конференции Goldschmidt 2007 (Кельн, датирования метасоматических процессов. Германия, 2007); 9 Международной кимберлитовой конференции (Франк3. Морфологические и геохимические особенности поликристалличе- фурт, Германия, 2008).
ских (Mg-кальцит) и полифазных (силикаты карбонаты) включений в Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 6 глав калийсодержащем клинопироксене и высококремнистом титаните, яв- и заключения общим объёмом 367 страниц и сопровождается 95 рисунками ляющихся бесспорными минералами-индикаторами сверхвысоких давле- и 29 таблицами. Список использованной литературы составляет 469 наимений (Р>5ГПа), свидетельствуют об образовании карбонатных, карбонат- нований.
но-силикатных и силикатных расплавов на пике метаморфизма (950- Благодарности. Исследования по данной теме были начаты в 1994 г. в 1000С и 4.5-6 ГПа) в терригенно-осадочных толщах, субдуцированных лаборатории минералов высоких давлений ИГиГ СО РАН под руководством на глубину > 120 км. чл.-корр. РАН В.С. Шацкого и продолжены в лаборатории минералов высо4. К-содержащий клинопироксен в метаморфических породах сверхвы- ких давлений и алмазных месторождений ИГМ СО РАН. Глубокую признасоких давлений кристаллизуется при участии силикатных и карбонатных тельность автор выражает академикам РАН Н.Л. Добрецову, Н.В. Соболеву расплавов, образовавшихся в результате реакционного взаимодействия и В.В. Ревердатто, чл.-корр. РАН Н.П. Похиленко, д.г.-м.н. В.Н. Шарапову, водосодержащих силикатных расплавов с доломитовыми мраморами. д.г.-м.н. Ю.Н. Пальянову за обсуждение проблем, рассматриваемых в дис5. Широко распространенные в породах Кокчетавского массива кристал- сертации, и критические замечания. Ценный опыт полевых петроструктурлы алмаза с вростками графита в ядрах и графитовыми рубашками от- ных исследований был получен при участии проф. К. Тениссена (Бельгия), ражают сложный тренд изменения алмазгенерирующего потенциала сре- к.г.-м. Л.В. Смирновой, к.г.-м.н. Г.М. Вовной и д.г.-м.н. М.М. Буслова под ды кристаллизации. Совместный рост этих фаз в ядрах кристаллов осуще- научным руководством Н.Л. Добрецова. Автор благодарен геологам ОАО ствляется, вероятно, в условиях максимальных пересыщений по С0(элемент) Кокшетаугидрогеология А.А. Заячковскому и М.Ю. Зорину за всесторонвблизи пика метаморфизма. По мере падения пересыщения кристаллизо- нюю помощь в проведении полевых работ. Неоценимую помощь в проведевался исключительно алмаз. Формирование графитовых рубашек в по- нии аналитических работ оказали О.А. Козьменко, к.г-м.н. Д.В. Кузьмин и 3 к.г-м.н. Е.Н. Нигматулина. Особую признательность за поддержку и по- UHPM пород выполнялись на модифицированном ионом зонде Cameca IMS мощь при подготовке диссертации выражаю д.г.-м.н. Э.В. Сокол и д.г.-м.н. 3f (SIMS). Содержание редких и рассеянных элементов как в минералах, так А.Г. Соколу, д.г.-м.н. Е.Ф. Летниковой, к.г.-м.н. А.Р. Агатовой, к.г.-м.н. и во включениях определялось методом масс-спектрометрии с индуктивноР.К. Непопу и С.П. Демину. Важную роль в формировании профессиональ- связанной плазмой с использованием лазерной абляции (LA-ICP-MS).
ных навыков сыграли общение и дискуссии с академиком РАН Особое внимание в этой главе уделено способам идентификации меФ.А. Летниковым, д.х.н. В.С. Шеплевым и д.г.-м.н. Г.Г. Лепезиным, к.г.- таморфогенных кристаллов алмаза, поскольку в процессе изготовления полированных пластинок и шлифов алмазный инструмент используется на м.н: В.В. Хлестовым, Н.И. Волковой, Н.А. Кулик, М.А. Вавиловым, различных этапах пробоподготовки. Диагностические признаки метаморфоС.С. Кулигиным и А.В. Головиным, которым автор выражает особую благенных алмазов могут быть суммированы следующим образом:
годарность. Автор признателен соавторам: А.В. Травину, Д.С. Юдину, 1. Кристаллы алмаза, являющиеся включениями в минералах, не обнажаюД.А. Зедгенизову, А.Л. Рагозину, А.С. Степанову, Е.И. Жимулеву, Ф.И.
щиеся на поверхности препарата.
Жимулеву, А.А. Томиленко, Дж. Херманну, Д. Рубатте, П. Ваденабееле, 2. Кристаллы алмаза в шлифах или полированных пластинках, при изготовК. Де Гусему, Л. Насдале, А. Сузуки, М. Перраки, Т. Дайнингу, лении которых ни на одной из стадий не использовался алмазный инстЯ. Топорски, Р. Свенену, О. Янку, Р. Компаньони, Х.Р. Маршалу.
румент.
Работа выполнена в рамках НИР лаборатории минералов высоких дав3. Кристаллы алмаза, частично обнажающиеся на поверхности, могут быть лений и алмазных месторождений ИГМ СО РАН по проекту Исследование отнесены к метаморфогенным, если (i) их размер превосходит размер минералообразующих процессов в континентальной литосфере и была кристаллов алмаза из порошка; (ii) кристаллы алмаза окружены графитоподдержана грантами РФФИ № 00-05-65203-a, 01-05-65093-а, 04-05-64360выми рубашками, или сосуществуют с другими фазами.
a, 05-05-64317-a, 06-05-89503-ННС-a, 07-05-00308-a, грантами Президента 4. КР-спектры природных алмазов, полученные при идентичных аналитиРФ № МК-1041.2004.5, МК-5077.2006.5.
ческих условиях и обработанные по одной методике, обнаруживают знаГЛАВА 1. РЕКОНСТРУКЦИЯ СОСТАВА HP-UHP РАСПЛАВОВ И ФЛЮИчительные различия в положении (= 1331.8 - 1336.0 см-1) и ширине ДОВ: АНАЛИЗ ПОДХОДОВ (FWHM = 3.0-11.3 см-1) основной линии алмаза в сравнении с зернами Метаморфизм сверхвысоких давлений (Ultrahigh-pressure алмаза, использованными в процессе полировки.
metamorphism - UHPM) - специфический вид регионального метаморфизма ГЛАВА 3. РЕКОНСТРУКЦИЯ СОСТАВА ФЛЮИДА ПО РЕЗУЛЬТАТАМ ИЗУпород континентальной коры, при котором давления достигают 2.7 - 6.ЧЕНИЯ UHPM КОМПЛЕКСОВ ГПа, а температура - 550 - 1000С (Carswell and Compagnoni, 2005). ИндексВ этой главе изложены полученные автором данные о составе флюида минералами UHPM являются коэсит и алмаз (Chopin and Sobolev, 1995).
в породах алмазной субфации метаморфизма, а также проведено сравнение Граница между метаморфизмом высоких и сверхвысоких давлений провос составами флюида для других высокобарических комплексов по литерадится по линии равновесия кварца и коэсита. Метаморфические комплексы турным данным. Реконструкция состава флюида была выполнена с испольсверхвысоких давлений сложены породами, эксгумированными с глубин зованием следующих подходов: изучение флюидных включений, исследо>120 км. Они образуются в результате субдукционно-коллизионных прования взаимодействия флюид-порода и зон интенсивной инфильтрации цессов (Dobretsov and Shatsky, 2004). В настоящее время известно около флюидов, анализ подвижности компонентов на контакте химически контратаких комплексов (Chopin, 2003). В главе 1 кратко изложены материалы о стных сред. Эта информация отражена в соответствующих разделах.
геологическом строении UHPM комплексов, приведён обзор теоретических Состав флюидной фазы в породах алмазной субфации метаморработ, результатов экспериментальных исследований и наблюдений прифизма.
родных объектов, позволяющих оценить составы UHPM флюида и расплаНаличие К-содержащих клинопироксенов в породах Кокчетавского ва.
массива также свидетельствует в пользу существования высококалиевой ГЛАВА 2. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ жидкости на пике метаморфизма в этих породах (Сафонов и др., 2005), но ее Из всего многообразия существующих методов исследования были следы были диагностированы лишь в виде включений в алмазах (Hwang et выбраны рентгенофазовый анализ, рентгенофлуоресцентный силикатный al., 2005). При высоких температурах и давлениях (выше второй критичеанализ состава пород, оптическая и сканирующая электронная микроскоской точки) составы флюидной фазы и расплава становятся неразличимыпия, рентгеноспектральный анализ, катодолюминесцентная, ИК- и КРми. Проблема положения второй критической точки в наиболее значимых спектроскопия. Определения изотопного состава бора в турмалинах из 5 петрологических системах является весьма актуальной, поскольку флюиды каженного в различной степени ромбододекаэдра (Рис. 1 b), а в клинопии расплавы переносят различный набор элементов (Hermann et al., 2006). роксене - удлиненно призматическую (Рис. 1 f). Фазовый состав включений Присутствие СОН-флюида существенно понижает температуру плавления при комнатной температуре: газ + жидкость дочерние/ксеногенные крипротолита. В свою очередь, появление расплава в породах приводит к ис- сталлические фазы. Вторичные флюидные включения встречаются в виде чезновению свободной флюидной фазы, так как с ростом давления проис- полей или цепочек и трассируют залеченные трещины, секущие все ростоходит увеличение растворимости воды в расплаве (Hermann et al., 2006). вые зоны порфиробластов граната и клинопироксена. Форма включений - Поэтому важно различать области существования флюида и расплава, а овальная, округлая, реже неправильная. Фазовый состав - газ+жидкость, также сосуществования этих фаз. кристаллических фаз в них не установлено.
Минеральный состав гранат- Результаты крио- и термометрии указывают на то, что эти первичные клинопироксеновых (Grt-Cpx) и вторичные флюидные включения являются преимущественно водными.
