Общая-геохимия.-Иркутск-2019 (1) (856215), страница 22
Текст из файла (страница 22)
На глубине 350 км при температуре ниже 1500 °С пироксени гранат испытывают серию фазовых переходов в мейджорит (мейджоритовый гранат) со структурой граната с увеличением плотности граната на 10 % [Жарков, 2012, Allegre, 1995]. Ряд других источников также свидетельствуют о существовании полиморфного перехода на глубине 350 км [Добрецов, Кирдяшкин, Кирдяшкин, 2001].4.
На глубине около 410 км при термобарических условиях13–14 Гпа и 1300–1500 °С фазовый переход является преобразованием оливина (Mg2SiO4), находившегося в структуре ромбическогоортопироксена, из фазы α в фазу β (вадслеит) со структурой ромбического диортопироксена [Тараканов, Веселов, 2014]. При даль118нейшем увеличении давления вадслеит принимает структуру шпинели, увеличивая свою плотность на 8 %, а пироксен почти полностью переходит в гранат (рис. 41–43).5. Перестройка кристаллической структуры минералов, когдаβ-оливин (вадслеит) принимает структуру γ-оливина (рингвудит)(рис.
43), происходит при давлении не менее 18 ГПа, что соответствует глубине 520 км [Shearer, 1990]. В результате чего в интервале 410–670 км (нижняя астеносфера) образуется однородное вещество, состоящее из 57 % шпинели, 43 % граната и 4 % пироксеноввысокого давления. Плотность мантии в этом интервале увеличивается до 3,66 г/см3. Важнейший компонент химического состава зоны 410–670 км – вода, минералами-концентраторами которой являются вадслеит и рингвудит. Запас воды здесь, по некоторымоценкам, составляет ~0,1 вес. %, что эквивалентно покрывающейповерхность Земли водной оболочке мощностью 1 км [A systematicstudy of OH … , 2005].6.
На границе верхней и нижней мантии (670 км) наблюдаетсярезкое и сильное возрастание сейсмических скоростей. Здесь вероятно происходит следующий фазовый переход (рис. 43): шпинель ивходящие в состав граната силикаты магния, железа и алюминияпринимают структуру ильменита (91 %), а γ-оливин переходит вмагнезиовюстит ((Mg,Fe)O) (или ферропериклаз) и постперовскит((Mg,Fe)SiO3) (или бриджманит).Рис. 42.
Фотографии полиморфных модификаций минералов мантии[https://home.hiroshima-u.ac.jp/kawazoe/html/Kawazoe03-Crystal-EN.html]119Рис. 43. Схема фазовых переходов минералов в верхней мантии сглубиной (по: [Shear deformation of polycrystalline ... , 2010] с изменениями)Строение нижней мантии существенно менее изучено посравнению с верхней мантией, а возможный петрологический состав вытекает в основном из экспериментальных данных, полученных в условиях близких к давлению и температуре, характернымдля глубин 700–2900 км. Например, предполагается, что на глубинеот 700 до 1700 км среди минералов преобладают перовскитовыефазы и магнезиовюстит со структурой типа CaCl2 [Kingma, Cohen,Hemley, 1995]. Далее идет зона раздела, где при давлениях в 70 ГПа(глубина порядка 1700 км) отмечена металлизация вюстита (FeO)[Oganov, Price, 2005; Oganov, Geoffrey, Scandolo, 2005].
При больших давлениях отмечается перестройка кремнезёма в стишовит сромбической структурой типа рутила (TiO2).На глубине 2000–2200 км происходит перестройка стишовитав структуру α-РbО2 [Experimental and theoretical … , 1997], в настоящее время установленную в метеоритах и названную зейфертитом.На этих же глубинах при давлении порядка 90 ГПа также установлено начало перехода из высокоспинного в низкоспинное состояние атомов железа в структуре магнезиовюстита [Iron partitioning inEarth’s … , 2003]. Полиморфные переходы вещества мантии в зонераздела II приводят к существенному увеличению плотности породи скачку скорости упругих колебаний.Участок нижней мантии 2200–2900 км характеризуется дальнейшим увеличением плотности пород и плавным нарастанием ско120рости сейсмических волн.
Предполагается, что вещество нижнеймантии состоит преимущественно из постперовскита (Mg,Fe)SiO3 имагнезиовюстита [Experimental evidence for … , 2004]. Молярное отношение между этими минералами варьирует от 2:1 до 3:1. Вюстит имагнезиовюстит являются основными «переносчиками» железа внижней мантии, да и в мантии вообще. Причём объёмная доля магнезиовюстита не превышает 19 % [Ross, 1997].
