Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Редокс состояние континентальной литосферной мантии: Fe3+/ΣFe минералов мантийных ксенолитов по данным Мёссбауэровской спектроскопии

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Редокс состояние континентальной литосферной мантии: Fe3+/ΣFe минералов мантийных ксенолитов по данным Мёссбауэровской спектроскопии"

На правах рукописи

005019339

Гончаров Алексей Георгиевич

РЕДОКС СОСТОЯНИЕ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЛИТОСФЕРНОИ МАНТИИ: ¥е3+Г£¥е МИНЕРАЛОВ МАНТИЙНЫХ КСЕНОЛИТОВ ПО ДАННЫМ МЁССБАУЭРОВСКОЙ СПЕКТРОСКОПИИ

25.00:04 - петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание учёной степени кандидата геолого-минералогических наук

2 6 ДПР 2012

Санкт-Петербург 2012

005019339

Работа выполнена в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН

Научный руководитель: Доктор геолого-минералогических наук,

профессор Лариса Петровна Никитина

Официальные оппоненты: Доктор химических наук, профессор

Юрий Александрович Шуколюков ИГГД РАН, Санкт-Петербург

Доктор геолого-минералогических наук, профессор Александр Владимирович Козлов Горный Университет, Санкт-Петербург

Ведущая организация:

Санкт-Петербургский Государственный Университет, Геологический факультет

Защита состоится « 23 » мая 2012 г. в 14 часов на заседании Диссертационного совет: Д.002.047.01. в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН по адресу: 199034, Санкт-Петербург, наб. Макарова д.2

Электронная почта: с)І5.5оує1@,ipgg.ru Факс: 8(812)328 4801

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГГД РАН.

Автореферат разослан «20» апреля 2012 г.

Учёный секретарь

Диссертационного совета Д.002.047.01,

кандидат геолого-минералогических наук

Т.П. Щеглова

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность работы. Одним из основных, и единственным непосредственным, источником современных представлений о верхней мантии Земли являются отдельные её фрагменты — мантийные ксенолиты, выносимые на поверхность глубинными магмами различного происхождения. Мантийные ксенолиты представляют исчерпывающую информацию о составе и строении литосферной мантии на момент выноса ксенолитов, при этом сохраняющееся химическое равновесие между минералами создаёт возможность оценки распределения температуры и фугитивности кислорода (/О2) с глубиной. Окислительно-восстановительное, или "редокс" состояние литосферной мантии, выраженное количественно через величину /С>2, определяется, в первую очередь, степенью окисления железа (Ре'ТХРе) в структуре породообразующих мантийных минералов. Наиболее разработанным и точным методом определения отношения Ре3+/£Ре, на котором основываются корректные оценки /02, является Мёссбауэровская спектроскопия.

Актуальность диссертационного исследования определяется недостатком информации о редокс состоянии литосферной мантии Земли, необходимой для понимания многих происходящих в ней процессов, дефицитом экспериментальных определений Ре3 7ХРе в минералах перидотитовых ксенолитов из мантии вне кратонов, в частности Байкало-Монгольского региона, а также недостаточная изученность редокс состояния литосферной мантии Сибирского кратона.

Цель исследования. Исследовать редокс состояние континентальной литосферной мантии, подстилающей центральную часть Сибирского кратона (трубка Удачная) и вулканические области Байкало-Монгольского региона (Витим, Тариат и Дариганга), выяснить масштабы вариаций фугитивности кислорода и их связь с термальными режимами и составом С-О-Н флюида, равновесного с мантийными породами.

Задачи исследования:

(1) Изучение структурно-текстурные особенностей, химического состава и модального минералогического состава мантийных ксенолитов, с целью их классификации и выявления процессов, принимавших участие в эволюции исследуемых пород.

(2) Определение химического состава минералов мантийных ксенолитов, с уточнением соотношения разновалентных форм железа методом Мёссбауэровской спектроскопии.

(3) Расчёт температур и давлений равновесия минеральных ассоциац. мантийных ксенолитов с помощью методов твёрдофазовых термометров барометров; на основании этих данных, определение характера распределени температур с глубиной и мощности литосферы в пределах изучаемы регионов.

(4) Расчёт фугитивности кислорода для мантийных ксенолитов с помощы методов твёрдофазовых оксибарометров и оценка масштабов варйаци фугитивности кислорода в вертикальном профиле литосферной мантии.

(5) Оценка состава, сосуществующего с мантийными породами, флюида системе С-О-Н и определение характера вариаций состава флюида с глубиной его связь с термальным состоянием и мощностью литосферы.

Фактический материал и методы исследования. Для проведения нас'гоящег исследования были выбраны 42 образца мантийных ксенолитов из кймберлито трубки Удачная (Далдынское поле, Восточная Сибирь) и 37 образцов мантийны ксенолитов из щелочных базальтов плато Дариганга (Даригангская вулканическа область, Юго-Восточная Монголия), Тариатской впадины (Южно-Хангайска вулканическая область, Центральная Монголия) и Витимского вулканическог поля (Западное Забайкалье, Южная Сибирь). Коллекции мантийных ксенолито были предоставлены в разное время Д.А. Ионовым (Université Jean Monnet), И.Е Ащепковым (ИГМ СО РАН), К.Н. Егоровым (ИЗК СО РАН), Н.В. Владыкины! (ИГ СО РАН) и В.В. Ярмолюком (ИГЕМ РАН).

Валентное состояние железа и его распределение в структуре, минерало изучалось методом Мёссбауэровской спектроскопии в ИГГД РАН при комнатно температуре на установке "СМ-1201". Источниками у-излучения служил 57Со матрице Сг активностью от 50 до 30 мКи. Химический состав минералов и поро был определён методами ЕРМА, LA-ICPMS и XRF.

Научная новизна и практическая значимость. Мёссбауэровская спектроскопи является одним из самых широко используемых и точных методов определени Fe3+/TFe и позиции железа в структуре природных и синтетических соединения? Однако, такие данные для минералов мантийных ксенолитов достаточн отрывочны и не представительны. В ходе выполнения работы было получен более сотни Мёссбауэровских спектров минералов ксенолитов, в ochobhoi гранатов и шпинелей, а так же оливинов, ромбических и моноклинны пироксенов, что, безусловно, является существенным вкладом в представления геохимии Fe2+ и Fe3+ в различных химических и термодинамических условиях.

Впервые проведено систематическое исследование редокс состояния полного разреза литосферной мантии центральной части Сибирского кратона и первое подробное исследование, на примере Байкало-Монгольского региона, соотношения редокс режимов для гранатовой и шпинелевой фаций перидотитов, представляющих литосферную мантию молодых складчатых областей. Проведено подробное сопоставление редокс состояния литосферной мантии, подстилающей структуры континентальной коры в различных тектонических обстановках.

Полученные знания будут полезны при построении геодинамических реконструкций литосферы, интерпретации геофизических данных, моделировании условий и глубин генерации расплавов в мантии, особенно при различном редокс состоянии, а так же при решении вопросов генезиса и стабильности алмазов.

Основные защищаемые положения:

(1) Редокс состояние литосферной мантии центральной части Сибирского кратона, в районе кимберлитовой трубки Удачная, неоднородно и характеризуется общим понижением фугитивности кислорода от +1.0 до -4.0 Alog/D^FMQ) на глубинах от 70 до 220 километров.

(2) Редокс состояние литосферной мантии, подстилающей территорию Байкало-Монгольского региона, характеризуется пространственной неоднородностью и резким понижением фугитивности кислорода при переходе от шпинелевых к гранатовым перидотитам: от +0.0 до -3.0 Alog/C^FMQ), соответственно, в диапазоне глубин от 50 до 90 километров.

(3) Рассчитанный состав флюида в системе С-О-Н, в мантии под Сибирским кратоном и окружающим его Центрально-Азиатским складчатым поясом, меняется с глубиной, вне зависимости от мощности литосферы, от водно-углекислого в верхних горизонтах до преимущественно метанового на границе с астеносферой.

Апробация работы. Результаты исследований были представлены и опубликованы в материалах международных конференций: ICAME (Канпур, 2007), ICAME (Вена, 2009), и ICMASA (Екатеринбург, 2009), XVIII молодёжная конференция, посвященная памяти К.О. Кратца (Санкт-Петербург, 2007), I Всероссийская молодёжная научная конференция «Молодёжь и наука на севере» (Сыктывкар, 2008), "LIPs of Asia, mantle plumes and metallogeny" (Новосибирск, 2009), "Физико-химические и петрофизические исследования в науках о Земле" (Москва, 2009), международный симпозиум по геохимии Goldschmidt (Прага, 2011) и Генеральная ассамблея EGU (Вена, 2012).

Результаты диссертационного исследования представлены в 18 научнь публикациях, включая 7 статей в рецензируемых научных журналах. Тем исследования и участие в конференциях были поддержаны Российским фондо! фундаментальных исследований (гранты РФФИ 08-05-00861-а, 09-05-0924S мобз, 09-05- 16004-моб_з_рос, 10-05-01017-а и 11-05-00346-а), а также грантам президента РФ (НШ-3533.2008.5) и Регионального общественного фонд содействия отечественной науке "Лучшие аспиранты РАН-2010". "

Объём и структура работы. В структуре диссертации выделяются введение семь глав, заключение и библиографический список использованной литературь содержащий 238 пунктов. Общий объём текста диссертации составляет 13 страниц, в том числе 47 рисунков, 4 таблицы и 10 приложений.

Благодарности. Автор благодарит И.В. Ащепкова, Д.А. Ионова, К.Н. Егоров; Н.В. Владыкина и В.В. Ярмолюка за предоставленные для исследовани коллекции мантийных ксенолитов.

Автор глубоко признателен и высоко ценит помощь научного руководител диссертации Л.П. Никитиной и научного руководителя совместного PhD проект во Франции Д.А. Ионова.

