Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Физико-химические условия плавления мантии Земли в присутствии летучих компонентов
ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых
Автореферат диссертации по теме "Физико-химические условия плавления мантии Земли в присутствии летучих компонентов"
На привил рукописи
ЛИТ АСОВ Константин Дмитриевич
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ПЛАВЛЕНИЯ МАНТИИ ЗЕМЛИ В ПРИСУТСТВИИ ЛЕТУЧИХ КОМПОНЕНТОВ (по экспериментальным данным)
25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых 25.00.05 - минералогия, кристаллография
АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
1 2 МАЙ 2011
Новосибирск - 2011
4845339
Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Институте геологии и минералогии им. B.C. Соболева Сибирского Отделения РАН
Официальные оппоненты:
доктор геолого-минералогических наук КИРКИНСКИЙ Виталий Алексеевич
доктор геолого-минералогических наук ДОРОГОКУПЕЦ Петр Иванович
доктор геолого-минералогических наук ПЕРСИКОВ Эдуард Сергеевич
Ведущая организация: Учреждение Российской академии наук Институт геохимии и аналитической химии им В.И. Вернадского РАН, г. Москва
Защита состоится 24 мая 2011 г. в 10°° часов на заседании диссертационного совета Д003.067.02 в Учреждении Российской академии наук Институте геологии и минералогии им. B.C. Соболева Сибирского Отделения РАН (в конференц-зале).
Адрес: 630090, г. Новосибирск, просп. ак. Коптюга, 3 Факс: 8 (383) 333-35-05,333-27-92 e-mail: gaskova@uiggm.nsc.ru
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГМ СО РАН. Автореферат разослан« 12 » апреля 2011г.
Ученый секретарь диссертационного совета д.г.-м.н.
O.JI. Гаськова
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ Актуальность исследования
Присутствие летучих компонентов в геологических системах даже в небольшом количестве может приводить к резким изменениям условий плавления, массопереноса, и многих физико-химических свойств вещества мантии Земли. Поэтому проблема летучих компонентов в петрологии будет долго оставаться одной из наиболее острых и дискуссионных. За последние 40 лет накоплен значительный фактический материал по экспериментальному и теоретическому изучению влияния основных летучих компонентов системы С-О-Н на фазовые соотношения в природных и приближенных к ним модельных системах (напр., Eggler, Baker, 1982; Кадик, Луканин, 1986; Никольский, 1987; Taylor, Green, 1988; Ulmer, Luth, 1991; Frost, Wood, 1997; Holloway, 1998; Luth, 2003; Кадик и др., 2003; 2006; Сокол и др., 2004; Foley, 2008; 2010; Palyanov, Sokol, 2009; Poli et al., 2009). Однако эти исследования охватывали сравнительно малый интервал давлений, соответствующий глубинам до 90-120 км (3-4 ГПа) и, в некоторых случаях, до 210 км (7 ГПа), в то время как чрезвычайно важные с геодинамической точки зрения переходный слой (410-660 км), и нижняя мантия (>660 км), оставались малоизученными в рамках проблемы флюидного режима.
Существенный вклад в понимание флюидного режима глубинных процессов вносит изучение фрагментов мантийных пород, вынесенных на поверхность кимберлитами и щелочными базальтами с глубин до 200 км, а также минеральных и флюидно-расплавных включений в природных алмазах. Однако использование ксенолитов для выяснения обстановок на глубинах свыше 200 км затруднено в силу ретроградных реакций, протекающих в глубинных породах в ходе изотермической декомпрессии при подъеме к поверхности, а также интенсивного взаимодействия с вмещающей магмой. Лишь включения в алмазах, находящиеся в условиях химической изоляции, позволяют получать достоверную информацию о флюидном режиме на больших глубинах. Включения в алмазах, в свою очередь, отражают специфические условия алмазообразования которые, как правило, далеки от средней мантии, как по составу и концентрации флюидной фазы, так и по окислительно-восстановительному режиму. Необходимо отметить, что единичные алмазы и минеральные и расплавные включения в них могут быть с большой долей вероятности отнесены к более глубинным уровням мантии вплоть до 700-800 км (Hutchison et al., 2001; Kaminsky et al., 2001; Stachel, 2001; Hayman et al., 2005).
Отсутствие систематических экспериментальных данных делает рассуждения о глубинной эволюции летучих компонентов спекулятивными. Поэтому в данной работе на основании оригинальных
экспериментов при высоком давлении, главным образом, моделируя температуры солидусов в различных системах, сделана попытка понять закономерности поведения летучих компонентов и определить их роль при плавлении в мантии Земли при давлениях выше 6-7 ГПа. Цели н задачи исследования
Цель работы: Используя экспериментальное моделирование при давлениях до 30 ГПа определить влияние летучих компонентов системы С-О-Н на плавление и фазовые равновесия мантийных пород: перидотитов и эклогитов. На основании этого определить возможные уровни глубинной магмогенерации при погружении субдукционных плит и подъеме мантийных плюмов. Для достижения поставленной цели решались следующие основные задачи.
1. Построить экспериментальные фазовые диаграммы модельных систем, соответствующих по составу пиролиту (среднему составу мантийного перидотита) и эклогиту (по составу близкого к среднему базальту срединно-океанических хребтов) в присутствии Н2() или С02 при давлениях до 20-30 ГПа, и определить температуры солидусов, составы частичных выплавок и равновесных минеральных ассоциаций.
2. Определить влияние окислительно-восстановительных (ОВ) условий на плавление пиролита и эклогита в присутствии летучих компонентов в системе С-О-Н при давлениях до 20 ГПа.
3. Сопоставить солидусы мантийных пород в различных системах и при различных ОВ-условиях с РГ-профилями зон субдукции, усредненной мантии и мантийных плюмов.
4. Используя полученные экспериментальные данные и результаты исследования природных объектов, определить характерные зоны плавления мантии и особенности распределения и миграции мантийных расплавов и флюидов, а также определить роль летучих компонентов в этих процессах.
Фактический материал и методы исследования
В основу работы положены результаты более 500 экспериментов, проведенных автором в 1999—2010 гг. на многопуансонных аппаратах высокого давления, а также обширные данные по всестороннему изучению продуктов опытов.
В работе использованы результаты более 30000 микрозондовых анализов синтетических и природных фаз, выполненных на различных микроанализаторах в Институте геологии и минералогии (ИГМ) СО РАН, Университете Тохоку (УТ), Сендай, .Япония, Геофизической лаборатории (ГЛ) Института Карнеги, Вашингтон, США. Множество данных было получено с использованием методов Фурье инфракрасной (ИК) спектроскопии и спектроскопии комбинационного рассеяния (Раман) в ИГМ СО РАН, УТ, ГЛ, Токийском Университете.
При изучении влияния летучих компонентов на фазовые переходы широко использовался метод in situ рентгеновской диффрактометрии с использованием синхротронного излучения на станциях высокого давления в центре синхротронного излучения SPring-8 (Хиого, Япония) где автором проведено около 100 экспериментов. Защищаемые положения
1. Систематическое изучение вхождения водорода в структуру главных фаз мантии Земли - оливина, вадслеита, рингвудита, Mg-перовскита и ферропериклаза - позволило определить положение солидусов водосодержащего пиролита в зависимости от концентрации Н20. Из-за высокой растворимости водорода (до 3 мае. % Н20) в вадслеите и рингвудите эти солидусы имеют резкий перегиб на границах стабильности этих минералов в переходном слое, что создает благоприятные условия для плавления на глубинах 410 и 660 км. При параметрах средней мантийной адиабаты переходный слой может содержать до 0,35 мае. % Н20. Mg-перовскит и ферропериклаз в нижней мантии содержат менее 100 ррт Н20, и не могут рассматриваться в качестве важных концентраторов водорода.
2. В присутствии Н20-флюида зона фазового перехода оливин-вадслеит (410 км) расширяется и смещается в сторону низких давлений. Переход рингвудит —> Mg-перовскит + ферропериклаз (660 км) смещается в сторону высоких давлений. Гранат-перовскитовый переход в эклогите смещается в сторону низких давлений. Таким образом, повышенное содержание Н20 в переходном слое является важным фактором, определяющим смещение сейсмических границ 410 км вверх и 660 км вниз по разрезу. Для перидотитовой мантии смещение границ фазовых переходов параметризовано в зависимости от состава системы и содержания Н20.
3. Плавление в перидотитовых и эклогитовых системах, содержащих Н20, С02 и восстановленный С-О-Н-флюид, имеет фундаментальные различия при давлениях выше 6 ГПа. Плавление в системах с Н20 контролируется растворимостью водорода в структуре номинально безводных силикатов и происходит при пересыщении силикатов водородом при определенных P—T—X—JOi параметрах. Плавление в системах с С02 определяется стабильностью щелочных карбонатов и контролируется, главным образом, присутствием Na20 и К20 в системе. В системах с Н20-С02 первыми плавятся водосодержащие силикаты, а солидус системы располагается при температурах ниже 1000-1100°С в интервале давлений от 3 до 20-27 ГПа. Температура стабильности карбонатов в этих системах также снижается на 100-200°С. Солидус эклогитовых систем всегда ниже солидуса перидотитовых систем на 100-200°С. Большинство кривых солидусов выполаживается при
давлениях выше 6-8 ГПа, благодаря чему возникают условия для плавления перидотитов и эклогитов при пересечении их солидусов с РТ— профилями зон субдукции и средней мантии.
4. В восстановленных условиях, при значениях _/02, заданных буферами Мо-Мо02 и Ре-РеО и давлениях от 6 до 16 ГПа, солидусы флюидонасыщеных систем перидотит-С-О-Н и эклогит-С-О-Н располагаются на 400-500°С выше, чем в более окисленных системах с преобладанием Н20 и С02. Таким образом, в восстановленных доменах верхней мантии (250-660 км), флюидонасыщенные перидотиты и эклогиты могут испытывать плавление только при повышении температуры на 100-200°С выше среднемантийной. Внедрение окисленных блоков при субдукции будет вызывать плавление на глубинных уровнях, масштабы которого определяются буферной емкостью _/02 взаимодействующих резервуаров и скоростями обменных процессов. Научная новизна
Большая часть выполненных экспериментальных работ при сверхвысоких давлениях не имеет аналогов и проводилась впервые.
1. Экспериментально изучены фазовые равновесия водосодержащих перидотитовых и эклогитовых модельных систем при давлениях 10-30 ГПа и построены их фазовые диаграммы. Построены модели зависимости растворимости воды в оливине, вадслеите и рингвудите от давления и температуры.
2. Получены данные о влиянии воды на основные фазовые переходы в мантии, соотвествующие сейсмическим и геохимическим границам, такие как оливин-вадслеит и рингвудит —> ]У^-перовскит + ферропериклаз (РПФ) в перидотитовой и гранат-перовскит в эклогитовой системах.
3. Экспериментально изучены фазовые равновесия различных кабронатсодержащих перидотитовых и эклогитовых модельных систем при давлениях до 30 ГПа вдоль солидуса. Установлены поля стабильности щелочных и щелочноземельных карбонатов.
4. Экспериментально изучены фазовые равновесия перидотитовых и эклогитовых систем в условиях низких значений у02 (при контроле буферами Мо-Мо02 и Ре-РеО) в присутствии С-О-Н флюида при давлениях до 16 ГПа.
5. Предложены новые модели плавления мантии и миграции различных типов расплавов, в особенности, через сейсмические границы 410 и 660 км.
Практическая значимость работы
Работа выполнена в области фундаментальных исследований. Предлагаемые модели плавления и миграции летучих компонентов в
мантии, а также анализ составов образующихся расплавов, могут использоваться при рассмотрении широкого круга проблем космогеохимии, глобальной геодинамики, изучения процессов кимберлитового и базальтового магматизма и алмазообразования. Результаты высококачественных экспериментов при сверхвысоких давлениях могут служить базой для дальнейших термодинамических расчетов и построения физико-химических моделей формирования глубинных парагенезисов. Апробация результатов исследования
Основные результаты исследований, изложенных в диссертации, были представлены и обсуждались на многочисленных научных конференциях различного уровня, в том числе ежегодных совещаниях Американского Геофизического Союза (Сан-Франциско, 2002-2010), Генеральной Европейской Ассамблее по геологическим наукам (Вена, 2005-2010), на Гольдшмитовских конференциях (Давос, 2002, 2009; Курасики, 2003; Мельбурн, 2006), международных кимберлитовых конференциях (Виктория, 2003; Франкфурт, 2008), совещаниях Международной Минералогической Ассоциации (Эдинбург, 2002; Кобе, 2006; Будапешт, 2010), семинарах по физике минералов при высоких давлениях (Вербания, 2002; Мацусима, 2007). Защищаемые положения были представлены на конференциях 2010 года, отмеченных выше, а также на XVI Российском совещании по экспериментальной минералогии (Черноголовка, Московская область). Публикации
По теме диссертации опубликовано более 100 печатных работ, в том числе 47 статей и глав в монографиях, среди них 44 статьи в журналах по перечню ВАК.
Структура и объем диссертации
Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы из 1274 наименований. Объем диссертации составляет 479 страниц, включая 181 рисунок и 53 таблицы. Благодарности
Автор выражает глубокую признательность и благодарность своим учителям и научным консультантам академикам РАН H.JI. Добрецову и Н.В. Соболеву, членам-корреспондентам РАН Н.П. Похиленко и B.C. Шацкому, многолетнему научному руководителю профессору Э. Отани, профессорам Ю.Н. Пальянову, А.Г. Соколу, И. Фею и А.Ф. Гончарову, за поддержку исследований, которые во многом определились в результате обсуждений совместных статей и проектов.
Автор выражает искреннюю благодарность своим коллегам и соавторам работ: А.Ф. Шацкому, В.Г. Мальковцу, Ю.Д. Литасову, Ю.М. Борздову, Д.А. Зедгенизову, A.B. Иванову, О.Г. Сафонову, X. Терасаки,
Т. Кацуре, Э. Ито, X. Каги, К. Фунакоси, Д. Фросту, Г. Яксли, М. Хиршману, а также многим другим сотрудникам в лабораториях ИГМ СО РАН, УТ и ГЛ, с которыми работал автор, - за помощь в экспериментах и измерениях, плодотворные дискуссии и обсуждение различных аспектов диссертации.
Особую признательность за постоянную заботу, поддержку и терпение выражаю своей жене, У.А. Литасовой, без участия которой данная работа не могла появиться на свет ни при каких обстоятельствах.
Работа выполнена при финансовой поддержке российских и международных научных проектов: РФФИ №97-05-65309, 01-05-65322, 05-05-65740, 09-05-00917, программ и проектов Японского общества поддержки и развития науки, Министерства образования, культуры, науки, спорта и технологий правительства Японии, Национального научного фонда США.
Глава 1. ОБЗОР ДАННЫХ ПО ЛЕТУЧИМ КОМПОНЕНТАМ В МАНТИИ ЗЕМЛИ
В первой главе проведен обзор существующих представлений о распределении летучих компонентов в мантии Земли и их возможной эволюции с момента ее образования, в основном по данным, полученным при изучении природных образцов и геофизических исследованиях. Под летучими понимаются компоненты, которые входят в состав газовой фазы при вулканизме и распределяются в расплав при плавлении большинства пород. Сюда входят крайне летучие элементы по космохимической классификации (Palme, Jones, 2003): Н, С, N, С1, благородные газы, а также умеренно летучие Р, F, S и их некоторые соединения с кислородом и между собой. В работе основное внимание уделено летучим компонентам системы С-О-Н, которые составляют большую часть газовой или флюидной фазы в подавляющем большинстве магматических процессов.
