Геохимия и петрология надсубдукционных перидотитов (17.10.2011)

Автор: Горнова Марина Аркадьевна

Верхний ряд: гарцбургиты (1), преобразованные гарцбургиты и дуниты (2), пироксениты (3) Эгийнгольского массива; серпентиниты (4) и пироксениты (5) Убур-Инкурского массива.

Нижний ряд: серпентиниты Нармандальского меланжа. A – полями показаны составы шпинелей перидотитов абиссальных (серое) и надсубдукционных. Б – полями показаны составы шпинелей бонинитов Идзу-Бонин-Марианской островной дуги (1), островодужных толеитов (2) и MORB (3) бассейна Лау. Линией показан тренд изменения состава шпинелей при плавлении мантии MORB. Стрелки – тренды изменения состава шпинелей в результате взаимодействия перидотитов с расплавом.

Центры реститовых зерен Cpx по содержанию Al2O3 и Cr2O3 соответствуют наиболее деплетированным составам клинопироксенов абиссальных перидотитов. Новообразованные Cpx характеризуются более высокими концентрациями Na2O, чем реститовые. Клинопироксены имеют концентрации HREE и Ti, промежуточные между Cpx абиссальных и надсубдукционных перидотитов (рис. 3), и обогащены LREE, Sr, Zr, Hf, как последние.

Рис. 3. Нормированное к хондриту распределение редкоземельных элементов в клинопироксенах перидотитов Адацагского офиолитового комплекса (1), Аргынгольского (2) и Эгийнгольского (3) массивов.

Полями показаны составы клинопироксенов перидотитов абиссальных (1), по [Johnson et al., 1990] и надсубдукционных (2), по [Parkinson et al., 1998; Ishii et al., 1992; Bizimis et al., 2000.

Составы минералов (Mg# Ol, Cr#Sp) наименее преобразованных гарцбургитов отражают высокие степени плавления ~ 15-20 %. Расчеты для модели немодального полибарического близкого к фракционному критического плавления показали, что для воспроизведения наблюдаемых концентраций и форм нормированных кривых для Gd-Yb в Cpx требуется 8-9% плавление в гранатовой фации, за которым следует 16-14 % плавление в шпинелевой фации.

Особенности изменения состава шпинелей гарцбургитов Эгийнгольского массива позволяют предполагать их взаимодействие с бонинитовым расплавом. Присутствие магматического амфибола в породах говорит о насыщенности расплава водой. Клинопироксены обогащены Sr, LREE, Zr, Hf. Высокие относительные концентрации этих элементов являются характерной особенностью бонинитов, поэтому взаимодействие с ними может привести к наблюдаемым составам клинопироксенов. Таким образом, перидотиты Эгийнгольского массива имеют сложную многостадийную тектоническую историю. Гарцбургиты являются продуктами ~ 20 % степени плавления, которое начиналось в гранатовой фации. Это могло происходить как в задуговом бассейне, так и в срединно-океаническом хребте. В дальнейшем эта литосферная мантия переместилась в зону субдукции и подверглась взаимодействию с бонинитовым расплавом, что привело к появлению пород с явными характеристиками надсубдукционных перидотитов.

Присутствие дунитов с ортопироксенитовыми дайками отмечено в мантийных секциях многих офиолитовых ассоциаций, например, в перидотитах Thetford Mines, Mirdita, Lycian и Antalya, Mayar??-Baracoa, New Caledonia, Бурэктугольском массиве Джидинской зоны. Кроме того, дуниты замещения присутствуют и среди преддуговых надсубдукционных перидотитов современных островных дуг, например, в перидотитах Torishima, Conical и South Sandwich.

