Реферат: Геодинамика докембрийской земной коры
Рис. 1. РТ - тренды остывания глубинных магматических расплавов и твердых горных пород в верхней мантии Земли и земной коре.
Вместе с тем, в некоторых ксенолитах из кимберлитовых трубок Южной Африки наблюдается иная картина. Представленные на рис. 1 тренды 1 и 2 отражают условия кристаллизации гранатовых лерцолитов, которые в отличие от описанных выше (тренд 4 на рис.1) заметно деформированы и имеют порфировидную структуру - следы быстрого охлаждения в динамических условиях. Не исключено, что гранатовые лерцолиты представляют собой продукты кристаллизации еще более глубинных и очень высокотемпературных магм (Т > 1800 0С) магм, внедрившихся в породы верхней мантии на уровне 150-180 км. Согласно рис. 1 (геотерма 4) на этой глубине температура пород верхней мантии составляет около 1100 -1150 0С. Следовательно, градиент температуры в 650-700 0С, возникший между внедрившейся лерцолитовой магмой и вмещающими породами мантии обеспечивает быстрое ее охлаждение, почти закалку. Это и проявилось в образовании порфировидных структур гранатовых лерцолитов. Быстрое их остывание вдоль трендов 1 и 2 при Р >> const уровня нормального РТ-градиента 4 на рис.1 привело к возникновению химической зональности в минералах переменного состава. Зональность отражает смещение химических равновесий в ходе субизобарического (P>>const) остывания. Скорость такого охлаждения во многом обусловлена местонахождением образца в глубинном интрузивном теле. Чем ближе образец к контакту, тем выше скорость его охлаждения. Из сопоставления трендов 1 и 2 с трендом 4 на рис.1 можно заключить, что деформированные гранатовые лерцолиты недолго пребывали в верхней мантии. Едва достигнув геотермы 4 (рис.1) на глубине 150-180 км, они были захвачены и вынесены в земную кору кимберлитовыми магмами.
2. Близкую по смыслу к трендам 1 и 2 информацию несут ультраосновные и основные магматические расплавы 3 (рис.1), внедрившиеся в континентальную кору и окончательно в ней сформировавшиеся. Кристаллизация минералов (в том числе и алмаза) в них началась в верхней мантии, на глубинах порядка 90-100 км. при температуре около 1600 0С (см. пересечение тренда 3 с солидусом [2] - линией затвердевания перидотита 6). Затем они достаточно быстро поднимались вверх, внедряясь в породы земной коры и охлаждаясь до температуры ~780 0С на глубине около 40 км. Приблизительно 520 миллионов лет тому назад они были вовлечены в региональный метаморфизм вместе с вмещающими их коровыми породами.
Таким образом минералогическая термобарометрия в отношении первично магматических пород позволила решить две задачи: (1) восстановить РТ- режим мантийного минералообразования и (2) вывести древний геотермический градиент в верхней мантии Земли. Этот градиент весьма близок к рассчитанному для континентальной земной коры на основе геофизических данных [8]. Таким образом, полученный результат важен не только для петрологии, но и для физики Земли, поскольку большинство ее задач связано с распределением температуры в недрах нашей планеты.
Эволюция метаморфических комплексов в земной коре.
В работе [1] показано, что на основе принципа фазового соответствия можно решать задачи об эволюции термодинамических параметров кристаллических пород. Здесь мы рассмотрим реализацию этой возможности на примере метаморфических комплексов. Чтобы корректно решить задачу о РТ-трендах метаморфической эволюции такого комплекса, необходимо произвести его детальную геологическую съемку и отобрать систематическую коллекцию образцов горных пород. Среди них необходимо выбрать наиболее информативные минеральные ассоциации с зональными минералами, т.е. образцы, пригодные для определения температуры и давления. Это очень важный момент: нужно быть уверенным в точности отбора необходимого для геотермобарометрии материала. Поэтому обычно я рекомендую изготавливать прозрачные шлифы (их толщина составляет около 20-30 микрон) горных пород прямо в поле и внимательно изучить их на предмет равновесности минералов, наличия реакционных кайм, достаточности фаз для протекания барометрических реакций [1, 4]. После обнаружения информативных минеральных ассоциаций, эти шлифы можно отполировать в лаборатории для последующего изучения с помощью электронного микроанализатора (микрозонда). Наконец, когда определен РТ-тренд метаморфической эволюции того или иного комплекса, можно приступить к созданию модели его погружения на установленные термобарометрически глубины и последующего его подъема к поверхности.
