Модели поглощения океанической коры и литосферы в зонах субдукции, подстилающих системы островных дуг, широко варьируют в деталях, но в целом все они предусматривают тот факт, что океаническая плита, перемещающаяся вместе с базальтовой корой и подчиненными переслаивающимися толщами осадков, погружается вблизи глубоководных океанических желобов под углами, колеблющимися от 20 до 50° или более со скоростью 10 см/год. В моделях Миньяра и Токсоза и Оксбурга и Таркота разогревание вследствие трения (напряжения сдвига) вдоль зоны скольжения повышает температуру близ верхней поверхности погружающейся плиты приблизительно до 1000 °C на таких малых глубинах, как 36 км. Однако механизмы Таркота и Шуберта, привлекающие среднюю ширину системы дуга — желоб и наклон зоны Беньофа в качестве индикаторов глубины генерации магмы, позволяют считать, что прежние оценки глубины можно занизить, если учесть влияние третьего фактора. С другой стороны, последняя оценка не учитывает возможности того, что сейсмическая активность в зонах Беньофа может быть сосредоточена в наиболее холодных внутренних частях погружающейся плиты и следовать наклону зоны Беньофа более крутому, чем наклон зон скольжения. В любом случае температура 1000 °C вполне достаточна для плавления базальтовых пород и зависит преимущественно от количества воды и формы, в которой она содержится.
До погружения океанической коры H2O присутствует в виде воды в интерстициях осадков и в трещинах и газовых пузырьках базальтов, а также в виде гидроксила в глинах осадков и в хлоритовых минералах базальтов. Вероятно, большинство обогащенных водой осадков «отжимается» погружающейся плитой и аккумулируется в виде плотного узкого клина, образующего внутреннюю стенку желоба. Следовательно, среднее общее содержание H2O в верхней части плиты толщиной в несколько километров на больших глубинах не превышает, по-видимому, 2 или 3 вес.%. По мере погружения плиты она, видимо, подвергается процессам метаморфизма, особенно в богатой H2O верхней части. Начальные метаморфические реакции, происходящие в базальтах при возрастании температуры и давления, — это преимущественно реакции гидратации, приводящие к образованию минеральных ассоциаций зеленосланцевой фации. В ходе таких реакций может расходоваться намного больше H2O (до 13 вес.%), чем это обычно доступно, и они генерируют тепло (до 60 кал*г-1 гидратированной породы). Соответственно почти вся начальная норовая вода связывается на этой стадии в водосодержащих минералах, за исключением очень небольшого количества концентрированного рассола, который может быть захвачен во флюидных включениях или в интерстициях. Даже этот флюид почти исчезает при более высоких температурах, когда образуется хлорсодержащий скаполит. Таким образом, до погружения не полностью гидратированной части плиты в среду более высоких ступеней амфиболитовой фации все летучие компоненты, включая CO2, в основном связываются в кристаллических фазах и поровый объем приближается к нулю.
До последующего погружения плиты и нагревания до температур 550—600 °C верхняя ее часть достигает амфиболитовой фации метаморфизма. На этой стадии вступают в реакцию более высокогидратированньте ассоциации минералов зеленосланцевой фации, образуя крупные массы менее гидратированных амфиболов, обычно содержащих 2,0—3,0вес.% H2O. Тем не менее, пока содержание H2O (в вес. %) в породах не превышает этого значения, существенные количества свободной воды не могут высвобождаться из системы, так как базальты могут почти полностью преобразовываться в тождественные по составу амфиболы. С другой стороны, в том случае когда содержание H2O превышает приблизительно 2 вес.%, избыток, вероятно, уходит в вышележащую дегидратированную литосферу, где он обычно немедленно вовлекается в серпентинизацию и другие реакции гидратации. Поэтому при давлениях 10—15 кбар в этих амфиболитизированных породах богатый H2O поровый флюид, как правило, отсутствует.
Небольшие количества переслаивающихся осадков, которые, возможно, перемещались погружающейся плитой, содержат, вероятно, карбонаты, вследствие чего сохраняется возможность образования богатой CO2 флюидной фазы за счет декарбонатизации. Если термический градиент вдоль зоны скольжения более чем в 2 раза превышает современные оценки Таркота и Шуберта, то содержащие H2O кремнистые карбонаты могут реагировать с образованием амфибола и CO2. Однако CO2, которая могла образоваться таким способом, вероятно, расходуется на реакцию с плагиоклазом, приводящую к образованию карбонатных скаполитов, устойчивых в этих условиях. Таким образом, представляется вполне вероятным, что, когда погружающаяся амфиболитизированная плита достигает зоны плавления, отделившаяся флюидная фаза обычно уже отсутствует, за исключением очень небольших ее количеств, заключенных во внутрикристаллических включениях. Поэтому в нижеследующих разделах внимание будет сосредоточено на соотношениях, наблюдаемых при плавлении в таких условиях.