2.3. Перидотиты Сарамтинского массива: взаимодействие с высоко Si расплавом

Петрографические наблюдения показывают, что в гарцбургитах Сарамтинского массива происходит кристаллизация мелких (?100мкн) зерен Opx, Cpx и Sp рядом с крупными зернами ортопироксена и среди оливина (рис. 1 Д-З). Шпинель ксеноморфной формы в межзерновых пространствах часто включает мелкие зерна оливина и ортопироксена, шпинель линзовидной формы встречается внутри зерен ортопироксена. В лерцолитах присутствуют как крупные (~2 мм), так и мелкие (от десяти до ~ 500 мкн) зерна клинопироксена. С клинопироксенами гарцбургитов и лерцолитов ассоциирует равновесный амфибол – эденит.

В ортопироксенах гарцбургитов и лерцолитов с уменьшением размеров зерен происходит уменьшение магнезиальности и содержания Al2O3. Магнезиальность (0.931-0.923) центров крупных зерен ортопироксена лерцолитов близка к магнезиальности реститовых Opx гарцбургитов (0.932-0.938), в то время как в зернах размерами меньше 1 мм она составляет 0.912-0.918. В гарцбургитах и лерцолитах зерна клинопироксена однородны по составу, у мелких такой же состав, как и у крупных. В клинопироксенах лерцолитов более высокие содержания Al2O3, Na2O и TiO2, по сравнению с Cpx гарцбургитов. В гарцбургитах, расположенных близко к дайкам, в пределах образца хромистость шпинели уменьшается от 0.51 до 0.38 с уменьшением ее размеров. В остальных гарцбургитах шпинель более однородна и имеет хромистость ~ 0.47-0.52. В лерцолитах хромистость шпинели ниже и составляет 0.15-0.18.

Cpx гарцбургитов характеризуются более низкими содержаниями Yb, чем Cpx абиссальных перидотитов. Это согласуется с деплетированностью по петрогенным элеменам и высокой магнезиальностью оливина (0.932-0.935). Картины распределения REE имеют ровную часть спектра для Yb –Dy (Er) и далее подъем к La (рис. 4). Клинопироксены лерцолитов имеют более высокие концентрации HREE, чем Cpx абиссальных перидотитов. Их кривые распределения подобны гарцбургитовым на более высоком уровне. Cpx гарцбургитов Сарамтинского массива характеризуются более низкими концентрациями Ti, чем Cpx надсубдукционных перидотитов. Точки их составов лежат в стороне от Yb-Ti, Zr-Ti, Се -Ti и Sr-Ti трендов абиссальных перидотитов, демонстрируя обогащение не только сильно несовместимыми Sr, Сe, умеренно несовместимым Zr, так же как и клинопироксены надсубдукционных перидотитов, но и Yb. Cpx лерцолитов имеют высокие концентрации редких элементов, причем содержание Ti и Yb близко к концентрациям этих элементов в наименее деплетированных абиссальных перидотитах, а концентрации Sr, Ce, Zr - выше. Содержания cильно несовместимых элементов – Sr, Ce одного порядка в Cpx лерцолитов и гарцбургитов.

В Сарамтинском массиве рядом с пироксенитовыми дайками, которые, по-видимому, являются транспортными каналами расплавов, располагаются лерцолиты, то есть более фертильные породы, чем находящиеся вдали от даек гарцбургиты. Это исключает возможность образование перидотитов Сарамтинского массива в результате плавления в открытой системе, а свидетельствует о взаимодействии с высоко-Si расплавом в соответствии с реакцией: Ol + высокоSi-L1 ? Cpx + Opx + Amph + Sp+ L2.