пород Кокчетавского массива Несмотря на небольшой размер первичных включений, удалось получить варьирует от карбонатных (на хорошие ИК-спектры, однозначно указывающие на присутствие жидкой водолю силикатов приходится ды - широкие полосы 1630 и 3200-3400 см-1 (Rossman, 1988). Детальное карменее 10 об. %) до преимуще- тирование флюидных включений с применением методов КРственно силикатных (с содер- спектроскопии позволило установить присутствие флогопита и жидкой жанием карбонатов менее 10 H2O. Наиболее распространенной кристаллической фазой во включениях об. %). Составы граната (Alm10- является кальцит, кварц встречается значительно реже. Характеристические Sps1.5-3.1Pyr0.5-8.9Grs33-76And5.2-25) полосы СО2, СН4, N2 не были диагностированы ни в одном из включений.
и К-содержащего клинопирок- Вся совокупность полученных данных по первичным флюидным включенисена из Grt-Cpx образцов варь- ям указывает на то, что кристаллизация центральных частей порфироблаируют в широких пределах. стов граната и клинопироксена происходила в присутствии водного флюида Значительное количество Fe3+ в в качестве самостоятельной фазы. Присутствие вторичных флюидных составах граната (до 0.47 ф.е.) включений свидетельствует о важной роли водного флюида на одной из заи клинопироксена (до 0.1 ф.е.) ключительных стадий регрессивного этапа метаморфизма.
является отличительной осо- В отличие от пород Кокчетавского массива, в порфиробластах граната Рис. 1 Первичные флюидные включения в порфибенностью неалмазоносных из пород Родопского массива были идентифицированы алробластах граната и клинопироксена из Grt-Cpx поGrt-Cpx пород. Присутствие К- маз/графиткальцитСО2 (Perraki et al., 2006, 2009). Эти находки свидетельроды (обр. GAK101). Grt-II - идиоморфные домены в порфиробласте граната (Grt-I).
содержащих клинопироксенов ствуют о том, что СО2 может выступать в качестве основного компонента (с содержанием К2О ~1 мас. %) является одним из наиболее убедительных высокобарического (HP) флюида. Однако отсутствие экспериментальных показателей высокобаричности этих пород (Perchuk et al., 2002). Наличие данных о растворимости СО2 в карбонатно-силикатном расплаве не позвовключений граната в порфиробластах К-содержащего клинопироксена и ляет судить о возможности существования углекислотного флюида в качевключений К-содержащих клинопироксенов в порфиробластах граната (Grt- стве самостоятельной фазы в поле стабильности алмаза.
I) указывает на то, что рост этих минералов происходил одновременно при Взаимодействие флюид-порода - реконструкция состава флюи950-1000С и >5 ГПа (Perchuk et al., 2002). Флюидные включения и поли- да по изменению валового состава породы в результате отделения флюфазные включения, представляющие собой продукты раскристаллизации ида.
расплавных включений (см. Главу 4), диагностированы в центральных зо- Процессы дегидратации и миграция образовавшейся флюидной фазы нах порфиробластов граната и клинопироксена. В порфиробластах клино- происходят непрерывно на прогрессивном этапе метаморфизма вплоть до пироксена флюидные включения более редки и значительно мельче. эклогитовой фации. Breeding et al. (2004) и John et al. (2004) установили суФлюидные включения Первичные одиночные включения (размером до 40 щественный вынос элементов из НР пород в каналах, по которым происхомкм) или их скопления располагаются исключительно в центральных зонах дит миграция HP флюида. Breeding et al. (2004) отмечают вынос до 90% кристаллов граната и клинопироксена, которые окружены оболочкой, не со- LILE и Pb из HP метапелитов, прилегающих к зоне просачивания флюида.
держащей включений (Рис. 1). Эти включения в гранате имеют форму ис- Значительное изменение валового состава пород, вероятнее всего, было 7 обусловлено высоким отношением флюид/порода, а не высокой раствори- Ab и Qtz, свидетельствующие о его кристаллизации на регрессивном этапе.
мостью вещества во флюиде (Hermann et al., 2006). Состав турмалина однороден и близок к идеальной формуле серии шерИнфильтрационное метасоматическое преобразование высокобариче- дравит (XMg ~0.67), но содержит небольшое количество B[IV] (Табл. 1). Анаских пород. лиз изотопного состава нескольких зерен турмалина позволил установить, Зоны распространения мета- что величина 11B остается постоянной -7.4 0.7 Й (Табл. 2; Рис. 3a) и уксоматических кварц- ладывается в интервал составов, типичных для континентальной коры.
турмалиновых (Qtz-Tur) пород могут служить еще одним примером каналов, по которым происходила интенсивная инфильтрация флюида, приведшее к полному уничтожению UHPM ассоциаций.
Необычный состав турмалина (К2О до 3 мас.%) и находки в нем включений алмаза позволили (Shimizu and Ogasawara, 2005) предположить, что Ксодержащий турмалин может служить новым UHPM индекс-минералом. Отсутствие надежных датировок и ограниченность экспериментальных данных о поле стабильности турмалина при высоких Рис. 3 Изотопный состав бора в турмалинах. (a) обр. G31 - K2O-содержащий турмалин из Turдавлениях стимулировали Qtz пород (Кумды-Коль). Серая область - домены с низкими содержаниями K2O. (b) обр. K86 - наши исследования особенРис. 2. Турмалины из UHPM пород. Кокчетав: Обр. турмалины из коэситсодержащей Grt-Ky-Phe-Qtz породы (Кулет). Эрцгебирге: (c) обр. R6a - K86: (a) Coe-содержащие кристаллы граната, сосуще- ностей химического и изо- турмалин с включениями кварца и фенгита. (d) обр. R6b - UHP шерл с включениями коэсита и ствующие с Tur-Ab-Ms псевдоморфозами по жадеиту кианита в промежуточной зоне и включениями кварца в кайме.
топного состава турмалина из (?), (b) турмалин в Ab+Ms псевдоморфозе, (c) BSEпород коэситовой и алмазной Таблица. 2. Изотопный состав бора в турмалинах из Образец G31 Tur-Qtz породы фотография этого же турмалина. Обр. G31: (d) ядро UHPM пород, определённый методом SIMS. 2 - субфации метаморфизма турмалина с высоким содержанием K2O и с включе- был отобран на месторождении стандартных отклонения; n -количество анализов. с ниями кварца из алмазоносных Qtz-Tur пород м-ния (Marschall et al., 2009). ВперКумды-Коль. Октаэдрические - центр, m - промежуточная зона, r - край.
Кумды-Коль, (e) BSE-фотография этого же турмалина.
вые нами было произведено Массив Кокчетавский Эрцгебирге кристаллы алмаза диагностироЭрцгебирге: (f) Coe-содержащий гранат и Qtz- № обр. K86 G31 R6 R6b Ar/39Ar датирование турмаваны в виде включений в цирсодержащий турмалин из обр. R6a. Обр. R6b: (g) -(h) Домен c c r c r c m R линов (Корсаков и др., 2009).
кристалл турмалина и включения Coe и Ky в нем. коне. В этих породах присутст11B -7.4 9.4 6.5 -7.2 -10.5 -15 -14.7 -13.2 0.7 0.4 1 0.3 0.8 0.2 0.3 0.вует в большом количестве n 9 11 6 12 7 12 15 Турмалины Кокчетавского массива турмалин - до 10 об.%. Гранат Образец K86 (участок Кулет) представлен Grt-Ky-Phe-Qtz/Coe пороидентифицирован лишь в виде включений цирконе из этого образца. Вклюдой (Рис. 2a) с псевдоморфозами, сложенными агрегатами Ms-Ab-Qtz (Рис.
чения SiO2, Gr, Ap и Zrn были диагностированы в турмалине. Исследования 2b), содержащими несколько кристаллов турмалина размером до 150 m 300 включений SiO2 методами КР-спектроскопии позволили установить (Рис. 2b-c), которые характеризуются слабой зональностью в обратно расселишь кварц. Большое гомогенное ядро в турмалинах (Рис. 2e) обогащено янных электронах (Рис. 2c). В этих турмалинах диагностированы включения Mg-Na-F, Ca (~0.3 ф.е.), К (0.32 ф.е.) и B (~3.3 ф.е.; Табл. 1). Краевые зоны 9 содержат значительно меньше вакансий в позиции X (0.2 - 0.3 ф.е.) и очень держат небольшое количество B[IV] и характеризуются низкой концентрацинизкие концентрации K2O - <0.05 мас.%. В ядрах кристалла величина 11B ей вакансий в X-позиции (Табл. 1). XMg увеличивается от центра кристалла к составляет +9.4 0.4 Й и +6.5 1.0 Й - в краевых зонах (Табл. 2; Рис. 3b). промежуточной зоне от 0.38 до 0.45 и затем снижается к периферии до Турмалины обр. G31 +9.4Й обогащены тяжёлым изотопом бора в сравне- XMg=0.34 (Табл. 1). Содержания K2O увеличивается от 0.05 мас.% в ядре до нии с типичными коровыми и мантийными значениями, а также турмали- 0.18 мас.% в промежуточной зоне и кайме. Изотопный состав бора очень нами других UHPM пород. Высокие концентрации бора на уровне лёгкий. В ядре - 11B = -15.0 0.2 Й, в промежуточной зоне 11B = -14.7 ~2500 g/g невозможно достичь без привноса B извне. 0.3 Й. Лишь в краевой зоне изотопный состав B несколько утяжеляется 11B Для мусковита и турмалина из обр. G31 получены 40Ar/39Ar спектры, в = -13.2 0.5 Й (Табл. 2; Рис. 3d). Включения кианита и коэсита в ядрах и которых выделяются четкие плато с совпадающими значениями возраста - промежуточных зонах порфиробластов турмалина свидетельствует о его 492.54.8 и 491.54.9 млн. лет соответственно. Эти датировки соответству- формировании в UHPM условиях. Находка шерла с включением коэсита ют поздним деформациям НР пород, которые происходили уже после выве- указывает на то, что высокая магнезиальность не является ни необходимым, дения этих пород на верхние уровни земной коры. Ранее были получены ни достаточным условием для образования турмалина в поле стабильности многочисленные 40Ar/39Ar датировки по мусковиту и биотиту из алмазонос- коэсита. Сохранность химической неоднородности по Ti, Fe и Mg указывает ных пород месторождения Кумды-Коль - 529-507 млн. лет (Добрецов и др., на неполное диффузионное выравнивание состава (Табл. 2; Рис. 2g,h). Изо2006). Учитывая, что изотопные системы слюд HP генезиса сохранили свои топный состав бора около -15 Й значительно ниже типичных значений для значения, а по более устойчивому турмалину фиксируется значительно континентальной коры, но близок к составу коэситсодержащих турмалинов меньший возраст, можно утверждать, что измеренное значение соответству- участка Лаго Ди Чигана, Итальянские Альпы (Marschall et al., 2009).