Искреннюю благодарность автор выражает сотрудникам ИГГД РАН Ю./] Пушкарёву, М.С. Бабушкиной, Н.В. Боровкову, Н.М. Королёву, В.^ Матрёничеву, О.Л. Таланкиной, П.Я. Азимову и Д.В. Доливо-Добровольскому з их интерес и помощь при обсуждении полученных результатов, а так ж администрации ИГГД РАН, в лице директора А.Б. Вревского и заведующег лабораторией петрологии В.А. Глебовицкого, за всестороннюю поддержк работы на всех этапах её выполнения.

Автор выражает благодарность сотрудникам Центра изотопны исследований ВСЕГЕИ А.В. Антонову и А.К. Салтыковой за их интерес исследованию вещества мантийных ксенолитов, а так же всем научным i техническим сотрудникам кафедры геологии в Университете Ж. Монн (Université J. Monnet, Saint-Etienne) во Франции, и особенно её руководителю J.-Y Cottin и сотрудникам A. Benard, L.-S. Doucet и A. Villaros за гостеприимстве всестороннюю техническую помощь и консультации.

Отдельную благодарность автор выражает своей семье, без поддержк: которой проведение данного исследования было бы невозможным.

ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ

1ое защищаемое положение. Редокс состояние литосферной мантии центральной части Сибирского кратона, в районе кимберлитовой трубки Удачная, неоднородно и характеризуется общим понижением фугитивности кислорода от +1.0 до -4.0 Alog/D2(FMQ) на глубинах от 70 до 220 километров.

Геологическая позиция. Кимберлитовая трубка Удачная (66°26 С.Ш.; 112° 19 В.Д.) расположена в центральной части Сибирского кратона в бассейне реки Далдын (приток Марчи) в пределах Далдын-Алакитского блока. Трубка прорывает толщу осадочных пород ордовиксого и кембрийского возрастов, U-Pb датировки перовскита показывают возраст образования интрузивного тела в 360±7 млн. лет. Ультраосновные породы трубки Удачная являются частью палеозойского пояса алмазоносных кимберлитов, простирающегося из центра на северо-восток Сибирской платформы. Кимберлиты Удачной вмещают большое количество разнообразных мантийных и нижнекоровых ксенолитов. Примерно две трети мантийных ксенолитов представлены деформированными гранатовыми перидотитами, -30% составляют зернистые перидотиты (из них две трети относятся к гранатовой фации, остальные к шпинелевой) и ~6% эклогиты и пироксениты.

Петрография, состав пород и минералов. Среди изученных ксенолитов из кимберлитов трубки Удачная, можно выделить три основных типа: зернистые шпинелевые, зернистые гранатовые и деформированные гранатовые перидотиты. Деформированных перидотитов из трубки Удачная было изучено 22 образца, перидотитов зернистой структуры 20 образцов, из них 9 гранатовых и гранат-шпинелевых и 11 шпинелевых перидотитов.

Восемь из одиннадцати изученных шпинелевых перидотитов представлены гарцбургитами (1-4% клинопироксена (срх)), и один образец - лерцолит с низким содержанием (6%) срх, а так же два дунита (рис. 1а). Шпинель (spl) (0.2-2%) находится в виде ксеноморфных зёрен различного размера или заполняет межзерновое пространство. Зернистые гранатовые перидотиты представлены гарцбургитами (0-4.5% срх) и лерцолитами с содержанием срх (6-7%). Деформированные гранатовые перидотиты в основном представляют собой лерцолиты, а так же верлиты и гарцбургиты в подчинённом количестве. Модальные содержания клинопироксена в них варьируют от 0 до 21%, а граната (gar) от 1 до 17%.

Зернистые шпинелевые и гранатовые перидотиты, в основном, характеризуются низкими содержаниями СаО (0.3-1.6 вес.%) и А1203 (0.1-1.8

7

зернистые gar перидотиты Ч^ & 'ф' 9a["sP перидотиты

ф деформ. gar перидотиты 0 © gar перидотиты

Рисунок 1. Диаграммы модального состава пород ксенолитов: (а) трубка Удачная и (б) Байкало-Монгольского регион (В - Витим, Д - Дариганга, Т - Тариат). Состав примитивной мантии (РМ) из работы (McDonough and Sun, 1995), стрелкой обозначен эволюционный тренд состава рестита из работы (Herzberg, 2004).

вес.%) и высокими значениями Mg# (0.91-0.93) и содержаниями MgO (>44°/ вес.%). Деформированные перидотиты отвечают более широким вариациям валовых составов пород: 0.4-4.4 вес.% СаО, 0.3-4 вес.% А1203, 0.04-0.28 вес.0/: ТЮг, 37.4-47.1 вес.% MgO и существенно более низкими значениями Mg# (0.869 0.915). Данные о валовом химическом составе главных элементов и модальный минеральный состав пород определяют изученные породы как реститы высоких степень плавления (рис. 1а). Однако, верлиты и некоторые деформированные лерцолиты, скорее всего, были обогащены гранатом и/или клинопироксеном, железом, а так же лёгкими и средними редкоземельными элементами (LREE и MREE) в гранатах и клинопироксенах, то есть выражают признаки модального и скрытого метасоматоза.

Все оливины (ol) в исследованных ксенолитах гранатовых, гранат-

шпинелевых и шпинелевых перидотитов являются маложелезистыми

форстеритами. Mg#ol варьирует в широких пределах: от 0.919 до 0.930 в spl

перидотитах; от 0.869 до 0.925 в зернистых и от 0.869 до 0.921 в

деформированных gar перидотитах. В изученных образцах деформированных

перидотитов составы порфирокластов и необластов оливина практически не

отличаются, также не отличаются по составу центральные и краевые части зёрен

оливина. Исследованные ортопироксены (орх) представлены низкожелезистыми

энстатитами (FeO от 4.5 до 7.5 вес.%). Установлено незначительное понижение

содержаний А1 и Сг в краевых частях зёрен орх из зернистых перидотитов,

систематической зональности этого минерала в деформированных породах не

8

выявлено. Клинопироксены из мантийных перидотитов относятся к высококальциевым разновидностям с низким содержание FeO (от 1.5 до 5 вес. %) и присутствием во всех образцах Сг203 (0.5 - 2.7 вес. %), что позволяет классифицировать их как хромдиопсиды. Альмандин-пироповые и хромсодержащие пироповые гранаты содержат 6.7-9.8 вес.% суммарного FeO, 4.1-7.1 вес.% СаО и 1.8-12.3 вес.% Сг203. Содержание Ca и Cr положительно коррелируют друг с другом, что типично для гранатов из перидотитов кратонической мантии, и отрицательно коррелируют с содержанием Fe и Al. Шпинели относятся к высокоглиноземистым и высокохромистым разновидностям этого минерала. Cr#spl варьирует в широких диапазонах (0.26-0.84); содержание хрома очень высокие только в дунитах и гранат-шпинелевых перидотитах (Cr#spl = 0.72-0.84). Общее содержание FeO в изученных шпинелях изменяется от 11.1 до 22.4 вес.%, с максимальными содержаниями в богатых хромом шпинелях из дунитов.

Оценки температур и давлений. Равновесные температуры и давления были определены, исходя из усреднённых составов центральных частей неизменённых зёрен минералов с использованием opx-gar барометра (Nickel, Green, 1985; Pngss) и орх-срх термометра (Taylor, 1998; ТТ98). Для нескольких образцов, в которых не был обнаружен клинопироксен, температуры оценивались термометром Са-в-орх (Brey, Köhler, 1990). Дополнительно, значения Т и Р оценивались различными комбинациями термобарометрических инструментов с целью выявления неравновесных ассоциаций и внутренних ошибок геотермометров и геобарометров. В целом, оценки Т и Р, полученные с использованием различных инструментов, согласуются между собой в пределах ошибок. Существенные расхождения наблюдаются только для двух образцов gar-spl и одного gar перидотита, что указывает на отсутствие равновесия между минералами, связанного, вероятно, с переходом шпинелевой фации перидотитов в гранатовую.

Гранатовые перидотиты с зернистой структурой характеризуются значениями Т = 784 - 1250°С и Р = 2.9 - 6.1 ГПа. Все образцы, для которых оценки давления не превышают 4 ГПа, в том числе и один высокобарический образец (6.1 ГПа), располагаются вдоль кондуктивной геотермы 40 мВт/м2, при этом образцы ксенолитов, отвечающие диапазону давлений 4-5.5 ГПа, характеризуются более широким (не ложатся на одну модельную геотерму) диапазоном температур на той же глубине (рис. 2). Разброс в значениях Т при одном Р свидетельствует о термальной неоднородности в диапазоне глубин MO-ISO км. Оценки Т и Р для деформированных перидотитов показывают, что они

были уравновешенны при более высоких значениях температур и давлений (1163

- 1350°С, 4.6 - 6.4 ГПа). Корректные оценки Р для пород Бр1 перидотитов не могут быть получены напрямую из термобарометрических расчётов. Поэтому, в настоящей работе, оценки давления были произведены проекцией Тт98 на геотерму 40 мВт/м2, близко к которой располагаются фигуративные точки гранат-содержащих ксенолитов при давлениях <4 ГПа (рис. 2). Минеральные ассоциации ер! перидотитов, предположительно, характеризуются Т= 615 — 917°С и Р = 2.1 -

3.8 ГПа.

Термальные условия и глубины выноса зернистых гранатовых перидотитов отвечают, как области стабильности графита, так и алмаза (рис. 2). Наиболее высокие давления, полученные в данной работе, отвечают глубинам порядка 220 км. Полученные оценки Р, и характер распределения Т в вертикальном профиле,

показывают, что изученные. породы представляют собой полный спектр мантийных пород, формировавших основную часть разреза литосферной мантии центральной ., части Сибирского кратона 360 млн. лет назад, что позволяет подробно исследовать редокс состояние выбранного участка мантии.