Кристаллизация Opx из расплава подтверждается более низкой магнезиальностью мелких зерен и краев крупных порфирокластов Opx по сравнению с магнезиальностью центров последних. Уменьшение хромистости шпинели от крупных к мелким зернам в пределах одного образца также может быть связано с ее кристаллизацией. В направлении к дайкам, в ряду удаленный гарцбургит- гарцбургит –лерцолит в породах происходит увеличение количества клинопироксена и амфибола. Высокая магнезиальность центров крупных порфирокластов Opx в лерцолитах отражает их образование из протолитов с более высокой степенью плавления, то есть из гарцбургитов. Преобразующий расплав имеет высокое содержание Si, присутствие паргасита и эденита говорит также о его насыщенности водой. Кроме того, кристаллизующиеся амфиболы имеют низкие концентрации K2O, что отражает его низкие концентрации в расплаве. Этим особенностям удовлетворяют адакитовые расплавы, образование которых происходит в островодужных системах в результате плавления субдуцируемой океанической коры [Martin et al., 2005; Hollings, Kerrich, 2000].

Повышенная магнезиальность оливинов гарцбургитов отражает высокие степени плавления > 30% во время образования пород. Это согласуется с низким содержанием Yb, Ti в гарцбургитах и их клинопироксенах. В то же время, величина хромистости шпинели в гарцбургитах соответствует степени плавления ~ 17%, которая может быть рассчитана по уравнению Hellebrand et al. [2001]. Соотношение Cr# Sp и содержания Yb в Cpx не соответствует тренду плавления абиссальных перидотитов. По сравнению с ним для наблюдаемой Cr# шпинели в породах гарцбургиты имеют более низкие содержания Yb в Cpx, а лерцолиты – более высокие. В гарцбургитах такое несоответствие может быть в случае начала плавления в гранатовой фации, когда шпинель отсутствует. Она появляется при переходе в шпинелевую фацию и дальнейшее плавление может привести к наблюдаемым низким значениям хромистости шпинели при суммарной более высокой степени плавления в гранатовой и шпинелевой фациях. Состав главных элементов в гарцбургитах, удаленных от даек, также отражает начало плавления при давлениях > 30 кбар. В лерцолитах наблюдаемая картина может быть обусловлена двухстадийным процессом частичного плавления и последующей импрегнации расплава, из которого происходит кристаллизация Cpx и Sp. Проведено по REE моделирование двухстадийного процесса (рис. 4).

Рис. 4. Результаты моделирования процесса рефертилизации.

Цветные линии – составы клинопироксенов перидотитов Сарамтинского массива и риолита. Серое поле – рассчитанные составы клинопироксенов, равновесных к смесям: рестит после 43% плавления ПМ + от 0.05% до 20% риолита.

Использовалась пошаговая модель немодального фракционного плавления по уравнениям из Shaw [1970] and Johnson et al. [1990]. Судя по экспериментальным данным [Walter, 1998] плавление ~40% приводит к образованию оливина с магнезиальностью ~0.93, поэтому расчет проводился до 43% плавления. Процесс рефертилизации рассчитывался добавлением в состав рестита варьирующего количества расплава. Результаты расчетов лучше согласуются с реальными составами клинопироксенов гарцбургитов и лерцолитов, если в качестве преобразующего расплава использовать риолиты группы II из зеленокаменного пояса Birch-Uchi [Bernstein et al., 1998], которые представляют собой либо смесь адакитов с базальтовыми расплавами, либо продукты взаимодействия адакитов с вышележащими перидотитами мантийного клина. Добавление к реститу после 43% плавления 20% риолита воспроизводит наблюдаемые концентрации Yb-Er в Cpx лерцолитов, а 0.05% риолита - концентрации Yb- Gd в Cpx гарцбургитов.

Геологические, петрографические наблюдения и геохимические особенности пород и минералов свидетельствует о двухстадийном процессе формирования перидотитов Сарамтинского массива:

1) ~40% полибарическом фракционном плавлении с образованием гарцбургитов;

2) преобразовании гарцбургитов в надсубдукционных зонах высоко-Si расплавами, приводящем к формированию лерцолитов.

Таким образом, на поздних стадиях развития островных дуг процесс взаимодействия мантия- расплав протекает с образованием ортопироксена за счет оливина. Образование вторичного ортопироксена наблюдается в перидотитовых ксенолитах из вулканов Iraya, Philippines [Arai et al., 2004], Авача [Arai et al., 2003] и Тубаф и Эдисон [Gregoria et al., 2001].