ет возрасту формирования турмалина. В заключение отметим, что форми- Обзор немногочисленных данных о составе турмалинов из HP и рование современного фазового состава Qtz-Tur пород связано метасомати- UHPM пород (Marschall et al., 2009) показывает, что в подавляющем больческими процессами. К-содержащий турмалин может использоваться в ка- шинстве турмалины представлены дравитами, но в породах массива Эрцгечестве нового геохронометра. бирге был идентифицирован шерл. Отличительными чертами всех HP-UHP Турмалины массива Эрцгебирге турмалинов являются высокая доля занятых Х-позиций (>0.8 ф.е.) и избыОбр. R6a является мелкозернистым Grt-Bt-Qtz-Fsp-Phe гранулитом с полос- ток бора (3.2 - 3.3 ф.е.). Высокие содержания К2О были зафиксированы чатой текстурой. Включения коэсита диагностированы только в гранате. лишь в турмалинах из метасоматически измененных пород Кокчетавского Турмалин образует коричневатые порфиробласты (~1 мм) с включения массива, образовавшихся в поле стабильности кварца. Образование Ккварца и фенгита (Рис. 2f). Турмалины относятся к серии шерл-дравит турмалина связано с высокими содержаниями К и B во флюиде. Из других (XMg~0.72) с высоким содержанием Na в Х-позициях и В (Табл. 1). Изотоп- особенностей состава, присущих всем HP турмалинам, следует отметить ный состав B уменьшается от -7.20.3 Й в центре кристалла до -10.5 0.8 низкие концентрации Ti, Mn, Li и Cl.
Й в каймах (Табл. 2; Рис. 3c) и близок к значениям, характерным для кон- Диффузионный биметасоматоз на контакте контрастных по сотинентальной коры. Снижение величины 11B до -10 Й от центра к перифе- ставу пород.
рии кристалла является не типичным для турмалина, кристаллизовавшегося Анализ поведения элементов на границе химически контрастных сред на регрессивном этапе. Высокое содержание турмалина в породе и иденти- является важным подходом к оценке масштабов массопереноса, и реконстфицированные в нем включения кварца указывают на образование турма- рукции механизма миграции петрогенных и редкоземельных элементов.
ина за счёт привноса бора в поле стабильности кварца. Объектами исследования были контакты эклогита и доломитового мрамора Обр. R6b представляет собой милонитизированный гранулит с сильно и алмазоносной Grt-Cpx породы и неалмазоносного доломитового мрамора удлиненными зернами кварца и полевого шпата и короткопризматическими (Кумды-Кольский блок, Кокчетавский массив).
порфиробластами черного турмалина (до 3 мм). В поперечных сечениях Эклогит - доломитовый мрамор.
кристаллов турмалина обнаруживается несколько зон: синее ядро, медово- Образец (EK) представляет собой контакт эклогита (7 см) и доломитожелтая промежуточная зона и зеленовато-серая кайма, где турмалин обра- вого мрамора (20 см) (Рис. 4). Образец отчётливо зонален: (1) эклогит Grtзует срастания с Qtz, Fsp и Phe из матрикса (Рис. 2g). Включение коэсита Omp-Amp-Bt-Pl-QtzCalRutZrn; (2) Grt-Cpx порода (Grt-K-Cpx-Amp-Bt(15 m) было диагностировано в промежуточной зоне одного из кристаллов QtzCalRutZrn); (3) доломитовый мрамор Grt-Di-DolCalRutZrn. На турмалина (Рис. 2h). Турмалины из этого образца являются шерлами, со- границе эклогита и доломитового мрамора фиксируется зона, характери 11 зующаяся более крупными размерами кристаллов граната и клинопироксена ходит увеличение альмандинового, спессартинового и пиропового миналов (до 2 см), а также появлением К-Cpx, отсутствующих в обеих породах. В при сопряженном понижении гроссулярового минала. В зоне контакта диэклогите тонкозернистый агрегат кальцита сечёт все минералы. Ему сопут- агностированы кристаллы граната с "прямой" и "обратной" зональностью по ствуют участки, обогащённые пирротином и пиритом. Включения кальцита Mg в эклогитовой и карбонатной частях соответственно. Расчётные данные диагностированы в гранате и, реже, в клинопироксене. Вдоль границ зёрен позволяют выстроить следующий ряд дифференциальной подвижности Cpx наблюдаются тонкие (100 мкм) симплектитовые структуры, представ- элементов: Mg>Fe>>Mn>Ti>Ca.
енные Na-авгитом и Pl10-15. При переходе от эклогита к карбонатной части образца в клинопирокПетрохимическое опробование проводилось по следующей методике. сене содержания TiO2, Al2O3, FeO, Na2O снижаются, а SiO2 и MgO растут. В Изначально была выпилена плоско-параллельная пластина толщиной 2 см, приконтактовой части образца фиксируется зона с крупные порфироблазатем из нее было изготовлено 43 шлифа размером 45х25мм (Рис. 4). После стами K-Cpx (K2O = 0.4 мас.%) c ламелями Kfs и Phl. Принимая во внимаизготовления шлифов оставшиеся блоки 1, 7, 14, 21, 28, 35 и 41 были разре- ние большое количество ламелей Kfs и Phl, можно утверждать, что концензаны на 8 кубиков размером 1х1х1 см (их номера указаны мелким шрифтом трация К2О в исходном клинопироксене была значительно выше. В порфив квадратиках, см. Рис. 4). Эти кубики (54 шт.) в дальнейшем использова- робластах Cpx в удалении от контакта содержания К2О близки к пределу лись для химического анализа петрогенных и рассеянных элементов. обнаружения. Формирование переходной зоны происходило в условиях, отСредние концентрации оксидов основных петрогенных элементов в вечающих пику метаморфизма. Регулярное присутствие карбонатных вклюэклогите и карбонатной породе сильно варьируют. Характер их распределе- чений с характерными чертами раскристаллизованных расплавных включения позволяет предполагать реакционное взаимодействие между вышена- ний (см. Главу 4) в гранатах эклогитовой ассоциации на расстоянии 5-6 см званными средами и рассматривать появление промежуточной Grt-Cpx зоны от зоны контакта с карбонатной породой также свидетельствует в пользу II как результат этого процесса. Поведение большинства компонентов мо- важной роли карбонатного расплава в минералообразующих реакциях на жет быть удовлетворительно описано в рамках диффузионной модели двух высокобарическом этапе метаморфизма. Наличие тонких карбонатных прополубесконечных сред с начальным ступенчатым распределением жилков позволяет предполагать, что значительная ширина градиентной зоны для петрогенных компонентов обусловлена не только особенностями C1 + C2 C1 - C2 x - xC(x,t) = ( ) - ( )erf ( ). Здесь C - концентрация дифнепосредственного диффузионного взаимодействия контрастных химиче2 2 2 Dt ских сред, но и инфильтрационным просачиванием карбонатного расплава, фундирующего компонента, t - время, x - расстояние от контакта (x<0 для катализирующего процессы обменного взаимодействия и перераспределеэклогита, и x>0 для карбонатной породы), D - эффективный коэффициент ния элементов.
диффузии, x0 - положение точек перегиба на концентрационных кривых Grt-Cpx порода- доломитовый мрамор.
(Лепезин, Хлестов, 2009). Эффективные коэффициенты диффузии в правой Образец представляет собой зону перехода от высокоалмазоносной Grt-Cpx и левой частей разреза принимаются равными DEcl=DCarb=D. Результаты породы к неалмазоносному доломитовому мрамору (Рис. 5). Вкрест контакрасчетов и оценки параметра Dt позволяют расположить петрогенные элета по изменению окраски, выделяются пять зон (Табл. 3). Макроскопически менты по мере убывания величины коэффициентов диффузии следующим границы между зонами очень отчётливы. При микроскопическом исследообразом: Mg>Ti>Ca>Si>Fe>Al>Mn>K. Калий характеризуется в данном вании наблюдаются постепенные переходы между зонами. Мощность этих случае одним из самых низких коэффициентов диффузии. Это противорезон не превосходит 5 мм. Петрохимическое опробование этого образца прочит доминирующей точке зрения, согласно которой именно щелочи облаводилось по методике изложенной ранее. Существует ряд закономерностей дают самой высокой дифференциальной подвижностью при метаморфизме в распределении петрогенных элементов, но их поведение не может быть и метасоматозе (см. Коржинский 1993; Лепезин, Хлестов, 2009).
описано в рамках диффузионной модели. K, Na и Rb характеризуются двуИзменения в валовом составе пород влекут за собой значимые измемя максимумами концентраций. Первый фиксируется вблизи контакта с ненения составов главных породообразующих минералов - граната и клиноалмазоносным доломитовым мрамором, а второй - фактически в центральпироксена. Практически все зерна минералов химически неоднородны. В ной части зоны I. Именно к последней зоне тяготеют максимальные конценгранатах эклогитовой части образца от центра кристалла к периферии протрации алмаза, тогда как вблизи контакта найдены лишь единичные криисходит увеличение содержания альмандинового и спессартинового и состаллы алмаза. Повышенное содержание РЗЭ в Grt-Cpx породе не позволяет пряженное снижение пиропового и гроссулярового компонентов. В гранарассматривать их как рестит (Рис. 5). Максимальное содержание легких РЗЭ тах из карбонатной части образца от центра кристалла к периферии проис 13 фиксируется в зоне II, которая наряду с силикатами содержит большое ко- социации: (1) клиноцоизит-кварцевый симплектит кианит, (2) рутил с личество Mg-кальцита. Неалмазоносная и обогащенная сульфидами зона III пойкилобластовым титанитом, (3) кальцит + кварц + графит + сульфиды.
характеризуется распределением содержаний РЗЭ с отсутствием явных мак- Эти три типа реакционных структур интерпретируются как взаимодействие симумов и минимумов и их низкими концентрациями в сравнении с други- между минералами и силикатно-карбонатным расплавом в UHP условиях ми зонами (Рис. 5). Одним из возможных объяснений столь контрастного метаморфизма или на регрессивной стадии.
