Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия

Рис.IV.3

    Одной из главных физических особенностей гранулитового метаморфизма являются высокие Т-Р градиенты. Потенциально возможные модели возникновения подобных условий в пределах континетальной коры обсуждались в большом числе исследований (например, England & Thompson, 1984; Harley, 1989; Thompson, 1990; Spear, 1993), однако детальные расчеты были проведены лишь для коллизионно-эрозионного случая (England & Thompson, 1984). На основе этих расчетов Ингланд и Томпсон (England & Thompson, 1984) пришли к выводу, что основными факторами, влияющими на термальный режим в областях утолщенной коры являются: (1) валовая теплопродуктивность коры, (2) тепловой поток из мантии, (3) теплопроводность пород и (4) скорость эрозии (утонения) коры. Из этих расчетов вытекает еще два важных следствия. Они заключаются в том, что существенное влияние на термальный режим оказывают
    - строение утолщенной коры и, как следствие, распределение в ней радиоактивных источников тепла;
    - толщина неконвектирующей мантийной литосферы, определяющая мантийный тепловой поток.

Рис.IV.4

    Эти два следствия по существу определяют задачу более общего анализа стационарного распределения температур в континентальной коре в зависимости от ее физических характеристик а также от характеристик мантийной части литосферы. В рамках этого анализа мы руководствовались общепринятой моделью строения континентальной коры и подстилающей мантии (Теркот и Шуберт, 1985), согласно которой неконвектирующая литосфера, состоящая из земной коры и мантийной части, располагаются над конвектирующей астеносферой, температура в подошве мантийной литосферы равна 1300^оС (Теркот и Шуберт, 1985), а температура земной поверхности 25^оС. На внутренних границах разреза задавалось условие равенства тепловых потоков. Радиогенное тепловыделение в пределах мантийной литосферы было принято постоянным и равным 10^-11 Вт/кг, что соответствует его среднему расчетному значению 2000-2600 млн лет назад (Теркот и Шуберт, 1985). Теплопроводность и плотность мантии считались равными 2 Вт/м/К и 3300 кг/м³, соответственно(Теркот и Шуберт, 1985). Плотность земной коры принята постоянной - 2800 кг/м³. Дополнительное поступление тепла в систему, связанное с внедрением в нижнюю континентальную кору значительных объемов синметаморфических интрузивных тел мантийной природы (magmatic underplating) не рассматривалось. Как показали результаты двумерного численного моделирования процесса мантийной конвекции (рис. IV.3) распределение температур в пределах литосферы выходит в стационарный режим за время порядка 50 млн. лет, что сопоставимо с длительностью процессов гранулитового метаморфизма изученных комплексов (см. главу II). При такой длительности геологических процессов радиогенное тепловыделение значительно превышает химическое, связанное с протеканием метаморфических реакций, и последнее не учитывалось (England & Thompson, 1984).

Рис.IV.5

    С учетом указанных допущений, распределение температур в пределах литосферы определяется следующими пятью основными параметрами: (1) мощностью коры, (2) мощностью мантийной части литосферы, (3) теплопроводностью коры, (4) валовой теплопродуктивностью коры и (5) распределением радиоактивных источников тепла в коре. Вероятный диапазон колебания этих параметров определен по литературным данным (England & Thompson, 1984; Теркот и Шуберт, 1985). Влияние изменений каждого из пяти параметров на стационарное распределение температур в литосфере изучалось при постоянстве четырех остальных. При этом принимались их следующие величины (England & Thompson, 1984; Теркот и Шуберт, 1985): мощность коры - 40 км, (2) мощность мантийной части литосферы - 110 км, теплопроводность коры - 2 Вт/м/К, валовая теплопродуктивность коры 5^.10^-10 Вт/кг, распределение радиоактивных источников тепла в коре - однородное.

Рис.IV.6

    Рисунки IV.4-и IV.5 иллюстрируют расчетные распределения температур, полученные при различных значениях управляющих параметров. На них видно, что все пять перечисленных фактора заметно влияют на распределение температур в земной коре. Поэтому Р-Т условия гранулитового метаморфизма могут быть получены за счет самых различных их сочетаний. Так, к повышению температуры ведет (1) утонение мантийного литосферного слоя, (2) увеличение мощности теплогенерирующей земной коры, (3) снижение ее теплопроводности, (4) увеличение валовой коровой теплогенерации и (5) нахождение высоко-радиоактивных кислых пород в нижних частях корового разреза (при постоянном соотношении кислых и основных пород в разрезе).