Глава 3. Критерии разделения процессов декомпрессионного плавления и взаимодействия с расплавом в надсубдукционных зонах

3.1. Декомпрессионное плавление в надсубдукционных зонах Процессы образования расплавов над субдукционной зоной менее ясны, чем в срединно-океанических хребтах. Модели декомпрессионного плавления [Plank and Langmuir, 1988; Pearce and Parkinson, 1993] постулируют широкий диапазон истощенности мантии от среднего (~10% плавления) в островных дугах, развивающихся на толстой коре, до высокого (20-30% плавления) в островных дугах, развивающихся на тонкой коре, так как предполагается, что толщина коры лимитирует плавление. Во всех моделях реститовые перидотиты могут быть в различной степени обогащены несовместимыми элементами, поступающими с водными флюидами и (или) расплавами из субдуцирующей плиты.

?????C?‚

постулировали, что при начале субдукции происходит быстрое откатывание океанической плиты в сторону океана вследствие ее отрицательной плавучести. Это приводит к образованию зоны растяжения и спредингу в верхней плите. Эта концепция была протестирована вязко-пластичной моделью [Hall et al. 2003, Gurnis et al., 2004]. Согласно этой модели инфильтрация горячей фертильной лерцолитовой астеносферной мантии в район растяжения приводит к ее адиабатическому декомпрессионному плавлению с образованием MORB-подобных базальтов. Флюиды, образующиеся из субдуцирующей плиты, оказывают слабое влияние на этой ранней стадии. Дальнейшее плавление уже деплетированного мантийного вещества, смешанного с поступающими из субдуциирующей плиты частичными расплавами метаосадков и метабазальтов и флюидами, приводит к последовательному формированию водонасыщенных островодужных толеитов и бонинитов. В современных преддуговых системах и среди мантийных частей многих надсубдукционных офиолитов описаны перидотиты двух типов, то есть с геохимическими характеристиками абиссальных и надсубдукционных. Раньше их совместное присутствие объяснялось изменением тектонической ситуации от срединно-океанического хребта к островной дуге. Согласно новой концепции образование этих пород могло происходить в зоне преддугового спрединга, то есть породы с геохимическими характеристиками абиссальных перидотитов могут представлять собой остатки от образования MORB-подобных базальтов.

Над субдукционными зонами декомпрессионное плавление происходит в присутствии воды, поступающей из субдуциирующего слэба. Это: 1) понижает температуру солидуса и в результате может быть достигнута степень плавления большая, чем обычно бывает при декомпрессионном плавлении в срединно-океанических хребтах [Kelley et al., 2006]; 2) уменьшает вклад клинопироксена в расплав, что приводит к его существованию в рестите при более высоких степенях плавления относительно безводного плавления [Bizimis et al., 2000]; 3) увеличивает вклад ортопироксена в расплав, что приводит к образованию богатых кремнием расплавов, характерных для конвергентых границ плит [Ayers et al., 1997]; 4) приводит к инконгруэнтному плавлению с образованием оливина и хромшпинелида [Ayers et al., 1997].

При водном плавлении, как и безводном, в перидотитах фиксируется закономерное изменение модального состава, сопряженное с изменениями состава минералов и общей химии пород, например, наблюдаются положительные корреляции между Fo и Cr#Sp, Cr#Opx, Cpx; в ортопироксенах с уменьшением Al растут Cr# и Mg#. Такие закономерности отмечаются в преддуговых перидотитах Torishima Идзу-Бонинской островной дуги и в мантийных перидотитах, ассоциирующих с офиолитовыми комплексами Othris, Thetford Mines, New Caledonia, Lycian и Antalya. Поэтому, присутствие определенных корреляционных связей состава минералов и пород в надсубдукционных перидотитах рассматривается как доказательство их образования в результате плавления в надсубдукционных зонах спрединга.