Под действием высоких давлений двухвалентное железо переходит в трёхвалентное, которое остаётся в структуре минерала. Одновременно при этом выделяется нейтральное железо, которое переходит в ядро [Experimentalevidence for … , 2004]. Вероятно, эти процессы дифференциациимантийного вещества наиболее активно протекают в слое D″ (2700–2900 км). Объясняется это тем, что вюстит и магнезиовюстит в условиях высоких давлений характеризуются нестехиометрией состава,дефектами атомных решеток, политипией, изменением магнитногоупорядочения, связанного с изменением электронной структурыатомов железа [Oganov, Price, 2005; Oganov, Geoffrey, Scandolo,2005; Ono, Oganov, 2005].Самые нижние участки мантии (в пределах 300 км) над разделом Гутенберга (сейсмологи выделяют их в качестве слоя D″) характеризуются небольшим снижением скоростей сейсмическихволн, предположительно обусловленным возрастанием температурного градиента вблизи границы ядра и мантии.Проведенные в самые последние годы лабораторные эксперименты позволяют предполагать, что в данном слое происходит реакция внешнего ядра с силикатной мантией, в результате которойперовскит и ильменит разлагаются на металлическую и неметаллическую фазы [Бахтин, 2009].
Этот процесс дифференциации приводит к росту железистого ядра Земли и перемешиванию ее мантийной оболочки.Происходит распад железосодержащих минералов в слое D″ сотжатием части железа в ядро. Процесс распада приводит к возникновению тепломассопотоков (плюмов), которые поднимаются сграницы ядро – мантия вверх [Morgan, 1972]. При этом наблюдается «размыв» верхней границы нижней мантии.Петрология и модельный состав мантииИмеется несколько источников сведений о составе и строениимантии. Они включают:1211. Прямые:• выходы мантийных пород на земную поверхность, такиекак масивы альпинотипных ультрамафитов и офиолитов;• ксенолиты мантийных пород.2.
Не прямые:• вулканиты, образующиеся при плавлении мантии;• геофизические свойства, включая тепловой поток, плотность и скорости сейсмических волн;• состав хондритов.Глубинные ксенолиты (наряду с геофизическими и экспериментальными данными) являются важнейшим источником информации о составе верхней мантии. Вынос мантийных ксенолитовпроисходит в кимберлитовых трубках (рис. 47, 48) и вулканическихаппаратах щелочно-базальтоидных магм и даже магм кислого состава.
Среди них преобладают породы ультраосновного (рис. 44,45) и основного состава (рис. 46). Изучение глубинных ксенолитовпозволяет выявить гетерогенность и наметить основные типы верхней мантии.Рис. 44. Ксенолит эклогита. Изометричные зерна Cr-пиропас хром-диопсидом. Трубка Обнаженная, р. Оленёк, Якутия.Образец размером 10 см122Рис. 45. Ксенолит лерцолита в базальтовой лаве (Гавайские острова).Образец имеет ширину 8 смРис. 46.
Гранатовый рестит из дацитовой лавы вулканического центраЭль-Джойазо в Альмерии, Испания. Состоит из кварца (серого), биотита(черного), мусковита и прочего. Диаметр ксенолита 7,5 смНаличие ксенолитов зависит, прежде всего, от скороститранспортировки их к поверхности. Так, кимберлитовые трубки(рис. 47, 48) представляют собой естественные скважины, по которым двигаются так называемые транзитные расплавы.
Они доставляют породы из нижней коры и верхней мантии с глубин до 250 кмс высокой скоростью. Учитывая, что давление в мантии находится123в прямой зависимости от глубины и определяет состав минеральных парагенезисов, можно оценить это давление по минеральномусоставу ксенолитов. В то же время при подъеме ксенолиты перемешиваются и при реконструкции их положения в вертикальномразрезе мантии используют статистический подход с усреднениемданных по большому числу ксенолитов в разных объектах одногорайона. Основной критерий упорядочивания ксенолитов по глубине – оценка давления в мантии по минеральным парагенезисам спомощью схемы фаций мантии и особенностей состава минералов.Давление в мантии и глубина довольно хорошо коррелируют.Стоит отметить, что ксенолиты отсутствуют в толеитовых иизвестково-щелочных базальтах, так как последние образуются привысоких степенях частичного плавления мантии.
