Термодинамические условия образования ультраосновных пород




Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Термодинамические условия образования ультраосновных пород

Термодинамические условия образования ультраосновных пород

22.08.2017


Разнообразие геологических обстановок, в которых встречаются ультраосновные породы, отражается и в термодинамических условиях (температурах, давлениях, активностях летучих компонентов их формирования.
Расслоенные интрузивы и их ультраосновные кумулаты формируются в малоглубинных условиях при давлениях, не превосходящих 2-3 кбар. Например, Бушвельдский комплекс (ЮАР) образовался под толщей осадочных и вулканогенных пород на глубинах 5-7 км, что соответствует литостатическому давлению 1.5-2 кбар. Теоретическое и экспериментальное моделирование процессов кристаллизации представительных пород комплекса показало, что при давлении порядка 3 кбар в температурном интервале 1300-1200°С последовательность осаждения минералов в расплаве (оливин->oртопироксен->плагиоклаз->клинопироксен) аналогична тон. которая наблюдается в ультраосновных кумулатах. Аналогичные исследования для комплекса Стилуотер (США) показали, что расслоенная серия пород была сформирована при давлениях 1-2 кбар.
Предполагается, что цикличное чередование ультраосновных и основных пород в расслоенных комплексах обусловлено вариациями давления, возникающими при пополнении и разгрузке магматической камеры. Экспериментальные исследования систем Mg2SiO4-CaAl2Si2O8-SiO2 и Mg2SiO4-Fe2O3-CaAl2Si2O8-SiO2 показывают, что увеличение давления в магматической камере приводит к расширению полей кристаллизации ортопироксена и шпинели за счет полей кристаллизации оливина и плагиоклаза. Помимо давления, значительную роль в формировании расслоенности может играть вариация фугитивности кислорода.
Присутствие плагиоклаза, шпинели или граната в перидотитах отражает глубину формирования этих пород в мантии Земли. Переходы от плагиоклазовых перидотитов в шпинелевые и далее - в гранатовые соответствуют реакциям (рис. 4.12):

Эти реакции имеют пологий наклон к оси температур, а значит, главным образом, зависят от давления. Положения этих границ по давлению могут заметно меняться в зависимости от содержаний Na2O, Cr2O3, Fe2O3 в породах (как правило, эти компоненты смещают реакции область более высоких давлений). Однако вне зависимости от состава систем плагиоклазовые лерцолиты характеризуют «коровые» глубины порядка 25-30 км, а гранатовые перидотиты являются метастабильными в условиях коры. Именно гранатовые перидотиты являются наиболее глубинными породами верхней мантии вплоть до переходной зоны (410 км), где оливин трансформируется в более плотную модификацию со структурой модифицированной шпинели - вадслеит, а пироксены приобретают более плотную структуру граната (мэйджорит).
Преобладание гранатовых ассоциаций в ультраосновных ксенолитах в кимберлитах и лампроитах хорошо соответствует глубинным условиям зарождения кимберлитовых магм в мощной субконтинентальной литосферной мантии под архейскими кратонами или окружающими их протерозойскими подвижными поясами. Согласно многочисленным данным по минералогической термобаромегрии, глубины захвата гранатовых перидотитов кимберлитовыми магмами, варьируют от 50 до 250 км, а температуры составляют от 900 до 1400-1500°С.
Интересно отметить, что в большинстве случаев образование равномернозернистых или порфиробластовых структур в периодитах коррелируется с результатами геотермобарометрии. Температуры и давления образования деформированных перидотитов превышают температуры и давления образования равномернозернистых разностей. Так, по данным Ф. Бойда с соавторами, температуры для деформированных перидотитовых ксенолитов из трубки Удачная (Якутия) превосходят 1200°С при глубинности 180-220 км (60-75 кбар), тогда как недеформированные перидотиты формировались при температурах не более 1000°C на глубинах менее 150 км (50 кбар). Примечательно, что именно недеформированые перидотиты содержат алмазы. Это может означать, что деформированные ксенолиты представляют собой фрагменты мантии, непосредственно прилегающей к областям формирования кимберлитовых магм. По всей видимости, эти породы испытали термальный пульс и деформации, приведшие к выплавлению и началу движения магм к поверхности. Недеформированные перидотитовые ксенолиты захватывались по пути движения магм на более высоких этажей верхней мантии. Шпинельсодержащие перидотиты, выносимые на поверхность как кимберлитами, так и щелочными базальтами, захватывались магмами при более низких давлениях, 15-20 кбар (45-60 км) чем гранатовые перидотиты.
Отсутствие гранатовых перидотитов в офиолитах создает для перидотитов офиолитовых комплексов ограничение по давлению в 10-15 кбар. В отличие от перидотитов офиолитовых комплексов, многие альпинотипные перидотиты содержат свидетельства подъема с больших глубин. Гипербазитовые тела Норвегии и Китая являются составными частями гнейсовых комплексов, в которые помимо гипербазитов входят эклогиты и другие породы высоких давления (содержащие коэсит и алмаз), связанные с древними зонами коллизии. В перидотитовых массивах Бени Бушера (Сев. Марокко) в Ронда (Испания) были выявлены псевдоморфозы графита по алмазу, указывающие на то, что эти блоки мантии были подняты с глубин более 120 км (40 кбар). В некоторых из них (например, Альпи Арами) описаны минералогические свидетельства того, что эти глубины могли достигать 300 км. Согласно современным представлениям, их эксгумация связана с процессами тектонического внедрения в поднимающиеся в межплитной области относительно легкие гнейсовые толщи. Для некоторых массивов (например, Ланцо в Итальянских Альпах) предложена модель подъема в виде астеносферных диапиров.