Кратко освещены состав и строение мантии Земли и приведены данные о содержании летучих компонентов в мантии по современным представлениям. Одна из популярных моделей содержания летучих в оболочках Земли показана в табл. 1. Согласно этой модели большинство летучих компонентов сосредоточены в ядре Земли, так как распределялись в металлическую фазу при его образовании. Это означает, что ядро является потенциальным источником летучих компонентов, которые при определенных условиях могут мигрировать в мантию.
Большое внимание уделено содержаниям летучих компонентов в мантийных магмах, различных базальтоидах, кимберлитах и карбонатитах, а также сделан обзор содержания летучих в вулканических
Таблица 1. Распространенность основных летучих элементов в ядре и мантии Земли (МсОопо1щЬ, 2003). ПМ - примитивная мантия. С1 - углистый хондрит С1 (ЬосЫеге, 2003).___
Эле- Ядро ПМ Земля Ядро ПМ Земля Ядро ПМ Cl
мент мае. % х1023кг %
H 0,06 0,010 0,026 1,16 0,40 1,55 74,1 25,9 2,102
С 0,20 0,012 0,073 3,86 0,49 4,36 88,8 па 3,518
N 0,008 2Е-4 0,003 0,14 0,01 0,15 94,7 5,3 0,294
Р 0,20 0,009 0,072 3,86 0,36 4,27 91,4 8,6 0,092
S 1,90 0,025 0,635 36,7 1,01 37,9 97,3 2,7 5,410
Cl 0,02 0,002 0,008 0,39 0,07 0,45 84,9 15,1 0,070
газах, где кроме соединений в системе С-О-Н большую роль играют H2S и S02. Средние содержания С02 и Н20 (1 мае. % = 10000 ррш) в базальтах срединно-океанических хребтов (MORB) составляют 0,01-0,04 и 0,1-0,5 мае. %, базальтах океанических островов (OIB) и континентальных базальтах 0,2-0,6 и 0,2-1,0 мае. %. Для содержаний в источниках MORB приводятся интервалы 30-120 ррт С02 и 50-150 ррт Н20 и для OIB 120-1800 ррт С02 и 350-1000 ррт Н20, соответственно (Hirschmann, Dasgupta, 2009). Кимберлиты, родственные им породы и карбонатиты являются редкими, но уникальными по количеству летучих компонентов. Они предоставляют для изучения широкий набор информации, заключенной в мантийных ксенолитах и алмазах.
При рассмотрении вопроса о содержании летучих компонентов в мантийных ксенолитах важно помнить, что они характеризуют не средний состав мантии, а часто переработанные и метасоматизированные участки с повышенным содержанием летучих и повышенной окисленностью. Тем не менее ксенолиты несут важнейшую прямую информацию о содержании Н20 (в составе амфибола, флогопита и растворенной в структуре силикатов), С02 (в виде флюидных включений, карбонатных фаз, алмаза/графита) и косвенную о других компонентах (при изучении ОВ-состояния, геохимических и изотопных характеристик ксенолитов).
Уникальным источником информации о летучих компонентах в мантии являются природные алмазы. В алмазах установлен широчайший набор минеральных и флюидных включений, ряд которых мог транспортироваться с глубин до 700 км и больше (Brenker et al., 2007). Среди летучих компонентов в алмазах установлены силикатные, карбонатитовые и хлоридные флюиды/расплавы, которые также содержат большое количество Н20 (Weiss et al., 2009; Klein-BenDavid et al., 2009). Эти включения отражают состав флюидов, образовавшихся, как правило, незадолго до выноса ксенолитов на поверхность, и характеризуют окисленную обстановку среды алмазообразования с
преобладанием Н20 и С02. Анализ газовой фазы алмазов и минералов из кимберлитов показывает ведущую роль Н20 и лишь в редких случаях -углеводородов и азота (Зубков, 2001; Похиленко, 2006; Томиленко и др., 2009).
В данной главе также рассмотрены вопросы касающиеся ОВ-условий в мантии. За основу взяты аналитические обзоры в работах (Кадик, Луканин, 1986; Frost, McCammon, 2008; Frost et al., 2008), дополненные более поздними данными. Приводятся интервалы значений JO2, полученные при изучении различных типов магматических пород, а также отмечено уменьшение значений J02 по перидотитовым ксенолитам с глубиной. Согласно экспериментальным работам (Frost et al., 2004; Rohrbach et al., 2007), данная тенденция связана с реакцией диспропорционирования железа: Fe2+ (силикат) = Fe3+ (силикат) + Fe° (металл). Реакция понижает J02 в мантии, увеличивает содержание Fe3+-компонентов в твердых растворах силикатов и приводит к выделению свободной металлической фазы (от -0,1 мае. % FeNi-сплава в верхней мантии при давлениях выше 8 ГПа до ~1,0 мае. % FeNi-сплава в нижней мантии). Образующийся металл может сохраняться в виде самостоятельной фазы или входить в состав сульфидов и карбидов. Состав С-О-Н-флюида, рассчитанный по уравнениям состояния реального газа, для условий, соответствующих средней мантийной адиабате, меняется с глубиной от Н20-С02-флюида в верхней части мантии при 2-3 ГПа, до СН4-флюида с небольшим содержанием Н20 при давлениях 6-8 ГПа, и далее (при пересечении границы стабильности FeNi-сплава) роль воды в СНг-Н20-флюиде снова последовательно возрастает.
Также детально рассмотрено поведение летучих и ОВ-условия в зонах субдукции при островодужном вулканизме и процессах в мантийном клине. Подчеркивается, что субдуцированные флюиды близки по составу к морской воде, концентрации солей увеличиваются лишь в 2-3 раза. Растворенные в водном флюиде компоненты главным образом представлены Si02, А1203, Na20 и CI (Manning, 2004). Взаимодействие данного флюида с породами мантийного клина сопровождается их масштабным плавлением с образованием богатых Н20 базальтовых и андезитовых магм.
Геофизические исследования, в частности данные сейсмической томографии и электромагнитного зондирования, могут быть использованы при идентификации летучих в мантии. Используя эффект различного воздействия температуры и Н20 (или соединений углерода) на границы фазовых переходов в совокупности с данными сейсмической томографии и измерений электропроводности мантии, можно с определенной долей вероятности выявлять участки мантии,
обогащенные летучими компонентами (напр., Zhao, 2004; Fukao et al., 2004; Komiya et al., 2006; van der Lee et al., 2008).
В заключении к первой главе суммированы ключевые положения, которые использовались при анализе моделей плавления мантии в главе 5.
Глава 2. ОБЗОР ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫХ ДАННЫХ ПО СИСТЕМАМ С ЛЕТУЧИМИ КОМПОНЕНТАМИ ПРИ ВЫСОКИХ ДАВЛЕНИЯХ И ТЕМПЕРАТУРАХ
Приводится детальный обзор экспериментальных данных по системам с летучими компонентами, полученных другими исследователями. Экспериментальные исследования систем с Н20 и С02 являются ключевыми при анализе метаморфический реакций и покрывают широкий интервал составов и РТ-условий до давлений 3-7 ГПа. В обзорных работах (Poli, Schmidt, 2002) проанализирована топология ассоциаций и поля стабильности различных водосодержащих фаз. В системе перидотит-Н20 главная роль отводится таким минералам, как эпидот, хлорит, хлоритоид, серпентин. При давлениях выше 6-7 ГПа эти фазы переходят в высокоплотные магнезиальные силикаты (фаза А, Е и т.д.). В эклогитовых и пелитовых системах основными водосодержащими фазами являются амфибол, лавсониг и фенгит. Эти фазы стабильны до давлений около 10 ГПа. При более высоких давлениях водосодержащих фаз в эклогите не отмечено.
Работы в системах перидотит-Н20-С02 связаны, в основном, с именами П. Уайли и Д. Грина (Wyllie, Huang, 1976; Wyllie, 1978; Green, Wallace, 1988; Wallace, Green, 1988; Green, Falloon, 1998; Wyllie, Ryabchikov, 2000). В этих работах установлены основные закономерности плавления и получены составы расплавов при давлениях до 3—4 ГПа. Приводятся доводы в пользу важности карбонатитовых расплавов, которые образуются на солидусе перидотита в области стабильности амфибола и флогопита. Также выявлена важнейшая роль реакций декарбонатизации. Установлено, что при подъеме расплавов к поверхности происходят реакции твердых или жидких карбонатов с силикатами с выделением С02. Лишь некоторые карбонатитовые и кимберлитовые расплавы способны изливаться на поверхность без существенной потери С02. В работах (Green, Falloon, 1998; Gudfinnsson, Presnall, 2005) обосновано происхождение всех типов мантийных магм от базальтовых серий до кимберлитов и карбонатитов при плавлении системы перидотит-Н20-С02 при давлениях 2-7 ГПа. Тем не менее, существует ряд фундаментальных работ, где на основании данных по минералогии и геохимии подчеркивается важная роль эклогитов в
источниках большинства базальтовых пород (Sobolev et al., 2007; Соболев и др., 2009).
В работах по изучению систем перидотит—С02 и эклогит-С02 (Dasgupta, Hirschmann, 2006; Dasgupta et al., 2007) предложены модели плавления эклогитов и перидотитов под срединно-океаническими хребтами при поступлении с глубины малых порций карбонатитового расплава, которые обеспечивают последующее масштабное плавление с участием Н20. К сожалению, сама система эклогит—H20-C02 изучена мало. Основные работы касались фазовых равновесий в метаморфических фациях (см. обзор в работе (Poli, Schmidt, 2002). Кульминацией этих работ является достаточно полная база термодинамических данных, позволяющая моделировать фазовые равновесия в метаморфических системах, включая эклогитовые, до давлений 6-10 ГПа (Holland, Powell, 1998).
Экспериментальные исследования систем с восстановленным составом С-О-Н-флюида проводились при давлениях до 6—7 ГПа с использованием метода двойной капсулы, в различных модификациях, так как водород и, возможно, метан, способны проникать сквозь металлическую капсулу и приводить к окислению образца. Методика двойной капсулы подробно описана в работах (Huebner, 1971; Taylor, Foley, 1989; Sokol et al., 2009). Этот метод позволяет одновременно контролировать _/02,./Н2 и яН20 во время эксперимента и заключается в следующем. Запаянная внешняя капсула содержит кислородный буфер (например, Fe-FeO) и Н20 (которая добавляется в виде талька или брусита). Запаянная внутренняя капсула содержит образец с флюидной фазой заданного состава. В качестве источника флюида используются различные соединения, производящие С-О—H флюид, такие как вода, графит, стеариновая кислота (Ci8H3602) и т.д. _/02 контролируется равновесием 2Н2 + 02 = 2Н20 на уровне, близком к использованному кислородному буферу, в результате обмена водородом между флюидом буферирующей капсулы и капсулы с образцом. Использование двойной капсулы моделирует «динамическое» равновесие. Это связанно с тем, что «время жизни» флюида как во внутренней, так и во внешней капсуле, а также и самого буфера зачастую меньше, чем длительность, необходимая для установления равновесия в силикатной системе. На коротких длительностях опытов возможно применение других методик при исследовании восстановленных флюидов (Jakobsson, Holloway, 2008; Кадик и др., 2010), однако степень достижения равновесия и время жизни восстановленного флюида будут меньше.
Состав восстановленных флюидов в равновесии с графитом или алмазом исследовался в нескольких системах. В работах (Matveev et al., 1997; Sokol et al., 2009, 2010) исследовалось равновесие С-О-Н-флюида
с углеродом, а также с форстеритом при 2-7 ГПа. Перидотитовая система с С-О-Н-флюидом при контроле буфером WCWO (WC-W-W02 ~ IW+1) исследована в работе (Taylor, Green, 1988) при давлениях 0,9-3,6 ГПа. В этой работе соотношение CIV(СН4+Н20), измеренное масс-спектрометрическим методом, уменьшается от 0,8 до 0,3 в температурном интервале 1050-1250°С при давлениях 1,5-3,6 ГПа. Солидус в системе с восстановленным СН4-Н20 флюидом располагается при более высокой температуре, чем в системах с Н20 и С02. Это связано с малой растворимостью силикатов в восстановленном флюиде и малой растворимостью компонентов восстановленного флюида в силикатном расплаве.
В работе (Jakobsson, Holloway, 2008) исследовался перидотит с восстановленным С-О-Н-флюидом при контроле буфером IW при 5-12 ГПа. Задачи исследования не включали определение солидуса, однако авторы упоминают, что плавление наблюдалось при 1200-1250°С, что существенно ниже солидуса в работе (Taylor, Green, 1988). Следует отметить, что в своей работе Якобсон и Холлоуэй не разделяли источник восстановленного флюида и образец герметичной капсулой, а отделяли их платиновой пластиной между графитовыми капсулами.
В главе также детально рассмотрены закономерности вхождения водорода и его растворимость в структурах номинально безводных силикатов (Bolfan-Casanova et al., 2000; 2003). Определены коэффициенты распределения Н20 между минералами и силикатными расплавами в экспериментах при давлениях до 6 ГПа, и показано значение этих данных при моделировании плавления (напр., Hauri et al., 2006; Hirschmann et al., 2009). Рассмотрены вопросы влияния H20 на термоупругие свойства и скорости сейсмических волн в оливине, вадслеите и рингвудите (Jacobsen, Smyth, 2006; Мао et al., 2008; 2010).
Кратко рассмотрены экспериментальные исследования в системах с другими летучими компонентами: N, S, Cl и Р.
Глава 3. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ
В методической части детально изложены особенности проведения экспериментов при высоких давлениях с помощью многопуансонной техники. Приводятся характеристики гидравлических прессов, материалов, используемых в качестве пуансонов и составных частей ячеек высокого давления, а также конфигурации ячеек различного размера, которые позволяют проводить эксперименты в интервале давлений от 2 до 33 ГПа. На рис. 1 приведены конфигурации ячеек с TEL (длина стороны треугольной рабочей площадки кубического пуансона из карбида вольфрама) 12 и 2 мм, которые используются для минимальных и максимальных давлений, соответственно. Рассмотрены методы
A) TEL 12 мм
Б) TEL 2,0 мм
4 мм
Термопара
I IZrO? НИ ГраФит EZ3 МдО
LaCr03 { | Капсула с образцом
Рис. 1. Сравнение размера ячеек высокого давления для TEL 12,0 мм с двухампульной загрузкой (А) и TEL 2,0 мм (Б). Размер металлической капсулы для TEL 2,0 мм составляет 0,6-0,8 мм. Данная ячейка позволяет достичь давления в 33 ГПа с помощью пуансонов из карбида вольфрама.
Е) WC- или СД-пуансоны
Стальные пуансоны
Рентгеновское излучение
Угол диффракции (20)
Ячейка / ■-. [ .. высокого давления Коллиматор
бе-твердотельный детектор
Рис. 2. А) Схема многопуансонного аппарата 8РЕЕВ-Мк11, установленного на линии синхротронного излучения ВЕ04В1 (5Рпп§-8): 1 - платформа пресса с электромоторами, контролирующими движение пресса по осям х, у, г, г (вращения) и системой осцилляции. 2 - входящий рентгеновский пучок, 3 -входящая диафрагма, 4 - пуансоны внешней ступени, 5 — рама пресса, 6 -дисперсионная диафрагма, 7 - диафрагма, через которую получается сигнал, 8 -твердотельный детектор, 9 - горизонтальный гониометр, 10 - платформа гониометра с электромоторами. ПЗС камера расположена сразу за платформой гониометра. По данным работы (КаГзига е1 а1., 2004). Б) Схема рентгеновской диффрактометрии с энергетической дисперсией.