Таким образом,практически весь мантийный материал в толеитовых базальтах ассимилируется или сильно резорбируется.Ксенолиты также отсутствуют в дифференцированных и бимодальных вулкано-плутонических сериях, так как такие серии, какправило, являются продуктами длительной эволюции магм в промежуточных коровых очагах (от первых десятков до тысяч лет), гдетакже существуют все условия для растворения ксенолитов. Изучение ксенолитов позволяет выявить гетерогенность и наметить основные типы пород верхней мантии.
Важно помнить, что составлюбых объектов, доступных для непосредственного петрологического исследования, будь то офиолиты, метеориты или глубинныепороды, все равно не идентичен составу современной мантии Земли. Рис. 47. Современный вид карьера месторождения трубке Мир124Рис. 48. Блок-схема кимберлитовой трубки Мир [Костровицкий и др., 2015]:1 – ПК подводящей дайки; 2 – КБ (фаза I); 3 – КБ (фаза II);4 – ПК (фаза III); 5 – АКБ (фаза IV); 6 – внутритрубочная дайкамелкопорфирового кимберлита; 7 – продольное и поперечноесечения рудного тела Спутник-2 по данным эксплуатационной разведки) Традиционно считается, что мантия имеет ультраосновной,перидотитовый состав. Перидотиты – это существенно оливиновыепороды: дунит (> 90 % оливина), гарцбургит (оливин + ортопироксен) и лерцолит (оливин + ортопироксен + клинопироксен).Верхняя мантия истощена (деплетирована) кремнеземом, щелочами, а также ураном, торием, редкими землями и другими некогерентными элементами благодаря выплавлению из нее базальто125вых пород земной коры.
В составе верхней мантии, согласно современным воззрениям, преобладают следующие химические элементы: Si, Mg, Fe, Al, Ca и О. В соответствии с химическим и минеральным составом петрологические модели верхней мантии получили название пиролитовой, лерцолитовой, пиклогитовой иэклогитовой. В настоящее время предложено несколько вариантовмодельного состава верхней мантии. В простейшем из них она состоит из 25 % базальта и 75 % перидотита. Рингвуд назвал эту породу пиролитом, которая имеет широкие вариации минеральногосостава в зависимости от P-T условий: оливин (MgFe)2SiO4 + ортопироксен ((MgFe)2Si2O6), плагиоклаз (CaAl2Si2O8), шпинель((MgFe)Al2O4),клинопироксен((NaCa)2(AlSi)2O6),гранат(Mg3Al2Si3O12).
Предполагается, что из пиролита образуются базальтовая магма и остаточные продукты – дунит и перидотит. Пиролитсуществует в нескольких формах в зависимости от температуры идавления (рис. 49). Нормальная форма пироксенового пиролита характерна для глубин до 80 км (самая верхняя часть мантии под океанами), глубже она переходит в гранатовый пиролит на глубинах80–400 км (до границы Леман). На поверхности Земли породы, приближающиеся по составу к пиролиту, встречаются редко. Они чащевсего образуют включения в алмазоносных трубках и базальтах илиже присутствуют в виде высокотемпературных перидотитов.На рис.
49 схематично показаны поля устойчивости. Полеустойчивости плагиоклазового пиролита нанесено по данным Greenand Ringwood, полученным для упрощенных систем. Граница между полями устойчивости гранатового и пироксенового пиролитовопределена непосредственно из опыта с пиролитовой смесью. Важно отметить, что она установлена по первому появлению граната.Переход от пироксенового к гранатовому пиролиту (содержащемубедные глиноземом пироксены) осуществляется в поле шириной покрайней мере 10 кбар при температуре свыше 1000 °С. По мереувеличения давления (при постоянной температуре) справа от границы возрастает количество граната в результате распада глиноземистого пироксена.
Эта реакция идет до тех пор, пока весь потенциально присутствующий в виде твердого раствора в пироксенахгранат не закристаллизуется согласно реакции:3MgSiO3·xAl2O3 = xMg3Al2Si3O12 + 3(1 – x) MgSiO3.глиноземистый энстратитпиропэнстатитТакую же реакцию можно привести и для клинопироксена.126Рис. 49. Фазовые соотношения в пиролите соответствующиеусловиям верхней мантии (по [Green and Ringwood, 1970])Плагиоклазовый пиролит едва ли может встречаться в нормальных океанических областях.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
