ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2015, том 462, № 3, с. 330-334
= ГЕОХИМИЯ ^
УДК 551.14:552.48
ДОКАЗАТЕЛЬСТВА И СЛЕДСТВИЯ "ГОРЯЧЕЙ" МОДЕЛИ СУБДУКЦИИ © 2015 г. Академик РАН Н. Л. Добрецов, Д. А. Зедгенизов, К. Д. Литасов
Поступило 04.02.2015 г.
БО1: 10.7868/80869565215150219
Рециклирование вещества в зонах субдукции — один из ключевых процессов геохимической эволюции Земли. Именно при таком процессе на протяжении длительной геологической истории породы земной коры погружаются на значительные глубины (верхней мантии, переходной зоны, иногда нижней мантии). Изучение вулканизма островных дуг показало, что состав надсубдукци-онной мантии подвержен изменениям за счет привноса флюидов при дегидратации измененной океанической коры, которые в результате фазовых переходов в погружающейся плите преобразуются в эклогиты [1]. Главный результат рециклирования — формирование примитивной континентальной коры за счет плавления эклоги-тов и образования дацит-андезитовой магмы [2].
В последние годы активно обсуждают возможность "холодной" (300—400°С на глубине 100 км) и "горячей" (800—900°С на той же глубине) модели субдукции [3, 4]. В нашей работе мы обобщили данные по метаморфическим породам, извлеченным из палеозон субдукции, и по мантийным ксенолитам, извлеченным кимберлитовыми расплавами из нижней части литосферы кратонов, сопоставили их и оценили возможные следствия для вулканизма зон субдукции, кимберлитового магматизма и эволюции литосферы кратонов.
Термодинамические данные позволяют построить различные модели зон субдукции, варьируя физическими параметрами и скоростями процессов (например, [3—6]). Реальные модели могут быть выявлены только тщательной сверкой с природными данными на основе учета глобаль-
Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука
Сибирского отделения Российской Академии наук, Новосибирск
Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева Сибирского отделения Российской Академии наук, Новосибирск E-mail: zed@igm.nsc.ru
Новосибирский государственный университет
ного баланса масс и сил [4, 5]. В настоящее время существует множество оценок Р— Г-параметров образования мантийных образцов. Параметры, определенные для ксенолитов гранатовых перидотитов из разных месторождений, т.е. обобщенные и рассмотренные в [7], затем в [5], показаны на рис. 1. Принято считать, что Р— Г-условия ксенолитов соответствуют палеогеотермам этих регионов на момент извержения и выноса ксенолитов на поверхность. Данные по ксенолитам (рис. 1) демонстрируют несколько важных особенностей литосферы. Под кратонами мощность литосферы по крайней мере 220 км, в то время как под активными тектоническими зонами (например, Витимское плато) она намного меньше. В большинстве случаев реконструированные па-леогеотермы для большинства кратонов соответствуют тепловому потоку 35—45 мВт/м2. Палегео-термические градиенты могут отличаться для разных кратонов и в пределах отдельных кратонов. Например, для кратона Слейв характерны наиболее низкотемпературные условия литосферной мантии. Более высокотемпературные условия характерны для Сибирского кратона, и наиболее разогретой представляется литосферная мантия кратона Каапваль (рис. 1).
Предполагается, что под кратонами верхняя мантия разделена на два минералогических слоя: шпинелевой фации и гранатовой фации глубинности. Основание литосферы определяется глубиной астеносферы — зоной пониженных сейсмических волн, связываемой с появлением расплавов небольшой степени плавления, и декорируемых зоной деформированных перидотитов. Как отмечено ранее, мощность литосферы под кратонами более 220 км и уменьшается в случае прогрева плюмами (например, Сибирскими траппами). Относительно астеносферы на той же глубине субкратонная литосферная мантия холоднее, что создает условия термодинамической стабильности алмаза при более низком давлении.
Таким образом, эту область субкратонной ли-тосферной мантии считают принципиальным источником алмазов ("алмазное окно"). Кроме то-
т, °с
Рис. 1. Р-Г-параметры образования гранатовых перидотитов из кимберлитов и базальтов разных регионов мира. 1 — кратон Слейв; 2 — Сибирский кратон; 3 — кратон Каапваль; 4 — Танзания; 5 — Витимское плато [7] с учетом [5]; поле — область формирования деформированных перидотитов; стрелка — "плюмовый" тренд, соединяющий серию высокотемпературных пород.
го, только под кратонами могут формироваться малообъемные специфические глубинные магмы (кимберлиты, лампроиты), которые захватывают вещество алмазоносной литосферной мантии (глубинные ксенолиты и алмазы) при их быстром подъеме на поверхность перед извержением.