Результаты минералогической термобарометрии и сопоставление составов альпинотипных гипербазитов, перидотитов морского дна, ультраосновных пород офиолитовых комплексов и ультраосновных ксенолитов в базальтах и кимберлитах позволяет разобраться в причинах вариаций химических и минеральных составов пород верхней мантии. Петрохимические диаграммы показывают, что составы ультраосновных ксенолитов образуют достаточно четкие тренды от обедненных CaO, Al2O3 и богатых MgO гарцбургитов и дунитов (рис. 4.13) до лерцолитов. Составы некоторых наиболее богатых CaO и Al2O3 лерцолитов близки к оценочным составам примитивной мантии, через которые тренды могут быть продолжены далее к составам базальтов (рис. 4.13). Такие взаимоотношения составов ультраосновных ксенолитов в базальтах и кимберлитах с составами примитивной мантии и базальтов указывают на то, что вариативность составов мантийных ксенолитов обусловлена, главным образом, различной степенью экстракции базальтоидных расплавов из первичного вещества мантии, т.е. различной степенью ее плавления Таким образом, богатые пироксенами лерцолиты (в основном, шпинелевые) - это источники базальтовых магм, а дуниты и гарцбургиты представляют собой реститы после их частичного плавления и экстракции базальтовых расплавов. Дуниты могут представлять наиболее тугоплавкую часть этих реститов. Составы альпинотипных и абиссальных перидотитов также лежат на трендах, определяемых составами ультраосновных ксенолитов, а значит, подчиняются тем же закономерностям. Таким образом, гипербазиты морского дна, где преобладают гарцбургиты, представляют собой наиболее деплетированные части верхней мантии после отделения от них больших объемов базальтовых магм. Этот вывод соответствует геологическому положению массивов перидотитов морского дна в районе зон спрединга, являющихся районами активной магмагенерации.

Сравнение составов коматиитов с составами мантийных перидититов показывает, что коматииты представляют собой продукты очень высокой степени плавления мантии. Такая степень плавления возможна только при очень высоких температурах, вызванных поднятием горячих мантийных плюмов. Так для самых древних (3450-3500 млн. лет) коматиитов Барбертона (ЮАР) оценки температур при извержении составляют 1580-1600° С, а температуры выплавления из мантийного субстрата могли достигать 1800°С. Для значительно более молодых (87 млн. лет), богатых CaO и Al2O3 коматиитов Горгоны (Колумбия) температуры извержения составляют 1400°С, а температуры образования в мантии - 1600°С. Глубины выплавления из мантии коматиитовых расплавов также могли быть различными. Предполагается, что коматиитовые расплавы Барбертона образовывались при давлениях более 80 кбар (глубины порядка 240 км) при плавлении гранатсодержащих перидотитов. Расчеты показывают, что давления при образовании коматиитов Горгоны составляли 30-40 кбар. По оценкам А.В. Соболева с соавторами, расплавы сибирских меймечитов образовывались при температурах порядка 1650°С на глубинах 200-270 км (60-90 кбар) под воздействием мощного мантийного плюма.