Петрология и геохимия океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов в связи с проблемой эволюции мантийного вещества

Глава 4. Степень плавления, механизм плавления и отделения расплава

Представление о шпинелевых перидотитах как о ряде, отражающем различную степень частичного плавления мантийного источника, сложилось в результате исследования петрохимии, геохимии и минералогии ксенолитовых, альпинотипных и океанических перидотитов (Carter, 1970; Maaloe, Aoki, 1975; McDonough, 1990; Jagoutz et al., 1979; Рингвуд, 1981; Dick et al., 1984; Shibata, Thompson, 1986; Arai, 1987) и было обосновано установлением корреляций между характерными параметрами состава пород, первичных минералов в них и содержаниями первичных минералов в породах. Использование хромистости первичного шпинелида (Cr#, Cr/(Cr+Al)) перидотитов как основного параметра, отражающего степень частичного плавления мантийного источника (Dick, Bullen, 1984; Базылев, 1989; Hellebrandt et al., 2000) наиболее удобно при сопоставлении перидотитов, формировавшихся в различных обстановках. Величина хромистости шпинелида может быть рассчитана по валовым составам пород, при этом корреляция является единой для разных обстановок и устойчивой при метаморфической перекристаллизации пород (Базылев и др., 1993; Bazylev, 1998; Базылев и др., 1999):

-ln[Cr/(Cr+Al)]_Spl= 0.424*[-ln(Cr/Cr+Al)_порода]^1.715 (1).

Хромистость шпинелида может быть также оценена по величине Al₂O₃/MgO в породе, соответствующая зависимость (Базылев, 1995) более удобна при интерпретации экспериментальных данных:

-ln(Cr#)=15.15*[(Al₂O₃/MgO)_Пор]^0.80 (2).

Соотношения (1, 2) применимы только к реститовым перидотитам. В качестве петрохимических критериев реститовой природы шпинелевых перидотитов можно использовать эмпирические пределы вариаций ряда петрохимических параметров, своственные мантийным реститам (Bazylev, 1998; Базылев и др., 1999):

Величина отношения FeO/SiO₂ варьирует в пределах 0.170-0.202 (3).

Величина отношения Cr₂O₃/SiO₂ варьирует в пределах 0.0065-0.0119 (4).

Величина отношения CaO/Al₂O₃ не превышает 2.0 (5).

Для океанических шпинелевых перидотитов из нормальных сегментов СОХ установлена корреляция между средней хромистостью первичного шпинелида в них и скоростью спрединга (Рис.2).

Рис.2. Корреляция средней хромистости первичных шпинелидов (Cr#) в океанических шпинелевых перидотитах с полной скоростью спрединга vs (по (Базылев, Силантьев, 2000а), с изменениями и дополнениями). Полная скорость спрединга по данным (Галушкин, Ушаков, 1978; DeMets et al., 1990).

Степень близости к трансформному разлому оказывает сравнительно небольшое влияние на величину степени частичного плавления по сравнению со скоростью спрединга. В обстановке медленно-спрединговых хребтов (с полной скоростью спрединга до 50 мм/год) хромистость первичных шпинелидов в мантийных перидотитах варьирует в пределах 0.11-0.45, а в обстановке быстро-спрединговых хребтов (с полной скоростью спрединга выше 70 мм/год) - в пределах 0.35-0.55. Шпинелевые перидотиты геохимически аномальных сегментов СОХ (Азорского, 15^о20'с.ш. САХ, 2-4^о с.ш. САХ, Буве) отклоняются от этой корреляции, обнаруживая высокую степень плавления, не обусловленную скоростью спрединга. Хромистость первичных шпинелидов в этих перидотитах варьирует в пределах 0.36-0.68.