поведения контактирующих карбонатно-силикатных систем может служить Формирование реакционной структуры участие силикатных и карбонатных расплавов в формировании ассоциаций между кианитом и Czo-Qtz симплектитом зон I, II и IV (см. Главу 4). Следы расплава не были диагностированы в до- могло происходить согласно модельной реломитовом прослое (зона III). акции: кианит + силикатно-карбонатный Подводя итог проведенных исследований, направленных на реконст- расплав (SCM) = Czo-Qtz-sym + CO2. Эксрукцию состава HP/UHP флюида, можно заключить, что вода является до- периментально установлено несколько реминирующим флюидным компонентом в условиях алмазной субфации ме- акций плавления для CASH (Boettcher, таморфизма и контролирует процесс частичного плавления. Метаультраба- 1970; Poli and Schmidt, 1998) и CMASH зиты, слагающие верхние слои подстилающей мантии, субдуцируемой со- (Thompson and Ellis, 1994) систем. Czo-Qtz вместно с перекрывающими осадками, могут рассматриваться в качестве симплектиты могли возникнуть при эвтекнаиболее вероятного источника водного флюида. Поскольку в этих породах тической или котектической кристаллизасерпентин является главным концентратором воды, его разложение будет ции расплава, хотя субсолидусные примеприводить к одноактному высвобождению до 13 мас. % Н2О. Отделение и ры, возможно, более обычны (Кориковский Рис. 6. P-T диаграмма с экспериментальмиграция флюида в выше лежащие слои метапелитов и метакарбонатов бу- и др., 2004). Но поскольку кварц является но определенной областью стабильности дут приводить к частичному плавлению этих субстратов. В метапелитах и существенным компонентом этих срастарасплава и путь эксгумации алмазоносметабазитах существует большее разнообразие водосодержащих фаз, и, как ний, то маловероятно, что они формированых пород Кокчетавского массива по данным: (Hermann et al., 2001) - черный следствие, дегидратация будет происходить в широком интервале темпера- лись в присутствии водного флюида, так пунктир, (Dobretsov & Shatsky, 2004) - тур и давлений. Оценки Р-Т параметров пика метаморфизма для всех алма- как перенос кремнезема в водном флюиде серый пунктир. (I)-(II) - (Boettcher & зоносных комплексов близки и составляют 4-6ГПа и 950-1000С. При этих Wyllie, 1969); (III) - (Hermann, 2003); IV- не является лимитирующим фактором (Wallace & Green, 1988); остальные репараметрах фенгит является стабильной фазой, и дегидратационное плавле- (Waters, 2001).
акции (Boettcher, 1970) ние метапелитов маловероятно. Однако если в ходе процесса дегидратации Обычно превращение рутила в титаметапелитов и метабазитов флюидная фаза будет оставаться в породе in situ, нит в метаморфических породах происходит в результате реакций Rt + Grs то внешние источники флюида становятся необязательными. + Coe + V = Czo + Ttn или TiO2 + CaCO3 + Qtz/Coe= CaTiSiO5 + CO2, эквиГЛАВА 4. МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ КРИТЕРИИ ИДЕНТИФИКА- валентной предлагаемой реакции TiO2 + SCM = CaTiSiO5 + CO2. Отсутствие ЦИИ ВЫСОКОБАРИЧЕСКИХ РАСПЛАВОВ В ПОРОДАХ UHPM КОМПЛЕКСОВ каких-либо пространственных взаимоотношений между Czo и Ttn, а также В данном разделе систематизированы минералого-геохимические кри- реакционных структур между Grt и Czo позволяет в нашем случае огранитерии идентификации существования высокобарических карбонатных, кар- читься реакцией TiO2 + SCM = CaTiSiO5 + CO2. Положение кривой этой ребонатно-силикатных и силикатных расплавов в различных литологических акции сильно зависит от X(CO2), которая в доломитовых мраморах участка типах UHPM пород. Кумды-Коль меньше 0.1 (Огасавара, 1997), что подразумевает богатый H2O Текстурные особенности алмазоносных Czo-гнейсов. флюид. Согласно экспериментальным данным (Boettcher and Wyllie, 1969) Распознавание карбонатного расплава в масштабе зерен является сложной для системы CaO-SiO2-H2O-CO2 расплав должен встречаться при T<600C проблемой, особенно для высокобарических пород, подвергшихся субизо- (Рис. 6). P-T условия пика метаморфизма для алмазсодержащих пород Коктермической декомпрессии на регрессивном этапе (Hermann et al., 2001). четавского массива оцениваются как Р>4 ГПа и T=950-1000C, поэтому Цель данного раздела - дать петрографическое описание реакционных SCM может образоваться при UHP метаморфизме. Титанит с необычной структур, возникающих при взаимодействии карбонатных расплавов с ме- пойкилобластовой формой, содержащий множество включений кальцита и тапелитами в UHPM условиях на примере Кокчетавского массива. В шли- фенгита, рассматривается как результат взаимодействия SCM и рутила в фах клиноцоизитовых гнейсов встречаются три различных минеральных ас- UHPM условиях.
15 Ассоциация Cal-Gr-QtzSulf может также интерпретироваться как 2001, 2009; Hwang et al., 2001; Mposkos et al., 2009) и метакарбонатах (Korсвидетельство существования карбонатно-силикатного расплава. Присутст- sakov and Hermann, 2006) полифазные и поликристаллические включения вие в зональных реакционных структурах идиоморфных кристаллов и мел- широко распространены. В Grt-Cpx породах и Dol мраморах Кокчетавского ких одинаково ориентированных чешуек графита и Ni-Co сульфидов рас- массива наряду с полифазными силикатными включениями были диагносматривается как результат перекристаллизации и роста графита из перена- стированы и необычные карбонатные включения, интерпретируемые как сыщенного карбонатного расплава. Эксперименты, проводимые с различ- продукт раскристаллизации карбонатного расплава (Korsakov and Hermann, ными породами Кокчетавского массива (Пальянов и др., 2001), показали, 2006). Для детального исследования были выбраны два образца G0 и Car1, что из флюидсодержащего карбонатного расплава могут кристаллизоваться сложенные Grt-K-Cpx-Mg-Cal-Bt-Kfs и Grt-K-Cpx-Dol-Bt-Kfs.
алмаз и графит совместно с образованием силикатных минералов. Встре- Большинство включений Mg-кальцита характеризуется рядом особенчаемость графита вместо алмаза в Cal-Gr-QtzSulf структуре, вероятно, свя- ностей, не свойственных твердофазным включениям. Около 80% всех карзана с f(O2) и составом расплава/флюида (Sokol et al., 2000, 2001b). бонатных включений являются поликристаллическими и нередко полифазСульфиды также могут влиять ными. Они содержат Dia, All, Zo, Phe, Bt, Ttn. Форма включений сферичена условия образования алма- ская или эллипсоидальная (Рис. 7a). Они окружены радиальными трещиназов (Pal'yanov et al., 2007). ми, характерными для декрепитированных включений (Рис. 7b, c). Нередко Формирование каждой из трех границы раздела граната и кальцита являются амебообразной (Рис. 7e).
реакционных структур по от- Эволюция этих границ приводит к лотшнуровыванию субиндивидов и дельности может быть связано обособлению центрального, наиболее крупного включения кальцита (Рис.
с другими процессами в UHPM 7f). Предположение, что в момент захвата эти включения представляли сопородах. Однако сосущество- бой карбонатные расплавы, является наиболее логичным объяснением пование этих структур в одной добного рода текстур. Ненарушенность ламелей Kfs, Phe, Phl в порфироблапороде является весомым ар- стах клинопироксена вблизи этих включений (Рис. 7h, i) свидетельствует о гументом в пользу общего ме- захвате на пике метаморфизма.
ханизма их образования - ре- В образце G0 были установлены симРис. 7. Раскристаллизованные расплавные включеакционного взаимодействия плектитоподобные сростки Bt и Kfs в ния в гранате и клинопироксене обр. G0. (a) вклюметапелитов с силикатно- виде включений в порфиробластах чение Mg-кальцита с отрицательной огранкой минерала-хозяина; (b) декрепитированное включение в карбонатным расплавом. Гра- клинопироксена и граната, а также гранате; (c) поликристаллическое включение Mgфит-сульфидные ассоциации зернах суперкремниевого титанита, кальцита; (d-e) включение Mg-кальцита с амебообвстречаются как часть этих ре- стабильного при 6-7 ГПа (Ogasawara et разной границей обзорное фото (d) и детали (e); (f) акционных структур. Как и ко- al., 2002). В гранате это сферические крупное включение Mg-кальцита, окруженное ореолом мелких карбонатных капель; (g) поликри- гда сульфиды появились в этих или эллипсоидальное включения, тосталлическое алмазсодержащее включение Mgпородах, и какой они вносят гда как в клинопироксене это призмакальцита; (h-i) сросток Mg-кальцита с алмазом в вклад в условия образования и тические включения (Рис.8a), а ламели Рис. 8. Полифазные включения в гранате и графитовой рубашке в порфиробласте Cpx.
клинопироксене. (a-e) Kfs-Bt включения с роста ассоциирующего алма- Kfs, Phe, Bt вокруг них не нарушены.
небольшим количеством граната, титанита за/графита еще не ясно. Проблема источника углерода и сульфидов в высо- Схожая ассоциация кокчетавит + Phe + и К-содержащего Cpx; (f) силикатнокобарических породах остается далекой от окончательного решения. Qtz + Si-rich glass Phl/Ttn/Cal/Zrn карбонатное Zo-All-Bt-Ttn и Mg-Cal вклюМногофазные кристаллические включения - ключ к реконструкции была установлена в виде микровключение. (a) и (d) - проходящий свет, николи параллельны, (b), (c), (e), (f) - BSE- чений (<2 m) в клинопироксене составов высокобарических расплавов.
фотографии.
Многофазные кристаллические алмазсодержащие включения были установ- (Hwang et al., 2004). Другой тип полилены во многих метаморфических комплексах высоких и сверхвысоких фазных силикатных включений содержит значительное количество титанидавлений (Frezzotti and Ferrando, 2007), поэтому находки подобных включе- та, цоизита и алланита совместно с Kfs и Bt. Нередко эти включения имеют ний не могут рассматриваться как минералогический курьез. Подобные форму, типичную для декрепитированных включений. Включения этого тивключения редки лишь в эклогитах, тогда как в метапелитах (Stockhert et al., па часто содержат Mg-кальцит или образуют с ним сростки.