калибровки давления и температуры в экспериментах и приведены калибровочные кривые для основных ячеек. Детально рассмотрена техника in situ рентгено-дифрактометрических и радиографических экспериментов при высоких температурах и давлениях, проводимых с использованием многопуансонных прессов и синхротронного излучения. Приводится описание станции BL04B1 в центре синхротронного излучения SPring-8, на которой проводились эксперименты (рис. 2), обсуждаются особенности модификации ячеек для исследований на синхротроне, вопросы выбора надежных калибрантов и шкал давления. В качестве калибрантов использовались, в основном, Аи и MgO и шкалы в работах (Tsuchiya, 2003; Dorogokupets, Dewaele, 2007). Аналитические методы исследования образцов изложены в разделе «Общая характеристика работы».
Глава 4. РЕЗУЛЬТАТЫ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ СИСТЕМ С ЛЕТУЧИМИ КОМПОНЕНТАМИ
В главе детально рассмотрены фактические данные экспериментов, которые заложены в основу диссертационной работы. Системы с Н20
Большая часть экспериментов выполнена в системах силикат-вода. Рассмотрены вопросы влияния воды на фазовые соотношения в системах Mg0-Si02-H20, Ca0-Al203-Mg0-Si02-H20, Al203-Si02-H20, перидотит-Н20, эклогит-Н20 до давлений 25-33 ГПа. Основными результатами этих исследований стало установление полей стабильности водосодержащих фаз (А, Е, D, суперводной фазы В), а также резкого снижения температуры солидуса водосодержащего перидотита на границе перехода оливин-вадслеит (410 км), что позволяет считать эту границу важной областью дегидратации и плавления, сопровождающих, например, подъем водосодержащего мантийного плюма (Litasov, Ohtani, 2002; 2003). Кроме этого, было установлено, что в присутствии Н20 происходит смещение фазовых границ оливин-вадслеит и РПФ в сторону низких и высоких давлений, соответственно.
На основании этих экспериментов было детально изучено влияние воды на основные фазовые переходы в мантии: оливин-вадслеит, вадслеит-рингвудит и РПФ в перидотитовой системе и гранат—перовскит в эклогите с использованием рентгеновской диффрактометрии и синхротронного излучения (Litasov et al., 2005; 2006; 2007; Sano et al., 2006). В результате было установлено значительное смещение линии/области перехода оливин-вадслеит в сторону низких давлений (на 1 ГПа при 1200°С) и РПФ в сторону высоких давлений (на 0,6 ГПа при 1200°С) (рис. 3). Данные были параметризованы в зависимости от содержания Н20 для системы Mg2Si04 (рис. 3), а для пиролитовой
системы показаны лишь абсолютные значения смещений при содержании Н20 = 1-2 мае. %. В эклогите установлено смещение границы перехода гранатита (гранат+стишовит+Са-перовскит) в иост-гранатовую ассоциацию (MgnriepoBCKm^Ca-rrepoBCKHT+cTHiuoBHT+Al-фаза) на 1 ГПа в сторону низких давлений. Смещение фазовых границ происходит за счет разной растворимости Н20 в минералах. Необходимо отметить, что для РПФ зафиксирован меньший наклон линии перехода к оси давлений (5Р/5Г=8-13 МПаЖ), что отличается от предыдущих оценок. Данные получены в результате in situ экспериментов на синхротроне, точность измерения давления в которых составляет ±0.2 ГПа. Высокая точность измерений позволяет использовать полученные результаты при анализе смещения сейсмических границ 410 и 660 км.
Глубина (км) 400 500 600 I .....I_L
- Б 1200 «С
ВД S
" V Фо+Вд §
- \ Ч
- \ ш
^Фо 4 мас.% НгО^
Фо + Флюид 1 ' 1 1 1
1.0
2.0
■ | i i г i | i i i
15 20
Давление (ГПа)
В - Мд-пв+Фп+Фл R 1200 °С
сс 1 с; е
_+Рв у/
. / Ра + ш о.
-
' I ' í ' i
3.0
1.0 2 Н20 (мас.%)
Рис. 3. Влияние Н20 на фазовые переходы в мантии. А) смещение фазовых границ оливин-вадслеит (Ол-Вд), РПФ (PB=Mg-ne+®n) в перидотите (сплошные линии) и гранат (Гт) - перовскит (Mg-пв) в эклогите (пунктирные линии) в присутствии 0,5-1,0 мае. % Н20 в системе. Серыми линиями показаны фазовые переходы в «сухих» условиях, а также мантийные РГ-профили: адиабата MORB с потенциальной температурой 1315°С и горячей (1), средней (2) и холодной (3) субдукции для плит, стагнирующих в переходном слое. Между двумя линиями перехода гранат-перовскит в эклогите последовательно появляются Al-фазы NAL и CF, Mg-перовскит и исчезает гранат. Б) и В) Детальные диаграммы для системы Mg2Si04-H20 через границы переходов форстерит-вадслеит и РПФ. Квадратами показаны точки экспериментов, полученные с использованием синхротронного излучения. Шкала давления Au (Tsuchiya, 2003).
Методами ИК спектроскопии и вторично-ионной масс-спектрометрии систематически исследованы закономерности вхождения водорода (воды) в структуру номинально безводных силикатов мантии Земли. Определены зависимости содержания Н20 в оливине, вадслеите и рингвудите от РТ—параметров, которые легли в основу построения схемы солидусов водосодержащего пиролита (Ькакоу е1 а!., 2007; 2008; 2010; Литасов, 2011). Получены данные о растворимости Н20 в М^-перовските, ферропериклазе и стишовите (ЬПавоу е! а1., 2003; 2007; Литасов, 2010).
Растворимость Н20 в оливине значительно возрастает при увеличении давления и уменьшается с ростом температуры (рис. 4). Максимальные концентрации наблюдаются на солидусе системы. Для вадслеита и рингвудита не установлено существенной зависимости от давления, а с ростом температуры содержания Н20 существенно уменьшаются (рис. 4). В Ре-содержащих оливине, вадслеите и рингвудите концентрации Н20 несколько выше, чем в системах без Ре, однако эта разница находится в пределах ошибки измерений.
Растворимость Н20 в форстерите была измерена в условиях низкой активности Н20 в расплаве (Литасов и др., 2009) и в присутствии
8? 0.8 то
S 0.8 X 0.4 0.2 0.0
3.0 2.6 £2.0 ь
о.
X 1.0
0.0 _г_г_1__г_т_, .,-7^-н
1000 1200 1400 1-300 1800 2000 1000 1200 1400 1600 1800 2000 Температура {"С) Температура (°С>
Рис. 4. Содержания Н20 в оливине, вадслеите и рингвудите. Данные предыдущих
исследований показаны белыми кружками. Выделены данные работы (Ohtani et
al., 2000) - О-ОО, для рингвудита. Тренды показывают средние содержания Н20 в
зависимости от температуры.
1—f—l—т
1000 1200 1400 1600 1800 2000 Температура <°С)
В)Вадслемт * Fe (1-} © -о (-}
Б) Оливин (<Ро=88-96) Q ® 1200 ' в
А 1400
ш 1воа л ;
# гаю я»;
О '¿ооо о " /
Л?
> я ^
■Т-гТ-гт Т'
4 8 8 10 12 14 Давление (ГПа)
Г) Рингеудит
« F9 (+)
© Fe(-) а о-оо
т_г_7
1 Г
восстановленного флюида (с контролем буферами ММО и IW) (Sokol et al., 2010). Результаты этих работ показывают, что в системе форстерит-Н2О-СО2 (с Н20/(Н20+С02)=0,5 в стартовой смеси) растворимость воды в оливине уменьшается в 2-6 раз по сравнению с системой форстерит— Н20 при 8-14 ГПа (Литасов и др., 2009). Однако, данные по системе форстерит-восстановленный С-О-Н-флюид (Sokol et al., 2010), показывают, что концентрации Н20 в оливине могут превышать таковые в системе форстерит-Н20 (Bali et al., 2008; Литасов и др., 2009), по-видимому, в силу более высокой активности Н20 в восстановленном флюиде по отношению к Н20-содержащему расплаву с растворенными силикатами. Предварительные данные по влиянию Н20-С02-флюида и восстановленного С—О-Н флюида на концентрации Н20 в вадслеите показывают, что они уменьшаются в 4-10 раз при давлении 15-16 ГПа и температуре 1200-1600°С (Frost, 2007; Polovinka et al., 2010) по сравнению с системой вадслеит-Н20 (Litasov et al., 2010).
На основании фазовых соотношений в системах перидотит-Н20 (Litasov, Ohtani, 2002, 2003) и эклогит-Н20 (Litasov, Ohtani, 2005, 2007), а также данных по растворимости Н20 в мантийных минералах, была построена диаграмма солидусов водосодержащего перидотита в зависимости от содержания Н20 в системе. Согласно данным, представленным на рис. 5, в пиролитовой модели переходный слой является концентратором Н20 (Н2) даже при ее небольшом содержании в мантии. Данный постулат не является новым (Smyth, 1987), но детальная расшифровка солидусов в зависимости от содержания Н20 приводится впервые. На границах переходного слоя наблюдается резкое падение температуры солидуса в водосодержащих системах, что может приводить как к плавлению поднимающихся мантийных плюмов, так и плавлению при погружении субдукционных плит (Litasov, Ohtani, 2002). При содержании Н20 в пиролите 0,1 мае. % (величина, вполне вероятная для переходного слоя) падение температуры солидуса на границе 410 км составляет 200-250°С, а на границе 660 км оно будет составлять около 600°С, но только в обратном направлении. Необходимо отметить, что резкое снижение температуры солидуса может происходить не только вдоль границы 410 км, но и в пределах поля стабильности оливина при давлениях 10-14 ГПа и содержаниях Н20 в системе 0,3-0,5 мае. % (рис. 5). Максимальное содержание Н20 в мантийных оливинах из кимберлитовых ксенолитов (0,02-0,04 мае. %) находится в пределах уровня насыщения оливина при параметрах 6 ГПа и 1300°С, который составляет 0,07-0,10 мае. % Н20 (с учетом пироксенов и граната). Вдоль мантийной адиабаты максимальное содержание Н20 в вадслеите и рингвудите переходного слоя составляет 0,4—0,5 мае. %. С учетом присутствия других минералов (до 40% граната и пироксенов и при
наличии в них до 0,1 мае. % Н20) содержание Н20 в переходном слое при температуре средней адиабаты может составлять 0,3-0,35 мае. %.
Для более полной картины плавления мантии в присутствии Н20 необходимо знать ее концентрации в глубинных минералах эклогитового парагенезиса, которые пока мало изучены при давлениях выше нескольких ГПа. При давлениях выше поля стабильности лавсонита и фенгита вода может концентрироваться в акцессорном рихтерите или номинально безводных фазах. В некоторых работах при давлениях выше 15 ГПа при разложении К-амфибола наблюдалась калиевая фаза X, которая может содержать до 1,5 мае. % Н20 (Luth, 1997; Konzett, Fei, 2000). При температурах выше стабильности водосодержащих фаз орто-и клинопироксены способны концентрировать до 0,2 мае. % Н20 при давлении 2-3 ГПа, однако, с повышением давления эти концентрации, как и роль самих пироксенов, уменьшаются (Hauri et al., 2006; Mierdel et
Глубина (км)
О 100 200 300 400 500 600 700 800 300
О 5 10 15 20 25 30 35
Давление (ГПа)
Рис. 5. Солидусы перидотита с различным содержанием Н20 в системе. Сплошной линией показана стабильность высокоплотных водосодержащих фаз и уровень насыщения в мае. % Н20 на солидусе системы. Пунктирными линиями показаны солидусы для систем с более низкими содержаниями Н20, указанными в мае. %. Серыми линиями показаны основные фазовые переходы н мантийные РГ-профили (рис. 3), дополнительно показаны: ОГ - средняя океаническая геотерма, ГЩ - геотерма щита. Кружком отмечено пересечение солидуса с 0,1 мае. % Н20 с мантийной адиабатой, которое примерно совпадает с границей смены теплового режима под кратонами. Фазы: Ол — оливин, Вд - вадслеит, Рв — рингвудит, Мпв - 1У^-перовскит, Фп - ферропериклаз, Амф - амфибол, Серп -серпентин. Использованы данные работ (ЬкаБОУ, 01иаш, 2003, 2007, 2008; Ьйяйоу е1 а1., 2010).
al., 2007). В работах (Pawley et al., 1993; Litasov et al., 2007) отмечается, что важнейшим концентратором воды в эклогите при давлениях выше 20 ГПа может являться стишовит (до 0,32 мае. % Н20 в А1-стишовите), однако концентрации Н20 в других фазах практически не определялись. По данным работ (Katayama et al., 2003; Bolfan-Casanova et al., 2000) мэйджорит может содержать до 0,13 мае. % Н20 при 20 ГПа и 1400— 1500°С.
Системы с С02
Вторая часть экспериментальных исследований относится к системам силикат-С02 и карбонатитовым системам. Системы MgC03~ Si02 и CaC03-Si02, системы, соответствующие Na- и К-карбонатитовым расплавам, перидотитовые и эклогитовые составы в системе СаО—А12Оз-Mg0-Si02-Na20-C02, многокомпонентные системы перидотит-С02 и эклогит-С02 исследованы до давлений 21-33 ГПа. С использованием синхротронного излучения было проведено исследование реакций в системах MgC03-Si02 и CaC03-Si02, а также получено уравнение состояния магнезита. Кроме этого изучены системы перидотит-Н20-С02 и эклогит-Н20-С02 при давлениях 3—27 ГПа.
Системы перидотит-С02 и эклогит-С02 были исследованы как в упрощенном варианте (Ca0-Mg0-Al203-Si02-Na20-C02) (Litasov, Ohtani, 2009, 2010), так и в многокомпонентных составах (Ghosh et al., 2009; Kiseeva et al., 2010) при различных давлениях до 21-32 ГПа. При изучении этих систем было установлено ключевое влияние Na20 и К20 на плавление карбонатсодержащих перидотита и эклогита. Добавление 0,1 мае. % К20 снижало температуру солидуса на 500°С при 20 ГПа. Для систем с С02 важное значение имеют не только температуры солидуса, но и температуры стабильности магнезита и арагонита. Стабильность магнезита и арагонита в различных системах, включая системы с Н20+С02 (Литасов и др., 2011), проиллюстрирована на рис. 67. В сухих системах магнезит стабилен практически до уровня средней мантийной адиабаты. В эклогитовых системах его стабильность ограничена более низкими температурами, чем в перидотитовой. Однако при добавлении Н20 в систему, температура стабильности магнезита резко снижается до уровня солидусов К20-содержащих карбонат-силикатных систем (рис. 6), а сам солидус и температура стабильности водосодержащих фаз снижается до температур ниже 1000°С. При этом линии стабильности располагаются субпараллельно оси давлений, а в эклогитовой системе граница стабильности магнезита располагается на 200°С ниже, чем в перидотитовой. В большинстве перидотитовых и эклогитовых систем магнезит является единственной карбонатной фазой при давлениях выше 6-7 ГПа. Однако в некоторых эклогитовых системах с повышенным содержанием СаО стабильной фазой является
Глубина (км)
О 100 200 300 400 500 600 700 800 900
О 5 10 15 20 25 30 35
Давление (ГПа)
Рис. 6. Стабильность магнезита в различных карбонатсодержащих системах. Сплошными линиями показана стабильность магнезита в системах перидотит-С02 (Dasgupta, Hirschmann, 2006; Litasov, Ohtani, 2009) и перидотит-Н20-С02 (Литасов и др., 2011). Тонкими сплошными линиями показаны стабильность магнезита в системе перидотит-С02 (Ghosh et al., 2009) - G-09 и щелочной карбонатит (данные автора) — АС, а также - в системе эклогит-С02 (Dasgupta et al., 2004) — D-04. Пунктирными линиями показана стабильность магнезита в системах эклогит-С02 (Litasov, Ohtani, 2010) и эклогит—Н20-С02 (Литасов и др., 2011). Тонкими пунктирными линиями показаны линии декарбонатизации и плавления магнезита по данным работ (Irving, Wyllie, 1975) — (IW) и (Katsura, Ito, 1990) - (KI). Точечной линией показана кривая реакции MgC0j+Si02=MgSi0j+C02 (ниже 6 ГПа это реакция декарбонатизации, выше 6 ГПа - реакция плавления, данные автора). Линия доломит=магнезит+арагонит показана по (Литасов и др., 2011). Серыми линиями показаны мантийные РТ— профили, как на рис. 3 и 5. Буквами показаны возможные зоны декарбонатизации в мантии: А - уровень реакций декарбонатизации (типа Эн + Мзт = Фо + С02, включая декарбонатизацию расплавов); Б - плавление карбонатсодержащего перидотита, возможное вдоль геотермы щита); В - плавление магнезита в системе перидотит-Н20-С02 при пересечении с РГ-профилем горячей субдукции; Г - плавление карбонатсодержащего эклогита вдоль геотермы щита; Д - плавление магнезита в системе эклошт-Н20-С02 при пересечении с РГ-профилем горячей субдукции.