в минералах и оценки фугитивности кислорода. Оценки содержания Ге3+ в структуре породообразующих минералов мантийных ксенолитов тр. Удачная были произведены методом Мёссбауэровской спектроскопии. Значения Ре3+/2Ре в минералах определяются из соотношения интегральных интенсивностей дублетов квадрупольного расщепления (С>8). Спектры оливинов показывают почти полное отсутствие Ре3+, в редких случаях его содержание достигает 1-3%. В структуре ортопироксенов доля Ре3+ так же незначительна, не более 5-6%. Наиболее широкие диапазоны значений Ре3+/£Ре, помимо гранатов и шпинелей, установлены для клинопироксенов, Ре^/ЕРе = 0.04

— 0.12. Наибольший интерес представляют спектры гранатов и шпинелей, так как

100

- 150

200

250

р [-р|а Глубина, км

Рисунок 2. Р-Т диаграмма для ксенолитов трубки Удачная. На диаграмме приведены модельные кондуктивные геотермы по (Pollack & Chapman, 1977), переход графита (G) в алмаз (D) по (Holland & Powell, 1998), переход Spl-Lh в Gar-Lh в системах CMAS (Walter et al, 2002) и MCrS (Klemme, 2004).

содержание Fe3 в этих минералах является основным параметром при расчётах фугитивности кислорода.

В мёссбауэровских спектрах гранатов выделяется по одному дублету QS для Fe2+ и Fe3+ (рис. 3). Асимметричный дублет, соотносимый с Fe2+, характеризуется величинами QS от 3.54 до 3.57 мм/с и химического сдвига (IS) от 1.28 до 1.30 мм/с, что указывает на то, что Fe2+ катионы заселяют додекаэдры в структуре гранатов. Дублет Fe3+ (0.25<QS<0.48 мм/с и 0.14<IS<0.37 мм/с) и соотносится с положением Fe"'+ в октаэдрах. Широкие вариации параметров QS и IS дублета FeJ+, вероятно, связанны с деформацией полиэдров. Величины Fe3+/£Fe варьируют в широких диапазонах: от 0.012 до 0.104 (среднее 0.054) для gar из перидотитов с зернистой структурой и от 0.074 до 0.140 (среднее 0.104) для gar из деформированных перидотитов.

Рисунок 3. Типичные мёссбауэровские спектры граната и шпинели из перидотитов изученных регионов, снятые комнатной температуре.

Мёссбауэровские спектры шпинелей имеют два дублета QS закисного железа (рис. 3), характеризующихся значениями QS между 1.71-2.04 и 0.99-0.77 мм/с, которые соотносятся с тетраэдрической позицией в кристаллической структуре, и один дублет окисного железа с QS = 0.16-0.27 мм/с (октаэдрическая позиция). Значения Fe3+/£Fe в изученных шпинелях варьируют от 0.099 до 0.268 и не коррелируют с величинами Cr#spl, ZFeOspl и Mg#ol.

Фугитивность кислорода для мантийных ксенолитов трубки Удачная была рассчитана с помощью spl-ol-opx оксибарометра (Wood, 1991) для шпинелевых перидотитов и gar-ol-opx оксибарометра для гранатовых перидотитов, калиброванного в работе (Gudmundsson, Wood, 1995). Величины/О? приведены в

логарифмических единицах относительно фаялит-магнетит-кварцевого кислородного буфера (FMQ), т.е. в виде Alog/Ö2(FMQ).

Полученные оценки фугитивности кислорода для spl перидо+итов варьируют от +0.8 до -1.0 Alog/C^FMQ) (среднее -0.2). Зернистые gar перидотиты характеризуются вариациями /О? от -0.9 до -3.4 (среднее -2.7). Значения /02, полученные для деформированных перидотитов, основных пород формирующих нижнюю часть изучаемого разреза, варьируют от -1.8 до -4.0 (среднее -3.05).

Оценки /02 для изученных ксенолитов отрицательно коррелируют с Р и Т, то есть фугитивность кислорода понижается с глубиной в мантии под трубкой Удачная, как это было ранее установлено для кратонов Каапвааль и Слэйв.JO2 - Р тренд очевиден для полной выборки изученных образцов (линия 1 на рис. 4а) и отдельно для шпинелевой и гранатовой фаций перидотитов (за исключением двух неравновесных образцов). В целом, /Ог понижается на пять порядков (от +1 до -4 лог. ед.) с верхних горизонтов KJIM до границы с астеносферой, то есть примерно на -0.25 лог. ед. за 10 км. Практически все gar перидотиты располагаются между IW (железо-вюстит) и WM (вюстит-магнетит) кислородными буферами; все spl и один gar-spl образец характеризуются значениями /О? выше буфера WM (рис. 4а).

Рисунок 4. Зависимость fOi (лог. ед. относительно буфера FMQ) от давления (а) и температуры (б) для перидотитов трубки Удачная; символы в соответствии с рисунком 2. , Поля стабильности алмаза, графита и карбонатов разделены линиями перехода графита в алмаз по (Holland & Powell, 1998), положением

кислородных буферов EMOD/G (Eggler & Baker, 1982) и D/GCO (Frost & Wood, 1997); также приведены IW (O'Neill & Pownceby, 1993) и WM (Ballhaus et al, 1991) кислородные буферы. Положения буферов рассчитаны с Р-Т параметрами вдоль геотермы 40 mW/m2 (рис. 2). Пунктирная линия показывает переход между СОг-насыщенным флюидом и карбонатами при 1050°С и 2 ГПа (Dalton & Wood, 1993). Линия 1 -оптимальная аппроксимация

зависимости /О2 от Р (за исключением двух неравновесных образцов)

Все деформированные и часть зернистых перидотитов находятся в области стабильности алмаза, тогда как все spl и один gar-spl перидотиты в области стабильности карбонатов; несколько зернистых гранатовых и гранат-шпинелевых перидотитов относятся к полю углерода, стабильного в виде графита. Положение фигуративных точек на диаграмме Т - fO2, характеризуется сильным разбросом при Т <1000°С (рис. 46). Без учёта нескольких зернистых gar перидотитов, которые относятся к интервалу глубин 145-175 км и отличаются широкими температурными вариациями (до 250°С на одной глубине), исследованные spl и gar перидотиты, так же как и в случае Р - fOi зависимости, образуют общий тренд.

Сравнение данных о редокс состоянии литосферной мантии под центральной частью Сибирского кратона с литературными данными для кратонов Каапвааль и Слэйв представлено на рисунке 5. Полученные в настоящей работе диапазоны оценок /02, значения мощности литосферы и характер изменения fOi с глубиной, в целом, согласуются с таковыми для мантии, подстилающей кратон Слэйв. Редокс состояние литосферной мантии под Каапваальским кратоном представляется более восстановленным, в частности, в нижних горизонтах; почти все деформированные перидотиты характеризуются более низкими оценками fC>2 на определённой глубине, чем рассчитанные величины /О? для модельной примитивной мантии (пунктирная линия на рис. 5). Экстраполяция fC>2-P тренда пересекает линию IW кислородного буфера при давлении в 7.5 ГПа, что согласуется с экспериментами, подтверждающими преобладание металлической формы железа в мантии при давлениях между 7 и 8 ГПа.

Р, ГГ)а (а) Сибирский кратон

(б) кратон Каапвааль

(в)кратон Слэйв

Н, км

-5 -4 -3 -2 -1 О

4ЮдЮ2(РМО)

Рисунок 5. Зависимость /О2 (лог. ед. относительно БМС)) от давления для литосферной мантии кратонов: (а) Сибирь, трубка Удачная (данная работа), (б) Каапваальский и (в) Слэйв кратоны (лит. данные). Залитые символы в соответствии с рис. 2, незалитые символы — в минералах по данным Мёссбауэровской спектроскопии, на

половину залитые по данным йапк-метода (микрозондовый анализ).

2"е защищаемое положение. Редокс состояние литосферной мантии, подстилающей территорию Байкало-Монгольского региона, характеризуется пространственной неоднородностью и резким понижением фугитивНости кислорода при переходе от шпинелевых к гранатовым перидотитам: от +0.0 до -3.0 Alog/02(FMQ), соответственно, в диапазоне глубин от 50 до 90 километров.

Геологическая позиция. Щелочные базальты плато Дариганга (Даригангская вулканическая область, Юго-Восточная Монголия), Тариатской впадины (Южно-Хангайская вулканическая область, Центральная Монголия) и Витимского вулканического поля (Западное Забайкалье, Южная Сибирь) входят в состав рифей-палеозойского Центрально-Азиатского складчатого ' пояса, разделяющего Сибирскую и Северокитайско-Корейскую платформы. В пределах пояса установлены структуры поздних байкалид, каледонид и герцинид, существенно переработанные в позднем палеозое - мезозое процессами внутриплитного магматизма и рифтогенеза. В пределах всех изученных вулканических полей, кайнозойская магматическая активизация происходила в несколько этапов: в миоценовое (от 21 до 9.5 млн. лет), плиоценовое (5-3 млн. лет) и плейстоценовое (< 2 млн. лет назад). Состав кайнозойских вулканитов всех изученных регионов отвечает субщелочным оливиновым базальтам.'В итимское поле базальтов входит в Западно-Забайкальскую позднемезозойско-кайнозойскую вулканическую область. Изученные глубинные ксенолиты Витимского плато были обнаружены в миоценовых вулканитах. Тариатская впадина, расположенная на северо-западе Южно-Хангайской вулканической области, представляет собой грабенообразную структуру, образование которой происходило одновременно с рифтовыми озёрами Байкал и Хубсугул. Образцы мантийных ксенолитов Тариатской впадины были отобраны из базальтов плейстоценового возраста. Изученные мантийные ксенолиты из Даригангской вулканической области, представляющей собой цепь лавовых полей, протянувшихся от северо-восточного Китая до юго-восточной Монголии, в основном, были вынесены на поверхность в среднем и позднем миоцене.

