УДК 552.13:552.16:550.4.02
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ МАНТИЙНОГО МЕТАСОМАТОЗА СОПРЯЖЕННОГО С ЭКЛОГИТИЗАЦИЕЙ КОРОВОГО ВЕЩЕСТВА В ЗОНЕ СУБДУКЦИИ © 2013 г. А. Л. Перчук*, **, М. Ю. Шур*, В. О. Япаскурт*, С. Т. Подгорнова*
* Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, Геологический факультет Воробьевы Горы, Москва, 119234, Россия; e-mail: alp@geol.msu.ru **Институт экспериментальной минералогии РАН ул. Институтская, 4, Черноголовка, Московская обл., 142432, Россия Поступила в редакцию 26.01.2013 г.
Получена после доработки 23.03.2013 г.
Преобразования пород мантийного клина под воздействием флюидов и расплавов относятся к числу малоизученных процессов в зонах субдукции. Проведено экспериментальное моделирование этого процесса с разными аналогами коры (глаукофановый сланец, амфиболит) и мантии (оливин, оливин + ортопироксен) при Р-Т условиях 800°С и 29 кбар, отвечающих "горячей" зоны субдукции. Сланец или амфиболит, помещенные в нижнюю часть ампулы, в ходе экспериментов подвергались частичной (10—90%) эклогитизации с образованием омфацита, граната и кварца, иногда вместе с Ca-Na амфиболом и ортопироксеном. Эклогитизация сопровождалась выделением водного флюида, в котором растворялись минералы и продукты частичного плавления сланца. Восходящие потоки флюида привносили в вышележащий перидотит петрогенные компоненты. В результате в основании перидотитового слоя возникала реакционная гранат-флогопит-ортопироксеновая зона, в которой аккумулировались кремний и практически отсутствующий в исходных веществах калий. Привнос в оливиновый субстрат кремния, алюминия и СО2 и вынос из него магния способствовали росту новых минералов — граната, ортопироксена и магнезита. Соответствующее изменение минерального парагенезиса в природных условиях означало бы превращение дунита в гранатсодержа-щий гарцбургит. Эксперименты показали, что минеральный и химический состав надсубдукцион-ной мантии в значительной степени зависит от выноса компонентов из погружающейся литосфер-ной плиты.
DOI: 10.7868/S086959031306006X
ВВЕДЕНИЕ
Флюиды и расплавы, выделяющиеся из субду-цирующей океанической литосферы (слэба), во многом определяют и контролируют магматизм островных дуг и активных континентальных окраин. В настоящее время существует консенсус в отношении того, что магматический фронт в мантийном клине образуется в результате снижения температуры солидуса, вызванной привно-сом Н2О в сухие породы (например, Winter, 2010). Вместе с тем до сих пор остается неясным характер, степень и области преобразования мантии под воздействием флюидов (расплавов), выделяющихся из слэба.
Информацию о преобразовании вещества мантийного клина можно получить как из природных материалов, так и из результатов термодинамического моделирования. Ксенолиты в надсубдукционных вулканитах нередко рассматриваются как один из важнейших источников природной информации (Schiano et al., 1995; Ish-imaru et al., 2007). Однако поднимающиеся магмы
могут захватывать лишь породы, находящиеся
1
выше магматического фронта и удаленные от границы слэб—мантия на десятки километров. По всей видимости, эти породы не могут в полной мере охарактеризовать преобразования в мантии, которая находится ниже магматического фронта. Фрагменты субкратонной мантии, выносимые на поверхность кимберлитовыми расплавами, обычно не имеют никакого отношения к зонам субдукции (коллизии). Тем не менее в но-дуле гранатового гарцбургита из кимберлита в провинции Кимберли, ЮАР, зафиксировано флюидное воздействие на породу, связанное с древним субдукционным процессом (например, Bell et al., 2005).
Еще одним источником природных данных являются альпинотипные перидотиты, большинство из которых были вынесены тектоническими процессами из приграничной со слэбом области мантийного клина (Brueckner, Medaris, 2000; Bod-
1 Концептуальная модель развития магматического фронта приводится в работе (Schmidt, Poli, 1998).
inier, Godard, 2004; Ревердатто и др., 2008; Van Roermund et al., 2002; Scambelluri et al., 2010). Эти породы встречаются в гнейсовых комплексах, эксгумированных в обстановке континентальной коллизии. Условия преобразования этих перидотитов установить сложно, так как процессы могли происходить в ходе погружения как относительно "сухой" континентальной литосферы (коллизия) (Zheng et al., 2011), так и "водосодержащей" океанической литосферы (субдукция) (Peacock, 1996; Schmidt, Poli, 1998).
Фрагменты надсубдукционной мантии можно встретить также среди высокобарных серпенти-нитовых или сланцевых меланжей (Bebout, Barton, 2002; Spandler et al., 2008; Padrón-Navarta et al., 2010). Однако максимальная глубина залегания таких субдукционных комплексов много меньше, чем гнейсово-сланцевых, и редко достигает 80 км (~25 кбар). Ограничение вызвано тектоническим механизмом эксгумации этих пород (модель углового течения, Cloos, 1982; Gerya et al., 2002). Следовательно, тектонические меланжи в зонах субдукции позволяют судить о преобразовании вещества в мантии только в преддуго-
2
вой области, т.е., по всей видимости, в стороне от магматического фронта и области, затронутой конвекцией в мантийном клине.