арагонит. Установление его стабильности важно и с точки зрения состава океанической коры, погружающейся в зонах субдукции, где осадки и измененные базальты содержат кальцит и, соответственно, обогащены СаО. Стабильность арагонита изучена меньше по сравнению с
Глубина (км)
О 100 200 300 400 500 600 700 800 900
Давление (ГПа)
Рис. 7. Стабильность кальцита/арагонита в различных карбонатсодержащпх системах. Сплошными линиями показана стабильность арагонита в системе эклогит-С02: ST-03 - (Shirasaka, Takahashi, 2003) и Е+С02 - (Kiseeva et al., 2010), а также кривые плавления кальцита/арагонита (СаС03 и CMS+C02) по данным работы (Wyllie, Huang, 1976) и кривая реакции CaC03+Si02=CaSi03+C02 (ниже 10 ГПа это реакция декарбонатизации, выше 10 ГПа - реакция плавления, данные автора). Серой точечной линией для сравнения показана такая же реакция для магнезита (по рис. 6). Пунктирными кривыми показана стабильность Na-арагонита (Na-apar) и, для сравнения, магнезита (Мзт) (по рис. 6) в системе щелочной карбонатит (данные автора). Серыми линиями показаны мантийные РГ-профили, как на рис. 3 и 5.
магнезитом (рис. 7). Реакция декарбонатизации СаС03+ Si02 = CaSi03 + С02 располагается при температурах выше мантийной адиабаты и выше сходной реакции для магнезита.
В системах щелочных карбонатитов температура стабильности Na-арагонита ниже температуры стабильности магнезита из-за повышенной растворимости Na20 (Litasov et al., 2010). В системах эклогит-С02 арагонит стабилен при температурах 1200°С и ниже (при давлении ниже 7 ГПа) (рис. 7) (Shirasaka, Takahashi, 2003; Kiseeva et al., 2010). Системы с С-О-Н-флюидом
Заключительная часть экспериментов касается равновесий мантийных пород с восстановленными флюидами при давлении 3-16 ГПа. Результаты экспериментов в перидотитовой и эклогитовой системах с восстановленным составом С-О-Н-флюида при контроле со стороны буферов ММО (Мо-Мо02) и IW (Litasov et al., 2011) представлены на рис. В. Максимальная температура опытов была ограничена 1600°С из-за плавления железа при более высокой
температуре, поэтому при высоких давлениях 12-16 ГПа не везде удалось достичь температуры плавления (солидуса). Эксперименты проводили по методике, описанной в работах (Боко1 е( а1., 2009, 2010), модифицированной для высоких давлений (Ь^оу е! а1., 2011). В качестве источника флюида использовали стеариновую кислоту, а плавление идентифицировали по наличию дендритовой закалочной текстуры в образце после опытов.
В перидотитовой системе для обоих буферов температура солидуса в системе перидотит-восстановленный С-О-Н-флюид существенно выше солидусов в системах с Н20 и С02 (рис. 8), но ниже на 300-400°С кривой плавления «сухого» перидотита при 15 ГПа. Солидусы для эклогитов располагаются ниже перидотитовых на 50—100°С. В изученном интервале давлений (3-16 ГПа) не наблюдалось существенного выполаживания кривой солидуса, характерного для систем с Н20 и С02.
Глубина (км) Глубина (км)
0 100 200 300 400 500 0 100 200 300 400 500
Рис. 8. Положение солидусов в системах перидотиг-С-О-Н-флюид (А) и эклогит-С-О-Н-флюид (Б) по данным работы (Litasov et al., 2011) при контроле ОВ-условий с помощью буферов ММО (Мо-Мо02) и IW (Fe-FeO). TG -положение солидуса в системе перидотит-С—О-Н-флюид при JD2=IW+1 (Taylor, Green, 1988). Тонкой сплошной линией показаны поля стабильности водосодержащих фаз (рис. 5). Штрихпунктирной линией на рис. Б для сравнения показан солидус перидотита при контроле буфером IW по рис. А. Также показано смещение линии устойчивости клинопироксена (Кп) в сторону высоких давлений но сравнению с системой эклогит-Н20-С02. Серыми линиями показаны основные фазовые переходы и солидусы «сухих» систем, а также мантийные РТ-профили по рис. 3 и 5. Фазы: Ол - оливин, Гт - гранат, Оп -ортопироксен, Кп - клинопироксен, Фл - флюид.
Состав флюида в опытах не определяли. Оценка состава флюида по уравнениям состояния реального газа (Zhang, Duan, 2009) показывает, что для Mo-буфера основным компонентом является Н20 и ее содержание увеличивается с ростом температуры и давления. Для Fe-буфера основным компонентом является метан, но с ростом температуры и давления также начинает доминировать Н20. Дополнительными компонентами являются этан или водород.
Характерной особенностью перидотитовой системы с восстановленным флюидом является обогащение расплава кремнеземом (44-47 мае. % Si02, в пересчете на сухой остаток, то есть, приведенные к 100 %) при Mg# = 80-83. Полученные расплавы близки к составам в работе (Jakobsson, Holloway, 2008) для системы перидотит-С-О-Н-флюид при _/02 на уровне буфера IW. При этом расплавы в цитируемой работе образовались при более низких температурах (1200-1300°С при 5-12 ГПа) (рис. 8). Составы расплавов в эклогитовой системе также характеризуются высоким содержанием Si02 (45-50 мае. %), но имеют меньшую магнезиальность, Mg# = 42-69. Они существенно отличаются от расплавов в перидотитовой системе более высокими содержаниями CaO, FeO, Ti02 и Na20 (рис. 9). Также нужно отметить, что расплавы, полученные при плавлении перидотита и эююгита в присутствии восстановленного С-О-Н флюида, близки к расплавам в системах перидотит-Н20 и эклогит-Н20, соответственно.
Рис. 9. Составы расплавов в системах перидотит-С-О-Н-флюид и эклогит-С-О— Н-флюид на диаграмме Са-1У^-Ре. Мо - буфер ММО, Бе - буфер 1\У. Буквами показаны стартовые составы перидотита (Р) и эклогита (Е). Для сравнения показаны составы расплавов в системе перидотит-С-О-Н-флюид при 5-12 ГПа из работы Ш-08 (7акоЬз50п, Но11о\уау, 2008). Треугольником показан стартовый состав перидотита из этой работы. Показаны поля составов углеродистых агрегатов в перидотитовой (сплошная линия) и эклогитовой (пунктирная линия) системах по данным работы (Ьйазоу е1 а1., 2011).
Са
Мд
Fe
В углеродистом агрегате, который всегда присутствует в продуктах опытов, кроме алмаза и графита, наблюдаются многочисленные тонкодисперсные структуры, радиальные разводы, включения и т.д. Возможно, что эти включения характеризуют компоненты, растворенные в составе флюида при высоких /Т-параметрах. Анализ таких агрегатов расфокусированным пучком зонда дает составы с суммами до 30-35 мас.%. Они соответствуют составам расплавов, оцененных для перидотитов (рис. 9). Анализы углеродистых агрегатов в эклогитовой системе отличаются от перидотитовой при тех же суммах 25—41 мае. % (рис. 9).
Глава 5. РОЛЬ ЛЕТУЧИХ КОМПОНЕНТОВ В ГЛУБИННОМ ПЛАВЛЕНИИ И ДИНАМИКЕ МАНТИИ ЗЕМЛИ Положение солидусов в различных системах
Экспериментальное исследование многочисленных перидотитовых и эклогитовых систем с летучими компонентами системы С-О—Н показало широкие вариации положения солидусов в зависимости от _/02, состава летучих и состава самой системы. В целом, кривые плавления в эклогитовой системе всегда ниже солидусов в перидотитовой системе. Факторы, контролирующие положение солидусов в перидотитовой и эклогитовой системах, принципиально различаются. В системах с Н20 солидус зависит от растворимости Н20 в номинально безводных силикатах. При этом солидусы в системе перидотит-Н20 в пределах переходного слоя могут располагаться на 300-400°С выше солидусов водосодержащего эклогита, что связано с высокой растворимостью Н20 в вадслеите и рингвудите (рис. 5). В системах с С02 солидус контролируется наличием и количеством щелочей в системе. Добавление небольшого количества К20 (0,1-0,3 мае. %) способно понизить солидус карбонатсодержащего эклогита на 400-500°С при 21 ГПа. Само содержание С02 в системе имеет меньшее влияние на положение солидуса. Стабильность карбонатов - магнезита и арагонита - в меньшей степени зависит от содержания щелочей, но резко снижается при добавлении Н20 в систему (рис. 6). В перидотитовых и эклогитовых системах с гипотетическим восстановленным С—О-Н-флюидом солидусы располагаются при более высокой температуре, чем в системах с С02 и Н20. Однако они все равно существенно ниже «сухих» солидусов на 300-400°С при 16 ГПа (рис. 8). Пример эмпирического расчета солидуса перидотита и эклогита на основании экспериментальных данных показан на рис. 10А. Модель_/02 показана на рис. 10Б относительно буфера Г\¥. При всех условиях солидус эклогита будет ниже солидуса перидотита, обеспечивая предпочтительное плавление эклогита (или перидотит-эклогитовой «эвтектики»). В
Глубина (км)
Рис. 10. А) Пример солидуса перидотита и эклогита при _/02 параметрах заданных кривыми А-Б на рис. Б. Жирные линии показывают солидус перидотита (сплошная) и эклогита (пунктирная) в равновесии с СН4~Н20-флюидом, содержание Н20 в системе не превышает 0,1 мае. %. В пределах нижней мантии положение этих солидусов пока не определено. Серыми линиями показаны мантийные РГ-профили (см. рис. 3 и 5). Пунктиром отмечено положение эвтектики в системе Fe-C (Nakajima et al., 2009). Б) Зависимость значений _/02 (относительно буфера IW), рассчитанных для гранатового перидотита вдоль Т-профиля геотермы щита от давления - кривая А. Кривая «FeNi-металл» рассчитана для перидотита по уравнениям в работе (Frost, McCammon, 2008). Кривая Б соответствует изменению J02 в результате выделения металлической фазы, кривая В показывает метастабильную экстраполяцию А без осаждения металла. Показано положение буферов EMOG/D (энстатит + магнезит = форстерит + графит/алмаз + 02) и FMQ (фаялит + 02 = магнетит + Si02).
восстановительной обстановке первым расплавом на уровне РТ— профилей между средней адиабатой и субдукцией является жидкость в системе Fe-S-C. Редокс—плавление происходит при пересечении линии IW=0, гак как система теряет контроль со стороны буфера IW. Положение этой границы нельзя точно привязывать к глубинам 200-250 км, она может располагаться как на большей, так и на меньшей глубине. Наклон кривых солидусов после пересечения с линией IW=0 изменяется в сторону систем с большей окисленностью, но не резко, а в соответствии с постепенным изменением значений J02 и в зависимости от растворимости Н20 в силикатах. Переходный слой как резервуар Н20
При температурах мантийной адиабаты переходный слой может содержать до 0,30-0,35 мае. % Н20 из-за высокой растворимости Н20 в вадслеите и рингвудите. Вряд ли возможно определить точное количество воды в переходном слое, но вариант с его насыщением до уровня 0,3-0,4 мае. % Н20, по крайней мере, в некоторых зонах мантии,
не кажется невероятным. В пользу этого свидетельствует ряд фактов. Во-первых, переходный слой неотвратимо служит «губкой» для воды или водорода, которые поступают как из верхней мантии с холодными субдукционными плитами, так и из нижней мантии, если в ней находятся излишки водорода. Удаление Н20 из переходного слоя в верхнюю мантию также не очевидно из-за высокой плотности водосодержащих расплавов, которые могут концентрировать до 6 мае. % Н20 на границе перехода оливин-вадслеит, оставаясь при этом тяжелее оливиновой матрицы (Matsukage et al., 2005; Sakamaki et al., 2006). Проникновение H20 в верхнюю мантию, таким образом, возможно: (а) в виде восстановленного флюида; (б) в составе карбонатсодержащего расплава; (в) в составе «мокрого» плюма (в вадслеите, насыщенном Н20 и имеющим меньшую плотность, что достаточно для всплывания диапира (Richard, Iwamorí, 2010). Возможность присутствия расплава выше границы 410 км фиксируется по низкоскоростным сейсмическим аномалиям. Низкоскоростные аномалии с понижением Vs на 4-5% фиксируются поверх границы 410 км (Revenaugh, Sipkin, 1994,Vinnik, Farra, 2007) и иногда распространяются от нее выше (410-300 км), как, например, под Калифорнией (Song, Helmberger, 2006). Во-вторых, в переходном слое фиксируются аномалии высокой электропроводности, например, под Филиппинским морем (Fukao et al., 2004). В-третьих, при наличии Н20 в переходном слое находится объяснение профилям сейсмических скоростей, которые не согласуются с моделями «сухого» пиролита или смеси перидотита и эклогита (Anderson, 2007). Одним из объяснений аномального градиента скоростей в переходном слое является неоднородное распределение Н20 от высоких концентраций в верхней части переходного слоя до низких концентраций в его нижней части (Jacobsen, Smyth, 2006).
Тем не менее, граница 410 км может рассматриваться в качестве важнейшего уровня дегидратации в мантии, если спусковым крючком к дегидратации будет привнос карбонатов или других соединений углерода. Как отмечалось, для системы иеридотит-Н20, даже при концентрациях в 1000 ррт (которые наблюдаются в некоторых источниках MORB и OIB), на границе 410 км температура солидуса уменьшается на 200°С (рис. 5). В верхней мантии при вероятном содержании Н20 < 1000 ррт плавление начинается при достижении изолиний насыщения водой оливина и пироксенов. При температуре мантийной адиабаты этот уровень соответствует границе литосферы и астеносферы в корневой части кратонов (8 ГПа и 1450°С) (рис. 5).
На границе 660 км наблюдается обратная картина. Водонасыщенный переходный слой контактирует с относительно «сухой» нижней мантией. Кроме того, на этой границе возможен скачок ß)2, по крайней мере на
1 порядок, из-за высокого содержания Fe3+ в Mg-перовските. При прохождении субдукционных плит через границу 660 км возможна либо декарбонатизация и плавление с взаимодействием с нижней частью переходного слоя, либо восстановление карбонатов до СН4 или алмаза, при взаимодействии с породами нижней мантии (температурный градиент между слэбом и окружающими породами нижней мантии будет. стираться).