Петрография, состав пород и минералов. Среди изученных пород Байкало-Монгольского региона (БМР) были выделены три основные разновидности ксенолитов: шпинелевые, гранат-шпинелевые и гранатовые перидотиты. Все перидотиты имеют средне- и крупнозернистую протогранулярную структуру, средний размер зёрен составляет 1-5 мм; среди изученных образцов не обнаружено пород с сильно деформированными структурами, хотя встречаются образцы с ориентированной табулярной

структурой. Текстуры пород, в общем, могут быть определены как массивные, с редкими проявлениями полосчатых текстур с небольшими вариациями по типам пород, размерам и формам нахождения граната и шпинели. Практически все изученные перидотиты являются лерцолитами, только три шпинелевых образца содержат 2-5 % срх и могут быть рассмотрены как гарцбургиты (рис. 16). Принципиальных различий между однотипными породами из различных регионов не установлено. Однако, среди spl перидотитов Витимского плато были выделены два подтипа (SP-1 и SP-2) исходя из их текстур, температур, равновесий минеральных ассоциаций и содержаниях spl и срх. Гранат-шпинелевые лерцолиты содержат меньше одного процента spl, 1-13 % gar и 9-16 % срх. Шпинель в основном представлена в виде включений в гранатах, и в меньшей мере интерстйциально. Гранатовые лерцолиты содержат 4-19% gar, 6-16% срх и меньше орх, чем породы содержащие шпинель. Зёрна гранатов и их агрегаты содержат включения ol и орх.

Большинство изученных ксенолитов близки к составу примитивной мантии (РМ) по содержанию окислов (вес.%) MgO (37.1-40.5, РМ - 37.8) и FeO (7.5-9.8, РМ - 8.05) и обеднены А1203 (1.25-5.1, РМ - 4.45), СаО (0.5-3.7, РМ - 3.55) и ТЮ2 (0.04-0.31, РМ - 0.21). Ксенолиты Витимского плато ближе по составу к РМ, а состав ксенолитов Дариганги и Тариата характеризуется понижением СаО, A1203 и Ті02. В целом можно заключить, что spl, gar-spl и gar перидотиты представляют собой реститы низких степеней плавления, близкие по составу, на уровне главных элементов и модального состава, к примитивной мантии, особенно в сравнении с перидотитами, представляющими кратоническую мантию (рис 1).

Mg#ol и Cr#spl варьируют от 0.882 до 0.915 и от 0.02 до 0.46, соответственно. Cr#spl положительно коррелирует с EFeO в шпинели, и в целом ниже, чем полученная для шпинелей из ксенолитов тр. Удачная. Гранаты альмандин-пиропового состава содержат 6.3-8.3 EFeO, 4.7-5.4 СаО и 0.3-1.9 Сг20з (всё в вес.%); низкие содержания Сг в сочетании с относительно низким содержанием Са отличают изученные гранаты от гранатов из кратонических перидотитов. Во многих изученных образцах, особенно в шпинелевых породах, орх характеризуются зональностью химического состава, содержание А1 и Сг понижается от центра к краю зерна в SP-1 и повышаются от центра к краю в SP-2 и гранат-шпинелевых перидотитах. Такая зональность указывает на неполный диффузионный обмен при изменении термального состояния. Низкие значения Mg#ol и Cr#spl, а также высокие модальные содержания срх и gar, подтверждают вывод о природе обсуждаемых пород, сделанный на основании валового химического состава пород.

Оценки телтератур и давлений. Равновесные Т и Р были определены, исходя из усреднённых химических составов центральных частей зёрен, с помощью той же комбинации термометров и барометров, что и в случае образцов из трубки Удачная (см. стр. 9). В целом, для образцов БМР, наблюдается хорошая согласованность, между оценками, различных термометров, что указывает на

равновесие минеральной системы. Однако, сравнение Тт98ч со значениями Т, полученными J исходя из равновесия между ol и spl (O'Neill & Wall, 1987), показало сильное расхождение только для gar-spl и SP-2 перидотитов: разница в 100-300°С, указывает на отсутствие равновесия между шпинелью и силикатами в этих типах пород.

Диапазоны Т и Р для gar и gar-spl перидотитов из щелочных | базальтов Витима и Дариганги Рисунок 6. Р-Т диаграмма для ксенолитов из составляют 980-1186°С и 1.5-2.6 базальтов Байкало-Монгольского региона (В - ГПа. Указанные типы пород, Витим, Д - Дариганга, Т - Тариат). Модельные образуют компактное поле точек

геотермы (Pollack, Chapman, 1977), переход ™ nr. п , 2

v " * между геотермами 60 и 70 мВт/м

шпинелевого лерцолита в гранатовый в системе I

CMAS (Walter, Katsura et al, 2002). (Рис- 6)" СРеДи изученных

ксенолитов из базальтов Тариата

образцы, содержащие гранат, представлены только тремя gar-spl лерцолитами (929-1091°С и 1.6-2.0 ГПа), расположенными вдоль геотермы 70 мВт/м2 (рис. 6). ! Для всех spl перидотитов БМР значения Р, как и в случае образцов из тр. Удачная, были оценены через проекцию Tj98 на модельные кондуктивные геотермы вдоль которых расположены ксенолиты содержащие гранат. Температуры для SP-1 Витима ниже, чем оценки для SP-2: 775-937°С и 1006-1109°С при 1.4-1.7 и 1.92.2 ГПа, соответственно. Температуры для spl перидотиты плато Дариганга меняются от 839 до 958°С при Р = 1.5-1.8 ГПа. Шпинелевые перидотиты Тариата отвечают диапазону Гот 670 до 1016°С при Р= 1.0-1.8 ГПа (рис. 6).

Изученные породы представляют собой полную и представительную выборку всех типов мантийных перидотитов, формирующих основную часть разреза литосферной мантии, подстилающей обсуждаемые вулканические

700 800 900 1000 1100 1200 1300

области, на момент выноса ксенолитов на поверхность в позднем кайнозое, что позволяет достаточно подробно исследовать редокс состояние выбранного участка лйтосферной мантии.

Fe /Е Fe в минералах и оценки фугитивпости кислорода. Содержание Fe3+ в структуре минералов мантийных ксенолитов БМР было определено методом Мёссбауэровской спектроскопии. Параметры мёссбауэровских спектров минералов БМР близки к полученным для минералов из ксенолитов тр. Удачной (см. стр. 10-11 и рис. 3). Fe3+/ZFe в шпинелях сильно варьирует: Витим - 0.22-0.36, Дариганга - 0.10-0.36 и Тариат - 0.12-0.24; степень окисления железа в шпинелях не коррелирует с IFeO в этом минерале и Mg#ol, но слабо зависит от Cr#spl и оценок температуры. Важно отметить, что для шпинелей Витима, средние значения Fe3 ТЕ Fe возрастают от SP-1 (0.21) к SP-2 (0.25) и до 0.30 в случае gar-spl перидотитов, что указывает на зависимость количества Fe3+ в структурах изученных шпинелей от температуры. Значения Fe3+/£Fe в гранатах варьируют от 0.021 до 0.049 для Витимских образцов и от 0.030 до 0.050 для образцов Дариганги. Эти значения ниже значений, Fe3+/EFe полученных для гранатов из перидотитов тр. Удачная (до 0.15). Низкие содержания Fe3+ (-2-5%) ближе всего к оценкам Fe3 '/SFc для гранатов из перидотитов Удачной с зернистой структурой (в среднем Fe3+ ~ 5%). Гранаты из ксенолитов БМР формируют общий тренд зависимости Fe/ZFc от Т совместно с гранатами из деформированных перидотитов Удачной.

Расчёты JO2 для ксенолитов БМР были произведены с помощью таких же оксибарометров, что и в случае образцов из трубки Удачная (см. стр. 10). Оценки JO2, для образцов Витима, основанные на spl-ol-opx оксибарометре, варьируют от +0.7 до -1.0 Alog/02(FMQ) (среднее -0.14) для spl перидотитов и от +0.6 до -0.4 Alog/OaíFMQ) (среднее +0.1) для gar-spl перидотитов; для spl перидотитов плато Дариганга Alog/02(FMQ) изменяется от +0.5 до -1.1 (среднее -0.20); в случае образцов из Тариатской впадины от +0.12 до -1.20 (среднее -0.56) и от -0.6 до -1.6 (среднее -1.0) для spl и gar-spl перидотитов, соответственно. Значения J02, полученные с использованием gar-ol-opx оксибарометра, для Витимских образцов имеют диапазоны от -1.6 до -3.0 Alog/02(FMQ) (среднее -2.45) для gar-spl перидотитов и от -2.0 до -3.0 AlogA32(FMQ) (среднее -2.6) для gar перидотитов; для gar перидотитов плато Дариганга Alog/02(FMQ) варьирует от -1.9 до -2.7 (среднее -2.3), а для единственного gar-spl лерцолита из этого региона J02 равняется -1.9 лог. ед. Таким образом, было установлено, что фугитивность кислорода для гранатовой фации перидотитов на два-три порядка ниже, чем для шпинелевой (рис. 7). Линия WM буфера разделяет шпинелевую и гранатовую

17

Рисунок 7. Диаграмма зависимости Alog/Cb (FMQ) от температуры (а) и давления (б) для перидотитов Витима (В), Дариганги (Д) и Тариата (Т) в сравнении с перидотитами, представляющими мантию под кратонами (лит. данные). Кислородные буферы EMOD/ G (Eggler & Baker, 1982), D/GCO (Frost & Wood, 1997), WM (Ballhaus et al, 1991) и IW (O'Neill & Pownceby, 1993). фации перидотитов в координатах P-T-f02 (рис. 7). Общая совокупность фигуративных точек, равно, как и для отдельных областей, образует тренд понижения фугитивности кислорода с глубиной в литосферной мантии, подстилающей Байкало-Монгольский регион. Пространственная неоднородность редокс режимов, выражена слабее, нежели неоднородность термального | состояния (рис. 6). Процесс прогрева литосферы, выраженный в частности в особенностях химического состава минералов и их модального соотношения в породах SP-2 и гранат-шпинелевых перидотитах, сопровождался, по всей видимости, окислением (поле SP-2 на рис. 7).

