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

Глава 5. Физико-химические параметры магматизма - оценка по постмагматической термальной истории перидотитов

Оцененные по минералогическим геотермометрам субсолидусные "температуры метаморфизма" в большинстве мантийных шпинелевых перидотитов не характеризуют определенный изотермический эпизод метаморфизма, как в случае регионально метаморфизованных пород, а являются температурами закрытия соответствующих обменных реакций между минералами в ходе остывания пород (Dodson, 1973). В частности, значения температуры, оцененные по двупироксеновому Са-Mg геотермометру (Wells, 1977) и оливин-шпинелевому Fe-Mg геотермометру (Ballhaus et al., 1991), могут отражать скорость остывания пород и использоваться в качестве эмпирического индикатора геодинамической обстановки магматизма и метаморфизма (Dick, Fisher, 1984; Bonatti, Michael, 1987; Parkinson, Pearce,1998; Базылев, Каменецкий, 1998). Для количественной оценки скорости остывания перидотитов и ряда других параметров мантийного магматизма по температурам закрытия обменных реакций в шпинелевых перидотитах была разработана оригинальная методика (Базылев, Силантьев, 2000а).

Физико-химическое моделирование обменных реакций. На основании петрографического исследования пород и опыта микрозондового исследования минералогии перидотитов было принято допущение, что средний диаметр зерен шпинелида в породах составляет 0.3 мм (и средний состав проанализированных шпинелидов в породе отвечает составу центральной части зерен данного размера), а среднее расстояние от точки измерения состава пироксена на контакте Cpx-Opx до границы этих фаз составляет 10 мкм. Это допущение, задающее масштаб диффузии, позволяет использовать один из вариантов приближенного решения уравнений Фика, не оперирующий градиентами концентраций (Патнис, Мак-Коннелл, 1983):

Dt/x² const (10),

где const - величина порядка единицы, D - зависящий от температуры коэффициент взаимодиффузии реакции, t - время, а x - расстояние, на которое диффузия может осуществляться за данное время. Использование температурных зависимостей коэффициентов взаимодиффузии Mg-Fe между оливином и шпинелидом (Ozawa, 1984) и Са-Mg в пироксенах (Sanford, Huebner, 1979) и оцененных величин константы в правой части выражения (10) позволяет связать температуру закрытия реакции со временем, так что для оценки этих параметров достаточно задать характер остывания пород.

При допущении постоянной скорости остывания ее величина для океанических перидотитов оценена как порядка 0.01^оС/год, а для альпинотипных - от 10^-2 до 10^{-4 о}С/год) (Рис.12). Эти оценки сопоставимы с интервалом скоростей остывания альпинотипных перидотитов (10^-5 10^{-2 о}С/год), определенным по зависимости расчетных температур закрытия оливин-шпинелевой Fe-Mg обменной реакции от размера зерен шпинелида (Ozawa, 1984).

Рис.12. Сопоставление температур закрытия обменных реакций в природных шпинелевых перидотитах с рассчитанными для модели постоянной скорости остывания пород (интервал от 0.1 до 10-5 град/год) (Базылев, Силантьев, 2000а,б). Принята начальная температура пород 1250оС. Штриховыми линиями ограничена область распределения температур закрытия реакций, отражающая влияние вариаций параметров d (средний размер зерен шпинелида) (от 0.1 до 0.5 мм) и x (среднее расстояние от точки измерения состава пироксена до границы Opx-Cpx) (от 5 до 20 мкм).

Модель подъема перидотитов в осевой зоне СОХ. В реальной обстановке магматизма скорость остывания пород, однако, уменьшается со временем. Для оценки реальной скорости остывания пород и влияния различных факторов на температуры закрытия обменных реакций в перидотитах была применена двухслойная модель литосферы в осевых частях СОХ: в пределах верхнего слоя происходит конвективный теплоперенос за счет циркуляции гидротермальных флюидов (принят постоянный геотермический градиент 40^оС/км), в пределах нижнего - кондуктивный теплоперенос от подошвы литосферы (T=1250^oC) до нижней границы слоя конвективного теплопереноса с температурой T_h, соответствующей максимальной температуре метаморфизма пород из данного участка. Остывание перидотитов в пределах нижнего слоя промоделировано как остывание с поверхности горячего полупространства (Jaeger, 1968) при постоянной температуре его поверхности равной T_h. Расстояние теплопереноса для заданной точки уменьшается со временем в зависимости от скорости подъема мантийного вещества V.