Неоднородность Р— Г-условий свидетельствует во многих случаях о повышении температуры в мантии незадолго до события извержения и выноса ксенолитов на поверхность. Например, деформированные перидотиты, представляющие породы основания литосферы, всегда характеризуются более высокими температурами образования по сравнению с зернистыми перидотитами. Исходя из текстурных особенностей и характера зональности породообразующих минералов, повышенные температуры образования деформированных перидотитов связывают с их разогревом при инфильтрации расплавов и переходе к конвектирующей астеносфере. Переход от высокотемпературных деформированных перидотитов к зонам магмогенерации в разогретой мантии
под активными тектоническими зонами (например, генерации базальтов Танзании и Витимского плато — при 1200° С на глубине около 120 км и 70 км соответственно) составляет определенный тренд, который может быть связан с дополнительным источником нагрева за счет влияния термохимического плюма (рис. 1). Температуры ксенолитов, "подогретых" плюмами, выше средних на 200—300°С на глубинах 100-200 км (рис. 1).
Ксенолиты эклогитов, выносимые на поверхность Земли в кимберлитовых трубках, потенциально представляют материал, наиболее глубоко субдуцированный в мантию [4, 8]. Однако вследствие длительного времени нахождения в мантии большинство ксенолитов эклогитов не сохраняют первичные особенности, которые отражали бы их образование в зонах субдукции. На рис. 2 сопоставлены оценки температуры и давления (глубины) образования ксенолитов эклогитов мантии [9] и пород, извлеченных из палеозон субдукции [10-13]; показано положение линий "холодной" и "горячей" субдукции на примере северо-во-
т, °с
Рис. 2. Сопоставление Р— Т-данных, характеризующих образование ксенолитов графит- (1) и алмазсодержащих (2) эк-логитов из кимберлитов [9] и пород из палеозон субдукции. Ко — Корсика [13], КП — Колорадо плато [14], Кг — Кок-четавский массив [4, 11], РИ2, Аг—Р^ — сводные данные по субдуцированным фанерозойским и докембрийским комплексам [10]; показаны расчетные линии горячей и холодной субдукций юго-западной и северо-восточной Японии соответственно [3, 4]. Стрелка — линия преобладающих условий в зонах субдукции ("субдукционный" тренд).
сточной и юго-западной Японии; установлено по комбинации петрологических и геофизических данных и термодинамического анализа [3]. Ареалы для высокобарических метаморфических пород Корсики [13] и ксенолитов низкотемпературных лавсонитовых эклогитов из кимберлитов Колорадо плато [14], которые в оригинале считали доказательством модели "холодной" субдукции, на рис. 2 ложатся на ту же линию, что и Кокчетав-ский пояс [4, 11] — типичный пример "горячей" субдукции, и находятся вблизи линии температурного градиента 5°/км и "предела метаморфизма" в зонах субдукции. Эта же линия ограничивает со стороны низких температур Р—Т-поле ксенолитов эклогитов, которое варьируется от линии "горячей" субдукции до области плюмов. Принятая нами линия преобладающих условий в зонах субдукции ("субдукционный" тренд — рис. 1)
близко соответствует юго-западной Японии на глубинах более 90 км и средней части поля фане-розойских пород из зон субдукции (Р^, рис. 2 [10]). Более высокие геотермические градиенты характерны для более древних пород, когда не было типичной субдукции (Аг—Р^ на рис. 2 [10]). Смещение параметров формирования многих алмазоносных эклогитов от принятой линии в область более высоких температур может быть связано с переуравновешиванием с окружающими породами литосферной мантии и влиянием более горячих плюмовых расплавов. Однако наблюдается также серия эклогитов, которые на глубинах свыше 220 км ложатся вдоль линии субдукции до параметров сублитосферной мантии.
На рис. 3 вдоль принятой нами линии "субдук-ционного" тренда показаны поля наиболее интенсивной дегидратации (Д) и поле преобладаю-
Р, ГПа
1 -
Глубина, км
3 -
5 -
6 -
- 50
100
- 150
200
- 250
200
400
600
800 т, °с
1000
1200 1400
Рис. 3. Сопоставление экспериментальных и модельных данных для образования алмазов и кимберлитовой магмы. Показаны линии солидуса водосодержащих базальтов MORB, перидотитов и линии солидуса кимберлита трубки Удачная-Восточная (УдВ) в зависимости от содержания SiO2 [15]. Поля — области дегидратации (Д) и выплавления ан-дезитовых расплавов (Р) в субдуцированной океанической плите; область магматической камеры в надсубдукцион-ном мантийном клине (МК) и область образования кимберлитов (К). Серая пунктирная стрелка — линия преобладающих условий в зонах субдукции ("субдукционный" тренд). Стрелками также показаны пути миграции и подъема расплавов.
2
4
7
щей генерации андезитовых расплавов (Р) из эк-логитизированных субдуцированных базальтов МОЯБ в соответствии с анализом, проведенным в [4]. Стрелки — вероятные пути миграции расплавов и флюидов в надсубдукционной мантии, которые могут сформировать мантийную камеру (МК) на глубинах 80—50 км, соответствующих наиболее горячей зоне в надсубдукционной мантии (рис. 3). Здесь могут формироваться базальтовые расплавы по механизму "проточного реактора" [4]. На рис. 3 также показано сравнение экспериментальных данных зависимости температуры солидуса кимберлитовых магм с моделью реакции карбо-натитовых расплавов с породами литосферной мантии.
Согласно экспериментальным данным [15], плавление при 1000—1300°С может привести к образованию преимущественно карбонатитовых расплавов с содержанием 8Ю2 менее 5 мас. %. С уве
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.