Практически все ксенолиты вулканических областей БМР на диаграмме Т-/О2- располагаются совместно с образцами, представляющими кратоническую мантию, Единственным исключением являются SP-2 породы, которые представляются более окисленными, чем кратонические образцы при температурах 1000-1100°С (рис. 7а). Напротив, на диаграмме P-f02 изученные перидотиты БМР находятся вне общего тренда для образцов представляющих кратоны, вследствие низкого давления при равных fö2 (рис. 76). Самые глубинные gar перидотиты БМР характеризуются восстановительными условиями, по сравнению с гранатсодержащими перидотитами, формирующими верхние горизонты кратонической литосферы, разница в значениях Alog/Ог (FMQ) может достигать 2 - 2.5 лог. ед. при равном давлении. Такая разница может

быть объяснена сочетанием высоких температур на той же глубине и более примитивного состава гранатовых перидотитов БМР в сравнении с подобными породами, отвечающими "холодной", тугоплавкой верхней части кратонической мантии.

3е защищаемое положение. Рассчитанный состав флюида в системе С-О-Н, в мантии под Сибирским кратоном и окружающим его Центрально-Азиатским складчатым поясом, меняется с глубиной, вне зависимости от мощности литосферы, от водно-углекислого в верхних горизонтах до преимущественно метанового на границе с астеносферой.

Методика расчёта С-О-Н флюида. Расчёт сосуществующего с породами литосферы многокомпонентного флюида производился с помощью теоретически разработанных уравнений состояния флюида. Состав гипотетической флюидной С-О-Н фазы (т.е. мольных долей компонентов флюида), равновесной с породами литосферной мантии Сибирского кратона и Байкало-Монгольского региона определялся двумя способами: (1) для каждого отдельного ксенолита с использованием его индивидуальных Т, Р и /О? параметров и (2) вдоль модельных кондуктивкых геотерм, характерных для изученных участков мантии. Расчёты были произведены с использованием SPECIES и COHSRK компонентов программы PerpleX (Connolly, 1995) и специальной программы, симулирующей свойства идеальной флюидной смеси в мантийных условиях, основанной на уравнениях состояния С-О-Н флюида предложенных в работе (Belonoshko, Saxena, 1992). Подробно будут рассмотрены только результаты, полученные с помощью последнего метода, который специально адаптирован для высоких температур и давлений, характерных для изученных образцов.

Состав С-О-Н флюида литосферной мантии, подстилающей Сибирский кратон.. Полученные данные свидетельствуют о том, что преобладающим компонентом флюида, в литосферной мантии под центральной частью Сибирского кратона, является вода (>50%), с наблюдаемым максимумом доли воды (>90%) в диапазоне глубин от 100 до 175 км (рис. 8). Доля воды во флюиде уменьшается с глубиной, ниже фазового перехода графита в алмаз, с одновременным увеличением порции метана. Доля С02 (или карбонатов) составляет больше 10%, при фугитивности кислорода выше буфера EMOG/D (<100 км), то есть для пород шпинелевых перидотитов формирующих верхние уровни разреза КЛМ, характерен водно-углекислый флюид (рис. 8). Оценки состава флюида для отдельно взятых образцов перидотитов трубки Удачная в целом соответствуют тренду, полученному при модельных расчётах вдоль геотермы 40 мВт/м2, но характеризуются существенным разбросом в значениях,

19

(а) мольная доля компонента во флюиде

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0

_j-1_1-1_I-1-1-1-1-1-1—

мольная доля компонента во флюиде 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0

□ □ Зерн. Spl О О Зерн. Gar # О Деформ. Gar

' СО,

Р, ГПа

Глубина,

Рисунок 8. Состав С-О-Н флюида, выраженный в мольных долях компонентов, как функция глубины (а) и фугитивности кислорода (б), сосуществующий с перидотитами тр. Удачная, (а) Символами показана доля воды во флюиде, рассчитанная исходя из индивидуальных P-T-fOi параметров для каждого ксенолита. Линиями показан состав флюида рассчитанный вдоль геотермы 40 мВт/м2 со значениями fOj, отвечающим Линии I на рисунке 4а; сплошные линии по методу (Belonoshko, Saxena, 1992), пунктирные линии - программа PERPLEX (Connolly, 1995). Залитая область отвечает диапазону глубин, характеризующихся преобладанием воды во флюиде (>90%). (б) Зависимость соотношения различных компонентов флюида, рассчитанных исходя из индивидуальных P-T-f'O? параметров ксенолитов, от фугитивности кислорода.

особенно в случае деформированных перидотитов. Эти породы формируют самую нижнюю часть литосферной мантии (160-210 км), обычно содержат больше клинопироксена и граната и имеют более высокие концентрации РЗЭ в этих минералах, чем гранатовые перидотиты с зернистой структурой, указывая на то, что деформации сопровождались метасоматозом (Ionov et al, 2010). Полученные данные показывают, что некоторые деформированные перидотиты, уравновешены с С-О-Н флюидом, содержащим 20-45% метана, то есть подразумевают взаимодействие с аномально восстановленным флюидом или расплавом, образовавшимся на глубинах >220-260 км (рис. 8). Последующее окисление таких флюидов в литосферной мантии, в соответствии с реакцией СН4 + 02 = 2НгО + С увеличивает долю воды во флюиде и способствует образованию алмазов. Достаточно высокая контрастность редокс потенциалов, в свою очередь, может вызвать, так называемое, редокс плавление, которое, если и не является главным инициатором процессов генезиса расплавов, то, по крайней мере, может вносить существенный вклад в их интенсивность.

Состав С-О-Н флюида литосферной мантии, подстилающей Байкало-Монгольский регион. Шпинелевые перидотиты Витима (в основном SP-1), Дариганги и Тариата сосуществуют с насыщенным С02 флюидом при постепенном увеличении доли воды с понижением фугитивности кислорода, в области соответствующей стабильности углерода в виде графита ниже буфера EMOD/G. При этом гранатовые перидотиты, формирующие нижнюю часть литосферной мантии, сосуществуют с водно-метановым флюидом (рис. 9). Так как единого тренда понижения фугитивности кислорода с глубиной для изученных образцов БМР установлено не было, детальный расчёт изменения /СЬ вниз по разрезу KJIM не пpeд¿тaвляeтcя возможным. Однако, существует возможность оценить вариации состава С-О-Н флюида с глубиной, выбрав реперные точки в изучаемом разрезе, которые отвечают основным уровням литосферной мантии (рис. 9). Первая выбранная точка соответствует верхним горизонтам литосферной мантии, формируемым шпинелевой фацией перидотитов (SP-1), находящихся, в среднем, при давлениях 1.5 ГПа, что соотносится с глубиной порядка 50 км (при средней плотности лерцолита - 3.4 г/см3) при температуре 850°С и фугитивности кислорода около нуля лог. ед., относительно FMQ. Для этого горизонта КЛМ, как это уже отмечалось выше, характерен водно-углекислый состав. Средняя точка соответствует уровню литосферы с давлением в 2.0 ГПа (-70 км), температурой 1000°С и фугитивностью кислорода в -1.5 Alog/02 (FMQ). Ей отвечает преимущественно водный флюид (80-85%) с подчинёнными количествами С02 и СН4. Вследствие того, что геотермический

Рисунок 9. Состав С-О-Н флюида как функция Alog/tb (FMQ), рассчитанный для образцов перидотитов Витима (В), Дариганги (Д) и Тариата (Т), с указанием доли водной фракции во флюиде, рассчитанной с индивидуальными P-T-fO? параметрами для каждого образца; сплошными линиями указан состав флюида рассчитанный вдоль геотермы 65 мВт/м2, с использованием уравнений состояния флюида (Belonoshko & Saxena, 1992). Также приведены линии положения кислородных буферов EMOD/G (Eggler & Baker, 1982) и 1W (O'Neill & Pownceby, 1993), рассчитанных вдоль геотермы 65 мВт/м . На ярлыках справа отмечены значения Т, Р и глубин соответствующих значениям fO 2 на гипотетическом тренде для образцов БМР (см. рис. 7). 21

Alog/02(FMQ)

мольная доля компонентов

градиент в обсуждаемом участке КЛМ очень высок, флюид с "водным максимумом" отвечает существенно более узкому диапазону глубин (60-85 км), нежели в мантии под кратонами, где преимущественно водный флюид соответствует глубинам 100-170 км (данные настоящей работы для Сибирского кратона). Область литосферной мантии, отвечающей самым нижним горизонтам, т.е. в непосредственной близости с астеносферой, характеризуется давлением в 2.5 ГПа (глубина около 90 км) и температурой в 1150°С, при понижении фугитивности кислорода до -3.0 лог. ед. относительно буфера БМС). При таком соотношении Т-Р и /О? флюид имеет водно-метановый состав, с небольшой долей Н2. Если предположить, что фугитивность кислорода продолжает понижаться с глубиной с той же интенсивностью, металлическое железо (стабильность

>5

Ъ 5

I 3

° 1

сз Ц

Сибирский кратон

5р|-перид0титы

даг-перидотиты .............