В экспериментальных работах по безводному плавлению фертильных перидотитов в широком диапазоне температур и давлений [Walter, 1998] показано, что главноэлементные составы реститов зависят от количества и состава расплавов, которые были отделены от мантийного субстрата при его плавлении. Составы надсубдукционных перидотитов не соответствуют составам реститов, образующихся при безводном плавлении примитивной мантии. Они отличаются от абиссальных более высокими концентрациями SiO2, низким отношением MgO/SiO2, бoльшими вариациями содержания FeO, как выше, так и ниже, чем в абиссальных, и более низкими содержаниями Al2O3. Добавление H2O во время плавления приводит к образованию расплавов с более низким содержанием MgO и более высоким – SiO2 при одном и том же давлении [Hess, 1992; Ulmer, 2001]. Поэтому плавление в водных условиях не может объяснить появление низкого отношения MgO/SiO2 в надсубдукционных перидотитах. Обогащение серпентинитов SiO2 может быть следствием выноса MgO при серпентинизации, что приводит к появлению низких отношений MgO/SiO2 в породах. Кроме того, увеличение концентрации SiO2 в перидотитах может происходить в результате взаимодействия пород мантийного клина с субдукционными расплавами, которое приводит к росту содержания Opx в породах. Закономерная связь между содержанием SiO2 в породах и присутствием фиксируемого по другим признакам взаимодействия с расплавом и видом такого взаимодействия отсутствует, поэтому повышенные концентрации SiO2 в надсубдукционных перидотитах, по-видимому, в бoльшей степени обусловлены выносом MgO и, возможно, привносом SiO2 в результате гидротермального процесса.

При одинаковых содержаниях MgO реститы, образовавшиеся при плавлении в гранатовой фации, имеют более высокие концентрации Yb, чем реститы, сформировавшиеся при плавлении в шпинелевой фации [Takazawa et al., 2000]. Проведенный анализ показал, что соотношение MgO-Yb в большей части надсубдукционных перидотитов лучше согласуется с моделью плавления в присутствии гранатовой фазы. Это справедливо и для перидотитов абиссального типа, присутствующих совместно с надсубдукционными перидотитами в современных и палеоостроводужных системах. Судя по экспериментальным данным [Walter, 1998], начало безводного плавления в гранатовой фации (P>3 GPa) должно приводить к более низким концентрациям ?FeO в реститах, что не наблюдается в надсубдукционных перидотитах. Gaetani and Grove [1998] оценили, что в присутствии воды гранат будет стабилен при давлениях на несколько сотен MPa ниже, чем при безводных условиях. Поэтому, образование обеих групп перидотитов, по-видимому, происходило в водных условиях при начале плавления в присутствии граната при давлении <3 GPa.

3.2. Критерии взаимодействия перидотит- расплав в надсубдукционных зонах

Можно выделить петрографические, вещественные и геологические признаки широко проявленного в надсубдукционных зонах взаимодействия мантийный перидотит-расплав. Петрографические признаки взаимодействия – появление в перидотитах микроструктурных особенностей, не характерных для типичных метаморфических протогранулярной, порфирокластической и эквигранулярной структур мантийных перидотитов. Процесс взаимодействия с расплавом приводит к растворению одних минералов и кристаллизации из расплава других, что отражается в микроструктурах.

Взаимодействие приводит к изменению состава первичных минералов. Состав хромшпинелида оказывается очень чутким индикатором, позволяющим выявить процесс взаимодействия даже в серпентинитах, не сохраняющих первичных микроструктур и реликтов других первичных минералов. В процессе преобразования с островодужными расплавами в шпинелях возрастают содержание Ti, хромистость (рис. 2) и уменьшается ее магнезиальность. В то же время, взаимодействие с высококремниевыми (Сарамтинский массив) и MORB-подобными расплавами (Адацаг) может приводить и к уменьшению хромистости шпинели. По-видимому, это происходит при более высоком отношении порода/импрегнирующий расплав.