Температуры закрытия реакций зависят от величины параметров a₀, T_h и V, однако степень влияния этих параметров неодинакова: решающее значение оказывает величина параметра а₀ (км) (мощность нижнего слоя литосферы). Величина этого параметра (для скорости подъема мантийного вещества 3.2 см/год) выражается через температуры закрытия обменных реакций (T_pp и T_os, ^оС) и T_{h ,}^оС следующим образом:

log(a₀)=6.57-4*10^-4*T_h-0.0059*T_pp (11),

log(a₀)=7.86-7*10^-4*T_h-0.0087*T_os (12).

Разработанная модель позволяет также рассчитать время, необходимое для достижения породами температуры закрытия двупироксеновой обменной реакции (t_q) при остывании:

t_q= 3,265*10^-11 /exp(-43400/(T_pp+273)) (13),

где t_q - в годах, а T_pp - в градусах Цельсия.

Для перидотитов, поднимающихся вне осевой зоны СОХ, остывание носит более сложный характер, однако разница температур закрытия обменных реакций в них не опускается ниже 150^oC (за исключением ряда вариантов с T_h>700^oC), и мощность зоны кондуктивного остывания пород может быть оценена с использованием тех же зависимостей, что и для перидотитов осевой зоны СОХ.

Магматизм в надсубдукционной обстановке. В качестве одного из факторов надсубдукционного мантийного магматизма, помимо декомпрессионного плавления, выступает привнос в породы мантийного клина флюидов или расплавов, поступающих снизу от дегидратирующейся субдуцируемой литосферной пластины (Parkinson, Pearce, 1998). Тем не менее, модель остывания мантийных реститов в осевых зонах СОХ приложима и к породам, не испытывающим воздымания после отделения расплава, однако лишь к тем, для которых разность между температурами закрытия двупироксеновой и оливин-шпинелевой обменных реакций превышает 100-110^oC (что является следствием их непрерывного остывания). Для альпинотипных перидотитов мощность верхнего слоя литосферы принималась одинаковой и равной 13.8 км (из допущения T_h=550^oC и градиента 40^oC/км).

Строение литосферы и особенности магматического процесса СОХ. Из результатов расчетов следует, что средняя мощность нижнего слоя литосферы под осевой зоной СОХ составляет 4.4 км и варьирует от 0.8 до 6.6 км (исключая западный фланг зоны разлома Романш в Атлантике). Закрытие двупироксеновой обменной реакции происходит в среднем через 35 тыс. лет после отделения расплава от пород. За это время перидотиты остывают в среднем на 250^оС и оказываются удаленными от области отделения расплава в среднем на 1.1 км. Таким образом, нижняя часть океанической литосферы характеризуется крайне высоким геотермическим градиентом - порядка 250^оС/км. Давление при закрытии двупироксеновой обменной реакции в перидотитах СОХ ниже давления отделения последних порций расплава от этих пород на величину порядка 0.3 кбар. Полная мощность литосферы в осевых частях СОХ составляет в среднем 19 км и варьирует от 11.4 до 23.3 км (за исключением западной части зоны разлома Романш, где суммарная мощность литосферы оценивается в 33 км). Полученные оценки мощности литосферы в осевых частях СОХ сопоставимы с допускающимися в настоящее время как по геохимическим (Niu, Batiza, 1991), так и по геофизическим данным (Neuman, Forsyth, 1993). При допущении скорости подъема перидотитов равной половине полной скорости спрединга, перидотиты СОХ обнажаются на океаническом дне в среднем через 1.4 0.5 млн. лет после отделения от них расплава. Исходя из оцененной мощности литосферы, давление при отделении последних порций расплавов от шпинелевых перидотитов СОХ варьирует от 3.9 до 7.6 кбар (для зоны западного Романша - 10.6 кбар), что отвечает интервалу оценок, полученных на основании изучения расплавных включений в минералах океанических базальтов (4 15 кбар, Sobolev, Dmitriev, 1989).