Приведенные выше максимальные концентрации Н20 в переходном слое рассчитаны по данным, полученным в системах силикат-Н20. Присутствие карбонатов или восстановленного С-О-Н-флюида существенным образом меняют растворимость Н20 в силикатах и, как следствие, температуры солидусов в переходном слое. Изучение этой проблемы является важной задачей для последующих экспериментальных исследований. Первые данные (Sokol et al., 2010) показывают, что концентрации Н20 в силикатах в восстановительной обстановке (СН4+Н20 флюид) могут быть как ниже, так и выше, чем в системах с Н20.
Влияние HjO на фазовые переходы в мантии
В работе (Litasov et al., 2006) проводится детальный анализ данных, полученных для перехода оливин-вадслеит, и их сравнение с геофизическими данными по границе 410 км. Данные глобальной сейсмотомографии показывают вариации глубин границы 410 км от ±10 до ±20 км (Flanagan, Shearer, 1998, 1999; Gu, Dziewonski, 2002). Однако данные региональных исследований показывают смещения границы 410 км на 50-60 км вверх в некоторых областях мантии, связанных с зонами субдукции (Collier, Helffrich, 2001; Tibi, Wiens, 2005). Такие аномалии нельзя объяснить одним лишь температурным градиентом. Полученные экспериментальные данные показывают, что эти аномалии могут свидетельствовать о повышенных концентрациях Н20 субдукционного происхождения.
Фиксируемая геофизическими методами размытая граница 410 км, когда смена сейсмических скоростей происходит не скачкообразно, а постепенно, может быть связана с увеличением ширины зоны оливин-вадслеитового перехода в присутствии Н20. Ширина таких «утолщений», например, в Средиземноморском регионе достигает 35 км (Van der Meijde et al., 2003). Экспериментальные данные (глава 4) позволяют сделать численные оценки для интерпретации геофизических данных. Значительный интервал области перехода оливин-вадслеит шириной 2035 км, согласуется с содержаниями Н20 в оливине 0,1-0,2 мае. % и вадслеите 0,4-0,8 мае. %.
Для сейсмической границы 660 км средние глубины варьируют в пределах 650-670 км. Во многих работах показано, что в зонах
субдукции граница 660 км смещается вглубь до 40-50 км. Это было установлено, например, для субдукционных зон Тонга (Niu, Kawakatsu, 1995), Изу-Бонин (Wick, Richards, 1993; Castle, Creager, 1998; Collier, Helffrich, 2001), Мариана, Юж. Америки (Vidale, Benz, 1992). Смещение границы 660 км в сторону меньших глубин на 10-15 км зафиксировано для Исландии (Shen et al., 1998), Гавайев (Li et al., 2000) и Южной части Тихого океана (Niu et al., 2000) и, возможно, связано с прогревом мантийными плюмами. Смещение границы 660 км вверх на 10—15 км вполне может объясняться влиянием температуры, даже с учетом слабого наклона дР/дТ для границы РПФ, установленного в экспериментах. Присутствие 0,5-1,0 мае. % Н20 (и даже меньше) в составе перидотита может объяснить смещение границы 660 км в сторону больших глубин в зонах субдукции. «Большой» мантийный клип и карбонаты
В недавних работах предложена модель «большого» мантийного клина, которая заключается в погружении водосодержащей субдукцнонной плиты и ее стагнации в переходном слое. При прогреве стагнирующего слэба происходит отделение водосодержащего расплава, который поднимается вверх, вызывая образование очагов плавления в верхней мантии и магматизм на поверхности (Зорин и др., 2006; Ivanov, 2007; Maruyama et al., 2009; Zhao, Ohtani, 2009; Отани, Джао, 2009). Вариацией этой модели является слэб Фараллон, погружающийся под Североамериканский континент и уходящий глубоко в нижнюю мантию. Для него предполагается отделение «мокрого» плюма на уровне примерно 660 км (van der Lee et al., 2008).
Подъем водосодержащего расплава в этой модели вряд ли возможен, так как в первую очередь вода будет связываться в рингвудите и вадслеите переходного слоя. Количество воды, которое сохраняется при погружении субдукционной плиты ниже уровня островодужного вулканизма, составляет не более 0,1 мае. % в верхних 10 км плиты и превышает эти значения только в случае самых холодных плит (Kerrick, Connolly, 2001; Poli, Schmidt, 2002). Данные концентрации находятся на уровне содержаний Н20 в источнике базальтов океанических островов и обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов и не могут приводить к серьезным последствиям в виде крупномасштабного плавления мантии.
Присутствие карбонатов должно менять особенности плавления субдуцированных плит. В большинстве случаев (за исключением горячих РГ-режимов субдукции, где возможна потеря до 25% С02), карбонаты сохраняются в составе субдуцируемых плит при прохождении области плавления в мантийном клине (van Keken et al., 2002; Syracuse et al., 2010). Пересечение субдукционных РГ-профилей с солидусами
карбонатсодержащих перидотитов и эклогитов (рис. 5-7), должно приводить к плавлению карбонатов. Возможность существования карбонатов на этих глубинах подтверждается находками карбонатов в нижнемантийных алмазах (Brenker et al., 2007), а также косвенными данными о равновесии нижнемантийных включений в алмазах с карбонатитовыми расплавами (Walter et al., 2008). Подобные находки свидетельствуют либо о термодинамической стабильности карбонатов, которая при современном понимании вопроса маловероятна, либо о том, что погружающиеся субдукционные плиты сохраняют окисленное состояние вплоть до уровня нижней мантии и их буферная емкость не подавляется окружающей восстановленной мантией в силу кинетического эффекта. Последний связан, в том числе, с малыми скоростями диффузии кислорода в силикатной мантии (Dobson et al. 2008). На рис. 11 представлена модель образования «мокрых» (карбонат-водных) плюмов при взаимодействии слэба с породами переходного слоя, которая может рассматриваться как наиболее близкая к реальности модификация моделей «большого» мантийного клина. В основу этой концепции положено допущение о том, что переходный слой содержит больше Н20, чем верхняя мантия, а погружающийся слэб содержит существенное количество карбонатов в своей верхней части. С учетом изложенного выше, даже при концентрациях Н20 в вадслеите и рингвудите в 5-6 раз ниже максимальных (что возможно при низкой J02 в переходном слое), взаимодействие пород переходного слоя с субдуцируемыми карбонатами будет приводить к выделению Н20 из силикатов в расплав из-за низкой активности Н20 в карбонатсодержащем расплаве, образующемся при плавлении субдукционной плиты и, наоборот, выделившаяся вода будет дополнительно способствовать плавлению карбонатов (рис. 6).
В модели, показанной на рис. 11, в момент времени tj - образуется участок локального плавления над зоной дегидратации, ограниченный буферной емкостью расплавленного материала субдукционной плиты и количеством воды выделившейся из пород переходного слоя. Процесс плавления в окружающей (вышележащей) мантии затухает при полном восстановлении карбонатов до алмаза или СН4. В момент времени t2 при поступлении новой порции субдуцированного материала участок плавления и окисления развивается выше по разрезу, проходя по уже переработанному участку окисленной мантии, и так далее. Процесс может быть как пульсационным, так и постоянным, с постепенным продвижением переработанной окисленной зоны вверх по разрезу по мере погружения субдукционной плиты. Выше границы 200-250 км происходит последний этап редокс-плавления и образование Н20-С0г-обогащенных магм. Кроме собственно плавления карбонатов, зоны 3 и 4
Островная дуга
О
100
200
СН4 С02
Ре-металл
~300
<о
| 400
410 км
ю
^ 500
С02->С С02 -> СН4
600
700
Ш2\
660 км
(Ре3+-перовскит)
800
Рис. 11. Схематическая модель плавления и декарбонатизации субдукционной плиты, совмещенная с моделью дегидратации переходного слоя в мантии Земли. Обозначенный черным цветом слой над перидотитовым, включает океаническую кору и верхнюю часть перидотитового слоя, содержащую карбонаты и воду. [V/ -значение А1о£/02 (1\У) в лог. ед. выше (+) или ниже (-) буфера. Уровни декарбонатизации и плавления: 1 - плавление в мантийном клине под островной дугой, удаление большей части Н20 и до 25% С02; 2 - декарбонатизация плиты в случае самых горячих /Т-профнлей субдукции; 3 - декарбонатизация эклогита (рис. 6) и частичная дегидратация вадслеига при пересечении границы 410 км за счет снижения активности Н20 в гипотетическом сосуществующем расплаве; 4 -декарбонатизация и дегидратация перидотита (и эклогита, рис. 6) инициирующая дегидратацию рингвудита при стагнации слэба в переходном слое; 5 и 6 - уровни задержек и образования вторичных источников при пересечении с границами 410 км и зоной выделения металла. А - возможное направление восходящего потока, если он увлекается обратным течением вдоль границы слэба (Добрецов, 2010). 11-¡4 - время, условно показывающее стадии пульсационного или непрерывного процесса плавления и окисления мантии над зоной субдукции. Серыми стрелками показано развитие вторичных участков плавления. В пределах субдуиирующей плиты показан перегиб границы перехода оливин-вадслеит.
создают условия для развития деформаций и образования «мокрых» плюмов, что также способствует сегрегации и перемещению расплава. Глубинный тепловой источник в данном процессе естественно облегчает создание отмеченных зон, насыщенных флюидом/расплавом.
Иллюстрацией данной модели может быть образование низкоскоростной аномалии над зоной субдукции без источника тепла под ней. Характерная картина наблюдается под Восточными США, где низкоскоростная аномалия располагается над слэбом Фараллон, начинаясь с глубины 500-660 км (van der Lee et al., 2008). Роль эклогитов при плавлении мантии
Как показано выше, эклогитовые системы с летучими компонентами плавятся при более низкой температуре по сравнению с перидотитовыми системами. Разница, как в температурах солидусов, так и в температурах стабильности карбонатов составляет до 100-200°С при давлениях выше 6 ГПа. Следовательно, в условиях плавления, обусловленного тепловыми и/или химическими аномалиями, эклогиты будут плавиться первыми и обогащать расплав своими компонентами. Отмеченная разница в 100-200°С может приводить даже к избирательному плавлению эклогитов в перидотитовой матрице. Данный тезис находит подтверждение в современных моделях мантийного магматизма, где отмечается важная роль эклогитов и гибридных пироксенитов (образующихся при реакции базальтоидных расплавов с перидотитами в мантии) в источниках различных базальтоидов. На основании редкоэлементного состава фенокристаллов оливина был сделан вывод, что доля пироксенитов и эклогитов в составе MORB составляет 10-30 %, базальтах 01В и континентальных базальтах — до 60 % и больше, а в коматиитах - 20— 30% (Sobolev et al., 2005; 2007). Подчеркивается, что в мантийном плавлении доля рециклингового компонента достигает 30 %. Подобное плавление может происходить и в «сухих» условиях (без летучих), так как солидус сухого эклогита также располагается ниже перидотитового по температуре (рис. 9). Однако практически во всех моделях образования базальтов, например MORВ или OIB, отмечается существенная роль летучих, которая сказывается даже при малых их концентрациях.
Кроме отмеченных разделов, связанных с защищаемыми положениями работы, в главе 5 кратко рассмотрены составы расплавов в системах разного состава и их связь с мантийными магмами, которые можно наблюдать на поверхности Земли. Составы частичных выплавок, определенных в экспериментах при давлении выше 6-7 ГПа, естественно, нельзя напрямую сравнивать с породами на поверхности, так как даже при скоростном подъеме (например, кимберлитов) происходит глубокая эволюция первичного расплава. В целом, при давлении выше 6-7 ГПа карбонатитовые (и, вероятно, родоначальные кимберлитовые) магмы могут выплавляться только при концентрациях Н20 в системе, не превышающих уровень растворимости Н20 в
номинально безводных силикатах. В остальных случаях, включая восстановленные обстановки в присутствии СН4-Н20 флюида, плавление приводит к образованию базальтоидных расплавов с высоким содержанием 8Ю2 (>40-45 мае. %). В редких случаях образуются несмссимые карбонатитовые и силикатные расплавы.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В работе приводится анализ экспериментальных данных, моделирующих процессы фазообразования в главных мантийных породах (перидотит и эклогит) в присутствии окисленного (Н20, С02 и Н20-С02) при 3-32 ГПа и восстановленного (СН4-Н20) флюида в интервале давлений 3-16 ГПа. Эксперименты позволили сделать ряд выводов, имеющих важное значение для мантийной петрологии.
Для более широкого интервала давлений показано, что плавление мантийного вещества контролируется как изменением температуры, так и изменением окислительно-восстановительных условий. ПовышениеУ02 вызывает редокс-плавление. Обоснована роль границы стабильности свободной фазы железа, которая может совпадать с границей литосферы и астеносферы под кратонами (200-250 км), а также границы 410 км при редокс—плавлении, и плавлении, вызванном декарбонатизацией и дегидратацией. В модели «большого» мантийного клина для стагнирующих слэбов аргументирована ведущая роль субдуцированных карбонатов, и второстепенное значение Н20. Эклогитовые системы с летучими компонентами плавятся при более низкой температуре по сравнению с перидотитовыми системами (разница составляет до 100— 200°С). Следовательно, в мантии может происходить предпочтительное плавление эклогитов, обогащенных летучими компонентами.
Анализ моделей перемещения флюида/расплава сквозь мантийные породы позволяет сделать вывод, что все сейсмические, тектонические и геохимические границы в недрах Земли являются геохимическими барьерами, играющими ключевую роль в распределении и миграции летучих компонентов в мантии Земли, а тектонически ослабленные, деформированные, напряженные области всегда являются концентраторами и проводниками флюидов (Добрецов, 1981). На этих границах ожидается смена состава флюида, обеспечивающая плавление. Декарбонатизация и дегидратация участков мантии, где солидусы карбонатсодержащих субдукционных пород пересекают мантийные РТ-профили, провоцирует образование таких ослабленных областей и может приводить к появлению долгоживущих аномалий, сходных с мантийными плюмами.
Основные публикации по теме диссертации Монографии и главы в монографиях
1. Litasov K.D., Taniguchi Н. Mantle evolution beneath Baikal rift - Sendai, Japan: Center for Northeast Asian Studies, Tohoku University, CNEAS Monograph Series, 2002. - V.5 -221p.
2. Litasov K.D., Ohtani E., Sano A. Influence of water on major phase transitions in the Earth's mantle / Earth Deep Water Cycle. Editors S.D. Jaeobsen and S. van der Lee, Washington DC: American Geophysical Union, Geophysical Monograph, 2006. -V.168-P.95-111.
3. Litasov K.D., Ohtani E., Effect of water on the phase relations in the Earth's mantle and deep water cycle / Advances in High-Pressure Mineralogy. Editor E. Ohtani. Geological Society of America Special Paper, 2007. - V.421, P.l 15-156.
Статьи в научных рецензируемых журналах по перечню ВАК
1. Литасов К.Д., Добрецов Н.Л., Соболев А.В. Свидетельства реакционного просачивания расплава в верхней мантии из базальтов Витимского и Удоканского вулканических полей Забайкалья // Доклады Академии Наук. -1999. - Т.368. - №4. - С.525 529.
2. Литасов К.Д., Литасов Ю.Д. Биотит в мегакристовых ассоциациях из щелочных базальтоидов Витимского плато // Геохимия. - 1999. - Т.37. - №3. -С.251-262.
3. Лнтасов К.Д., Литасов Ю.Д., Мехоношин А.С., Мальковец В.Г. Минералогия мантийных ксенолитов из плиоценовых базанитов р. Джилинда (Вигимское вулканическое поле) // Геология и геофизика. - 2000. - Т.41. - №11. - С.1534-1556.
4. Лнтасов К.Д., Литасов Ю.Д., Мехоношин А.С., Мальковец В.Г. Геохимия кдинопироксенов и петрогенезис мантийных ксенолитов из плиоценовых базанитов р. Джилинда (Витимское вулканическое поле) // Геология и геофизика.