Таким образом, природные объекты содержат ограниченную информацию о корово-мантий-ном взаимодействии, играющем важную роль в магматических процессах в зонах субдукции.
В практику исследований субдукционных процессов все чаще вовлекается термодинамическое моделирование с использованием метода псевдосекций, заложенного в программные комплексы Thermocalc (Powell, Holland, 1988) и PerpleX (Conolly, 2005). Применение программных комплексов в настоящее время ограничивается в основном моделированием петрологической структуры зон субдукции, т.е. установлением стабильности минеральных парагенезисов в разных участках при определенных температуре, давлении и составе (количества) флюида (Kerick, Conolly, 2001). Моделирование выноса Н2О и СО2 на разных уровнях глубинности погружающихся плит выполнялось Горманом и др. (Gorman et al., 2006), но и здесь, так же как и в других работах подобного профиля, не затрагивались вопросы взаимодействия погружающейся литосферы и над-субдукционной мантии.
Вопросы корово-мантийного взаимодействия в зонах субдукции рассматривались в некоторых экспериментальных исследованиях. Так, Р. Рэпп с
2 Относительно проекции островной дуги на слэб в зонах субдукции выделяется три области: преддуговая (глубина поверхности слэба до 90 км), поддуговая (subarc, 90— 140 км) и задуговая (более 140 км).
соавторами (Rapp et al., 1999) изучали образование адакитовых расплавов при частичном плавлении амфиболизированного базальта и изменение их составов в процессе взаимодействия с перидотитами при температуре 1100—1150°С и давлении 38 кбар. В ходе исследования было также установлено, что основным продуктом реакционного взаимодействия расплавов с перидотитом является гранат. В одном из опытов отмечена совместная кристаллизация граната с ортопироксеном, а в другом — ортопироксена с амфиболом. Заметим, однако, что выполненные эксперименты не соответствуют результатам современного моделирования термальной структуры зон субдукции (Syracuse et al., 2010), они являются более высокотемпературными. Более того, как будет показано ниже, разложение амфиболита с выделением воды произойдет много раньше, чем давление в породе достигнет 38 кбар (см. условия эксперимента в (Rapp et al., 1999)).
В тезисах (Girnis et al., 2012) сообщается об исследовании взаимодействия между метаосадком и перидотитом при еще более высоком давлении 60-100 кбар и 900—1400°C (задуговая область). Здесь также отмечается новообразование граната и ортопироксена в перидотитовом слое и в реакционной зоне между исходными веществами.
Экспериментальные исследования взаимодействия карбонатсодержащего глаукофанового сланца с оливином в условиях термального градиента (730—1000°С, 24—26 кбар) и без него (800°С, 25 кбар) показали (Перчук, Корепанова, 2011; Перчук и др., 2011; Перчук, Япаскурт, 2013), что на границе между исходными веществами развивается ортопироксеновый слой, образование которого контролируется привносом SiO2 во флюиде (расплаве). Там же отмечалось, что реакционный слой выступает в роли фильтра, удерживающего кремнезем, но пропускающего такие компоненты флюида (расплава), как Na, K, Al, Fe и др. Выше ор-топироксенового слоя было отмечено образование ортопироксена и магнезита, контролируемое реакцией оливин + СО2 (во флюиде) = ортопироксен + + магнезит. Эксперименты продемонстрировали, что потоки водосодержащих флюидов при Р-Т условиях зон субдукции способствуют растворению карбонатов в породах слэба и переотложению их в породах мантии.
В настоящей работе приводятся результаты новой серии более длительных экспериментов, в которой при Р-Т условиях поддуговой области зоны субдукции раскрываются особенности взаимодействия модельных аналогов мантии — оливина и оливин-ортопироксеновой смеси с модельными аналогами коры — карбонатсодер-жащим глаукофановым сланцем и гранатовым амфиболитом. Будет показано, что привнос—вы-нос компонентов С-О-Н флюидом является од-
13
12
11
32
2 мм J
Термопара Сталь Тальк
NaCl
Ампула
Графит
MgO
(или МК)
1.5 мм
6 мм
7 мм
12.55 мм
Рис. 1. Схема ячейки высокого давления. В опытах 8иЪ41 и 8иЪ44 вместо М^О использовалась "мягкая керамика" (МК).
ним из важнейших факторов преобразования веществ в зонах субдукции.
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Исходные вещества. В качестве модельных аналогов субдуцирующей коры использовали глаукофановый сланец и гранатовый амфиболит (табл. 1).
Глаукофановый сланец из высокобарного комплекса Атбаши, Киргизия, сложен преимущественно глаукофаном. Сланцеватость породы пересекают многочисленные прожилки (мощностью 10—100 мкм), выполненными фенгитом, эпидотом, хлоритом, кальцитом и альбитом. Вокруг глаукофана нередко встречаются тонкие (до 5 мкм) каймы винчита. Соотношения минералов в порошке глаукофанового сланца, согласно микрозондовому картированию (методика картирования изложена ниже), следующие (%): гла-
укофан — 96.7, фенгит — 0.7, сфен — 2.2, карбонат — 0.4
Гранат
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.