Шпинелевые перидотиты из задуговых центрах спрединга характеризуются умеренной хромистостью шпинелида - 0.19-0.39 (Савельева, 1987; Лазько, Гладков, 1989; Ohara et al., 2002), а базальты из этих центров отделялись от реститов с хромистостью шпинелидов 0.3-0.5 (Arai, 1994). Хромистость шпинелидов в преддуговых гарцбургитах варьирует в широких пределах - 0.31-0.83 (Савельева, 1987; Bloomer, Hawkins, 1983; Ishii et al., 1992; Говоров и др., 1996). Составы шпинелидов в островодужных базальтах свидетельствуют о еще более значительных вариациях хромистости шпинелида в реститовых перидотитах - 0.1-0.9 и выше (Arai, 1994). Таким образом, хотя величина степени частичного плавления мантийного источника в различных геодинамических обстановках, отраженная в хромистости первичных шпинелидов в реститах, варьирует в характерных интервалах, эти интервалы довольно значительны и сильно перекрываются (Рис.3), что не всегда позволяет по величине хромистости первичного шпинелида однозначно определить обстановку формирования перидотитов.

Рис.3. Интервалы хромистости первичных шпинелидов в мантийных шпинелевых перидотитах, сформированных в различных геодинамических обстановках.

Однородность степени частичного плавления мантийного источника. В соответствии с моделями декомпрессионного плавления, литосферная мантия под СОХ должна отличаться сравнительной однородностью степени частичного плавления мантийных перидотитов, слагающих верхние 25 км океанической литосферы (Langmuir et al., 1992). Независимо от конкретной модели, значительная разница в степени частичного плавления (порядка 5%) должна проявляться лишь для пород, различающихся по глубине залегания более чем на 10 км. Степень частичного плавления мантийных шпинелевых перидотитов может быть оценена по величине хромистости первичного шпинелида в них (Hellebrand et al., 2000):

F=10*ln(Cr#)+24 (6),

где F - степень частичного плавления мантийного вещества (%).

Анализ оригинальных и литературных данных по 82 опробованным участкам в пределах СОХ позволил заключить, что оцененная по формуле (6) разница между максимальной и минимальной степенью частичного плавления мантийных перидотитов СОХ в пределах локальных участков для всей выборки составляет в среднем 1.9 %. Для альпинотипных (и преддуговых) перидотитов характерна повышенная неоднородность степени частичного плавления по сравнению с перидотитами СОХ, обычно превышающая 4%. По-видимому, это значение можно использовать как граничный критерий для вероятного образования пород в надсубдукционной обстановке при индуцированном плавлении мантийного источника, обусловленном привносом флюида или расплава в систему.

Охарактеризованы использующиеся в настоящее время методы моделирования мантийного магматизма, составы мантийных источников, минеральные моды их плавления, коэффициенты распределения минерал/расплав, вероятные Р-T параметры мантийного магматизма. Одной из наиболее актуальных задач остается установление коэффициентов распределения минерал/расплав для петрогенных элементов и влияние на их величину температуры и давления.

Влияние давления на распределение глинозема между хромшпинелидом и расплавом было откалибровано по экспериментальным литературным данным (Mysen, Kushiro, 1977; Jaques, Green, 1989; Falloon, Green, 1987;1988; Falloon et al., 1988) с использованием оценки хромистости состава шпинелида по рассчитанному валовому составу рестита (2) до 30 кбар (интерполяция) и выше (экстраполяция) (Базылев, 1995):

Al₂O₃ p={1000*(1-Cr#)}^{0.444-0.0021*P} (7),

где содержание Al₂O₃ в расплаве в массовых процентах, а давление - в килобарах.

По литературным экспериментальным данным (Bultitude, Green, 1971; Kushiro, 1972; Mysen, Boettcher, 1975; Bender et al., 1978; Walker et al., 1979; Takahashi, 1986) откалибровано влияния температуры на распределение натрия между клинопироксеном и расплавом (Базылев, 1995):

lnD_Na2O=5,425-10850/T (8),

где температура выражена в Кельвинах.