графит

даг-перидотиты

деформированные

перидотиты .......

Глубина, км

Байкало-Монгольский регион

Цй^вЭДотты. _ даг-перидотиты

' " " " "л*о"д"о"("м<5)

-1250°С

Глубина, км

Рисунок 10. Схематический разрез литосферной мантии, подстилающей изученные регионы. "Редокс" граница между астеносферой и литосферой соответствует положению IV/ буфера, ниже этой границы характер изменения /О? резко отличается от такового в литосферной мантии, а железо стабильно в металлической форме.

которого определяет 1\¥ буфер) может быть стабильно при -4 Д1о(РМС>), <3 ГПа и 1250°С, то есть уже на глубине порядка 100 километров, при том, что в случае КЛМ под Сибирским кратоном, можно ожидать появления железа с нулевой валентностью только на глубинах > 250-270 км (рис. 10). Если продлить тренды Р-/02, полученные для перидотитов Удачной и БМР, до пересечения с 1\У буфером, то мощность такой "редокс" литосферы будет совпадать с мощностью термальной литосферы. На рисунке 10 приведён схематический разрез литосферной мантии, который основан на полученных в настоящей работе данных. Буфер 1\¥ маркирует границу между астеносферой и литосферой на

глубине около 270 км под Сибирским кратоном и на глубине около 100 км под складчатым поясом, в состав которого входит БМР, при этом фугитивность кислорода будет на 5 и 4 порядков ниже буфера БМО, соответственно.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате изучения структурно-текстурных особенностей, химического и модального минералогического составов мантийных ксенолитов из кимберлитов трубки . Удачная (Сибирский кратон) и щелочных базальтов Байкало-Монгольского региона (Центрально-Азиатский складчатый пояс), химического состава их минералов с уточнением соотношения разновалентных форм железа методом Мёссбауэровской спектроскопии и последующего расчёта температур, давлений и фугитивности кислорода равновесия минеральных ассоциаций, а так же состава С-О-Н флюида, в дополнение к сформулированным защищаемым положениям, можно сделать следующие выводы.

Метод Мёссбауэровской спектроскопии является точным и достоверным способом определения степени окисления железа в минералах мантийных ксенолитов, и, несмотря на свою рутинность, позволяет производить систематические исследования, направленные на решения различных геологических задач.

Результаты расчёта фугитивности кислорода определяются, в основном, значениями Ре3'/ТРе в гранатах и шпинелях. Однако это не позволяет напрямую, основываясь только на Ре3 71 Ре в минералах, оценивать величину фугитивности, так как вклад температуры и давления в расчёт очень высок.

Неоднородное термальное состояние КЛМ Сибирского кратона в районе трубки Удачная, на момент выноса ксенолитов 360 млн лет назад: от 35 до 45 мВт/м2 кондуктивной геотермы, вероятно, объясняются серией термальных пертурбаций предшествующих выносу ксенолитов на поверхность.

Фугитивность кислорода влияет на характер распределения РЗЭ в гранатах из перидотитов тр. Удачная. Полученные зависимости позволяют заключить, что мантийный метасоматоз может вызвать как окисление, так и восстановление пород литосферной мантии, в зависимости от источника расплава/флюида и характера их взаимодействия с вмещающими породами.

Породы КЛМ, подстилающей изученные области проявления щелочного вулканизма в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса, находятся в неоднородном термальном состоянии, отражающем с одной стороны эволюцию тепловых режимов в целом, а с другой, связанном с возможным воздействием на

23

породы перидотитов горячих расплавов при просачивании.

Рассчитанный состав мантийного флюида в системе С-О-Н, принимает восстановленную форму, то есть содержит значимые количества СН4 и Н2, на границе между литосферой и астеносферой в мантии под кратонами и окружающими их складчатыми поясами. Установленное изменение состава флюидной фазы, оставляет принципиальную возможность для осуществления двух механизмов редокс плавления: за счёт окисления метана и свободного углерода.

Кислородная буферная реакция 1\¥ маркирует границу между литосферной и астеносферной мантией на глубине около 270 км под центральной частью Сибирского кратона и на глубине около 100 км под Центрально-Азиатским складчатым поясом, в состав которого входят изученные области Байкало-Монгольского региона, при этом фугитивность кислорода, соответственно, на пять и четыре порядков ниже фугитивности кислорода буфера РМ<3.

Список основных работ, опубликованных но теме диссертации.

1. Goncharov A.G., Saltykova A.K. Iron valence in minerals of xenoliths and redox state of the upper mantle (by Mössbauer spectroscopy data) // Hyperfine Interaction. 2008. 186:187-192.

2. Глёбовицкий В.А., Никитина JT.П., Вревский А.Б., Пушкарев Ю.Д., Бабушкина М.С., Гончаров А.Г. Природа химической неоднородности континентальной литосферной мантии // Геохимия. 2009. № 9. С. 910-936.

3. Бабушкина М.С., Никитина Л.П, Гончаров А.Г., Пономарева Н.И. Формы и объёмы воды, захороненной в структуре минералов мантийных перидотитов: связь с термальными и окислительно-восстановительными условиями в верхней мантии // Записки РМО. 2009. №1. с. 3-19.

4. Никитина Л.П., Гончаров А.Г. Метод мёссбауэровской спектроскопии и его применение в минералогии и петрологии. СПб.: Изд-во СПбГУ, 2009. 128 с.

5. Никитина Л.П., Гончаров А.Г., Салтыкова А.К., Бабушкина М.С. Окислительно-восстановительное состояние континентальной литосферной мантии Байкапо- Монгольской области // Геохимия. 2010. № 1. С. 9-28.

6. Гончаров А.Г., Никитина Л.П. Применение мёссбауэровской спектроскопии для определения окислительно-восстановительного потенциала верхней мантии // Известия РАН. Серия физическая. 2010, том 74, № 3, с. 451^15.

7. Вревский А.Б., Глёбовицкий В.А., Гончаров А.Г., Никитина Л.П., Пушкарев Ю.Д. Континентальная литосферная мантия под разновозрастными структурами земной коры: химический состав, термальное состояние, эволюция // Вестник ОНЗ РАН. 2010. С. 69-76.

8. Гончаров А.Г. Методические вопросы определения фугитивности кислорода в мантий // Сборник трудов молодых учёных ИГГД РАН. СПб.: Изд-во Политехи, ун-та. 2010. Стр. 256-294.

9. Глёбовицкий В.А., Никитина Л.П., Гончаров А.Г., Боровков Н.В., Сироткин А.Н. Деплетированное и обогащённое вещество в верхней мантии Шпицбергена (данные мантийных ксенолитов) // Доклады АН. 2011. Т. 439. №3. С. 389-393.

10. Никитина Л.П., Вревский А.Б., Глёбовицкий В.А., Гончаров А.Г., Богомолов Е.С. Геохимия Sm и Nd в ксенолитах континентальной литосферной мантии и коматиитах // Региональная геология и металлогения. 2011. № 47. С. 55-69.

11. Гончаров А.Г. Степень окисления железа и его распределение в структуре ромбических пироксенов из мантийных перидотитовых ксенолитов (данные мёссбауэровской спектроскопии) // Материалы XVIII молодёжной

конференции, посвященной памяти К.О. Кратца. Санкт-Петербург, 2007. С. 133-135.

12. Goncharov A.G., Saltykova А.К. Iron valency in minerals of xenoliths and redox state of the upper mantle (by Mossbauer spectroscopy data) // International Conference on the Applications of the Mossbauer Effect. Kanpur. 2007. Abstract Book - T6-P29.

13. Вревский А.Б., Глебовицкий B.A., Гончаров А.Г., Никитина Л.П., Пушкарев Ю.Д. Континентальная литосферная мантия под разновозрастными структурами земной коры: химический состав, термальное состояние, эволюция // Материалы X Международной конференции "Физико-химические и петрофизические исследования в науках о Земле" памяти проф. Ю.С. Геншафта. Москва. 2009. с. 84-86.

14. Goncharov A.G. Mossbauer study of natural orthopyroxenes of three-componential composition // Abstracts of International Conference on the Applications of the Mossbauer Effect (1С AME). Vienna. 2009. p. 164.

15. Goncharov A.G., Nikitina L.P. Thermal and redox heterogeneity of the upper mantle beneath the Baikal-Mongolia region (based on mantle xenoliths studies) // Abstracts of International symposium "Large igneous provinces of Asia, mantle plumes and metallogeny". Novosibirsk. 2009. p. 104-108.

16. Goncharov A., Ionov D., Doucet L.-S., Ashchepkov I. Redox state of lithospheric mantle in central Siberian craton: A Mossbauer study of peridotite xenoliths from the Udachnaya kimberlite // Goldschmidt Abstracts. Mineralogical Magazine. 2011. Vol. 75 (3). p.930.

17. Goncharov A. and Ionov D. Redox state of cratonic and off-craton lithospheric mantle: new Mossbauer data from garnet and spinel peridotites // Geophysical Research Abstracts, Vol. 14, EGU2012-10633, 2012.

18. Solovjeva L., Goncharov A., and Kalashnikova T. The influence of Middle Paleozoic Yakutian plume on the geochemical modification of Siberian craton lithosphere // Geophysical Research Abstracts, Vol. 14, EGU2012-13948, 2012.