Соотношения, возникающие при плавлении амфиболита с составом оливинового толеита плюс вода, показаны на рис. 3.3 в сечении давление — температура, где также нанесен геотермический градиент в зоне скольжения (ATlAD), равный 11 °С/км. Точка начала плавления (солидуса) для aw = 1,0 и кривые ликвидуса (Hb-L) роговой обманки построены по экспериментальным данным. Кривые солидуса (Hb-S) с aw < 1,0 и «в отсутствие флюида» рассчитаны по термодинамическим соотношениям, рассмотренным ранее, и соотношениям солидуса с aw < 1,0. Реакции, в которых участвует роговая обманка, не инвариантны, как предполагалось, так как состав роговой обманки зависит от давления, температуры и природы сосуществующих фаз; кривые изображены близ высокотемпературной границы зоны реакции. Температурные минимумы на изо-активной кривой солидуса отчасти обусловлены фазовыми изменениями суб-солидусных фаз, вызванными давлением, — от богатых полевым шпатом ассоциаций при низких давлениях до алюминиевых пироксенов с высокой плотностью при высоких давлениях. Однако солидусы для aw < 0,5 будут проходить в этом интервале давлений через температурный минимум даже при отсутствии изменений в твердых фазах, так как малая отрицательная величина AV растворения для H2O при этих высоких давлениях, когда она подкреплена Хwm, превышает величину, скомпенсированную за счет положительного значения AF реакции плавления. Резкие изменения наклона кривой реакций плавления роговой обманки приблизительно между 20 и 22 кбар обусловлены плавлением граната, богатого пироповой составляющей и имеющего намного большую плотность. Таким образом, при высоких температурах и давлениях выше солидуса с aw = 1,0 устойчивая ассоциация состоит преимущественно из граната, оливина, алюминиевых пироксенов и водосодержащего расплава.
Амфиболитизированный оливиновый толеит практически нулевой пористости (поровые флюиды отсутствуют) может опускаться вдоль кривой давление — температура, такой, как кривая AB на рис. 3.3, до глубины приблизительно 78 км и температуры 940 °C без плавления. На этой кривой в точке В, расположенной близ среднего градиента, вычисленного Таркотом и Шубертом, роговая обманка достигает своего наивысшего по давлению предела устойчивости и реагирует с образованием гранатового перидотита плюс водосодержащий расплав. Для того чтобы здесь образовался расплав, необходимо, чтобы aw > 0,3, а это требует, чтобы Xwm > 0,5 (>6,4 вес.% H2O). Поэтому наибольшее количество расплава, способного образоваться в этой точке из амфиболита, первоначально содержавшего 1,5 вес.% H2O, составляет приблизительно 20%. Для амфиболита с более низким общим содержанием H2O максимальное количество образующегося расплава соответственно меньше. Оно также будет меньше, если средний геотермический градиент ниже, так как для образования расплава при низких температурах необходимы высокие активности H2O (следовательно, высокие значения Xwm). Действительное количество расплава, образующегося в точке В, зависит от валового состава, но оно, вероятно, близко к максимуму для преобладающего содержания H2O в амфиболитах.
В соответствии с экспериментальными данными Аллена и др. кривая реакции в точке В (dP/dT = AHг/TAVr) имеет положительный наклон. Это свидетельствует о том, что AHr — отрицательная (экзотермическая), хотя температурный максимум на кривой стабильности роговой обманки (рис. 3.3) обусловлен тем, что AVr изменяется от положительного до отрицательного значения из-за вхождения богатого пироповой составляющей граната с большей плотностью. Однако малый наклон кривой реакции предполагает, что количество тепла, выделившееся при этой реакции инконгруэнтного плавления, также мало, и это отражено в отклонении кривой BC на рис. 3.3 к несколько более высоким температурам.