Минералогические индикаторы механизма плавления. При использовании содержания натрия в клинопироксенах как индикатора обстановки магматизма (Kornprobst et al., 1981) удобно его сопоставлять с хромистостью шпинелида; при этом поля внутриплитных перидотитов и перидотитов нормальных сегментов СОХ хорошо разделяются (рис. 4). Для перидотитов нормальных сегментов СОХ характерно резкое понижение содержаний натрия в клинопироксене с возрастанием хромистости шпинелида от 0.8-1.0 % Na₂O до 0.02% и менее, тогда как для внутриплитных перидотитов это понижение проявляется слабее, до 0.5-0.7% Na₂O.

Характер изменения содержания натрия в клинопироксене при равновесном плавлении мантийных источников был исследован на основании интерпретации данных серии экспериментов (Jaques, Green, 1980; Falloon, Green, 1987;1988; Falloon et al., 1988) (Рис.5). Хромистость первичного шпинелида в рестите рассчитывалась по зависимости (7), содержание натрия в солидусном клинопироксене -по зависимости (8). Сопоставление данных рассчетов с природными данными (Рис.4) позволяет интерпретировать серии внутриплитных шпинелевых перидотитов как реститы после различных степеней однократного равновесного плавления источника, близкого по содержанию натрия к примитивной мантии, при 8-20 кбар. Механизм плавления при формировании перидотитов нормальных сегментов СОХ не отвечал равновесному, а был близок к фракционному, что соответствует выводам работ (Johnson et al., 1990; Соболев, Шимизу, 1992).

Рис.4. Разделение внутриплитных шпинелевых перидотитов и шпинелевых перидотитов нормальных сегментов СОХ по составам клинопироксенов и шпинелидов (штриховая линия) (Базылев, 1995; с изменениями и дополнениями). Минералогия реститов от равновесного плавления источников MPY-87,90 определена по составам расплавов. Массивы внутриплитных перидотитов - Озрен, Бистрица, Забаргад, Бальмучия, Бальдиссеро, Ронда, Уайт Хиллс, Тинакуилло, Эльденыр.

Предположено, что совместное нахождение перидотитов с высоко-натровыми (внутриплитных) и низко-натровыми (океанических) клинопироксенами в пределах одного блока характерно для массивов типа пассивных континентальных окраин, или начального океанического спрединга - Иберийской окраины (Evans, Girardeau, 1988; Kornprobst, Tabit, 1988; Agrinier et al., 1988), Мамонии (Базылев и др., 1993; Базылев, 2003), Ронды. Эта черта состава соответствует петрогенетической модели рифтогенеза (Bonatti, Seyler, 1987; Bonatti, Michael, 1987), согласно которой смена щелочного магматизма толеитовым приурочена к начальным стадиям спрединга. Таким образом, в этой обстановке мантийный источник претерпевал как равновесное плавление, так и плавление, близкое к фракционному.

Содержания натрия в клинопироксенах из шпинелевых перидотитов геохимически аномальных сегментов СОХ закономерно и значительно увеличиваются с повышением хромистости сосуществующего шпинелида (Рис.5). Характер тренда свидетельствует о том, что в этой обстановке плавление мантийного источника происходит в системе, открытой для привноса компонента, обогащенного натрием.

В клинопироксенах из альпинотипных лерцолитов (кроме внутриплитных и перидотитов начальной стадии спрединга) в целом отмечаются невысокие содержания натрия (ниже 0.6% Na₂O). С повышением хромистости шпинелида содержания натрия в клинопироксенах несколько понижаются, однако не так резко, как в перидотитах из нормальных сегментов СОХ, или несколько повышыются в наиболее истощенных гарцбургитах. Представляется, что модель близкого к фракционному плавления источника типа примитивной мантии (приложимая к перидотитам нормальных сегментов СОХ) к преобладающей части альпинотипных перидотитов неприменима.

Рис.5. Изменение содержаний натрия в клинопироксенах с изменением хромистости шпинелида в перидотитах геохимически аномальных сегментов СОХ.

Установлено, что шпинелевые перидотиты, образованные в различных геодинамических обстановках, формируют в пределах оливин-шпинелевой мантийной области (OSMA) (Arai, 1987) локальные поля, отчасти не перекрывающиеся. Перидотиты из нормальных сегментов СОХ формируют довольно ограниченную область (Рис.6), локализованную вдоль тренда

Mg# Ol=91.584-0.7323*(-lnCr# Spl) (9).