Процесс взаимодействия с расплавом фиксируется нарушением корреляционных взаимоотношений состава минералов и пород. Например, в надсубдукционных перидотитах Torishima наблюдается четкая отрицательная корреляция между Cr#Sp и содержанием Yb в породах, что отражает образование в результате высоких степеней декомпрессионного плавления в надсубдукционных зонах спрединга. В надсубдукционных перидотитах, испытавших взаимодействие с расплавом, такая корреляция отсутствует. Обычно наблюдается более узкий диапазон вариации Yb и широкий – хромистости Sp с ее максимальными значениями в дунитах.

Геологическим признаком взаимодействия является присутствие в перидотитах даек, которые могут рассматриваться как транспортные каналы просачивающихся расплавов. Присутствуют дайки двух типов.

При взаимодействии перидотитов с бонинитовыми расплавами ортопироксенитовые дайки мощностью до первых метров образуются на заключительной стадии, они располагаются среди наиболее преобразованных пород – дунитов. Дайки этого типа изучены в перидотитах Эгийнгольского и Бурэктугольского массивов. Первичная минеральная ассоциация даек состоит из ортопироксена, и подчиненных количеств шпинели, оливина, клинопироксена и первично-магматического амфибола – эдинита. Оливины и ортопироксены характеризуются высокой магнезиальностью (0.901 и 0.886, соответственно), шпинель – высокой хромистостью (0.88). Это позволяет предполагать их кристаллизацию из бонинитового расплава. Распределение REE в клинопироксенах даек подобно распределению этих элементов в гарцбургитах массива, но характеризуется более низким уровнем концентраций (рис. 5). Расчет по коэффициентам распределения REE состава равновесного к клинопироксену расплава, подтверждает возможность его кристаллизации из бонинитов.

В Хасуртинском массиве присутствуют дайки пироксенитов другого состава. Они имеют мощность до 10м и зональное строение: по периферии – верлиты, в центре – клинопироксениты. Магнезиальность оливина (0.84), орто- и клинопироксенов (0.845 и 0.88, соответственно), хромистость шпинели (0.39-0.59) свидетельствуют о возможности образования этих пород из толеитов островных дуг. Редкоэлементные составы клинопироксенов равновесны с IAT (рис. 5).

Рис. 5. Нормированное к хондриту распределение редкоземельных элементов в клинопироксенах пироксенитов Эгингольского массива (1), Нармандальского (2), Уригольского (3), Ургольского (4), Дзэрлэггольского (5) меланжей и Хасуртинского (6) массива.

Кроме того, в Нармандальском, Уригольском, Ургольском и Дзэрлэггольском серпентинитовых меланжах присутствуют блоки верлитов, которые, по- видимому, кристаллизовались на границе мантия- кора.

Первичная минеральная ассоциация пироксенитов Нармандальского меланжа состояла из преобладающего клинопироксена и подчиненных количеств оливина, ортопироксена и шпинели. Магнезиальность ортопироксена и клинопироксена составляет 0.87 и 0.91, соответственно, шпинель имеет хромистость ~ 0.45 и содержание TiO2 ~ 0.2 мас.%. Клинопироксен характеризуется низкими концентрациями Ti, Zr, REE (рис. 5) и обогащением Sr. Судя по не очень высокой хромистости шпинели и магнезиальности ортопироксена, низким содержаниям титана в минералах, составу рассчитанного по коэффициентам распределения равновесного к клинопироксену расплава, пироксениты могли кристаллизоваться из эволюционировавшего высококальциевого бонинитового расплава, присутствующего в меланже. Более ранняя кристаллизация клинопироксена по сравнению с плагиоклазом характерна для кумулятивных пород островодужных вулканитов.


загрузка...