17 Химические составы минералов. Составы породообразующих мине- вами какой-либо известной твердой фазы и содержит 54-60 мас.% SiO2, 13ралов и минералов-включений приведены в таблице 4. Карбонаты. Осо- 16 мас.% K2O и ~17 мас.% Al2O3. Расчетные концентрации H2O варьируют бенности состава карбонатов-включений и породообразующих карбонатов от 0.5 до 1.5 мас.%. Bt-Zo-Ttn сростки содержат 40 мас.% SiO2, ~8 мас.% приведены на рис. 9. Монокристаллические включения Mg-кальцита K2O и ~17 мас.% Al2O3 и значительно более высокие концентрации Ca - в гранате и клинопироксене и Mg- мас.%. Мультиэлементные спектры Bt-Zo-Ttn включений характеризуются кальциты из матрикса характери- ровным, нормализованным на состав примитивной мантии распределением зуются идентичными РЗЭ спектра- (Рис. 10b). Для этих включений также наблюдаются высокие концентрации ми. Поликристаллические и поли- LREE, обогащённость в отношении LILE и истощенность в отношении фазные включения Mg-кальцита в HREE, что роднит их с карбонатными включениями.
образце G0 характеризуются более Реконструкция составов высокобарических расплавов.
высокими концентрациями Ba в Морфологические и геохимические сравнении с карбонатами матрикса особенности включений свидетельст(Рис. 9d). Более того, содержание вуют о существовании карбонатных и REE в этих включениях сильно ва- силикатных расплавов на пике метаРис. 9. Распределение REE (a) Mg-кальците матрикса и ретроградных фазах: доломите и Mg- рьирует и отличается от карбона- морфизма. Ранее это было убедительно кальците (b) в Mg-кальцитах матрикса (серая обтов матрикса (Рис. 9b). Состав этих показано для алмазсодержащих полиласть) и карбонатов-включений из обр. G0. (c) в включений сильно отличается от фазных силикатных включений в гранадоломите и Mg-кальците обр. Car-1. (d) содержание Ba и La в расплавных включениях (незапол- ретроградных карбонатов. Эти раз- те из пород массива Эрцгебирге (Hwang ненные значки), и карбонатах матрикса (заполличия могут быть обусловлены et al., 2001, Stockhert et al.,2001, Masненные значки). G0 - квадраты, Car1 - кружочки.
тем, что включения кальцита пред- sonne, 2003), а также в экспериментальставляют собой продукты кристаллизации карбонатных расплавов, что так- ных работах (Perchuk et al.,2005, 2008).
же подтверждается и морфологическими особенностями этих включений. Появление трещин вокруг этих включеТаблица. 4. Представительные анализы минеральных включений и породообразующих миний мы связываем с их декрепитацией, нералов из обр. G0 и Car 1. H2O и CO2 расчетные. bdl- ниже предела обнаружения.
происходящей на стадии декомпрессии.
Рис. 10. Мультиэлементные спектры расплавных Обр. G0 Обр. Carвключений, нормированные на состав примитивПрисутствие трещин однозначно указыВключения Минералы Минералы ной мантии (McDonough and Sun, 1995). (a) состав вает на несоответствие наблюдаемого маc.% Carb Kfs-Bt Ttn-Ep Cpx Grt MgCal Carb Cpx Grt Dol включений Mg-кальцита обр. G0 (заполненные кружочки), серая область - 1; обр. Car1 (пустые SiO2 bdl 56.4 49.4 54.7 40.8 0.02 bdl 54.2 40.61 bdl состава включения исходному составу.
ромбики); (b) состав Kfs-Bt включений (заполTiO2 bdl 1.33 3.37 0.04 0.19 Bdl bdl 0.15 0.21 bdl Наиболее вероятно, что H2O из этих ненные квадратики), серая область - 1. All-TtnCr2O3 bdl 0.02 0.03 0.06 0.03 Bdl bdl bdl Bdl bdl Bt-Kfs (заполненные кружочки) включений была утрачена в процессе Al2O3 bdl 17.3 17.6 1.97 22.3 Bdl bdl 1.24 22.5 bdl декрепитации. Однако экспериментальные данные (Thomsen and Schmidt, FeO 0.34 2.15 3.05 1.9 7.68 0.44 0.25 1.7 7.48 2.MnO 0.09 0.04 0.02 0.02 0.65 0.08 0.05 bdl 0.59 0.2008) указывают на то, что при плавлении карбонатизированных метапелиMgO 0.75 5.4 7.89 15.9 7.88 1.56 1.19 16.3 10.4 тов получаются безводные карбонатные расплавы с низким содержанием CaO 55.2 1.42 3.9 23.7 20.3 54.8 53 25 18.4 32.щелочей. Реконструированные составы обоих типов полифазных силикатNa2O 0.01 0.25 0.1 0.3 bdl Bdl 0.05 0.14 bdl bdl ных включений отличаются от какого-либо известного минерала (Таблица K2O bdl 14.4 11.55 0.92 bdl Bdl bdl 0.63 bdl bdl H2O - 1.27 2.45 - - - - - - 4). Вся совокупность приведенных ранее данных позволят предполагать, CO2 43.6 - - - - 43.6 43.6 - - 43.что в момент захвата это были силикатные расплавы, аналогичные расплаTotal 100 100 99.4 99.5 99.8 100.5 98.1 99.4 100.2 98.вам, установленным в виде включений в порфиробластах граната из пород Полифазные силикатные включения. Морфологические особенности полимассива Эрцгебирге (Hwang et al., 2001; Massonne, 2003). Поскольку карбофазных силикатных включений указывают на то, что в момент их захвата натные расплавы не закаливаются, то экспериментальные исследования, наэто была гомогенная фаза, и превращение ее в наблюдаемый агрегат проправленные на гомогенизацию полифазных силикатных включений. Провеизошло на регрессивной стадии. Состав петрогенных элементов исходной дено две серии экспериментов при давлениях 6.0 и 2.0 ГПа и 950-1000C, фазы был рассчитан исходя из состава фаз и их модальной распространенотвечающих пику метаморфизма и одной из наиболее ранних регрессивных ности. Валовый состав Kfs-Bt полифазных включений не совпадает с соста 19 стадий, фиксируемых в UHPM породах Кокчетавского массива (Dobretsov K2О-содержащий клинопироксен в UHPM породах - индикатор and Shatsky, 2004). Исходным материалом служили порфиробласты граната реакционного взаимодействия гидросиликатных расплавов с карбонаиз метапелитов Кокчетавского массива и Эрцгебирге, содержащие много- тами численные полифазные включения, нередко с алмазом. В результате обеих Исключительность находок K-Cpx в карбонатных и карбонатносерий экспериментов было установлено, что исходно полифазные включе- силикатных породах (с содержанием K2О <1 мас.%) и его отсутствие в мения становятся однофазными. Таким образом, экспериментально установ- тапелитах, содержащих до 6 мас. % K2О указывает на то, что для его крилено, что при параметрах пика метаморфизма и одной из начальных стадий сталлизации требуется выполнение особых химических условий. Мы поларегрессивного этапа метаморфизма данные включения представляли собой гаем, что образование K-Cpx происходило в результате реакционного взаикапли расплава. Ранее А.Л. Перчуком с соавторами (Perchuk et al., 2008) бы- модействия богатого калием гранитоидного расплава с доломитом. Остало показано, что полифазные включения, состоящие из водосодержащих точный расплав, состав которого приведен в табл. 4, характеризуется высофаз (слюд, хлоритов, цоизита) и карбонатов, будут реагировать с гранатом ким содержанием K2O и очень низким - SiO2, что способствует вхождению при >800C и 4 ГПа с образованием силикатных и карбонатных расплавов. калия в структуру клинопироксена в виде KAlSi2O6. Геохимические особенРезультаты экспериментальных исследований подтверждают наши предпо- ности состава K-Cpx и остаточного расплава также свидетельствуют в польложения о том, что полифазные включения в гранатах из пород алмазной зу сделанного нами предположения. Коэффициент распределения для РЗЭ субфации метаморфизма представляли собой расплавы при 900-1000C и >4 между клинопироксеном и остаточным расплавом очень близок к экспериГПа. ментально измеренным величинам (Blundy and Dalton, 2000). КлинопирокМодель образования высокобарических карбонатных расплавов сен содержит не только повышенные концентрации K2О, но и Pb и B, что Гранаты и клинопироксены кристаллизовались при участии карбонат- является отражением их повышенных концентраций в остаточном расплаве.
ных и силикатных расплавов, поскольку содержат расплавные включения. Наряду с этим Cpx содержит повышенные концентрации U по отношению к Формирование граната и клинопироксена в доломитовых мраморах воз- Th, что также фиксируется и в остаточном расплаве (Рис. 10). Все вышескаможно при добавлении в систему Si и Al из силикатного расплава. В гене- занное позволяет рассматривать образование K-Cpx в качестве индикаторрализованном виде эта реакция может быть представлена в следующем ви- ного минерала реакционного взаимодействия между карбонатами и силиде: Dolomite + Hydrous granitic melt Garnet + Clinopyroxene + Ca-rich катными расплавами.
carbonate melt + residual silicate melt diamond O2. Различное соотно- Суммируя все выше изложенное можно сделать следующие выводы:
шение исходных продуктов - доломита и гранитного расплава будет привоХ Реакционные структуры, установленные в алмазсодержащих Czoдить к тому, что в случае полного поглощения силикатного расплава в погнейсах Кокчетавского массива, являются важным индикатором существороде будет наблюдаться алмазоносная ассоциация Dol + Grt + K-Cpx с редвания высокобарических карбонатно-силикатных расплавов.
кими включениями карбонатных расплавов. Именно эта ассоциация диагноХ Включения Mg-кальцита в минералах, образовавшихся на пике метастирована в доломитовых мраморах Кокчетавского массива. Исчезновение в морфизма, обладают характерными чертами расплавных включений. Отлиреакции доломита будет приводить к появлению ассоциации Mg-Cal + Grt + чие их химического состава от составов Mg-кальцита из матрикса, также K-Cpx и многочисленных включений, состоящих из продуктов раскристалсвидетельствует в пользу магматогенной природы этих включений.
изации карбонатных и остаточных силикатных расплавов, то есть типичХ Первичные составы карбонатных расплавов являются преимущественно ной ассоциации кальцитовых мраморов. Гранитоидные расплавы могли кальциевыми, при низком содержании магния и щелочей. Эти расплавы моформироваться при плавлении вмещающих метапелитов на пике метаморгут не только транспортировать значительное количество углерода в манфизма (Shatsky et al., 1999; Hermann et al., 2001). Поглощение доломита притию, но и выступать в качестве минералообразующих сред как для породоводит к высвобождению большого количества CO2. Мы предполагаем, что образующих минералов, так и полиморфных модификации углерода в глуCO2 остается связанным в карбонатном расплаве, захват которого приводит боко субдуцированных коровых породах.