Рис.6. Корреляция хромистости шпинелида и магнезиальности оливина в океанических шпинелевых перидотитах.

Шпинелевые перидотиты из геохимически аномальных сегментов СОХ обнаруживают более значительные вариации магнезиальности оливинов, при этом иногда в сериях пород из одной драги проявляется понижение магнезиальности оливина с увеличением хромистости шпинелида, которое можно рассматривать как индикаторное для механизма плавления мантийного источника в системе, открытой для привноса расплава.

Во внутриплитных перидотитах с повышением хромистости шпинелида магнезиальность оливина возрастает заметно более резко по сравнению с океаническими. Это различие отражает различные режимы плавления: при фракционном (и критическом) плавлении мантийного источника хромистость шпинелида в рестите возрастает быстрее, чем при равновесном (Hellebrand et al., 2000). Альпинотипные шпинелевые перидотиты на данной диаграмме перекрывают поле океанических перидотитов, обнаруживая частично и более низкую магнезиальность оливина. Для части массивов устанавливается положительная корреляция хромистости шпинелидов и магнезиальности оливинов в породах, присущая перидотитам из нормальных сегментов СОХ. Однако для части массивов (Поворотный, Елистратовский, Мамония (гарцбургиты)) проявляется отрицательная корреляция этих параметров, либо магнезиальность оливинов остается на одном уровне в широких пределах вариаций хромистости шпинелидов, что отражает плавление в системе, открытой для привноса расплава.

Петрохимические индикаторы. Вариации параметров Fe/Si и Сr/Si в изохимично метаморфизованных шпинелевых перидотитах, выходящие за пределы, свойственные реститам, могут быть результатом взаимодействия шпинелевых перидотитов с просачивающимся расплавом. Так, присущие части гарцбургитов и большинству дунитов массива Брезовица аномально высокое отношение Fe/Si при реститовом отношении Сr/Si отражают процесс растворения пироксенов в гарцбургитах при их взаимодействии с расплавом (Bazylev, 2003). Другим отражением этого процесса являются отклонения от корреляции между хромистостью пород и хромистостью их первичных шпинелидов как следствие незакономерных вариаций соотношения (Opx+Cpx):Spl в перидотитах. Растворение пироксенов сопровождается повышением Cr# пород вплоть до величины Cr# шпинелида (в дунитах, при полном растворении пироксенов). Этот эффект проявлен в гарцбургитах Брезовицы, а также в перидотитах аномальных сегментов СОХ, где составы гарцбургитов и дунитов формируют непрерывное поле (Рис.7). Аномальное обеднение гарцбургитов пироксенами свидетельствует о реакции пород с неравновесным расплавом, то есть о плавлении перидотитов в системе, открытой для привноса расплава.

Величина отношения CaO/Al₂O₃ в рестите определяется главным образом соотношением количеств пироксенов, переходящих в расплав при плавлении мантийного источника. Составы внутриплитных перидотитов обнаруживают стабильное понижение или постоянство отношения CaO/Al₂O₃ в рестите с увеличением степени плавления. Составы преобладающей части альпинотипных перидотитов демонстрируют закономерное увеличение отношения CaO/Al₂O₃ в рестите с увеличением степени плавления. мантийного источника. При плавлении мантийного источника в обстановке нормальных сегментов медленно-спрединговых СОХ отношение CaO/Al₂O₃ (Dick, Fisher, 1984; Dick, 1989) слабо увеличивается, что соответствует тренду составов альпинотипных перидотитов. Таким образом, для внутриплитной обстановки магматизма характерна повышенная степень вхождения в расплав клинопироксена (относительно ортопироксена), а для других обстановок - пониженная. Необычно высокие отношения CaO/Al₂O₃, в среднем близкие к 1.5, проявленные в некоторых альпинотипных перидотитах, свидетельствуют об аномально высоком содержании клинопироксена в реститах и о слабом вхождении клинопироксена в расплав при плавлении мантийного источника. Это может быть как результатом плавления в водной системе (Bizimis et al., 2000), типичного для надсубдукционной обстановки магматизма, так и результатом плавления в системе, открытой для привноса расплава.