Заслуживающая внимания особенность кривой ABC, как и любой другой кривой со средним градиентом (AT/AD) между 8,5 и 13,5 °С/км, состоит в том, что плавление происходит внезапно, при почти постоянном давлении 22—23 кбар (75—80 км глубины). Наибольшее количество расплава, образующегося из полностью гидратированного амфиболита в этом узком интервале давлений (глубины), варьирует от приблизительно 5% при 700 °C до 40% при 1050 °С, и соответствующие составы расплава изменяются от трондьемитового до диоритового. Продолжающееся погружение частично расплавленной плиты вдоль кривой BC и за ее пределами приводит к дальнейшему плавлению, хотя скорость нагревания, вероятно, уменьшается вследствие снятия скалывающих напряжений. Так или иначе, количество расплава, способного образоваться в точке В и за ее пределами, таково, что можно ожидать отделения его от плиты и подъема, возможно диапирового, в расположенную выше литосферу. Если обособление происходит близ точки В, расплав будет содержать по крайней мере 6,4 вес. % H2O, если же этот процесс идет в точке С — 5,4 вес.% H2O. В любом случае образование большого объема расплава в очень узком интервале глубин позволяет разумно объяснить примечательное линейное расположение вулканических центров на одинаковом расстоянии от океанического желоба — факт, который особо отмечался Таркотом и Шубертом.
До сих пор наше внимание было сосредоточено на частичном плавлении амфиболита с практически нулевой пористостью, но картина существенно не меняется даже в том случае, когда пористость до начала плавления достигала исключительно высокого значения (3%). Почти наверное, флюид в этих интерстициальных порах не является чистой H2O, а представляет собой смесь преимущественно CO2 и H2O в пропорциях, определяемых давлением, температурой и ассоциацией метаморфических минералов. Если предположить, например, что H2O и CO2 присутствуют в почти равных моляльных пропорциях, то плавление амфиболита начнется вдоль кривой AB приблизительно при 800 °С. Вслед за появлением расплава H2O переходит в него легче, чем CO2, за счет своей более высокой растворимости. Это снижает aw и ведет к прекращению процесса плавления, поэтому при такой температуре образуется только очень небольшое количество расплава. Для обеспечения существенного плавления требуется дальнейшее нагревание; действительно, в точке В со стороны низкого давления образуется лишь около 5% расплава. Этого недостаточно для того, чтобы растворить всю первичную CO2 корового флюида, но при инконгруэнтном плавлении роговой обманки вся флюидная фаза растворяется в расплаве и вклад первоначального норового флюида в общее количество образующегося расплава оказывается незначительным. Независимо от того, содержал ли первичный поровый флюид больше или меньше H2O, результаты будут различаться только по количеству образующегося расплава вдоль кривой AB и по температуре, при которой начинается плавление.
Когда геотермический градиент в ненарушенной литосфере, перекрывающей зону субдукции, является типичным для океанических районов, как показано на рис. 3.3, расплав, который отделяется в такой точке, как С, будет по мере подъема нагреваться. Вследствие высокого содержания H2O этот расплав неравновесен с низкоплавящейся фракцией расплава более разогретой перекрывающей литосферы, причем равновесие нарушается тем сильнее, чем выше содержание H2O и больше различие в температурах. Соответственно процесс реакционной ассимиляции, эффект которого состоит в восстановлении равновесия, направлен в область высоких значений термического градиента. Это направление приблизительно перпендикулярно направлению погружения плиты, но силы плавучести стремятся вызвать вертикальный подъем менее плотного расплава. Следовательно, результирующая кривая подъема может быть изогнута и направлена выпуклостью в сторону погружения плиты, приближаясь к вертикали, когда между магмой и литосферой устанавливается температурное и химическое равновесие, как в точке D на рис. 3.3.
Процесс ассимиляции включает в первую очередь растворение низкоплавкой (вероятно, 10% или меньше) литосферы и перекристаллизацию дезагрегированного тугоплавкого остатка, преимущественно пироксенов, оливина и граната. При опускании этот кристаллический остаток передает тепло расплаву, ускоряет процесс смешения и перемещает расплав кверху. Например, когда еинтектический расплав достигнет равновесия в точке D, он ассимилирует литосферный материал, по массе эквивалентный приблизительно 80% первоначальной массы расплава в точке С, с содержанием приблизительно 3,0 вес.% H2O; состав такого расплава будет отвечать диориту (андезиту). Поэтому масса расплава почти удвоится, и он станет больше похож на мантию в отношении некоторых характеристик по редким элементам и изотопам. Действительно, скорость процесса уравновешивания больше, чем указанная на траектории CD, благодаря эффективности процессов смешения и теплопередачи; настоящая же траектория могла бы пересекать геотерму при более высокой температуре (и при большей глубине). Следствием этого будет еще большая ассимиляция, а расплав соответственно будет содержать меньше воды. В любом случае ожидаемым следствием субдукции норового океанического материала будет генерация гидратированных известковощелочных магм на сравнительно небольшой глубине, причем эти магмы будут обладать всеми свойствами, необходимыми для развития эксплозивного островодужного вулканизма (H2O) и образования ассоциирующихся меденосных порфиров.
Главная