Рис.IV.7

    Очевидно, что при коллизии или растяжении литосферного слоя сопряженное изменение факторов (1) и (2) частично компенсирует друг друга. Анализ их суммарного влияния показывает, что в случае синхронного и пропорционального увеличения мощности коры и мантийной литосферы распределение температур будет зависеть от трех остальных параметров. Так в случае коллизии коры с высокой теплопродуктивностью (5^.10^-10 Вт/кг) рост тепловыделения за счет увеличения ее мощности будет заметно преобладать над снижением мантийного теплового потока, вызванным возрастанием мощности мантийной литосферы. Длительно существующие коллизионные зоны в такой коре могут характеризоваться повышенным геотермическим градиентом (рис. IV.6 а) и будут благоприятны для генезиса гранулитов. Коллизионное сжатие коры с низкой теплопродуктивностью (1^.10^-10 Вт/кг), напротив, будет всегда вести к снижению температур (рис. IV.6 б).
    Важнейшим фактором, регулирующим распределение температур является общая теплотворная способность корового субстрата. Однако, не только средняя теплопродуктивность коры оказывает влияние на ее термальный режим. Не менее важно распределение пород, с разной теплотворной способностью в стратифицированном разрезе. Как известно, наибольшей теплотворной способностью, порядка ~ 10^-9 Вт/кг, обладают относительно малоплотные кислые породы, тогда как более плотные основные и ультраосновные породы характеризуются низкими значениями этого параметра, порядка 10^-10 и 10^-11 Вт/кг соответственно. Поэтому тепловой режим коры может быть прямо сопоставлен со степенью ее гравитационной неустойчивости. При заданном соотношении мощностей пород с различной плотностью в коровом разрезе степень его потенциальной гравитационной нестабильности может быть количественно оценена как средняя удельная потенциальная энергия, U, рассчитанная относительно случая полной гравитационной упорядоченности,

где h - мощность коры, м; (Y) и _o(Y) - плотность породы на глубине Y соответственно при заданном распределении плотностей и для полностью гравитационно упорядоченного разреза, кг/м³; g - ускорение свободного падения, м/сек²; Y - глубина м.
    Рисунки IV.5а и б показывают, что при равных пропорциях кислых и основных пород в коре более высокотемпературные геотермы характерны для нестабильных с гравитационной точки зрения разрезов, где кислые породы перекрыты основными. Это позволяет сделать вывод, что при прочих равных условиях наиболее благоприятными для генезиса гранулитов являются наиболее потенциально нестабильные с гравитационной точки зрения разрезы. На рис. IV.5в, в частности, видно, что для семи исследованных модельных разрезов температура в их основаниях является линейной функцией степени гравитационной нестабильности в пределах разреза. Таким образом, существует прямая связь между способностью коры к гравитационному перераспределению и генерацией условий, благоприятных для генезиса высокотемпературных метаморфических пород. В конечном итоге гравитационное перераспределение должно привести к заметному охлаждению континентальная коры и, как следствие, повышению вязкостей слагающих ее пород.
    Поскольку радиогенная теплотворная способность корового вещества может играть ключевую роль в термальном режиме коры, то есть смысл оценить ее для наиболее типичных пород, слагающих изученные комплексы. Результаты расчета радиогенной теплогенерации основных типов пород слагающих исследованные комплексы, приведены в табл. IV.1. Расчет осуществлялся с использованием опубликованных геохимических данных (Ножкин, 1983, 1985а,б; Геря и др., 1986; Геря, Ножкин, 1988; Ножкин, Туркина, 1993; Ножкин, 1997) по известному уравнению (Теркот и Шуберт, 1985), учитывающему, как концентрации главнейших радиоактивных элементов, таких как ²³⁵U, ²³⁸U, ²³²Th и ⁴⁰K, так и изменение этих концентраций за счет радиоактивного распада:

где t - момент времени, для которого расчитывается теплопродуктивность, лет назад; U, Th, K - современные концентрации соответствующих элементов в породе, кг/кг.
    Из данных таблицы IV.1, где приведены значения как современных, так и исходных теплопродуктивностей видно, что средний состав гранулитовых комплексов характеризуется высокой современной теплопродуктивностью 3.5^.10^-10-7.5^.10^-10 Вт/кг. Она особенно высока в гнейсах кислого и среднего состава, не затронутых наложенной в ходе гранулитового метаморфизма чарнокитизацией. С учетом докембрийского возраста пород этих комплексов их исходная теплотворная способность была еще на 30-40% выше. Так, на момент гранулитового метаморфизма (~2000 млн лет), средняя теплопродуктивность субстрата Канского комплекса составляла 8^.10^-10-9^.10^-10 Вт/кг. При сопоставлении этой величины с данными, приведенными на диаграмме г рисунка IV.4, можно заключить, что такая высокая теплопродуктивность коры вполне могла обусловить параметры метаморфизма гранулитовой фации на нижних и средних коровых уровнях.
    Расчитанные значения теплопродуктивности находятся в прямой связи с уровнем кремнекислотности пород (рис. IV.7а). С учетом данных по плотностям пород из рис. IV.7б (Теркот и Шуберт, 1985) это позволяет найти зависимость теплопродуктивности метаморфических ортопород, слагающих исследованные комплексы от их плотности. Эта зависимость определяется двумя эмпирическими корреляционными уравнениями, полученными по данным таблицы IV.1 и рис.IV.7 а, б.

и

где t - момент времени, для которого расчитывается теплопродуктивность, лет назад; SiO₂ - содержание данного компонента в породе, мас. %. Расчетанные зависимости теплопродуктивности пород от их плотности для различных моментов времени показаны на рис. IV.7 в. Они могут быть использованы при геодинамическом моделировании эводюции гранулитовых комплексов.