Рис.7. Соотношение хромистости пород и их первичных шпинелидов в шпинелевых перидотитах.

Отношение Ti/Al в неметасоматизированных ксенолитах шпинелевых перидотитов и океанических перидотитах закономерно уменьшается с возрастанием хромистости шпинелида. В некоторых альпинотипных гарцбургитах обнаруживается значительная дисперсия этого параметра, не связанная со степенью частичного плавления. Учитывая широкие вариации титан-алюминиевого отношения в островодужных базальтах из офиолитов (Портнягин, Соболев, 1993), можно использовать широко варьирующие, а особенно повышенные значения этого отношения в реститовых шпинелевых перидотитах как эмпирический индикатор надсубдукционной обстановки магматизма (Базылев и др., 1999).

Геохимия пород. Для численного моделирования магматического процесса пригодны лишь изохимично метаморфизованные объекты, одним из которых является массив мыса Поворотный (Базылев и др., 2001). Содержания средних и легких редкоземельных элементов в породах не коррелируют с хромистостью шпинелида, при этом спектры всех перидотитов, в том числе и кумулятивного верлита, весьма похожи и характеризуются U-образными спектрами с сильным обогащением легкими редкими землями, а также резкими минимумами ниобия и циркония. Это позволяет предполагать формирование всех перидотитов в результате плавления мантийного источника в системе, открытой для привноса расплава (Ozawa, Shimizu, 1995).

Рис.8. Результаты моделирования составов перидотитов комплекса Поворотный плавлением мантийного источника (PM) в системе, открытой для привноса расплава. F - степень частичного плавления, a - количество критического расплава, b - интенсивность привноса расплава в систему.

Численное моделирование этого процесса позволило оценить относительную степень привноса расплава как 0.41.7, содержание критического расплава при плавлении α как 0.020.17, и степень частичного плавления мантийного источника (PM) как 5.527% (Рис.8). Отношение массы привнесенного расплава к массе мантийного источника увеличивалось от 0.038 в лерцолитах до 0.25 в наиболее истощенных гарцбургитах. Обоснован вывод о формировании перидотитов этого комплекса в ходе частичного плавления мантийного источника в открытой для привноса расплава системе в надсубдукционной геодинамической обстановке, что на основании предварительных результатов по геохимии пород предположено также для перидотитов Елистратовского и Алучинского массивов (Sokolov et al., 2003).

Геохимия клинопироксенов. Судить о характере плавления и отделения расплава от внутриплитных перидотитов позволяют лишь редкие образцы, в которых метасоматическое обогащение не проявлено. Клинопироксены таких перидотитов характеризуются ровными спектрами в области тяжелых и средних РЗЭ и демонстрируют варьирующую степень обеднения легкими РЗЭ относительно тяжелых и средних РЗЭ (LREE_n 1-10). Модельные расчеты свидетельствуют о равновесном плавлении мантийного источника при формировании этих пород (Рис. 9), что подтверждает вывод, сделанный на основании вариаций содержания натрия в клинопироксенах.

Составы клинопироксенов в шпинелевых перидотитах из геохимически аномального сегмента зоны разлома 15^о20'с. ш. САХ (Базылев и др., 2001) отличаются "ровными" спектрами содержаний РЗЭ (Yb_n=0.8-2.5, Sm_n=1.0-4.0, La_n=0.1-7.0) с сильно варьирующей степенью обогащенности, свидетельствующими о частичном плавления мантийного источника в системе, открытой для привноса вещества.