к образованию полифазных карбонатных включений. Карбонатные включеХ Структурные особенности и состав полифазных силикатных включений ния часто содержат фенгит, биотит, титанит, алланит и Kfs, свидетельствуя в К-содержащих клинопироксенах указывают на то, что на пике метаморо значительной растворимости силикатов в таких карбонатных расплавах физма мраморы взаимодействовали с гранитоидными расплавами, образо(Пальянов и др., 2001).
вавшимися, вероятно, при плавлении вмещающих метапелитов. К 21 содержащий клинопироксен является индикаторным минералом реакцион- сталл алмаза не содержит октаэдрического ядра, что вероятнее всего, свиденого взаимодействия между карбонатами и силикатными расплавами. тельствует в пользу микрогетерогености образца в момент кристаллизации алмаза. Следов растворения не было установлено ни в одном из исследоХ Находки алмаза в продуктах кристаллизации силикатных и карбонатных ванных кристаллов.
расплавов свидетельствуют о важной роли этих расплавов в процессах аРаспределение кристаллов алмаза и графита по размеру.
мазообразования.
Распределения кристаллов алмаза по размеру во всех исследованных образГЛАВА 5. ПРОЦЕССЫ ГРАФИТО- И АЛМАЗООБРАЗОВАНИЯ В МЕТАМОРцах весьма схожи (Рис.11), но вместе с тем, даже в пределах одного и того ФИЧЕСКИХ ПОРОДАХ СВЕРХВЫСОКИХ ДАВЛЕНИЙ же типа пород они уникальны. Распределения кристаллов алмаза по размеру Относительно генезиса алмаза в метаморфических комплексах сверхвысово всех образцах являются полимодальными, но количество мод сущестких давлений существуют две диаметрально противоположные точки зревенно варьирует от образца к образцу. Для оценки скорости роста нами был ния: метастабильная кристаллизация алмаза при умеренных температурах и использован подход, предложенный в работе (Веригин и др., 1986). Согласдавлениях (Летников, 1983; Dobrzhinetskaya et al., 1994; Лаварова и др., но, этому подходу линейная скорость роста определяется по следующей 1999; Pechnikov and Kaminsky, 2008) и формирование алмаза в собственном поле стабильности (Sobolev and Shatsky, 1990; De Corte et al., 1998, 2000;
1 N l = - (4) формуле, где l -линейная скорость роста, Korsakov et al., 2002, 2004; Massonne, 1999).
dN / dR Анализ распределения кристаллов по размеру в сочетании с анализом характеристическое время роста (длительность процессов кристаллизации), пространственного распределения индивидов относительно друг друга поN-количество кристаллов, раззволяет установить наиболее вероятный механизм образования этих кримером меньше R, R-размер кристаллов (Carlson et al., 1995; Eberl et al., 1998) и получить оценки таких важсталла. Полученные оценки сконых характеристик минералообразования, как скорость зародышеобразоваростей роста для различных обния и скорость роста. Изучение внутреннего строения кристаллов алмаза разцов по формуле (4) варьируразличной морфологии из различных классов крупности позволило устаноют от 155 до 0.7. Впервые было вить: (i) наиболее крупные кристаллы начинают кристаллизоваться первыустановлено, что во всех исслеми, тогда как кристаллы более мелких фракций образуются позднее; (ii) дованных образцах происходит значительная дисперсия скоростей роста отсутствует, т.е. кристаллы одинауменьшение скорости роста криковых размеров растут с одной и той же скоростью; (iii) процессы растворесталла в ходе процесса кристалния, перекристаллизации, коалесценции не искажают исходное распределелизации (Рис. 13), то есть криние кристаллов по размеру.
сталлы наибольшего класса Большинство кристаллов алмаза из UHPM пород характеризуется открупности характеризуются мичетливой зональностью. Почти все кристаллы содержат крупное ядро, котонимальными скоростями роста.
Рис. 11. Интегральные кривые распределения крирое занимает до 65% сечения. Количество ростовых зон варьирует от 4 до Схожая картина наблюдается и сталлов алмаза по размеру в различных типах по12, и их мощность может меняться от кристалла к кристаллу. Толщина народ Кокчетавского массива. при исследовании внутреннего росшего слоя закономерно уменьшается от центра кристалла к периферии.
строения отдельных кристаллов: толщина наросшего слоя, как правило, Это может служить свидетельством того, что кристаллизация алмаза происуменьшается по мере удаления от центра кристалла. Наибольшие ходила преимущественно в кинетической области, то есть перенос углерода вариации скоростей роста фиксируются для карбонатных пород и биотиток поверхности растущего кристалла не был лимитирующим фактором.
вых гнейсов, тогда как для клиноцоизитовых гнейсов вариации скорости Практически во всех кристаллах доминирующая габитусная форма остается роста не так значительны. Скорость роста кристаллов графита является бонеизменной, свидетельствуя о стабильности фронта кристаллизации на пролее высокой, но по порядку величины сопоставима со скоростью роста критяжении всего периода роста, и также подтверждает предположение о форсталлов алмаза (Рис. 12). Используя минимальные значения эксперименмировании кристаллов алмаза в кинетическом режиме. Лишь в одном из истально установленных скоростей роста (Pal'yanov et al., 2002) можно оцеследованных кристаллов алмаза, размером около 50 мкм, было установлено нить минимальную длительность процессов кристаллизации алмаза. Так, октаэдрическое ядро, вокруг которого фиксируется ростовая зона, огранинапример, формирование кристалла алмаза размером ~20 мкм возможно за ченная поверхностями (100). Соседствующий с ним более крупный кривремя <1 года, то есть процессы алмазообразования кратковременны. Од 23 ной из общих черт исследованных образцов является то, что с момента по- Perraki et al., 2006, 2007) и Эрцгебирге (Massonne, 1999, 2003) во многом явления первого кристалла происходит значительная задержка во времени, аналогичны таковым в породах Кокчетавского массива. В этих комплексах и лишь после этого начинается лавинообразная нуклеация. также установлена тесная пространственная взаимосвязь между графитом и Продолжительный индукционный пе- алмазом. Единственной значимой особенностью этих двух комплексов явриод, предшествующий массовой кри- ляется отсутствие интерстициальных алмазов.
сталлизации алмаза, является одним из Метастабильное минералообразование - кристаллизация графита возможных объяснений этого явления. в поле стабильности алмаза.
Этот же феномен был установлен экс- Присутствие алмазов в графитовой рубашке является характерной осопериментально и для большинства мо- бенностью UHPM пород (Корсаков, Шацкий, 2004). Образование графитодельных систем (см. Pal'yanov et al., вой оболочки вокруг кристаллов алмаза за счет его графитизации на регрес1999, 2007; Okada et al., 2002). Форми- сивном этапе метаморфизма является доминирующей точкой зрения (Masрование алмазоподобных кластеров в sonne et al., 1998; Zhu and Ogasawara, 2002). Однако в ходе экспериментальрасплаве или флюиде, из которых в ных исследований (Sokol et al., 2000, 2001) была установлена совместная дальнейшем и происходит зародыше- кристаллизация графита и алмаза в поле стабильности алмаза. Таким обраобразование и рост кристаллов алмаза, зом, выявление критериев различия между совместно кристаллизовавшимиможет рассматриваться в качестве од- ся фазами (графит и алмаз) и замещением алмаза графитом остается одной Рис. 12. Логарифмическая зависимость скорости роста (Log(l), мкм/c) кристаллов ного из наиболее вероятных объясне- из наиболее сложных задач петрологии.
алмаза и графита от размера (Log(R), мкм), ний этого явления. Результаты наших Изучение алмазов в графитовой оболочке позволило установить слеполученная по формуле (4) для различных исследований указывают на то, что за- дующие особенности взаимоотношения между этими полиморфными мотипов пород Кокчетавского массива: кликономерности нуклеации и роста кри- дификациями углерода. Для алмазов данной группы характерно наличие ноцоизитовые гнейсы - красный, биотитовые гнейсы - зеленый, мраморы - синий. сталлов алмаза, наблюдаемые в про- желтого ядра, богатого микровключениями со средним размером <1 мкм и стых модельных системах (Сокол, 2005), реализуются и в более сложных. иногда содержащего значительное количество полупрозрачных пластинчаПространственное распределение кристаллов алмаза и графита. тых вростков графита. Нередко их концентрация настолько высока, что ядАнализ пространственного распределения графита и алмаза был вы- ро становится черным и непрозрачным. Аналогичные полупрозрачные чеполнен для трех образцов, представляющих собой наиболее контрастные по шуйки графита установлены в гранате и калиевом клинопироксене.
составу типы пород. Результаты анализа пространственного распределения В последнем случае пластинки графикристаллов алмаза и графита свидетельствуют о чрезвычайно неравномер- та ориентированы параллельно струкном распределение полиморфных модификаций углерода в породе. Однако турам распада. Промежуточная зона в ни в одном из трех исследованных образцов не удалось установить взаимо- кристаллах алмаза бесцветна и не сосвязи между распределением кристаллов алмаза/графита с особенностями держит включений. Краевая зона, такраспределения породообразующих минералов. Лишь в одном из образцов, же как и центральная, обычно оказыобладающим четко выраженной полосчатой текстурой, обусловленной че- вается черной из-за обилия графита.
редованием обогащенных Grt-Cpx прослоев и Grt-Bt-Qtz прослоев, более Впервые были найдены кристаллы ал90% кристаллов графита и алмаза приурочены к Grt-Cpx прослоям. Эти маза в двух графитовых рубашках прослои деформированы в микроскладки. Отсутствие следов пластической (Рис. 13). Мощность графитовой обоРис. 13. Внутреннее строение кристалла или хрупкой деформации в породообразующих минералах свидетельствует лочки варьирует от кристалла к криалмаза в двух графитовых рубашках.