Две геодинамические обстановки мантийного магматизма спредингового типа. Альпинотипные перидотиты тяготеют к двум различным областям, для каждой из которых проявляется обратная корреляция давления при отделении расплава и хромистости первичного шпинелида (Рис.13). Часть из них попадает в поле перидотитов СОХ или на продолжение океанического тренда в область больших давлений, однако существенная часть альпинотипных перидотитов по соотношению этих параметров не имеет аналогов среди перидотитов СОХ. Эти две области характеризуют два типа строения литосферы, различающиеся характером изменения степени истощенности перидотитов с глубиной, а также отражают две различные геодинамические обстановки мантийного магматизма.

Первая обстановка соответствует переходу от континентального рифтогенеза к океаническому спредингу. Мантийный источник близок по составу к примитивной мантии PM (Cr# Spl ниже 0.10). Лерцолиты с признаками наименьших степеней плавления (Сr# Spl ниже 0.20) и наибольших глубин отделения последних порций расплава (8-13 кбар) были сформированы во внутриплитной обстановке (напр., Озрен), обстановке начального спрединга (Мамония) и обстановке медленно-спрединговых СОХ (или задугового спрединга) (напр., Златибор). Перидотиты с признакими более высоких степеней плавления (Сr# Spl 0.20-0.53) и меньших давлений отделения расплава (4-8 кбар) формировались в геодинамической обстановке нормальных сегментов СОХ или задугового спрединга.

Рис.13. Корреляция хромистости шпинелидов в океанических и офиолитовых шпинелевых перидотитах с рассчитанным давлением при отделении последних порций расплава Р.

Вторая обстановка маркирует надсубдукционный магматизм. При наименьшей степени плавления (Сr# 0.20-0.35) и наибольшей глубине (15-19 кбар) реститы представлены лерцолитами и клинопироксеновыми гарцбургитами, при большей степени плавления (Сr# Spl 0.45-0.75) и меньшей глубине (7-13 кбар) - бесклинопироксеновыми (при температуре солидуса) гарцбургитами, наиболее типичными для офиолитов. Для этих перидотитов можно предполагать образование как в обстановке преддугового спрединга, так и собственно в островодужной обстановке. Повышенная хромистость шпинелидов в перидотитах, сформированных в данной обстановке, связывается с механизмом индуцированного плавления мантийного источника (т.е. в системе, открытой для привноса).

Различие двух генеральных обстановок мантийного магматизма отражается и в оцененных составах расплавов, отделявшихся от мантийных перидотитов. Содержание глинозема в последних порциях расплавов, отделявшихся от перидотитов нормальных сегментов СОХ, составляло 14.4-18.7 масс.%, от альпинотипных перидотитов океанического типа 14.2-17.7%, от альпинотипных перидотитов надсубдукционного типа 9.1-14.9 % Al₂O₃.

По соотношению степени истощенности и расчетного давления отделения последних порций расплава перидотиты из аномальных сегментов СОХ занимают промежуточное положение между областями, характеризующими магматизм нормальных сегментов СОХ и надсубдукционный магматизм. Их высокая степень истощенности не связана с высокой скоростью спрединга и обусловлена привносом расплава в систему. Представляется, что различие между геодинамическими обстановками магматизма аномальных сегментов СОХ и надсубдукционной проявляется на количественном уровне - по соотношению вкладов декомпрессионного и индуцированного плавления в магматический процесс. Для надсубдукционного магматизма влияние фактора открытой для привноса магматической системы является более сильным, чем для магматизма аномальных сегментов СОХ, о чем свидетельствуют и результаты модельных расчетов.