- 2000. - Т.41. - № 11. - С. 1557-1574.
5. Litasov KJ)., Foley S.F., Litasov Y.D. Magmatic modification and metasomatism of the subcontinental mantle beneath the Vitim volcanic field (East Siberia): evidence from trace element data on pyroxenite and peridotite xenoliths from Miocene picrobasalt // Lithos. - 2000. - V.54. - P.83-114.
6. Литасов К.Д., Отани Э., Танигучи X. Фазовая диаграмма пиролита в системе CaO-MgO-A^Oj-SiOj-Н20 при давлении до 25 ГПа // Доклады Академии Наук.
- 2001. - Т.378. - №5. - С.660-662.
7. Литасов К.Д., Отани Э., Добрецов Н.Л. Устойчивость водосодержащих фаз в мантии Земли // Доклады Академии Наук. - 2001. - Т.378. - №2. - С.238-241.
8. Ohtani Е., Toma М., Litasov K.D., Kubo Т., Suzuki A. Stability of hydrous silicate phases and water storage capacity in the transition zone and lower mantle // Physics of the Earth and Planetary Interiors. - 2001. - V.124. - P.105-117.
9. Ohtani E., Litasov K.D., Suzuki A., Kondo T. Stability field of new hydrous phase, &-АЮОН, with implications for water transport into the deep mantle // Geophysical Research Letters. - 2001. - V.28. - P.3991-3994.
10. Litasov K.D., Ohtani E., Taniguchi H. Melting relations of hydrous pyrolite in Ca0-Mg0-Al203-Si02-H20 system at the transition zone pressures // Geophysical Research Letters. - 2001. - V.28. - P.1303-1306.
11. Litasov K.D., Ohtani E. Phase relations and melt compositions in CMAS-pyrolite-H20 system up to 25 GPa // Physics of the Earth and Planetary Interiors. - 2002. -V.134. - P.105-127.
12. Litasov K.D., Ohtani E. Hydrous solidus of CMAS-pyrolite and melting of mantle plumes at the bottom of the upper mantle // Geophysical Research Letters. - 2003. -V.30. -№22. -P.2143, doi: 10.1029/2003gl018318.
13. Litasov K.D., Ohtani E. Stability of various hydrous phases in CM AS pyrolite-H20 system up to 25 GPa // Physics and Chemistry of Minerals. - 2003. - V.30. -P.147-156.
14. Litasov K.D., Ohtani E., Langenhorst F., Yurimoto H., Kubo Т., Kondo T. Water solubility in Mg-perovskites, and water storage capacity in the lower mantle // Earth and Planetary Science Letters. - 2003. - V.211. - P. 189-203.
15. Litasov K.D., Ohtani E., Suzuki A., Kawazoe Т., Funakoshi K. Absence of density crossover between basalt and peridotite in the cold slabs passing through 660 km discontinuity // Geophysical Research Letters. - 2004. - V.31. - P.L24607, doi: 10.1029/2004gl021306.
16. Ohtani E., Litasov K.D., Hosoya Т., Kubo Т., Kondo T. Water transport into the deep mantle and formation of a hydrous transition zone // Physics of the Earth and Planetary Interiors. 2004. V.143-144. P.255-269.
17. Лнтасов К.Д., Отани Э. Соотношение А1-содержащих фаз NAL и CF в нижней мантии // Геология и геофизика. -2004. -Т.45. -№11. - С. 1313-1325.
18. Литасов К.Д., Отани Э. Влияние воды на субдукцию океанической коры в нижнюю мантию // Геология и геофизика. - 2004. -Т.45. - №12. - С. 1427-1433.
19. Litasov K.D., Ohtani Е. Phase relations in hydrous MORB at 18-28 GPa: implications for heterogeneity of the lower mantle // Physics of the Earth and Planetaiy Interiors. - 2005. - V.150. - P.239-263.
20. Litasov K.D., Ohtani E., Sano A., Suzuki A., Funakoshi K. In situ X-ray diffraction study of post-spinel transformation in a peridotite mantle: Implication for the 660-km discontinuity // Earth and Planetary Science Letters. - 2005. - V.238. -P.311-328.
21. Litasov K.D., Ohtani E., Sano A., Suzuki A., Funakoshi K. Wet subduction versus cold subduction // Geophysical Research Letters. - 2005. - V.32. - №13. - P.L13312, doi: 10.1029/2005gl022921.
22. Vanpeteghem C.B., Angel R.J., Ross N.L., Jacobsen S.D., Litasov K.D., Ohtani E. Al, Fe substitution in MgSi03 perovskite structure: A single-crystal X-ray diffraction study // Physics of the Earth and Planetary Interiors. - 2006. - V.155. - P.96-103.
23. Sano A., Ohtani E., Litasov K.D., Kubo Т., Hosoya Т., Funakoshi K., Kikegawa T. In situ X-ray diffraction study of effect of water on garnet-perovskite transformation in MORB and implication for penetrating oceanic crust into the lower mantle // Physics of the Earth and Planetaiy Interiors. - 2006. -V.159. - P. 118-126.
24. Ohtani E., Litasov K.D., Effect of water on mantle phase transitions // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. - 2006. - V.62. - P.397 ^120.
25. Litasov K.D., Kagi H., Shatskiy A., Ohtani E., Lakshtanov D.L., Bass J.D., Ito E. High hydrogen solubility in Al-rich stishovite and water transport in the lower mantle // Earth and Planetary Science Letters. - 2007. - V.262. - P.620-634.
26. Litasov K.D., Ohtani E., Kagi H., Jacobsen S.D., Ghosh S. Temperature dependence and mechanism of hydrogen incorporation in olivine at 12.5-14.0 GPa II
Geophysical Research Letters. - 2007. - V.34. - №16. - P.L16314, doi: 10.1029/ 2007gl030737.
27. Litasov KJ)., Ohtani E., Ghosh S., Nishihara Y., Suzuki A., Funakoshi K. Thennal equation of state of superhydrous phase В to 27 GPa and 1373 К // Physics of the Earth and Planetary Interiors. - 2007. - V.164. - P.142-160.
28. Ghosh S., Ohtani E., Litasov K.D., Suzuki A., Sakamaki T. Stability of carbonated basaltic melt at the base of the Earth's upper mantle // Geophysical Research Letters. -2007. - V.34. - P.L22312, doi: 10.1029/2007GL031349.
29. Litasov K.D., Fei Y.W., Ohtani E., Kuribayashi Т., Funakoshi K. Thennal equation of state of magnesite to 32 GPa and 2073 К // Physics of the Earth and Planetary Interiors. - 2008. - V.168. - P.191-203.
30. Litasov KJ)., Ohtani E. Solidus and phase relations of carbonated peridotite in the system Ca0-Al203-Mg0-Si02-Na20-C02 to the lower mantle depths // Physics of the Earth and Planetary Interiors. - 2009. - V.177. - P.46 58.
31. Litasov K.D., Ohtani E. Phase relations in the peridotite-carbonate-chloride system at 7.0-16.5 GPa and the role of chlorides in the origin of kimberlite and diamond // Chemical Geology. - 2009. - V.262. - P.29-41.
32. Ghosh S., Ohtani E., Litasov K.D., Terasaki H. Solidus of carbonated peridotite from 10 to 20 GPa and origin of magnesiocarbonatite melt in the Earth's deep mantle II Chemical Geology. - 2009. - V.262. - P.17-28.
33. Shatskiy A., Litasov K.D., Shinoda K., Matsuzaki Т., Yamazaki D., Yoneda A., Ito E., Katsura T. Single crystal growth of wadsleyite // American Mineralogist. - 2009. -V.94.-P.1130-1136.
34. Литасов К.Д., Шацкий А.Ф., Кацура Т., Отани Э. Растворимость воды в форстерите при давлении 8-14 ГПа // Доклады Академии Наук. - 2009. - Т.425. -№4. - С.522-526.
35. Литасов К.Д., Шацкий А.Ф., Кацура Т., Отани Э. Вхождение водорода в структуру форстерита в системах Mg2Si04-K2Mg(C03)2-H20 и Mg2Si04-H20 C при давлении 7,5-14,0 ГПа // Геология и геофизика. - 2009. - Т.50. - №12. -С. 1456-1469.
36. Литасов К.Д. Влияние А120з на содержание воды в периклазе и ферропериклазе при давлении 25 ГПа // Геология и геофизика. — 2010. — Т.51. — №6. - С.827-834.
37. Litasov KJ)., Ohtani Е. The solidus of carbonated eclogite in the system CaO-Al203-Mg0-Si0r-Na20-C02 to 32 GPa and carbonatite liquid in the deep mantle // Earth and Planetary Science Letters. - 2010. - V.295. - P.l 15-126.
38. Litasov KJ)., Shatskiy A., Fei Y., Suzuki A., Ohtani E., Funakoshi K. Pressure-volume-temperature equation of state of tungsten carbide to 32 GPa and 1673 К // Journal of Applied Physics. - 2010. - V.108. - P.053513, doi:10.1063/1.3481667.
39. Litasov K.D., Safonov O.G., Ohtani E., Origin of Cl-bearing silica-rich melt inclusions in diamond: experimental evidence for eclogite connection // Geology. -2010. -V.38. - P.l 131-1134.
40. Sokol, A.G., Palyanov Y.N., Kupriyanov I.N., Litasov K.D., Polovinka M.P. Effect of oxygen fugacity on the H20 storage capacity of forsterite in the carbon-saturated systems // Geochimica et Cosmochimica Acta. - 2010. - V.74. - P.4793-4806.
41. Shatskiy A., Litasov K.D., Terasaki H., Katsura Т., Ohtani E. Performance of semi-sintered ceramics as pressure transmitting media up to 30 GPa // High Pressure Research. - 2010. - V.30 - P.443 450.
42. Litasov K.D., Shatskiy A., Ohtani E., Katsura T. Systematic study of hydrogen incorporation into Fe-free wadsleyite // Physics and Chemistry of Minerals. - 2011. -V.38 - P.75-84.
43. Литасов К.Д., Шацкий А.Ф., Похилеико Н.П. Фазовые соотношения и плавление в системах перидотит-Н20-СОг и эклогит-НгО-СОг при давлениях 327 ГПа // Доклады Академии Наук. - 2011. - Т.437. - №5. - С.669-674.
44. Литасов К.Д. Физико-химические условия плавления мантии Земли в присутствии С-О-Н-флюида по экспериментальным данным // Геология и геофизика. - 2011. - Т.52. - №5. - С.613-635.
Технический редактор О.М. Вараксина
Автореферат докторской диссертации: Формат 60x84/16. Объём 2 усл. печ. л. Подписано к печати 21.02.201 Тираж 160 экз. Заказ № 865.
Отпечатано ЗАО РИЦ «Прайс-курьер» ул. Кутателадзе, 4г, т. 330-7202
Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Литасов, Константин Дмитриевич
ВВЕДЕНИЕ
ГЛАВА 1. ОБЗОР ДАННЫХ ПО ЛЕТУЧИМ КОМПОНЕНТАМ
В МАНТИИ ЗЕМЛИ
1.1. Состав и строение мантии Земли
1.2. Распространенность летучих компонентов в оболочках Земли
1.3. Атмосфера и гидросфера
1.3.1. Состав и эволюция атмосферы
1.3.2. Образование и эволюция океана
1.4. Вулканические газы
1.5. Данные изучения магматических пород мантийного происхождения
1.5.1. Океанические и континентальные базальты
1.5.2. Коматииты
1.5.3. Кимберлиты
1.5.4. Лампроиты и лампрофиры
1.5.5. Карбонатиты
1.6. Мантийные ксенолиты
1.6.1. НгО и другие летучие компоненты в мантийных амфиболах и флогопитах
1.6.2. НгО в номинально безводных минералах
1.6.3. Карбонаты, СО2 и С в мантийных ксенолитах
1.6.4. Галогены
1.6.5. Сера
1.6.6. Фосфор
1.6.7. Азот
1.7. Включения летучих компонентов в мантийных минералах и состав флюидов
1.7.1. Флюидные включения и летучие компоненты в минералах глубинных ксенолитов из базальтов
1.7.2. Флюиды в кимберлитовых минералах и алмазах
1.8. Окислительно-восстановительные условия в мантии
1.8.1. Базальты
1.8.2. Шпинелевые перидотиты
1.8.3. Гранатовые перидотиты
1.8.4. Переходный слой
1.8.5. Нижняя мантия
1.8.6. С-О-Н-Б флюид в мантии
1.8.7. ОВ-условия в зонах субдукции
1.9. Процессы в зонах субдукции
1.10. Геофизические данные
1.10.1. Данные сейсмической томографии
1.10.2. Данные электромагнитного зондирования
1.11. Численное моделирование
1.12. Метеориты
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Физико-химические условия плавления мантии Земли в присутствии летучих компонентов"
4.2. Фазовые диаграммы силикат-Н^О 215
4.2.1. Фазовые соотношения в системах МдгБЮ^НгО и М§8Юз-Н20 215
4.2.2. Фазовые соотношения в системе АЬОз-ЭЮг-НгО 216
4.2.3. Фазовые соотношения в системе Ca0-Mg0-Al20з-Si02-H20 216
4.2.4. Фазовые соотношения в системе пиролит-НгО 222
4.2.5. Фазовые соотношения в системе эклогит-Н20 229
4.2.6. Влияние воды на основные фазовые переходы в мантии 234
4.2.6.1. Оливин-вадслеит 236
4.2.6.2. Рингвудит = Mg-пepoвcкит + периклаз 242
4.2.6.3. Переход гранат-перовскит в эклогитовой системе 250
4.3. Вхождение водорода в структуру номинально безводных силикатов 253
4.3.1. Оливин 254
4.3.2. Вадслеит 260
4.3.3. Рингвудит 265
4.3.4. Стишовит 267
4.3.5. Мд-перовскит 269
4.3.6. Периклаз 270
4.3.7. Распределение НгО между фазами в перидотитовой и эклогитовой системе и влияние Н2О на солидусы пород 271
4.3.8. Влияние ОВ-условий на содержания Н2О в оливине 276
4.4. Эксперименты в системе силикат-СОг 278
4.4.1. Перидотит-С02 278
4.4.2. Эклогит-С02 280
4.4.3. Системы состава щелочного карбонатита 288
4.5. Эксперименты в системе силикат-НгО-СОг 298
4.5.1. Перидотит-Н20-С02 298
4.5.2. Эклогит-Н20-С02 305
4.6. Эксперименты в системах с СОН флюидом в условиях низкой
УО2 при давлении 3—16 ГПа 310
4.6.1. Методика экспериментов 310
4.6.2. Перидотит - СОН-флюид 312
4.6.3. Эклогит - СОН-флюид 321 4.7. Заключение к главе 4 321
ГЛАВА 5. РОЛЬ ЛЕТУЧИХ КОМПОНЕНТОВ В ГЛУБИННОМ
ПЛАВЛЕНИИ И ДИНАМИКЕ МАНТИИ ЗЕМЛИ 328
5.1. Сейсмическая модель и распределение температур в мантии Земли 328
5.2. Термическая эволюция мантии Земли 335
5.3. ОВ-условия в современной и древней мантии 336
5.4. Стабильность водород- и углеродсодержащих фаз в мантии 338
5.4.1. Стабильность фаз, содержащих Н2О, и переходный слой как конце нтратор воды 338
5.4.2. Стабильность фаз, содержащих СО2 345
5.4.3. Равновесия мантийных пород с восстановленным С-О-Н-флюидом 348
5.4.4. Пример эмпирического расчета солидуса перидотита и эклогита 349
5.5. Моделирование ОВ (редоке-) плавления в верхней мантии 350
5.5.1. Алмазообразование в корневой части кратонов 352
5.5.2. Условия редокс-плавления 355
5.6. Взаимодействие погружающихся блоков литосферы с мантией 358
5.6.1. Большой мантийный клин и карбонаты 359
5.6.2. Роль эклогитов и пироксенитов при плавлении мантии 364
5.7. Составы расплавов в различных системах и сравнение с магматическими породами 366
5.8. Глубинные циклы водорода и углерода 369
ЗАКЛЮЧЕНИЕ 375
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
378
ВВЕДЕНИЕ
Актуальность исследования
Присутствие летучих компонентов в геологических системах даже в небольших количествах может приводить к резким изменениям условий плавления, массопереноса, и многих других не менее важных физико-химических свойств вещества мантии Земли. Поэтому проблема летучих компонентов в петрологии будет долго оставаться одной из наиболее острых и дискуссионных. За последние 40 лет накоплен значительный фактический материал по экспериментальному и теоретическому изучению влияния основных летучих компонентов системы С-О-Н на фазовые соотношения природных и приближенных к ним модельных системах (напр., Eggler, Baker, 1982; Кадик, Луканин, 1986; Никольский, 1987; Taylor, Green, 1988; Ulmer, Luth; 1991; Frost, Wood, 1997; Matveev et al., 1997; Holloway, 1998; Luth, 2003; Кадик, 2003, 2006; Сокол и др., 2004; Frost et al., 2004; Foley et al., 2009; Palyanov, Sokol, 2009; Poli et al., 2009). Однако эти исследования охватывали сравнительно малый интервал давлений, соответствующий глубинам до 90-120 км (3-4 ГПа) и, в некоторых случаях, до 210 км (7 ГПа), в то время как чрезвычайно важные с геодинамической точки зрения переходный слой (410-660 км) и нижняя мантия (>660 км), оставались малоизученными в рамках проблемы флюидного режима.
