научная статья по теме МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ КОМПЛЕКСА САМЕРБЕРГ, ВОСТОЧНЫЕ АЛЬПЫ: 1. ПЕТРОГРАФИЯ Геология

Текст научной статьи на тему «МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ КОМПЛЕКСА САМЕРБЕРГ, ВОСТОЧНЫЕ АЛЬПЫ: 1. ПЕТРОГРАФИЯ»

ПЕТРОЛОГИЯ, 2004, том 12, № 2, с. 115-158

УДК 552.48.431.251

МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ КОМПЛЕКСА САМЕРБЕРГ, ВОСТОЧНЫЕ АЛЬПЫ: 1. ПЕТРОГРАФИЯ

© 2004 г. Л. Л. Перчук*' **, Д. Ä. Токарев*, О. В. Парфенова*, С. Т. Подгорнова*

*Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова 119899 Москва, Воробьевы горы, Геологический факультет, Россия; e-mail: llp@geol.msu.ru, OVP@geol.msu.ru

**Институт экспериментальной минералогии РАН 142432 Черноголовка, Московская обл., Россия Поступила в редакцию 13.12.2002 г.

Варисцийский комплекс Самерберг в Восточных Альпах представлен двуслюдяными кианитовыми сланцами, вмещающими неопределенной формы тела разнообразных перидотитов и будины гранатовых амфиболитов, в ядрах которых исключительно редко встречаются реликты эклогитов. В перидотитах Opx1 содержит до 94 мол. % энстатита и образует крупные, до 5 мм, порфировые выделения с многочисленными ламеллями граната (Grt1), хромшпинели (Spl1), клинопироксена (Cpx1) и роговой обманки (Hbl1). Края Opx1 резорбированы, но во многих случаях обрастают каймой без ламеллей. В ходе метаморфической эволюции перидотитов закономерно изменяется состав главных породообразующих минералов. В Opx1 возникают двойники, отражающие превращение клиноэнстатита в ортоэнста-тит. Магнезиальность и содержания Al, Cr, Ca в Opx1 уменьшаются в сторону каймы, а в кайме вновь возрастают. На регрессивной стадии метаморфизма образуется плеонаст (Spl2), гранат (Grt2), амфиболы (Hbl2-3), что выражается в возникновении между Opx1 и Spl1 реакционных кайм Grt2, т.е. реакция Spl1 + Opx1 ^ Ol + Grt2 смещается вправо. На более поздней стадии между Ol и Grt2 образуются Opx2-Hbl2-Spl2 келифитовые каймы, отражающие смещение этой реакции влево. Иногда в келифито-вых каймах присутствует Cpx2. В порфировых выделениях Cpx1 (NMg < 95 мол. %) ламелли представлены Opx1, Spl1 и Hbl1, но внешняя кайма отсутствует. Он интенсивно замещается Hbl2. Обе генерации амфибола близки к изоморфному ряду эденит-паргасит, но несколько богаче Ca. Их состав изменяется в узких пределах: NCa = 67-78, NAl = 16-20 и NMg = 90-95 мол. %. Гранатовые амфиболы - апоэклогито-вые породы, в которых сохранились следы лишь регрессивного метаморфизма. При этом в пироксене почти полностью исчезает жадеитовый минал. В породах обычен атолловый гранат, который, обрастая мелкими идиоморфными кристалликами Grt2, приобретает амебовидные очертания. Химическая зональность гранатов обеих генераций регрессивная - от центра к краям зерен NCa возрастает, а NMg снижается. В амфиболах четкая зональность отсутствует, но они также представлены двумя генерациями. Более ранняя составляет почти 90% роговообманковой массы и слабо отличается от Hbl2 из перидотитов по кальциевости и глиноземистости: NCa = 75-80 и NAi = 18-20; однако магнезиальность Hbl1 в гранатовых амфиболитах существенно более низкая, NMg = 63-73. Вторая генерация Hbl2 развивается по Cpx1 и представлена почти чистым актинолитом, хотя в породе встречаются и промежуточные между паргаситом и тремолитом разновидности. Плагиоклаз в породе присутствует в двух разновидностях: идиоморфные кристаллы и Pl-Qtz мирмекитоподобные симплектиты, в которых его состав варьирует в пределах 60-90% анортитового компонента. Биотит-гранатовые гнейсы содержат кианит, плагиоклаз, мусковит и фенгит. Вблизи ультрабазитов и гранатовых амфиболитов они мигматизированы, местами превращены в мигматиты. В лейкосоме повсеместно встречается кианит. Крупные кристаллы кианита присутствуют и в пегматитовых жилах, рассекающих мигматиты. Зональность граната регрессивная, от NMg = 35 в центре зерен до 0.15 в краях. Магнезиальность биотита от образца к образцу несколько изменяется: в некоторых образцах NMg = 65, тогда как в других он зональный, от NMg = 65 в центре до NMg = 70 в краях зерен. В гранатовых перидотитах реакционные соотношения минералов и их химическая зональность предполагают охлаждение пород при их погружении, последующее слабое нагревание, сменяющееся режимом декомпрессионного остывания. Петрография сланцев и эклогитов свидетельствует об исключительно широком проявлении ретроградной стадии метаморфизма.

Для познания состава, свойств и эволюции нижней части континентальной коры существуют лишь две возможности: (1) изучение ксенолитов из кимберлитов, щелочно-ультраосновных даек и диатрем и (2) исследование коренных выходов. Обе эти возможности используются в полной мере. Например, многочисленными исследованиями

ксенолитов из кимберлитовых трубок и диатрем показано, что в платформенных областях нижняя часть континентальной коры наряду с редкими глиноземистыми породами (например, Dawson et al., 1997) представлена гранатсодержащими ме-табазитами, метаморфизованными в условиях гранулитовой фации (например, Специус, Серен-

ко, 1990; Корешкова и др., 2001). Такие же породы можно встретить и в позднеархейских толщах Алданского щита (например, Маракушев, 1964; Perchuk et al., 1985).

