Генетические серии океанических магматических пород.

1. Особенности магматизма океана
 

Схематический разрез океанической коры  [White, 2001]. Средняя мощность океанической коры 6 км ( у континентальной - 35 км). Океаническая кора более основного состава и содержит больше Mg и Fe. Океаническая кора временная - среднее время, проходящее от образования океанической коры до ее исчезновения в зонах субдукции менее 100 миллионов лет. Практически вся океаническая кора формируется в срединно-океанических хребтах (происхождение континентальной коры до сих пор неясно).

 

Базальты Толеитовые Известково-щелочные Щелочные
Основная масса тонкозернистая   мелкозернистая
  нет оливина   оливин распространен
  Клинопироксен представлен авгитом пижонит   титан-авгит
  распространен ортопироксен, может давать каймы вокруг вкрапленников оливина.   ортопироксен отсутствует
  нет щелочного полевого шпата   В интерстициях присутствует Fsp или даже фельдшпатоид
  распространены интерстициальные стекла или кварц   Интерстициальные стекла редки и кварц не встречается
Вкрапленники Оливин редок, незонален и часто резорбирован или имеет реакционные ортопироксеновые каймы   Оливин обычен и иногда зонален
  ортопироксен редок   ортопироксен отсутствует
  Характерен ранний плагиоклаз   плагиоклаз менее распространен и обычно более поздний
  Клинопироксен представлен нежно-коричневый авгитом   Клинопироксен представлен титанавгитом (рыжеватые каймы)
Распространение Океанические хребты
также на океанических островах
и в островных дугах
Островные дуги
 
Океанические острова
также в островных дугах
Условия плавления Низкие давления, высокие степени плавления   Высокие давления, низкие степени плавления

 

Диаграмма полей устойчивости фаз алюминия для лерцолитов с интервалом плавления, субсолидусными переходами и геотермическими градиентами (по Wyllie, 1981)
Плагиоклаз  < 50 км
Шпинель 50-80 км
Гранат 80-400 км
Si  -> (VI) >400 (440 - рингвудит)

 

Burnham&Davis,1974.

Фракционное плавление, лимитированное количеством воды в системе альбит-вода

 

Причины плавления мантии

 

Kushiro, 1968

Смещение эвтектики перидотитов в щелочную область с повышением давления

Основные понятия

Зависимость состава расплавов от условий плавления мантии.

Куширо (Kushiro, 1996) по результатам изучения "относительно обогащенного" гранатового лерцолита построил диаграмму, демонстрирующую зависимость состава расплавов при частичном плавлении от температуры, давления и степени плавления мантии.

Эта диаграмма показывает, что кварц-толеитовые и бонинитовые расплавы образуются только при низких давлениях. Не совсем понятно, по какому принципу разделены MORB и кварцевые толеиты. Вероятно, под толеитами Куширо понимает только островодужные серии (низкокалиевые островодужные толеиты). На этой диаграмме отсутствует поле известково-щелочных базальтов. 

Как видно на этой диаграмме первые  15 % плавления мантии не требуют большой степени перегрева относительно точки плавления мантии. Дальнейшее увеличение степени плавления требует значительного увеличения температур. Это связано с полным плавлением клинопироксена и переходом системы от "эвтектического" к котектическому плавлению. [Kushiro, 2001] не объясняет почему при еще больших степенях плавления на его диаграмме снова наблюдается выполаживание зависимости степени плавления от температуры. Из этой статьи также непонятно, использовались только сухие эксперименты или эксперименты с летучими. Скорее всего, это были сухие эксперименты.

 

Определение степени плавления мантии

Arai, 1994 предложил определять мантийный источник и степень плавления мантии по сосуществующим оливину и хромистой шпинели, используя диаграмму Fo(ol) - Cr#(sp). Fo - форстеритовая составляющая в оливине (Mg/(Mg Fe) at.%),  Cr# - хромистость шпинели, в данном случае считается Cr# = Cr/(Cr Al Fe3). Некоторая проблема заключается в подсчете Fe3 в шпинелях, поскольку ни один из способов подсчета не является общепринятым. При большом содержании Cr можно пренебречь Fe3.

Границы OSMA и оценка степени плавления мантии по Arai, 1994. FMM (Fertile MORB Mantle) - исходная (неистощенная) мантия под срединно-океаническими хребтами. Она уже немного фракционирована по отношению к первичной мантии (PRIMA).

Поле абиссальных перидотитов (альпинотипных по Т.И.Ф.) нанесено взято из Dick&Bullen,1984. Океанические надсубдукционные (SSZ) перидотиты и перидотиты пассивных континентальных окраин взяты из Pearce et al., 2000.

 На эту диаграмму нанесены перидотиты Южно-Сандвичевой островной дуги из Pearce et al.,2000. Залитые символы - из преддугового поднятия, пустые - из прогиба на южном замыкании дуги (скорее всего это уже неостроводужные перидотиты).


 

Линии температура - степень плавления при 10 кбар для клинопироксенитов [Kogiso&Hirschmann,2001] и для перидотита MM3(пунктирная линия) [Baker&Stolper,1994]. Стрелка показыват точку исчезновения клинопироксена в перидотите. Показана ошибка 10 С градусов, отражающая неопределенность по температуре и стандартное отклонение расчета масс-баланса для состава расплава. Диаграмма взята из [Kogiso&Hirschmann,2001]
Концентрации некоторых элементов в зависимости от степени плавления клинопироксенитов и верлитов при 10 кбар. Pyrox2B отражает состав наиболее кальциевых природных пироксенитов. OLCPX1 и OLCPX2 - смеси Pyrox2B с 25 % оливина различной железистости.

 

Формация Генетическая серия СОХ трансформные разломы Океанические острова
Базальтовая толеитовая ( ) ( )
Базальт-Исландит-Кв- Трахит толеитовая ( )
Olбазальт - гавайиты-муджиериты-трахиты субщелочная  
Щелочной базальт - Трахит (фонолит) Щелочная  
Нефелинолиты - фонолиты Щелочная    
         
Перидотит - габбровые Толеитовая
Дунит - Перидотит - Пироксенит - Y толеитовая
Амфиболовые перидотиты - габброиды субщелочная  
Щелочные ультрамафиты - Щелочные габброиды с карбонатитами щелочная    
ν - δ - фε толеитовая  
ν - монцонит - ε субщелочная  
Щелочные граниты - ε щелочные