Существенный вклад в понимание флюидного режима глубинных процессов вносит изучение фрагментов мантийных пород, вынесенных на поверхность кимберлитами и щелочными базальтами с глубин до 200 км, а также минеральных и флюидно-расплавных включений в природных алмазах. Однако использование ксенолитов для выяснения обстановок на глубинах свыше 200 км затруднено в силу ретроградных реакций, протекающих в глубинных породах в ходе изотермической декомпрессии при подъеме к поверхности, а также интенсивного взаимодействия с вмещающей магмой. Лишь включения в алмазах, находящиеся в условиях химической изоляции, позволяют получать достоверную информацию о флюидном режиме на больших глубинах. Включения в алмазах в свою очередь отражают специфические условия алмазообразования которые, как правило, далеки от средней мантии как по составу и концентрации флюидной фазы, так и по окислительно-восстановительному режиму. Необходимо отметить, что единичные алмазы и минеральные и расплавные включения в них могут быть с большой долей Г вероятности отнесены к более глубинным уровням мантии вплоть до 700-800 км (Hutchison et al., 2001; Kaminsky et al., 2001; Stachel, 2001; Hayman et al, 2005).
Отсутствие систематических экспериментальных данных делает рассуждения о глубинной эволюции летучих компонентов спекулятивными. Поэтому в данной работе на основании оригинальных экспериментов при высоком давлении, главным образом моделируя температуры солидусов в различных системах, сделана попытка понять закономерности поведения летучих компонентов и определить их роль в плавлении мантии Земли при давлениях выше 6—7 ГПа.
Цели и задачи исследования
Цель работы: Используя экспериментальное моделирование при давлениях до 20-30 ГПа определить влияние летучих компонентов системы С-О-Н на плавление и фазовые равновесия мантийных пород — перидотитов и эклогитов. На основании этого определить возможные уровни глубинной магмогенерации при погружении субдукционных плит и подъеме мантийных плюмов. Для достижения поставленной цели решались следующие основные задачи.
1. Построить экспериментальные фазовые диаграммы модельных систем, соответствующих по составу пиролиту (среднему составу мантийного перидотита) и эклогиту (по составу близкого к среднему базальту срединно-океанических хребтов) в присутствии НгО или СОг при давлениях до 20-30 ГПа, и определить температуры солидусов, составы частичных выплавок и равновесных минеральных ассоциаций.
2. Определить влияние окислительно-восстановительных (ОВ) условий на плавление пиролита и эклогита в присутствии летучих компонентов в системе С-О-Н при давлениях до 20 ГПа.
3. Сопоставить солидусы мантийных пород в различных системах и при различных ОВ-условиях с РТ-профилями зон субдукции, усредненной мантии и мантийных плюмов.
4. Используя полученные экспериментальные данные и результаты исследования природных объектов, определить характерные зоны плавления мантии и особенности распределения и миграции мантийных расплавов и флюидов, а также определить роль летучих компонентов в этих процессах.
Фактический материал и методы исследования
В основу работы положены результаты» более 500 экспериментов, проведенных автором^ в 1999—2010 гг. на многопуансонных аппаратах высокого' давления, а также обширные данные по всестороннему изучению продуктов опытов.
В работе использованы результаты более 30000 микрозондовых анализов синтетических и природных фаз, выполненных на различных микроанализаторах в Институте геологии и минералогии (ИГМ) СО РАН, Университете Тохоку (УТ), Сэндай, Япония, Геофизической лаборатории (ГЛ) Института Карнеги, Вашингтон, США. Множество данных было получено с использованием методов Фурье инфракрасной (ИК) спектроскопии и спектроскопии комбинационного рассеяния (Раман) в ИГМ СО РАН, УТ, ГЛ, Токийском Университете.
При изучении влияния летучих компонентов на фазовые переходы широко использовался метод in situ рентгеновской дифрактометрии с использованием синхротронного излучения на станциях высокого давления в центре синхротронного излучения SPring-8 (Хиого, Япония) где автором проведено около 100 экспериментов.
Защищаемые положения
1. Систематическое изучение вхождения водорода в структуру главных фаз мантии Земли - оливина, вадслеита, рингвудита, Mg-перовскита и ферропериклаза -позволило определить положение солидусов водосодержащего пиролита в зависимости от концентрации НгО. Из-за высокой растворимости водорода (до 3 мас.% НгО) в вадслеите и рингвудите эти солидусы имеют резкий перегиб на границах стабильности этих минералов в переходном слое, что создает благоприятные условия для плавления на глубинах 410 и 660 км. При параметрах средней мантийной адиабаты переходный слой может содержать до 0,35 мае. % Н2О. Mg-перовскит и ферропериклаз в нижней мантии содержат менее 100 ppm Н2О, и не могут рассматриваться в качестве важных концентраторов водорода.
2. В присутствии НоО-флюида зона фазового перехода оливин-вадслеит (410 км) расширяется и смещается в сторону низких давлений. Переход рингвудит —> Mg-перовскит + ферропериклаз (660 км) смещается в сторону высоких давлений. Гранат-перовскитовый переход в эклогите смещается в сторону низких давлений. Таким образом, повышенное содержание Н2О в переходном слое является важным фактором, определяющим смещение сейсмических границ 410 км вверх и
660 км вниз по разрезу. Для перидотитовой мантии смещение границ фазовых переходов параметризовано в зависимости от состава системы и содержания Н2О.
3. Плавление в перидотитовых и эклогитовых системах, содержащих Н2О, СО2 и восстановленный, С-О-Н-флюид, имеет фундаментальные различия при давлениях выше 6 ГПа. Плавление в системах с Н2О контролируется растворимостью водорода в структуре номинально безводных силикатов и происходит при пересыщении силикатов водородом при определенных Р—Т—Х-/О2 параметрах. Плавление в системах с СО2 определяется стабильностью щелочных карбонатов и контролируется главным образом присутствием ЫагО и К2О в системе. В системах с Н2О-СО2 первыми плавятся водосодержащие силикаты, а солидус системы располагается при температурах ниже 1000—1100°С в интервале давлений от 3 до 20-27 ГПа. Температура стабильности карбонатов в этих системах также снижается на 100-200°С. Солидус эклогитовых систем всегда ниже солидуса перидотитовых систем на 100-200°С. Большинство кривых солидусов выполаживается при давлениях выше 6-8 ГПа, благодаря чему возникают условия для плавления перидотитов и эклогитов при пересечении их солидусов с РТ— профилями зон субдукции и средней мантии.
4. В восстановленных условиях при значениях Д>2, заданных буферами Мо-М0О2 и Ре-БеО и давлениях от 6 до 16 ГПа, солидусы флюидонасыщенных систем перидотит-С-О-Н и эклогит-С-О-Н располагаются на 400-500°С выше, чем в более окисленных системах с преобладанием Н2О и СО2. Таким образом, в восстановленных доменах верхней мантии (250-660 км) флюидонасыщенные перидотиты и эклогиты могут испытывать плавление только при повышении температуры на 100-200°С выше среднемантийной. Внедрение окисленных блоков при субдукции будет вызывать плавление на глубинных уровнях, масштабы которого определяются буферной емкостью уОг взаимодействующих резервуаров и скоростями обменных процессов.
Научная новизна
Большая часть выполненных экспериментальных работ при сверхвысоких давлениях не имеет аналогов и проводилась впервые.
1. Экспериментально изучены фазовые равновесия водосодержащих перидотитовых и эклогитовых модельных систем при давлениях 10—30 ГПа и построены их фазовые диаграммы. Построены модели зависимости растворимости воды в оливине, вадслеите и рингвудите от давления и температуры.
2. Получены данные о влиянии воды на основные фазовые переходы в мантии, соответствующие сейсмическим и геохимическим границам, такие как оливин— вадслеит и рингвудит —» М§-перовскит + ферропериклаз (РПФ) в перидотитовой и гранат-перовскит в эклогитовой системах.
3. Экспериментально изучены фазовые' равновесия различных карбонатсодержащих перидотитовых и эклогитовых модельных систем при давлениях до 30 ГПа вдоль солидуса. Установлены поля стабильности щелочных и щелочноземельных карбонатов.
4. Экспериментально изучены фазовые равновесия перидотитовых и эклогитовых систем в условиях низких значений уОг (при контроле буферами Мо-М0О2 и Бе-РеО) в присутствии С—О-Н флюида при давлениях до 16 ГПа.
5. Предложены новые модели плавления мантии и миграции различных типов расплавов, в особенности через сейсмические границы 410 и 660 км.
Практическая значимость работы
Работа выполнена в области фундаментальных исследований. Предлагаемые модели плавления и миграции летучих компонентов в мантии, а также анализ составов образующихся расплавов, могут использоваться при рассмотрении широкого круга проблем космогеохимии, глобальной геодинамики, изучения процессов кимберлитового и базальтового магматизма и алмазообразования. Результаты высококачественных экспериментов при сверхвысоких давлениях могут служить базой для дальнейших термодинамических расчетов и построения физико-химических моделей формирования глубинных парагенезисов.
Апробация результатов исследования
Основные результаты исследований, изложенных в диссертации, были представлены и обсуждались на . многочисленных научных конференциях различного уровня, в том числе на ежегодных совещаниях Американского Геофизического Союза (Сан-Франциско, 2002—2009), Генеральной Европейской Ассамблее по геологическим наукам (Вена, 2005, 2006, 2008, 2009), на Гольдшмитовских конференциях (Тулуза, 1998; Давос, 2002, 2009; Курасики, 2003; Мельбурн, 2006), международных кимберлитовых конференциях (Виктория, 2003;
Франкфурт, 2008), совещаниях Международной Минералогической Ассоциации (Эдинбург, 2002; Кобе, 2006), семинарах по физике минералов при высоких давлениях (Вербания, 2002; Мацусима, 2007), на ежегодных конференциях Японского общества высоких давлений (1999-2010), Японского общества наук о Земле и планетах (1999-2010). На ежегодных совещаниях по программе 21st Century Center of Excellence (Сэндай, Япония, 2004—2007), На ежегодных совещаниях «Динамика воды» (Сэндай, Япония, 2004-2007). Защищаемые положения были представлены на конференциях 2010-2011 года: нескольких международных симпозиумах по научной программе Японского правительства Global Center-of— Excellence в Университете Тохоку (Сэндай, Япония), XVI Российском совещании по экспериментальной минералогии (Черноголовка, Московская область), Генеральной Европейской Ассамблее по геологическим наукам (Вена), совещании Международной Минералогической Ассоциации (Будапешт) и ежегодном совещании Американского Геофизического Союза (Сан-Франциско).
Публикации
По теме диссертации опубликовано более 100 печатных работ, в том числе 47 статей и глав в монографиях, среди них 44 статьи в журналах по перечню ВАК.
Структура и объем диссертации
Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы из 1274 наименований. Объем диссертации составляет 479 страниц, включая 181 рисунок и 53 таблицы.
Заключение Диссертация по теме "Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых", Литасов, Константин Дмитриевич
Основные выводы по исследованным системам совпадают с приведенными выше по длительным опытам (Литвин, 1998; Литвин, 2000; Бобров и др., 2004; Литвин, Бобров, 2008). Однако в некоторых случаях эффективность алмазообразующих сред существенно отличается. Например, щелочные силикатные системы, хлорид калия рассматриваются как эффективные среды алмазообразования (Литвин, 2003, 2009). Следует отметить, что алмаз был синтезирован в расплаве КС1 при 1500-1700°С и 7-8 ГПа (Литвин, 2003), однако линия плавления КС1 при 7-8 ГПа проходит при температурах выше 1800°С (ВоеЫег е! а1., 1996). Поэтому, либо температуры в опытах были выше, либо в экспериментальную капсулу' попадало какое-то количество НгО.
2.10. Растворимость воды и других летучих компонентов в силикатных расплавах
Растворимость, диффузия и форма нахождения летучих компонентов в мантийных силикатных и карбонатитовых расплавах, а также растворимость силикатов во флюидах имеют важнейшее значение для процессов миграции летучих, движения магм и мантийного метасоматоза. В данном разделе отметим только уровни растворимости летучих компонентов в мантийных расплавах.
Растворимость Н20 и СО2 (а также и других летучих) в мантийных (базальтовых) расплавах ограничена при 1 атм, но существенно возрастает с ростом давления (рис. 2.41) и температуры. Абсолютные концентрации сильно зависят от состава расплава, особенно для СО2, но в целом, растворимость Н2О быстро растет и достигает 20-30 мас.% при 2-3 ГПа, а растворимость СО2 достигает нескольких мас.% при 3 ГПа. Основными формы растворения Н2О и СО2 в силикатных расплавах являются гпдроксил-ион (ОНГ) и карбонат-ион (СОз2~) в меньшей степени присутствует молекулярная вода (Н2О).
При давлении выше уровня реакций декарбонатизации существует полная смесимость между силикатными и карбонатитовыми расплавами (за исключением ряда несмесимых систем), однако в зависимости от состава системы и количества СО2 уровень насыщения карбонатитового расплава (который образуется на солидусе карбонатсодержащих парагенезисов) кремнеземом сильно зависит от температуры (см. системы перидотит-СОг и эклогит-ССЬ в главе 4). В присутствии Н2О и СО2 интервалы несмесимости между карбонатитовыми и силикатными расплавами возникают чаще.
Водный флюид способен растворять большое количество силикатов при высоком давлении (Kennedy et al., 1962; Manning, 1994; Closmann, Williams, 1995). Поэтому чисто водный флюид или лед вряд ли может встречаться в мантии, хотя в работе (Bina, Navrotsky, 2000) обсуждается возможная стабильность льда-VII в холодных зонах субдукции. В системе MSH до 12 мас.% силикатов может растворяться в водном флюиде при 1-6 ГПа и 1150°С (Schneider, Eggler, 1986). Добавление СО2 на порядок снижает растворимость силикатов в водном флюиде (Poli, Schmidt, 2002), а добавление Cl наоборот увеличивает ее до 50 мас.% при 0,52,0 ГПа и 700-1000°С (Brenan et al., 1995; Keppler, 1996; Shmulovich et al., 2001). При увеличении давления растворимость силикатов в водном флюиде увеличивается от 30 мас.% при 3 ГПа до 70 мас.% при 8 ГПа. Mg/Si отношение во флюиде также увеличивается с давлением от 0,2—1,0 при 1—3 ГПа до 2—3 при давлениях выше 10 ГПа (Ryabchikov et al., 1982; Inoue, 1994; Mibe et al., 2002; Kawamoto et al., 2004). В других работах показано, что растворимость силикатов в водном флюиде не превышает 30 мас.% при 9 ГПа (Stalder et al., 2001; Stalder, 2004) в системе MSH и 20 мас.% при 4 ГПа в базальтовом составе (Kessel et al., 2005), при этом отмечается, что флюид обогащен Si и Na.