в пользу неоднородного распределения углистого вещества уже в протоли- сталлу, нередко достигая 50-70 мкм, те. что составляет более 60% от объема алмаза в рубашке. Анализ морфолоРаспределение графита и алмаза в породах из массивов Родопский гических особенностей кристаллов графита позволил выявить следующие и Эрцгебирге. характерные черты, присущие графитовым рубашкам: (i) графитовые руПространственные распределения графита и алмаза в метаморфиче- башки сложены поликристаллическим агрегатом графита. Размер кристалских породах комплексов Родопский (Mposkos and Kostopoulos, 2001; лов графита увеличивается по мере удаления от границы раздела алмаз 25 графит. (ii) в отличие от графитовых параморфоз по алмазу (Слодкевич, ГЛАВА 6. ОСОБЕННОСТИ ПРОЦЕССОВ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ МИНЕРАЛОВ 1982; Pearson et al., 1989) грани графита (0001) ориентированы незаконо- В UHPM ПОРОДАХ мерно относительно граней (111) кристаллов алмаза; (iii) графитовые пара- Агрегатное состояние среды кристаллизации в породах алмазной морфозы по алмазу сохраняют даже мельчайшие детали поверхности ис- субфации метаморфизма.
ходного кристалла алмаза, тогда как графитовые рубашки, напротив, за- Вся совокупность полученных нами данных свидетельствует о том, частую выглядят как сферолиты; (iv) нередко на поверхности (0001) кри- что агрегатное состояние среды кристаллизации может сильно варьировать сталлов графита, слагающего графитовые рубашки, наблюдаются тон- в различных литологических типах пород. В метапелитах на сегодняшний чайшие слои роста толщиной <1 мкм, указывающие на послойный меха- день достоверно установлены лишь полифазные водосодержащие включенизм образования кристаллов графита. Вся совокупность полученных дан- ния в различных минералах (Hwang et al., 2001, 2006; Korsakov and Hermann, ных указывает на то, что формирование алмазов в графитовой рубашке 2006; Frezzotti and Ferrando, 2007). Согласно экспериментальным исследопроисходило до их захвата минералом-хозяином в поле стабильности алма- ваниям (Nichols et al., 1994) на пике метаморфизма (950-1000C и 4-6 ГПа) в за и не связано с процессами графитизации алмаза. метапелитах будет стабильна только одна жидкая фаза, которую правильнее Модель образования полиморфных модификаций углерода в мета- называть водосодержащим расплавом (Hermann et al., 2006). Проблема поморфических породах сверхвысоких давлений. ложения второй критической точки для карбонатизированных метапелитов Предыдущие наши исследования позволили установить, что присутст- остается слабо изученной. Экспериментальные данные (Thomsen and вие графита, карбонатов и флюида/расплава является необходимым услови- Schmidt, 2008) свидетельствуют о том, что карбонатный и силикатный расем формирования алмаза в метаморфических породах (De Corte et al., 2000). плав сосуществуют в этих метапелитах при 1050С и 5 ГПа. В Grt-Cpx поНаходки алмаза в ассоциации с карбонатными и силикатными расплавными родах нами установлены как продукты раскристаллизации высокобаричевключениями (Рис. 7) позволяют объяснить широкий спектр составов мик- ских расплавов, так и флюидные включения (Корсаков и др., 2011). Эти наровключений, проанализированных в метаморфогенных алмазах (De Corte ходки указывают на то, что флюид и расплав присутствовали на пике метаet al, 2000; Hwang et al., 2006). Нами представлены первые свидетельства то- морфизма в качестве самостоятельных фаз. Эти данные должны учитыватьго, что карбонатные расплавы были вовлечены в процессы метаморфоген- ся при петрологических и геодинамических построениях.
ного алмазообразования. Однако максимальной алмазогенерирующей спо- Типы расплавов, идентифицированные в UHPM породах.
собностью обладают СОН-флюиды с небольшим количеством растворенно- Подавляющее большинство исследований HP флюидов в основном сого вещества (Pal'yanov et al., 2007). Находки флюидных и расплавных вклю- средоточено на гидросиликатных системах (Frezzotti and Ferrando, 2007).
чений в метаморфогенных алмазах (Hwang et al., 2005, 2006) указывают на Вместе с тем в последнее время появляется все больше свидетельств того, то, что в процессы алмазообразования вовлечены и высокобарические что на пике метаморфизма, особенно в поле стабильности алмаза, могут флюиды и расплавы. Концентрация воды в этих расплавах может превы- присутствовать различные типы расплавов - силикатные, силикатношать 20 мас.% (Hermann et al., 2006), поэтому вся H2O из флюидной фазы карбонатные и карбонатные (Korsakov and Hermann, 2006; Корсаков и др., будет неизбежно поглощаться образовавшимися расплавами. Селективная 2006; Hermann et al., 2006). В этих же породах присутствуют сульфиды, коэкстракция воды UHP расплавами будет изменять состав остаточной СОН- торые также обладают рядом особенностей, характерны для декрепитирофлюидной фазы и f(O2). Изменение этих параметров будет приводить к то- ванных включений. Поэтому вполне вероятно, что на пике метаморфизма в му, что даже при фиксированных температурах и давлениях пересыщение поле стабильности алмаза наряду с силикатными и карбонатными расплафлюидной фазы по углероду для графита и алмаза может сильно варьиро- вами могли присутствовать и сульфидные расплавы.
вать. Наши данные указывают на то, что к многостадийной кристаллизации Водосодержащие силикатные расплавы и их роль в эксгумации поалмаза в метаморфических породах могут привести несколько различных род сверхвысоких давлений.
процессов, таких как реакционное взаимодействие гранитоидного расплава В последние годы увеличивается количество свидетельств того, что с карбонатами, поглощение СОН-флюида UHP расплавами, остывание рас- водосодержащие гранитоидные расплавы присутствовали на пике метаморплава и флюида. Осушение системы UHP расплавами будет прекращать физма в метапелитах массива Эрцгебирге (Hwang et al., 2001; Massonne, или существенно замедлять процессы образования алмаза, а его быстротеч- 2003), Кокчетавского массива (Shatsky et al., 1999; Hermann et al., 2001;
ность приводит к тому, что все известные проявления метаморфогенных Korsakov et al., 2002, 2004; Korsakov and Hermann, 2006), Родопского массиалмазов характеризуются мелким размером кристаллов алмаза. ва (Mposkos et al., 2009). Сравнение алмазоносных пород Кокчетавского 27 массива и массива Эрцгебирге, проведенное Х.-Дж. Массонне (Massonne, В заключение можно констатировать, что рассмотрение таких вопро2003), позволило предположить, что породы обоих массивов на пике мета- сов, как растворимость породообразующих и редких элементов, а также меморфизма испытывали частичное плавление высоких степеней ~30%. Со- ханизмы и масштабы их переноса в высокобарических водных флюидах и гласно оценкам (Thomsen and Schmidt, 2008) степень плавления карбонати- расплавах чрезвычайно важно для понимания термальной структуры и эвозированных метапелитов за счет разложения фенгита при 1150C и 5 ГПа люции зон субдукции. Согласно нашим данным, требуется значительный может достигать 30%. Высокая степень частичного плавления способна су- разогрев осадков (>700-750C), залегающих в кровле слэба на глубинах 100щественно ускорять эксгумацию высокобарических пород (Hermann et al., 180 км, для образования расплавов, способных переносить элементы из слэ2001, Dobretsov and Shatsky, 2004). Н.Л. Добрецов с соавторами (Добрецов и ба в мантийный клин. Эти условия являются более высокотемпературными др., 2006а) пришли к выводу, что на начальных этапах скорость подъема в сравнении с результатами численного моделирования (Peacock, 1996;
пород в рубашке расплава может достигать 1 м/год. Столь высокие ско- Kincaid and Sacks, 1997; Stockhert and Gerya, 2005 и многие другие работы).
рости подъема будут способствовать сохранению UHPM парагенезисов. ЗАКЛЮЧЕНИЕ Традиционно считается, что скорость эксгумации, сопоставимая со скоро- Материалы, полученные автором в ходе полевых и лабораторных исстями субдукции, то есть ~3.4 см/год (Hermann and Rubatto, 2001), уже явля- следований, вместе со сведениями из опубликованных источников позвоется достаточно высокой для сохранения реликтов высокобарических ассо- ляют предложить новую модель образования высокобарических карбонатциаций. ных расплавов в глубоко субдуцированных коровых породах. Согласно этой Проблемы моделирования состава флюида и построения фазовых модели формирование высокобарических расплавов в терригеннодиаграмм для алмазной субфации метаморфизма. осадочных толщах в зонах субдукции происходит на пике метаморфизма Термодинамическое моделирование для пород сверхвысоких давлений (950-1000С и 4.5-6 ГПа). Эти расплавы являются главным метасоматизипрактически не осуществимо на сегодняшний день в следствии сложности рующим агентом, приводящим к перераспределению вещества между коросоставов флюида и расплава в HP/UHP породах. В большинстве случаев при выми и мантийными породами. Присутствие высокобарических расплавов термодинамических расчетах активность воды принимается равной едини- может существенно ускорять процессы эксгумации. Кроме того, высокобаце, но это допущение не применимо к UHPM породам. При высоких давле- рические расплавы являются главным концентратором воды на пике метаниях, типичных для UHPM комплексов, активность воды (аH2O) должна морфизма и регрессивном этапе, что приводит к относительной "сухости" быть существенно меньше единицы и зависит от валового состава породы, а системы в высокобарических условиях, способствующей лучшей сохраннотакже температуры и давления. В отличие от термодинамических расчетов сти реликтовых минеральных ассоциаций.
экспериментально построенные петрогенетические решетки позволяют Отличительными чертами минералообразующих процессов при высооценить активность воды во флюиде, поскольку состав флюида будет всегда кобарическом метаморфизме алмазной субфации являются: (i) уникальное буферироваться сосуществующей минеральной ассоциацией. Однако по- сочетание физико-химических параметров: сверхвысокие давления (4.5-добные петрогенетические решетки практически неизвестны для метапели- ГПа) и высокие температуры (950-1000С), высокие скорости погружения тов и метакарбонатных природных систем (Hermann, 2003). (4-10 см/год) и эксгумации (до 1 м/год); (ii) преимущественно водный соМассоперенос между слэбом и мантийным клином. став флюидной фазы на пике метаморфизма и последующем регрессивном При рассмотрении образования карбонатных расплавов, как правило, этапе; (iii) присутствие преимущественно водного флюида, снижающего ограничиваются лишь рассмотрением процессов частичного плавления кар- температуру плавления почти всех субстратов и приводящего к формировабонатизированной мантии (Schrauder and Navon, 1994; Schiano, 1994; нию на пике метаморфизма силикатных, силикатно-карбонатных и карбоFrezzotti et al., 2002). Выше было показано, что карбонатный расплав может натных расплавов - среды кристаллизации как для породообразующих миобразоваться в результате реакционного взаимодействия водосодержащего нералов, так и полиморфных модификаций углерода.
