ПЕТРОЛОГИЯ, 2010, том 18, № 1, с. 88-110
УДК 551.2+551.14+536.25
ПЕТРОЛОГИЧЕСКИЕ, ГЕОХИМИЧЕСКИЕ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ СУБДУКЦИОННОГО МАГМАТИЗМА
© 2010 г. Н. Л. Добрецов
Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН просп. Академика Коптюга, 3, Новосибирск, 630090, Россия; e-mail: dobr@igm.nsc.ru
Поступила в редакцию 11.04.2009 г.
Сопоставлены геолого-петрологические и геохимические данные субдукционного магматизма (включая объемы и составы магматических серий) с результатами экспериментов и теплофизического моделирования. В зоне субдукции выделено 5 секторов по глубине и вулканические зоны I, II, III: 1 — аккреционный клин, регулирующий динамическую стабильность субдукции; 2 — сектор дегитратации и фильтрации флюидов; 3 — зона эклогитизации и начального частичного плавления в слэбе, над которой на ранних стадиях появляется бонинитовая вулканическая зона I; 4 — главная зона плавления осадочно-базитового слоя и формирования вулканической зоны II с преобладанием андезитов; 5 — зона более полного плавления, над которой формируется вулканическая зона III (андезибазальтовая и щелочно-базаль-товая). Выведенный в рамках модели плавления критерий интенсивности вулканизма пропорционален скорости субдукции и мощности зоны плавления, а расстояние между группами вулканов вдоль зоны субдукции равно 75—100 км при мощности зоны плавления 15—20 км.
Рассчитанная изотерма 600°С, определяющая стабильность серпентина и хлорита, не фиксируется глубже 150 км, что подтверждается составом и Р-Тусловиями формирования высокобарических пород (с алмазом и коэситом), извлеченных из зон субдукции с глубин 150—200 км. На сейсмотомографических профилях, учитывающих амплитудные характеристики сейсмических волн, выявлены две зоны плавления ("влажная" на глубине 100—200 км и "сухая" на глубине 150—200 км) и сложная термальная структура на-дастеносферного клина с возможными наклонными магмопроводниками. Минералого-геохимические особенности островодужных магматических серий формируются при решающей роли водно-углекислого флюида и повышенного окислительного потенциала. Главными буферными минералами являются: в зоне плавления слэба гранат, в промежуточных камерах магнетит, Ca-пироксен и амфибол, для бонинитовых серий, формирующихся в "горячем" астеносферном клине при взаимодействии с флюидами или высоководными расплавами, буферами являются амфибол, протоэнстатит-бронзит (вместо оливина) и Cr-шпи-нель (вместо магнетита).
Основными дискуссионными проблемами остаются проблемы масштабов взаимодействия расплавов и флюидов, рожденных в зоне субдукции с "горячим" мантийным клином, возможность транспортировки глубоко в мантию (глубже 150 км) высоководных минералов, эволюция масштабов формирования новой континентальной коры за счет субдукционных расплавов.
Статья основана на докладе, сделанном в ИГЕМ (18-19 марта 2009 г., Москва) на конференции "Магматизм и рудообразование", посвященной 125-летию со дня рождения академика А.Н. Заварицкого.
Выступить на этой конференции меня обязывали два дополнительных обстоятельства. Первое — я ученик академика В.С. Соболева, который в свою очередь был учеником и соратником А.Н. Заварицкого. Достаточно назвать "Физико-химические основы..." (Заварицкий, Соболев, 1961) и монографию В.С. Соболева (1936) "Петрология траппов Сибирской платформы", предисловие к которой было написано А.Н. Заварицким, и рекомендована им в качестве докторской диссертации В.С. Соболева. Второе обстоятельство, семейное — и отец, и мать работали в 1931—1932 гг в Камчатской экспедиции вместе с А.Н. Заварицким. Мать (урожденная Ю.Н. Келль) — представитель династии Келлей, члены которой учи-
лись и работали в Санкт-Петербургском (Ленинградском) Горном институте с 1902 г (уже 5 поколений). Основатель династии Н.Г Келль, член-корреспондент АН СССР — автор первой карты вулканов Камчатки (Келль, 1928). А что привело отца, профессионального физика, на Камчатку я точно не знаю, но так или иначе после возвращения с Камчатки они поженились и на свет появились мои братья и я, из которых двое стали геологами (см. книгу "Из народной глубинки — в науку", 2 изд., 2009 г.).
Так что Камчатка, камчатские вулканы, а следовательно, и субдукционный магматизм, можно сказать, — родственное дело для династии Кел-лей—Добрецовых.
Цель статьи — сопоставить геологические, петрологические и геохимические данные субдукци-онного магматизма (включая объемы и валовые составы магматических серий) с результатами эксперимента и теплофизического моделирова-
(а)
(б)
L, км
50
100
200
200
40 г
(в)
100
Н О н о а
Ч
30
10
80 160 Глубина, км
240
с.ш.
58°
56°
54°
52°
154°
158°
162° в.д.
Рис. 1. Схема зоны субдукции и ее важнейшие характеристики (Иеёа, 1982; Та18иш1, 1989; Добрецов и др., 2001, с уточнениями).
(а) — секториальность зоны субдукции по глубине (1—5) и три типа вулканизма (1—111), распределение температур в начальной (800а, 1000а, 1400а) и завершающей (800б, 1000б, 1400б) стадиях субдукции; (б) — изолинии глубины сей-смофокальной плоскости (от желоба до 500 км) и распределение вулканов на Камчатке и Северных Курилах по группам (ареалы 1—10); (в) — распределение частоты землетрясений по глубине в Курило-Камчатском сегменте.