Растворимость восстановленных компонентов С-О-Н флюида в силикатных расплавах и наоборот, практически не изучались. В работе (Персиков, Эпельбаум, 1985) приводятся данные о низкой растворимости Н2 (0,01-0,02 мас.%) в расплаве альбита и диопсида при 0,1 ГПа и 1250-1280°С. Растворимость СН4 в Na20-SiC>2 расплаве составляет 0,2-0,5 мас.% в экспериментах при 1,0-2,5 ГПа и 1400°С (Mysen et al., 2009). Она увеличивается с увеличением отношения NBO/Si от 0,4 до 1,0 (NBO — суммарное количество немостикового кислорода в стекле). Растворимость силикатных компонентов в восстановленном флюиде состава СН4-Н2О вероятно не превышает 10 мас.% при давлениях 10-15 ГПа судя по положению кривых солидуса (см. главу 4).
Рис. 2.41. Растворимость 1ЬО (1200°С) и СОг (1650°С) в базальтовом расплаве в зависимости от давления (Кадик и др., 1971; Mysen et al., 1975; Mysen et al., 1976).
При изучении форм нахождения компонентов системы С-О-Н в силикатных расплавах методами рамановской и ИК-спектроскопии установлено, что даже в восстановительной обстановке (например, при контроле буфером IW или ниже его) основная часть растворенных водорода и углерода представлена окисленными л формами ОН и СОз . Собственно водородные и углеводородные (СН4, СНз ) пики чрезвычайно малы. Растворимость водорода (в пересчете на Н2О) в ферробазальте при 4 ГПа и 1500-1600°С составляет 1-2 мас.% при контроле/О2 ниже буфера IW на несколько лог. ед. (Kadik et al., 2004; Кадик и др., 2010).
Растворимость азота резко зависит от ОВ-условий, а также степени полимеризации силикатных расплавов. В окисленных условиях азот практически не растворяется в силикатных расплавах (Libourel et al., 2003; Miyazaki et al., 2004), однако в восстановительной обстановке, когда он меняет форму нахождения в расплаве с N2 на соединения с водородом NH3, NH2-. Растворимость азота в экспериментах с N-O-H флюидом и Na20-Si02 расплавом при 1,5 ГПа и 1400°С при контроле У02 буфером IW составляла 0,3—1,0 мас.% и зависела от степени полимеризации расплава (NBO/Si менялось в интервале 1,2-0,4, соответственно) (Mysen, Fogel, 2010).
Фтор и хлор имеют контрастное поведение в магматических расплавах. При низких давлениях хлор концентрируется в водном флюиде и плохо растворяется в силикатных расплавах. Фтор, в свою очередь хорошо в них растворяется. Однако при высоких давлениях концентрации фтора и хлора в силикатных расплавах могут составлять несколько мас.%, а их бюджет обычно не подразумевает более высокие концентрации (Чевычелов и др., 2008). Исключения составляют включения в алмазах, где наблюдается несмесимость хлоридно-карбонатных и силикатных расплавов/флюидов (см. рис. 2.36).
Растворимость серы в силикатном (ферроандезит-ферробазальт) расплаве в равновесии с Fe-металлической жидкостью составляет 0,1-0,35 мас.% в экспериментах при 1,0-2,7 ГПа, 1300-1500°С и/02 = IW-1 - IW-2 (Holzheid, Grove, 2002). При этом как в этой, так и в других работах (Mysen, Popp, 1980; Mavrogenes, O'Neill, 1999) отмечается, что содержания серы увеличиваются с температурой, но уменьшаются с увеличением давления и составляют около 0,1 мас.% при 3 ГПа.
2.11. Вторая критическая точка и сверхкритический флюид
С увеличением давления взаимная растворимость водного флюида и силикатных расплавов увеличивается. Таким образом, при некотором давлении и температуре различия между флюидом и водосодержащим расплавом стираются. Эта точка на фазовых диаграммах называется второй критической точкой (далее 2 KT) (рис. 2.42). Понятие 2КТ имеет большое значение во многих магматических процессах, в особенности при субдукционном магматизме. Существует точка зрения, что магматический фронт на глубине порядка 100-150 км под островными дугами может определяться отделением флюида от водосодержащего расплава, тогда как на большей глубине существует гомогенный флюид/расплав. Разделение между флюидом и расплавом ведет к различиям в поведении редких и летучих компонентов.
При давлении выше 2КТ не существует флюидонасыщенного солидуса системы. Можно определить лишь «мнимый» солидус, при температуре которого флюидонасыщенная система переходит из метастабильного состояния в область сверхкритического флюида (рис. 2.42).
Давление
Рис. 2.42. Схематическая фазовая диаграмма минерал (А)-Н20 с промежуточным составом водосодержащей фазы H (Kawamoto et al., 2004). С увеличением давления критическая температура (Тс) снижается (А-Б). При достижении Тс солидуса системы (во второй критической точке) различия между водным флюидом и расплавом стираются. В этом случае не существует водонасыщенного солидуса системы.
Экспериментальное определение 2КТ является довольно сложной задачей. В различных системах силикат-Н20 2КТ была установлена в широком интервале давлений и температур, и пока трудно говорить о согласии в данном вопросе. Например, Р. Сталдер с соавторами предположили, что в системе Mg0-Si02-H20 2КТ расположена при 12 ГПа и 1000-1100°С (Stalder et al., 2001). В системе эклогит-Н20 2КТ была помещена при 5-6 ГПа и 1000-1100°С (Kessel et al., 2005). В этих работах использовался метод измерения состава флюида/расплава в алмазной ловушке. С помощью метода рентгеновской радиографии (с использованием синхротронного излучения) К. Мибе с соавторами расположили 2КТ при 3,8 ГПа и 1000°С в системе перидотит-Н20 и при 3,0 ГПа и 1000°С в системе эклогит-Н20 (Mibe et al., 2004, 2007). Последние оценки согласуются с более ранними экспериментальными данными (Рябчиков, 1988). Положение 2КТ в силикатных системах с С02+Н20 пока не определялось, однако в работах (Schneider, Eggler, 1986; Wyllie, Ryabchikov, 2000) отмечается, что С02 восстанавливает компоненты, растворенные во флюиде, поэтому 2КТ должна смещаться в сторону более высоких давлений. Так, П. Уайли и И.Д. Рябчиков поместили 2КТ при 7,5 ГПа и 1000-1100°С в системе перидотит-С02-Н20 (Wyllie, Ryabchikov, 2000). В работе (Boettcher, Wyllie, 1969) 2КТ в системе Ca0-Mg0-C02-H20 была помещена при 3,2 ГПа и 515°С. Фактически во флюидонасыщенных системах с С02 2КТ совпадает с уровнем декарбонатизации расплавов, так как при более высоком давлении не существует СОг-насыщенного солидуса.
Для восстановленного флюида состава СН4-Н2О 2КТ, по-видимому, располагается при давлениях выше 16 ГПа. Так как в экспериментах по моделированию систем с восстановленным флюидом (раздел 4.6) различия между флюидом (порами в образце) и закалочным расплавом сохранялись до самых высоких давлений.
2.12. Мобильность флюида и просачивание
Измерение двугранного угла (в) между зернами минералов в равновесии с флюидом/расплавом позволяет в первом приближении оценить способность флюида к миграции в пределах частично-расплавленной породы. Двугранный угол 60° маркирует переход от взаимосвязанной сетки флюида в породе (9 <60°) к флюиду, изолированному вдоль границ зерен минералов (6> >60°) и не способному к просачиванию или сегрегации. Данная модель просачивания и сегрегации может реализовываться только в пределах частично расплавленной породы. Миграция флюида/расплава из флюидонасыщенной зоны в твердую породу с минимальной пористостью имеет иной механизм. Измерение двугранного угла возможно практически в любых экспериментах с малым количеством флюида или при низких степенях плавления образца. Б. Уотсон наблюдал отрицательную зависимость 9 от давления (при 0,5-2,5 ГПа) в системе оливин-Н20 (Watson et al., 1990). Угол 9 становился меньше 60° при давлении выше 0,7 ГПа при 1200°С. К. Мибе и др. расширили интервал исследованных давления для этой системы и подтвердили эту зависимость (Mibe et al., 1998, 1999). Они предположили, что переход от изолированных участков флюида к взаимосвязанной сетке может контролировать вулканический фронт островных дуг. В работе (Watson, Lupulescu, 1993) получены высокие значения 9 (>60°) для системы клинопироксен-НгО при 1,5 ГПа и 900950°С. Для системы пироп-НгО, исследованной при 4-13 ГПа и 900-1200°С установлено увеличение 9 с давлением (Ono et al., 2002). Переход к высоким 9 (>60°) наблюдали при 9 ГПа. На основании этих результатов авторы предположили, что до 1—2 мас.% водного флюида, отделяющегося от эклогита при погружении субдукционных плит, может захватываться гранатсодержащими породами и транспортироваться вглубь мантии. Этот результат был подтвержден в экспериментах с граиат-клинопироксеновым составом при 3-5 ГПа и 700-800°С где были получены #=62-68° (Mibe et al., 2003).
2.13. Заключение к главе 2
В главе 2 приводится обзор экспериментальных данных по системам с летучими компонентами. В основном, он касается данных при умеренных давлениях до 6 ГПа. Экспериментальные исследования систем с Н20 и С02 являются ключевыми при анализе метаморфических реакций и охватывают широкий интервал составов и РТ—условий до давлений 3-7 ГПа. Для них проанализирована топология ассоциаций и поля стабильности различных водосодержащих фаз. В системе перидотит-Н20 главная роль отводится таким минералам, как эпидот, хлорит, хлоритоид, серпентин. При давлениях выше 6—7 ГПа эти фазы переходят в высокоплотные магнезиальные силикаты (фаза А, Е и т.д.). В эклогитовых и пелитовых системах основными водосодержащими фазами являются амфибол, лавсонит и фенгит. Эти фазы стабильны до давлений около 10 ГПа. При более высоких давлениях водосодержащих фаз в эклогите не отмечено.
В работах по системам с С02 и Н20-С02 установлены основные закономерности плавления и получены составы расплавов при давлениях до 3—4 ГПа. Приводятся доводы в пользу важности карбонатитовых расплавов, которые образуются на солидусе перидотита в области стабильности амфибола и флогопита. Также выявлена важнейшая роль реакций декарбонатизации. Установлено, что при подъеме расплавов к поверхности происходят реакции твердых или жидких карбонатов с силикатами с выделением С02. Лишь некоторые карбонатитовые и кимберлитовые расплавы способны изливаться на поверхность без существенной потери С02.
Экспериментальные исследования систем с восстановленным составом С-О-Н-флюида проводились при давлениях до 6—7 ГПа с использованием метода двойной капсулы и буферирования системы. При контроле буферами IW, ММО, WCWO состав восстановленных флюидов варьирует в пределах отношений СН4/(СН4+Н20) от 0,3 до 0,8 в экспериментах при давлениях 1,0-3,6 ГПа. Солидус в системе с восстановленным СН4—Н20 флюидом располагается при более высокой температуре, чем в системах с Н20 и С02. Это связано с малой растворимостью силикатов в восстановленном флюиде и малой растворимостью компонентов восстановленного флюида в силикатном расплаве.
В главе также детально рассмотрены закономерности вхождения водорода и его растворимость в структурах номинально безводных силикатов. Определены коэффициенты распределения Н20 между минералами и силикатными расплавами в экспериментах при давлениях до 6 ГПа, и показано значение этих данных при моделировании плавления. Рассмотрены вопросы влияния Н20 на термоупругие свойства и скорости сейсмических волн в оливине, вадслеите и рингвудите.
Рассмотрены экспериментальные исследования кристаллизации алмаза в различных средах. Подчеркивается ведущая роль щелочных окисленных Н20-С02-содержащих флюидов и расплавов как важнейшей среды природного алмазообразования.
Кратко освещены экспериментальные исследования в системах с другими летучими компонентами - Я, С1, Б и Р, а также растворимость летучих компонентов в силикатных расплавах и их влияние на миграционную способность этих расплавов.
ГЛАВА 3. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ
3.1. Многопуансонные аппараты
Основной объем экспериментальных работ был выполнен с использованием трех гидравлических прессов в Университете Тохоку (Япония) с максимальной нагрузкой 1000, 1500 и 3000' тонн. Два пресса (1000» и 1500 tohh)i имеют конфигурацию с нагрузкой пресса на ячейку высокого давления по направлению {111} (рис. 3.1), а 3000-тонныш пресс — так называемую DIA-конфигурацию, с направлением сжатия по {001} (рис. 3.2). В опытах применялась двухступенчатая конфигурация многопуансонного блока типа 6-8 (Каваи). В этой конфигурации внешняя ступень состоит из шести стальных пуансонов. Внутренняя — из восьми кубических пуансонов из карбида вольфрама (ребро куба 26 и 32 мм) со срезанными углами, которые образуют октаэдрическую полость. В эту полость, в свою очередь, помещается ячейка высокого давления. Обзор различных методик и материалов^ используемых в многопуансонных аппаратах, приведен в. работе (Ito, 2007). Механические характеристики пуансонов из карбида вольфрама определяются размером зерен и типом связующего вещества. Обычно связующим веществом является кобальт с дополнительными» добавками других компонентов. Характеристики различных типов использованных*пуансонов приведены в табл. 3.1 и на рис. 3.3. Более твердые типы пуансонов способны создавать более высокие давления, но являются более хрупкими и чаще ломаются. В данной работе в основном использовались пуансоны классов Tungaloy F, Fuji Die TN05 и TF05. Последний класс пуансонов с самым мелким размером зерна (<0,5 мкм) использовался для генерации давлений до 33-35 ГПа.
Размер треугольных рабочих площадок пуансонов (срез углов куба, TEL, truncation edge length) и размер октаэдрической ячейки варьировал от 12 мм (для давлений 2-7 ГПа) до 2 мм для давлений 20-30 ГПа и выше. В табл. 3.2 приведены объемы и интервалы давлений для октаэдрических ячеек различных типов, показанных на рис. 3.4. Из таблицы видно, что разница в объеме между типами ОР и ОРВ несущественна, но увеличивается до 7% для самых мелких ячеек. Тогда как разница с объемом цельного октаэдра составляет до 30%. В большинстве опытов использовались ячейки со срезанными ребрами или со срезанными ребрами и вершинами. Различия в генерации давления и стабильности ячеек различной-геометрии обсуждаются в работах (Shatskiy et al., 20106; 201 la).
-
Литасов, Константин Дмитриевич
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Новосибирск, 2011
-
ВАК 25.00.09
- Влияние окислительно-восстановительных условий на кристаллизацию, дифференциацию и дегазацию базальтовых MAIM
- Роль редких и редкоземельных элементов в геохимии мантийных лерцолитовых нодулей
- Экспериментальное моделирование несмесимости в сульфидно-силикатно-карбонатных мантийных магмах
- Физико-химические исследования плавления вещества гранат-перидотитовой фации верхней мантии
- Растворимость воды в диопсиде