силикатного расплава с карбонатами при высоких Р-Т параметрах. Пере- Особенности кристаллизации графита и алмаза во многом идентичны слаивание карбонатов и метапелитов является типичной ситуацией в субду- тем, что установлены экспериментально при синтезе алмаза в неметалличецируемых осадках, следовательно, образование силикатных и карбонатных ских системах: (i) присутствие графита, карбонатов и флюида/расплава яврасплавов, установленных в мраморах Кокчетавского массива, может ока- ляется необходимым условием для образования алмаза в метаморфических заться более распространенным явлением в зоне субдукции, нежели приня- породах; (ii) в поле стабильности алмаза, независимо от состава протолита, то считать. реализуется следующая последовательность кристаллизации полиморфных 29 13. Marschall H.R., Korsakov A.V., Luvizotto G.L., et al., (2009) On the occurrence and boron модификаций углерода: графит - алмаз - графит; (iii) массовой кристаллизаisotopic composition of tourmaline in (ultra)high-pressure metamorphic rocks. Journal of the Geoции алмаза предшествует продолжительный индукционный период.
logical Society, 166, 811-8Дальнейшие исследования должны быть сосредоточены на изучении 14. Korsakov A.V., Hutsebaut D., Theunissen K., Vandenabeele P., Stepanov A.S. (2007) Raman взаимодействия карбонатных расплавов с другими субдуцируемыми поро- mapping of coesite inclusions in garnet from the Kokchetav Massif (Northern Kazakhstan) Spectrochimica Acta Part A: Molecular Spectroscopy, 68, 1046Ц10дами и породами мантии с целью оценки роли этих расплавов в перераспре15. Hermann J. Spandler C. Hack A. Korsakov A.V. (2006) Aqueous fluids and hydrous melts in делении редких и рассеянных элементов и летучих в зоне субдукции. В перhigh-pressure and ultra-high pressure rocks: Implications for element transfer in subduction zones.
спективе также необходимо уточнить факторы, контролирующие кристалLithos, 92, 399-4лизацию полиморфных модификаций углерода как в стабильном, так и ме- 16. Корсаков А.В., Тениссен К., Козьменко О.А., Овчинников Ю.И. (2006) Реакционные структуры клиноцоизитовых гнейсов. Геология и Геофизика, 47, №4, 499-5тастабильном состоянии. Эти знания будут способствовать созданию моде17. Херманн Дж., Рубатто Д., Корсаков А.В., Шацкий В.С. (2006) Возраст метаморфизма ли алмазообразования, включающей всю совокупность экспериментальных алмазоносных пород: U-Pb SHRIMP изотопное датирование цирконов Кокчетавского массии природных данных.
ва. Геология и Геофизика, 47, №4, 513-5СПИСОК ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ 18. Лепезин Г.Г., Травин А.В., Юдин Д.С., Волкова Н.И., Корсаков А.В. (2006) Возраст и 1. Korsakov A.V., Dieing T., Golovin A.V., Toporski J. (2011) Raman imaging of fluid incluтермическая история Максютовского метаморфического комплекса (по Ar/39Ar данным).
sions in garnet from UHPM rocks (Kokchetav massif, Northern Kazakhstan). Spectrochimica Acta Петрология, 14, 109-1Part A: Molecular Spectroscopy, doi:10.1016/j.saa.2010.12.019. Korsakov A.V., Hermann, J. (2006) Silicate and carbonate melt inclusions associated with di2. Korsakov A.V., Vandenabeelee P., Perraki M, Moens L. (2011) First findings of monocrystalamonds in deeply subducted carbonate rocks. Earth and Planetary Science Letters, 241, 104-1line aragonite inclusions in garnet from diamond-grade UHPM rocks (Kokchetav Massif, Northern 20. Korsakov A.V., Vandenabeele P., Theunissen K., (2005) Discrimination of metamorphic diaKazakhstan). Spectrochimica Acta Part A: Molecular Spectroscopy, doi:10.1016/j.saa.2010.12.0mond populations by Raman spectroscopy (Kokchetav, Kazakhstan). Spectrochimica Acta Part A:
3. Корсаков А.В., Головин А.В., Диинг Т., Топорски Я. (2011) Флюидные включения в поMolecular Spectroscopy, 61: 2378Ц23родообразующих минералах метаморфических пород сверхвысоких давлений (Кокчетавский 21. Корсаков А.В., Шацкий В.С. (2004) Механизм образования алмазов в графитовых румассив, Северный Казахстан). Доклады Академии Наук, 437, №4, 1-башках в метаморфических породах сверхвысоких давлений. Доклады Академии Наук, 4. Жуков В.П., Корсаков А.В. (2011) Анализ фазовых переходов во включениях и получе399, №2, 232-2ние оценок остаточных напряжений в многослойных средах: Механико-термодинамическая 22. Королюк В.Н. Лепезин Г.Г., Корсаков А.В. (2004) Оценка термической истории метамодель. Вычислительные технологии, 16, №1, 67-морфических пород по обменно-диффузионной зональности в минералах. Геология и Гео5. Korsakov A.V., Zhukov V.P., Vandenabeelee P. (2010) Raman-based geobarometry of ultraфизика, 45, № 4, 501-5high pressure metamorphic rocks: an application, problems and perspective. Analytical and Bio23. Korsakov A.V., Theunissen K., Smirnova L.V. (2004). Intergranular diamonds derived from analytical Chemistry, 397, 7, 2739-27partial melting of crustal rocks in ultrahigh pressure metamorphic conditions. Terra Nova, 16, №3, 6. Жимулев Ф.И., Полтаранина М. А., Корсаков А. В. и др. (2010) Структурное положение 146-1и петрология эклогитов позднекембрийско-раннеордовикской Северо-Кокчетавской текто24. Korsakov A.V., Shatsky VS, Sobolev NV, Zayachkovsky AA (2002) Garnet-biotiteнической зоны. Геология и геофизика, 51, 190-2clinozoisite gneisses: a new type of diamondiferous metamorphic rocks of the Kokchetav Massif.
7. Korsakov A.V., Perraki M., Zedgenizov D.A., et al., (2010) Diamond-graphite relationships in European Journal of Mineralogy 14: 915-9ultrahigh-pressure metamorphic rocks from the Kokchetav Massif, northern Kazakhstan. Journal of 25. Hermann J, Rubatto D, Korsakov A., Shatsky VS (2001) Multiple zircon growth during fast Petrology, 51, 763-7exhumation of diamondiferous, deeply subducted continental crust (Kokchetav Massif, Kazakh8. Korsakov A.V., Perraki M, Zhukov V.P., et al., (2009) Is quartz a potential indicator of ultrastan). Contribution to Mineralogy and Petrology 141: 66-high-pressure metamorphism? Laser Raman spectroscopy of quartz inclusions in ultrahigh-pressure 26. Theunissen K., Dobretsov, N., Shatsky, V.S., Smirnova, L. & Korsakov, A., (2000). The diagarnets. European Journal of Mineralogy, 21, 1313-13mond-bearing Kokchetav UHP massif in Northern Kazakhstan: exhumation structure. Terra Nova, 9. Korsakov A.V., De Gussem K., Zhukov V.P., Perraki M, Vandenabeelee P., Golovin A.V.
12, 181-1(2009) Aragonite-Calcite-Dolomite Relationships in UHPM polycrystalline carbonate inclusions 27. De Corte, K., Korsakov, A., Taylor, et al., (2000). Diamond growth during ultrahigh-pressure from the Kokchetav Massif, Northern Kazakhstan. European Journal of Mineralogy, 21, 1301-13metamorphism of the Kokchetav Massif, Northern Kazakhstan. The Island Arc, 9, 284-310. Perraki M., Korsakov A.V., Smith D.C., Mposkos E. (2009) Raman spectroscopic and micro28. Theunissen, K., Dobretsov, N., Korsakov A., et al., (2000). Two contrasting petrotectonic doscopic criteria for the distinction of microdiamonds in ultrahigh-pressure metamorphic rocks from mains in the Kokchetav megamelange (north Kazakhstan): difference in exhumation mechanisms diamonds in sample preparation materials. American Mineralogist, 94, 546-5of ultrahigh-pressure crustal rocks, or a result of subsequent deformation? The Island Arc, 9, 42811. Iancua O.G., Cossioa R., Korsakov A.V. et al., (2008) Cathodoluminescence spectra of dia4monds in UHP rocks from the Kokchetav Massif, Kazakhstan. Journal of Luminescence, 128, 29. Корсаков А.В. Шацкий В.С. Соболев Н.В. (1998) Первая находка коэсита в эклогитах 1684-16Кокчетавского массива. Докл. РАН. 360. - № 1. - С. 77-12. Корсаков А.В., Травин А.В., Юдин Д.С., Маршал Х.Р. (2009) Турмалин, как Ar/39Ar геохронометр на примере метаморфических пород Кокчетавского массива (Казахстан) Доклады Академии Наук, 484, 4, 531-5 31 Таблица. 1. Составы турмалина из UHPМ пород. *H2O и B2O3 рассчитаны стехиометрически. H, Li, Be и B проанализированы методом SIMS; все остальные элементы определены рентгеноспектральным методом, n.a. - не определялось. М.о. - место отбора образца, № обр. - номер образца, a-Marschall et al., 2008; b - Ota et al., 2008b; c - Shimizu and Ogasawara, 2005; d - Schertl et al., 1991; Johnson and Oliver, 1998; f - Ota et al., 2008a.
Рис. 5. Поведение РЗЭ вкрест контакта высокоалмазоносной Grt-Cpx породы и доломитового мрамора (обр. G0). Номера шлифов отмечены жёлтым, а номера геохимических проб - красным цветом.
Таблица. 3. Минеральные ассоциации зон I-IV обр. G0.
Зона Grt Cpx Cal* Dol Bt Kfs Qtz Dia* S I 28-34 50-5 0-10 - 1-4 1-4 1-2 0.82 IIa 20-23 27-32 30-40 - 3-4 1- 1-2 0.33 IIb 15-26 25-30 25-30 - 5-7 4-6 3-5 <0.1 III 5-7 30-40 - 48-55 - - 1-3 0 Рис. 4. Фрагмент контакта эклогит - карбонатная порода и IV 8-10 30-35 55-60 - - - <0.1 распределение петрогенных элементов вкрест контакта (обр.
ЕК). Границы зон выделены по данным петрографических наблюдений.