Подписано к печати 16.04.2012. Печ. л. 1,4. Уч.-изд. л. 1,0 Формат 60x90/16. Тираж 100 экз

Ротапринт ВНИИОкеангеология 190121 С.-Петербург, Мойка, 120

Текст научной работыДиссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Гончаров, Алексей Георгиевич, Санкт-Петербург

61 12-4/125

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И ГЕОХРОНОЛОГИИ ДОКЕМБРИЯ

Российской академии наук

На правах рукописи

ГОНЧАРОВ АЛЕКСЕЙ ГЕОРГИЕВИЧ

РЕДОКС СОСТОЯНИЕ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЛИТОСФЕРНОЙ МАНТИИ: Ре3+/ИЕе МИНЕРАЛОВ МАНТИЙНЫХ КСЕНОЛИТОВ ПО ДАННЫМ МЁССБАУЭРОВСКОЙ СПЕКТРОСКОПИИ

25.00.04 - ПЕТРОЛОГИЯ, ВУЛКАНОЛОГИЯ

ДИССЕРТАЦИЯ НА СОИСКАНИЕ СТЕПЕНИ КАНДИДАТА ГЕОЛОГО-

МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ НАУК

НАУЧНЫЙ РУКОВОДИТЕЛЬ Доктор геолого-минералогических наук, Профессор Л.П. Никитина

САНКТ-ПЕТЕРБУРГ 2012

ВВЕДЕНИЕ 5

ГЛАВА 1. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЛИТОСФЕРНОЙ МАНТИИ ЗЕМЛИ 12

ГЛАВА 2. ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ ПАРАМЕТРЫ ЛИТОСФЕРНОЙ МАНТИИ (ОБЗОР ПУБЛИКАЦИЙ) 22

ГЛАВА 3. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ РАЙОНОВ ИССЛЕДОВАНИЯ И ОПИСАНИЕ ОБРАЗЦОВ 43

ГЛАВА 4. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ 54

ГЛАВА 5. ТЕРМАЛЬНОЕ И РЕДОКС СОСТОЯНИЕ ЛИТОСФЕРНОЙ МАНТИИ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ СИБИРСКОГО КРАТОНА 69

ГЛАВА 6. ТЕРМАЛЬНОЕ И РЕДОКС СОСТОЯНИЕ ЛИТОСФЕРНОЙ МАНТИИ БАЙКАЛО-МОНГОЛЬСКОГО РЕГИОНА (БМР) 94

ГЛАВА 7. НЕОДНОРОДНОСТЬ РЕДОКС СОСТОЯНИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЛИТОСФЕРНОЙ МАНТИИ, ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ИЗУЧЕННЫЕ РЕГИОНЫ И СОСТАВ СОСУЩЕСТВУЮЩЕГО С-О-Н ФЛЮИДА 119

ЗАКЛЮЧЕНИЕ 132

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 134

ПРИЛОЖЕНИЯ 156

Принятые сокращения И

Редокс - окислительно-восстановительное состояние (сокр. от англ. reduction-oxidation)

KJIM - континентальная литосферная мантия

LVZ - зона пониженных скоростей (от англ. low-velocity zone)

LAB - граница между астеносферой и литосферой Земли (от англ. lithosphere and asthenosphere boundary)

01 - оливин

Cpx - клинопироксен

Орх - ортопироксен

Gar - гранат

Spl - шпинель

Mg# - магнезиальность (Mg/Mg+Fe) в а.е. Сг# - хромистость (Сг/Сг+А1) в а.е. Hz - гарцбургит Lh - лерцолит Wh - верлит

QS - квадрупольное расщепление [мм/с] IS - химический сдвиг [мм/с] I - интегральная интенсивность

HW - полуширина (ширина линии на полувысоте) [мм/с]

/02 - фугитивность кислорода [лог. ед.]

Р - давление [кбар, ГПа]

Т - температура [К, °С]

W91 - ol-opx-spl оксибарометр Wood (1991)

GW95 - gar-opx-ol оксибарометр Gudmundsson & Wood (1995)

NG85 - gar-opx барометр (Nickel & Green, 1985)

Т98 - орх-срх термометр (Taylor, 1998)

ВК90 - Ca-in-opx термометр (Brey & Kohler, 1990)

KB90 - ol-cpx термометр (Kohler & Brey, 1990)

NG10 - gar-opx термометр (Nimis & Griitter, 2010)

OW87 - ol-spl термометр (O'Neill & Wall, 1987)

OW79 - gar-ol термометр (O'Neill & Wood, 1979)

N10 - gar-opx термобарометр (Никитина и др., 2010)

HRM - водное редокс плавление (от англ. hydrous redox melting)

CRM - углекислое редокс плавление (от англ. carbonation redox melting)

МС - Мёссбауэровская спектроскопия

ЕРМА - электронно-микрозондовый анализ (от англ. electron probe microanalysis)

SEM-EDS - энерго-диссперсионный анализ на базе сканирующего электронного микроскопа (от англ. scanning electron microscopy with energy-dispersive X-ray spectroscopy)

XPS - рентгеновскиая фотоэлектронная спектроскопия (от англ. X-ray photoelectronic spectroscopy)

XANES - спектроскопия рентгеновского поглощения на краю линии (от англ. Х-гау Absorption Near-Edge Spectroscopy)

RIXS - метод резонансного неупругого рассеяния (от англ. resonant inelastic X-ray scattering)

Кислородные буферы:

FMQ - фаялит-магнетит- кварц (fayalite-magnetite-quartz) WM - вюстит-магнетит (wustite-magnetite) IW - железо-вюстит (iron- wiistite)

EMOD/G - энстатит-магнезит-оливин-алмаз/графит (enstite-magnesite-olivine-diamond/graphite)

D/GCO - алмаз/графит-С02 (diamond/graphite-C02) D/GCO - алмаз/графит-С02

ВВЕДЕНИЕ Актуальность работы

Мантийные ксенолиты, которые выносятся на поверхность кимберлитовыми магмами, щелочными базальтами и их близкими аналогами, представляют исчерпывающую информацию о составе и строении литосферной мантии на момент выноса ксенолитов на поверхность. Благодаря интенсивному изучению мантийных ксенолитов, начиная с середины XX века, накоплен значительный объём информации о минералогии и химическом составе верхней мантии, её термальном и редокс состоянии, характере процессов плавления, метасоматоза и деформаций в ней происходящих. Во внутриплитных континентальных обстановках литосферную мантию обычно подразделяют на мантию, подстилающую древние платформы (кратоны) и, окружающие их, более молодые, тектонически активные области. Ксенолиты мантийных пород, которые выносятся преимущественно кимберлитами в пределах древних кратонов, и щелочными базальтами в складчатых областях, показывают наличие существенных различий в строении, составе и мощности между этими двумя типами литосферной мантии.

Сохраняющееся во время выноса на поверхность, химическое равновесие между минералами мантийных ксенолитов создаёт возможность оценки распределения температур с глубиной в верхней мантии Земли. Для расчёта температур (Т) и давлений (Р) используются различные твёрдофазовые термометры и барометры, которые основаны на зависимости обмена химическими элементами между минеральными фазами в породе при различных условиях (Boyd, 1973; Brey, Köhler, 1990; Finnerty, Boyd, 1987; Glebovitsky, Nikitina et al, 2004; Nickel, Green, 1985). Наряду с температурой и давлением, фугитивность кислорода (j02), играет ключевую роль в процессах, протекающих в литосфере Земли - влияет на стиль физического и химического взаимодействия между отдельными частями мантии и на характер её взаимодействия с корой (Никитина, Гончаров и др., 2010; Соболев, 1964; Eggler, Baker, 1982; Foley, 2011; Frost, McCammon, 2008; Wood, Bryndzya et al, 1990). Фугитивность кислорода определяет состав сосуществующих с породами мантии флюидов в системе С-О-Н, которые в свою очередь, в значительной степени влияют на температуру солидуса мантийных пород (Кадик, 2006; Литасов, 2011; Перчук,

2000; Рябчиков, 1988; Рябчиков, 2000; Eggler, 1978; Foley, Yaxley et al, 2009; Taylor, 1985), а, следовательно, на их состав и глубину образования. Генезис мантийных пород, и степень их вовлеченности в процессы дегазации и метасоматоза, так же зависят от редокс обстановок (Кадик, 2006; Литасов, 2011; Green, Hibberson et al, 2010; Holloway, 1998; Kadik, 1997; Presnall, Gudfmnsson, 2011). На уровне составов пород и минералов, f02 определяет коэффициент распределения Н20 между расплавом/минералом, стабильность углеродных соединений, особенно переход от алмаза к карбонатам за счёт окисления, без существенных изменений Т-Р параметров, и оказывает влияние на содержание Fe3+ и ОН" компонентов в минералах, и как следствие может существенно повлиять на изменение физических свойств пород, например, электропроводности и вязкости (Frost, 1991; Frost, McCammon, 2008; Ryerson, Durham et al, 1989). Большинство исследователей, изучающих редокс состояние КЛМ, сходятся на том, что оно неоднородно под различными, по возрасту и строению, структурами земной коры и имеет тенденцию варьировать с глубиной в пределах нескольких порядков (Кадик, 2006; Симаков, 2003; Ballhaus, 1993; Ballhaus, Berry et al, 1990; Bryndzia, Wood et al, 1989; Foley, 2011; Frost, 1991; Frost, McCammon, 2008; Ionov, Wood, 1992; Wood, Bryndzya et al, 1990).