Рис.9. Составы клинопироксенов из внутриплитных шпинелевых перидотитов

Часто наблюдающееся незакономерное обогащение клинопироксенов шпинелевых перидотитов лантаном и церием заставляет в качестве наиболее несовместимого РЗЭ при исследовании процесса частичного плавления использовать неодим. Сопоставление результатов моделирования частичного плавления мантийного источника (РМ) с разными механизмами отделения расплава в гранатовой и шпинелевой фации с реальными составами клинопироксенов из шпинелевых перидотитов (Рис.10) демонстрирует, что некоторые лерцолиты стадии начального спрединга могли быть образованы при равновесном плавления примитивной мантии в шпинелевой фации.

Рис.10. Сопоставление геохимии клинопироксенов из шпинелевых перидотитов (по оригинальным и литературным данным) с данными моделирования частичного плавления мантийного источника (PM).

Преобладающая часть перидотитов из нормальных сегментов СОХ, перидотитов начального спрединга и перидотитов задуговых центров спрединга была сформирована в ходе критического плавления в шпинелевой фации источника PM, претерпевшего перед этим плавление в гранатовой фации (до 8%). Для перидотитов быстро-спрединговых СОХ степень плавления источника РМ в гранатовой фации не превышала 1-2%. Наиболее обогащенные ЛРЗЭ преддуговые и альпинотипные гарцбургиты, а также перидотиты из аномального сегмента 15-20 САХ, не могут быть реститами от плавления в системе, закрытой для привноса вещества. В работе эти выводы подкреплены дополнительными диаграммами, оперирующими также содержаниями титана, циркония и стронция в клинопироксенах.

Состав компонента, привносимого в систему при плавлении. Плавление мантийного источника в системе, открытой для привноса вещества, устанавливается для надсубдукционной обстановки и обстановки аномальных сегментов СОХ. Расплав, привносимый при плавлении в аномальных сегментах СОХ, по результатам моделирования, близок к продукту 0.1% плавления источника РМ в шпинелевой фации (для гарцбургитов из драги 68) 0.1-0.05% частичного плавления источника РМ в гранатовой фации (для гарцбургита из драги 62). В соответствии с рассчитанными параметрами плавления, в систему было привнесено довольно значительное количество расплава: для др.62 - 0.8%, для др.68 - 3.3-5.8% от начальной массы источника. Содержания стронция в клинопироксенах не воспроизводятся моделированием, свидетельствуя о том, что составы привносимых расплавов характеризовались стронциевыми аномалиями, не присущими продуктам плавления источника PM (Рис.11). Происхождение стронциевых аномалий в привносимых расплавах и клинопироксенах гарцбургитов связывается с плавлением обогащенного мантийного источника (Sobolev et al., 2000) как продукта рециклинга вещества океанической литосферы.

Рис.11. Сопоставление составов расплавов, привносимых в систему при плавлении в геохимически аномальном сегменте СОХ, с модельными и природными расплавами.

Природа и неоднородность состава обогащенного компонента, привносящегося в систему при плавлении мантийного источника над зоной субдукции, объясняются последовательным отделением от субдуцируемой плиты водного флюида и расплава (Данюшевский, 1992). Сопоставление расплава, привносимого в систему для перидотитов мыса Поворотный, с рассчитанными составами надсубдукционного обогащенного компонента (Parkinson et al., 1992; Ozawa, Shimizu, 1995; Портнягин,1997; Bizimis et al., 2000) обнаруживает, что, в отличие от обогащенного компонента аномальных сегментов СОХ, надсубдукционный компонент не обнаруживает обогащения ниобием относительно лантана и характеризуется негативной титановой аномалией. Обычно свойственная надсубдукционному компоненту стронциевая аномалия всегда позитивная. В составе надсубдукционного компонента также часто проявляются знакопеременные циркониевые аномалии.

Таким образом, допущение механизма критического плавления мантийного источника в системе, закрытой для привноса, в качестве универсального механизма для мантийного магматизма в различных геодинамических обстановках (Соболев, 1997), представляется неоправданным. Фактически разным обстановкам мантийного магматизма оказываются присущи специфические механизмы плавления и отделения расплавов, что во многом определяет геохимическую неоднородность реститовых перидотитов.