0
0
0
ния и наметить задачи для будущих исследований, в том числе в рамках междисциплинарного интеграционного проекта, выигравшего конкурс в Сибирском отделении РАН на 2009—2011 гг.
СЕКТОРИАЛЬНОСТЬ ЗОН СУБДУКЦИИ И ТИПЫ ВУЛКАНИЗМА
Общая схема зоны субдукции и субдукционно-го магматизма представлена на рис. 1. Рис. 1а иллюстрирует секториальность субдукции в верхней части субдуцирующей плиты и надсубдукци-онных мантии и литосфере (секторы 1—5) и три типа вулканизма (I, II, III).
Сектор 1 (длиной около 100 км, до глубины 40—60 км) представляет собой аккреционный клин, сложенный деформированными осадками
океанической коры и островодужного склона с тектоническими чешуями вулканитов и серпентинитов (Океанология..., 1979; Зоненшайн, Кузьмин, 1993а, б; Маgee, Zoback, 1993; Добрецов и др., 2001, 2009). Этому аккреционному клину соответствует первый максимум числа землетрясений (рис. 1в). Отметим, что абсолютный максимум землетрясений в зонах субдукции отвечает глубине 40 км (Green, 2007). Аккреционный клин является главным регулятором стабильности зон субдукции, что следует из деформационно-теп-лофизической модели аккреционного клина, описанного в работах (Dobretsov, Kirdyashkin, 1992; Добрецов, Кирдяшкин, 1997; Добрецов и др., 2001, 2009). Регулирование неоднородно-стей, связанных с рельефом субдуцирующей плиты и колебаниями вязкости в клине за счет линз
Желоб
Преддуговые бассейны
ALK 1
100-
200км
Магматические дуги Все дуги
]_ 1В NC
Р
Рис. 2. Разрезы верхней поверхности субдуцирующей плиты для различных субдукционных зон. Модифицировано из (Айзек и др., 1974; С1осв, 1993).
Зоны образования магм: 1а — постоянная по глубине, 1б — зависящая от скорости субдукции; 2—3 — минимальная глубина перехода амфиболит—эклогит для "холодной" (2) и "горячей" (3) зон субдукции. Заштриховано поле изгиба субдуцирующей плиты под влиянием эклогитового перехода и поле пологих зон субдукции NC и Р; точками показано веерообразное поле линий ниже зоны плавления и выше фазовых переходов.
Зоны субдукции: АЬК — Аляска, АЬ — Алеутская дуга, СА — Центральная Америка, 1В — Идзу Бонинская, КК — Ку-рило-Камчатская, KER — Кермадек, М — Марианская, NC — Северное Чили, NH — Ново-Гебридская, NZ — Новая Зеландия, Р — Перу, Т — Тонга.
серпентинитов и других причин, происходит в автоматическом режиме путем изменения размеров и формы клина, прежде всего размера выходной щели толщиной в среднем около 3 км (см. ниже рис. 5).
Сектор 2 — зона метаморфических реакций, где происходит дегидратация и декарбонатизация осадков, метабазальтов и серпентинитов. Здесь преобладают температуры 450—800°С (см. рис. 1а), поэтому возможны хрупко-пластичные деформации, длительное существование разломов и трещиноватых зон, по которым осуществляется фильтрация образующихся флюидов. Главная зона фильтрации соответствует изотермам 500—700°С в верхней части субдуцирующей плиты, когда происходит полная дегитратация антигорита, хлорита, белых слюд. Этот сектор расположен примерно на глубинах 50—80 км и характеризуется минимумом землетрясений (рис. 1в).
Сектор 3 соответствует формированию экло-гитов и гранатовых амфиболитов в верхней части субдуцируемой плиты, которые увеличивают
плотность субдуцируемой плиты, что приводит к ее искривлению с увеличением угла погружения. Этот изгиб не показан на рис. 1а, но отчетливо виден на рис. 2 между линиями 1—2 и глубже, до глубины 100 км. В глубокой части этой зоны должно происходить частичное плавление амфиболовых эклогитов и гранатовых амфиболитов, соответствующих вязкому (преимущественно осадочному) и базальтовому слою погрузившейся плиты (ЬоЫ^оу, 1991; ОоЫ^оу, ЮгёуазЬкт, 1992). Положение зоны начального плавления и степень плавления зависят от положения изотерм 1000°С и 800°С, между которыми и может происходить частичное плавление метаосадочных и метаба-зальтовых пород. На границе секторов 3 и 4, как показано на рис. 1а, формируется главная зона плавления, над которой располагается главная вулканическая дуга (зона II на рис. 1а). На глубинах 80—120 км (до зоны главного плавления) отмечается второй максимум землетрясений (рис. 1в).
Зона вулканизма I возникает только в молодых, "горячих" субдукционных зонах, когда горя-
Вулканы о-ва ТИХИЙ
Японское море Хонсю ОКЕАН
-3% 0% +5%
Рис. 3. Вертикальный сейсмотомографический разрез через Центральную Японию, с использованием Р-скорости. Модифицировано из (Zhao, 2004).
Вариации скорости Р-волн от —3 до +5%. Штриховкой выделены "горячие" участки (Vp = —2—3%) холодные (Vp = +4 + 5%). Залитые треугольники показывают активные вулканические зоны, белые точки — положение центров землетрясений до 40 км от профиля. Сплошные линии на профиле — границы Мохо, Конрада и верхняя граница субдуцирующей плиты; в вверху вертикальная штриховка — аккреционный клин.
чий астеносферный клин с
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.