По данным термобарометрии в докембрии толщина континентальной коры была сходна с мощностью коры современных щитов, т.е. в среднем около 35 км. Реликты мощных горных систем (более 50 км), которые могли подвергаться размыву на протяжении всего архея (Eriksson, Krapez, 2001), пока не установлены. На основе статистического анализа содержаний радиогенных изотопов в древнейших породах Земли показано (например, Abbott et al., 2001), что в архейском периоде ее развития температура мантии была на 100°C выше, чем в фанерозое. Еще большее различие, в 200°C, следует из данных по изучению архейских коматиитовых расплавов (например, Arndt, 2001). Столь существенная разница в температурном режиме мантии не могла не оказать влияния на реологические свойства пород и, как следствие, на механизм геодинамических процессов, происходивших в литосферной мантии и в континентальной коре. Так, например, по метаморфическим пижонитам из основных гранулитов Антарктики установлено (например, Harley, 1998; Harley, Hensen, 1990; Hokada, 2001), что температура метаморфизма пород нижней части коры достигала 1150°C (двупироксеновый термометр, Lindsley, 1983). Можно предположить, что это первично-магматические реликтовые пироксены. Но этот вывод подтвердился результатами исследования высокоплотных жидких включений CO2 в минералах из сапфириновых пород этого же региона (Tsunogae et al., 2002).

Основываясь на однообразии минеральных па-рагенезисов гранулитовых комплексов на одном и том же эрозионном срезе, Д.С. Коржинский (1940, с. 89) полагал, что ".. .эти факты доказывают необычайно закономерное "всплывание" складчатых комплексов целыми зонами, а не отдельными глыбами, так что эрозионный срез продвигается примерно параллельно первоначальной дневной поверхности". И далее ".естественный метаморфизм силикатных пород всегда обусловлен воздействием магмы." (Коржинский, 1940, с. 92). В дальнейшем Д.С. Коржинский (1952) дополнил эти идеи представлениями о флюидно-тепловых потоках мантийного происхождения, производящих не только метаморфизм, но и гранитизацию.

Ныне показано (Перчук, 1993; Перчук, Геря, 2003; Perchuk, 1989; Gerya et al., 2000, 2002; Smit et al., 2001), что всплывание гранулитовых комплексов к поверхности не может происходить благодаря лишь эрозии. Эрозия поверхности лишь ускоряет процесс гравитационного перераспределения: гранулиты всплывают, а примыкаю-

щие гранит-зеленокаменные пояса синхронно погружаются. На границе между ними возникают мощные зоны пластических деформаций, в которых записывается неизобарическая метаморфическая зональность (Перчук и др., 1996; Перчук, Кротов, 1998). Эта модель отличается от чисто эрозионной относительным постоянством мощности земной коры. "Спусковым крючком" начала процесса могли служить мантийные плюмы (флюидно-магматические потоки по Д.С. Кор-жинскому). Их следы записаны изотопами углерода и кислорода (например, Pili et al., 1997) во флюидных включениях в минералах из гранулитов, а также в широко представленных в них глубинных милонитах (например, Smit, van Reenen, 1996; Smit et al., 2001). Перечисленные выше сведения заставляют усомниться в возможности повсеместного приложения коллизионных моделей к тектонике докембрийской (особенно древнее ~2 млрд. лет) континентальной коры.

Вязкость всплывающих комплексов почти на семь порядков ниже вязкости синхронно погружающихся гранит-зеленокаменных поясов (например, Перчук, 1993; Perchuk et al., 1992; Gerya et al., 2000, 2002). При этом состав этих сопряженных комплексов не различим не только в отношении породообразующих оксидов, но и в распределении редких земель, редких и рассеянных элементов, ряда изотопов (например, Петрова, Левицкий, 1986; Петрова и др., 2001; Kreissig et al.,

2000). Как в докембрии, так и в фанерозое малоплотная часть нижней коры преимущественно тоналит-трондьемитового состава изначально была гравитационно неустойчива. Разогретая и пластичная, зажатая между жесткими литосферной мантией и верхней частью континентальной коры, она при любых тектонических подвижках должна устремляться вверх (Геря, Перчук, 2003; Ranalli, 1995; Gerya et al., 2000). При этом лито-сферная мантия должна наращиваться за счет мета- и ультрабазитов, погружающихся в ходе гравитационного перераспределения в нижнюю часть коры. Эти породы частично превращались в эклогиты и гранатовые перидотиты соответственно. Часть из них погружалась в мантию (дела-минация), а часть сохранялась в литосферном ее слое. Свидетельством этому являются многочисленные архейские и протерозойские ксенолиты нижнекоровых эклогитов в кимберлитовых трубках (например, Barth et al., 2002; Корешкова и др.,

2001).

С.Д. Коржинский отмечал: "Замечательнейшим фактом, установленным П. Эскола (Eskola, 1920), является полное отсутствие эклогитов в до-кембрийских кристаллических щитах. Эклогиты встречаются лишь среди послекембрийских метаморфических толщ, особенно же часто в альпийских складчатых комплексах, конечно, не успевших глубоко эродироваться" (Коржинский, 1945,

с. 76). С тех пор в нескольких метаморфических комплексах мира обнаружены реликты протерозойских эклогитов. Эти находки редки, а их метам

Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.

Показать целиком