Редокс состояние КЛМ, выраженное количественно через величину f02, определяется, в первую очередь, соотношением разновалентных форм железа в структуре минералов мантийных пород, а во-вторых, величинами температур и давлений. Для пород литосферной мантии оценки f02 производятся с помощью твёрдофазовых оксибарометров, основанных на экспериментально калиброванных минеральных реакциях с участием кислорода и железосодержащих минералов (Ballhaus, Berry et al, 1991; Gudmundsson, Wood, 1995; O'Neill, Wall, 1987; Wood, Bryndzya et al, 1990). Обзор зарубежных и отечественных публикаций посвящённых редокс состоянию КЛМ изучаемых регионов (Кадик, 1988; Кадик, 1994; Кадик, Соболев и др., 1989; Литасов, 2000; Овчинников, Никитина и др., 2005; Похиленко, 2006; Ashchepkov, Pokhilenko et al, 2010; Ionov, Wood, 1992; Simakov, 2006; Sobolev, 1999) показывает наличие большого объёма информации о термальном и редокс состоянии верхней мантии. На данный момент систематические изучения редокс состояния КЛМ, подстилающей древние кратоны, произведены для кратонов Каапвааль (Creighton et al., 2009; Lazarov et al, 2009; Woodland and Koch, 2003) и

Слэйв (Creighton et al., 2010; McCammon and Kopylova, 2004). Также, можно отметить дефицит экспериментальных определений содержания Fe3+ в минералах ксенолитов, на которых основываются корректные оценки значений f02. Практически полное отсутствие такого рода данных для гранатовой фации перидотитов, областей вне кратонов в целом, и Байкало-Монгольского региона в частности, и плохая изученность, в обсуждаемом ключе, разреза KJ1M под Сибирским кратоном, делают данное диссертационное исследование актуальным.

Цель диссертации

В настоящей диссертационной работе основной целью являлось исследование редокс состояния континентальной литосферной мантии, подстилающей центральную часть Сибирского кратона (трубка Удачная) и вулканические области Байкало-Монгольского региона (Витим, Тариат и Дариганга), выяснение масштабов вариаций фугитивности кислорода, и их связь с термальными режимами и составом С-О-Н флюида.

Задачи исследования

1. Изучить структурно-текстурные особенности, химический и модальный минералогический состав мантийных ксенолитов.

2. Определить химический состав минералов мантийных ксенолитов, с уточнением соотношения разновалентных форм железа методом Мёссбауэровской спектроскопии.

3. Рассчитать температуры и давления равновесия минеральных ассоциаций мантийных ксенолитов с помощью методов твёрдофазовых термометров и барометров; на основании этих данных, определить характер распределения температур с глубиной и мощность литосферы под изучаемыми регионами.

4. Рассчитать фугитивность кислорода равновесия минеральных ассоциаций мантийных ксенолитов с помощью твёрдофазовых оксибарометров и оценить масштабы вариаций фугитивности кислорода в вертикальном профиле литосферной мантии.

5. Оценить состав, сосуществующего с изученными породами, мантийного флюида в системе С-О-Н и определить характер вариаций его состава с глубиной и связь с термальным состоянием и мощностью литосферы.

Фактический материал и методы исследования

Для проведения настоящего исследования были выбраны включения мантийных пород из кимберлитов трубки Удачная (Далдынское поле, Восточная Сибирь) и щелочных базальтов плато Дариганга (Даригангская вулканическая область, Юго-Восточная Монголия), Тариатской впадины (Южно-Хангайская вулканическая область, Центральная Монголия) и Витимского вулканического поля (Западное Забайкалье, Южная Сибирь). Коллекция образцов мантийных ксенолитов трубки Удачная, включённых в настоящее исследование, состоит из 42 образцов гранатовых и шпинелевых перидотитов. Коллекции мантийных ксенолитов из кимберлитов трубки Удачная были предоставлены Д.А. Ионовым (Université Jean Monnet), И.В. Ащепковым (ИГМ СО РАН), К.Н. Егоровым (ИЗК СО РАН) и Н.В. Владыкиным (ИГ СО РАН). Коллекция образцов мантийных ксенолитов из щелочных базальтов Байкало-Монгольского региона, включённых в настоящее исследование, состоит из 37 образцов гранатовых (13), гранат-шпинелевых (15) и шпинелевых (9) перидотитов Витимского плато; 13 образцов грантовых (9) и шпинелевых (4) перидотитов из вулканитов плато Дариганга; и 8-ми образцов шпинелевых перидотитов из Тариата. Образцы мантийных ксенолитов были предоставлены в разное время И.В. Ащепковым (ИГМ СО РАН), Д.А. Ионовым (Université Jean Monnet) и В.В. Ярмолюком (ИГЕМ РАН).

Материал мантийных ксенолитов, включённых в данную работу, был достаточно планомерно исследован на различных уровнях (химический состав минералов и пород, изотопно-геохимические характеристики) в предыдущих и пересекающихся проектах. В настоящем исследовании приводятся только новые данные, касающиеся составов пород и минералов образцов для которых подобные исследования не были проведены раньше. Для всех представленных образцов приводятся оценки Fe3+/£Fe минералов (в основном гранатов и/или шпинелей) необходимых для расчётов фугитивности кислорода и состава флюида.

Валентное состояние железа и его распределение в структуре минералов изучалось методом Мёссбауэровской спектроскопии в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН при комнатной температуре на установке "СМ-1201". Источниками у-излучения служил 57Со в матрице Cr активностью от 30 до 50 мКи. Химический состав минералов на уровне главных элементов: оливинов, ромбических и моноклинных пироксенов, гранатов и шпинелей был определён методом SEM-EDS в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН на сканирующем электронном микроскопе JEOL JSM-6510LA с энерго-дисперсионной приставкой JED-2200.

Научная новизна и практическая значимость

В работе впервые приведены систематические определения методом Мёссбауэровской спектроскопией соотношения двух- и трёхвалентного железа в структуре минералов мантийных ксенолитов из изучаемых регионов. Для литосферной мантии, подстилающей центральную часть Сибирского кратона, впервые, реконструирован полный редокс профиль для диапазона глубин от 60 до 220 км. На основании полученных данных установлена степень неоднородности редокс состояния, приведены оценки формы нахождения свободного углерода (алмаз/графит/карбонат-С02) и компонентов флюидной фазы (Н20, С02, СО, СН4 и Н2). Впервые, для литосферной мантии под вулканическими областями Байкало-Монгольского региона установлено резкое изменение редокс условий при переходе от шпинелевых перидотитов к гранатовым и изменение состава флюида от Н20-С02 к Н20-СН4 в пределах глубин 50-90 км.

Полученные данные рассматривались в контексте опубликованных ранее данных по выбранным объектам и их близким аналогам, с привлечением данных из смежных областей знаний, касающихся эволюции и строения литосферной мантии. Такой подход способствует прогрессу в понимании эволюции и специфики литосферной мантии, как на уровне отдельных объектов и их типов, так и в планетарном масштабе. Принципиальный подход к изучению ксенолитов заключался в рассмотрении каждого ксенолита как отдельного геологического тела с индивидуальными особенностями образования и дальнейшей эволюции, а так же в использовании единого подхода при оценках T-P-f02 параметров, что позволило

провести корректное сравнение термальных и редокс обстановок для различных типов пород и регионов. Представляемые к защите данные будут полезны при построении геодинамических реконструкций литосферы, интерпретации геофизических данных, моделировании условий и глубин генерации магм, образующихся, в том числе за счёт редокс плавления, а так же при оценках стабильности и генезиса алмазов.

Основные защищаемые положения

1. Редокс состояние литосферной мантии центральной части Сибирского кратона, в районе кимберлитовой трубки Удачная, неоднородно и характеризуется общим понижением фугитивности кислорода от +1.0 до -4.0 Л1о^02(РМ(2) на глубинах от 70 до 220 километров.

2. Редокс состояние литосферной мантии, подстилающей территорию Байкало-Монгольского региона, характеризуется пространственной неоднородностью и резким понижением фугитивности кислорода при переходе от шпинелевых к гранатовым перидотитам: от +0.0 до -3.0 Л1о£/02(РМС)), соответственно, в диапазоне глубин от 50 до 90 километров.

3. Рассчитанный состав флюида в системе С-О-Н, в мантии под Сибирским кратоном и окружающим его Центрально-Азиатским складчатым поясом, меняется с глубиной, вне зависимости от мощности литосферы, от водно-углекислого в верхних горизонтах до преимущественно метанового на границе с астеносферой.

Благодарности

Автор благодарит И.В. Ащепкова, Д.А. Ионова, К.Н. Егорова, Н.В. Владыкина и В.В. Ярмолюка за предоставленные для исследования коллекции мантийных ксенолитов.

Автор глубоко признателен и высоко ценит помощь научного руководителя диссертации Л.П. Никитиной и научного руководителя совместного PhD проекта во Франции Д.А. Ионова.

Искреннюю благодарность автор выражает сотрудникам ИГГД РАН Ю.Д. Пушкарёву, М.С. Бабушкиной, Н.В. Боровкову, Н.М. Королёву, Д.В. Доливо-Добровольскому, В.А. Матрёничеву, О.Л. Таланкиной и П.Я. Азимову за их интерес и помощь при обсуждении полученных результатов, а так же администрации ИГГД РАН, в лице директора института А.Б. Вревского и заведующего лабораторией петрологии В.А. Глебовицкого, за всестороннюю поддержку работы на всех этапах её выполнения.

Автор выражает благодарность сотрудникам Центра изотопных исследований ВСЕГЕИ A.B. Антонову и А.К. Салтыковой за их интерес к исследованию вещества мантийных ксенолитов, а так же всем научным и техническим сотрудникам кафедры геологии в Университете Ж. Монне (Université J. Monnet, Saint-Etienne) во Франции, и особенно её руководителю J.-Y. Cottin и сотрудникам А. Benard, L.-S. Doucet и А. Villaros за гостеприимство, техническую помощь и консультации.

Отдельную благодарность автор выражает своей семье, без поддержки которой проведение данного исследования было бы невозможным.

ГЛАВА 1. Общая характеристика литосферной мантии Земли

Изучение литосферной мантии Земли, безусловно, требует междисциплинарного подхода. Для понимания процессов её эволюции и взаимодействия с другими оболочками планеты, необходимо максимально чётко представлять себе имеющиеся на данный момент знания, полученные и сформированные в различных областях науки. Исследования, посвящённые изучению литосферы, очень обширны, это, с одной стороны, является признаком большого интереса исследователей, ввиду многогранности проблемы, а с другой, отражением сложности выбранного природно