В начальный момент времени, т.е. в самом начале РТ-тренда, составы ядер сосуществующих минералов в метаморфической породе находились в равновесии, тогда как их края достигают равновесия на конечной стадии процесса. Как показано в работе [1], приведя в фазовое соответствие составы контактирующих краев кристаллов и их центров в любом из отобранных образцов, с помощью геотермометров можно определить температуру начального и конечного этапов метаморфизма. Более того, используя зональность сосуществующих минералов и принцип фазового соответствия [1] можно рассчитать промежуточные значения температуры.
Несколько сложнее обстоит дело с оценкой давления. Из предыдущего обзора ясно [1], что двух контактирующих минералов для его расчета не достаточно. В петрографических шлифах нужно найти следы реакций между минералами - реакционные структуры, возникшие в результате спада или возрастания давления и содержащие зональные минералы - участники этих реакций.
Рис. 2. Изменение температуры и давления при метаморфизме некоторых вулканогенно - осадочных комплексов
Зональные минералы распространены во всех метаморфических породах [1, 4]. Более того, каждой зоне крупного минерала в том же прослое породы соответствует несколько очень мелких гомогенных зернышек данного минерала. Это значит: что практически каждый образец несет информацию о закономерном изменении P и T. Для многих глубокометаморфизованных комплексов корреляция между PT-параметрами оказалась линейной: P, кбар = 0.02( 3.7*10-3)T 0С + 6.8( 2.5) [3]. Это доказывает сопряженность их изменения за теологически короткий промежуток времени. К этому мы еще вернемся. Заметим лишь, что с помощью геологических термометров и барометров удалось вывести РТ -тренды для большого числа метаморфических комплексов нашей планеты. По условиям геологического залегания и метаморфической эволюции они четко подразделяются на три большие группы.
1. Относительно низкотемпературные комплексы повышенного давления из складчатых зон древних островных дуг. На рис. 2 им соответствуют РТ-тренды с индексом 1. Восходящая в область высоких значений Р и Т ветвь этих трендов соответствует прогрессивному этапу метаморфизма (РТ-параметры возрастают), а нисходящая - регрессивному (РТ-параметры снижаются). Обе ветви прекрасно выражены в так называемой инверсионной химической зональности минералов. Например, гранаты из глаукофановых сланцев и развитых по ним амфиболитов [5] имеют типичную инверсионную зональность: в одном и том же зерне граната XMg сначала возрастает, а затем снижается. Эта зональность отражает погружение и последующее всплывание породы в пределах земной коры в виде РТ-петли (группа 1 на рис. 2), вдоль которой максимум давления достигается при 12 кбар, т.е. на глубине около 35 км. Сохранность инверсионной зональности обусловлена относительно низкотемпературными условиями метаморфизма, при которых скорости диффузионного выравнивания концентраций в силикатных минералах ничтожны [6].
2. Под номером 2 на диаграмме рис. 2 приведена группа РТ-трендов для метаморфических комплексов складчатых областей, окаймляющих на континентах древние кристаллические щиты [5]. Как правило, это горные системы разного геологического возраста. Как и для пород первой группы, для них характерны обе ветви регионального метаморфизма - прогрессивная и регрессивная. В них также широко распространена инверсионная зональность минералов, сохрананеие которой обусловлено относительно низкими значениями температуры.
3. Группа трендов 3 на рис. 2 относится к комплексам гранулитовой фации [5] - наиболее глубоко метаморфизовынным породам. Запись прогрессивного этапа никогда не сохраняется в их минеральных ассоциациях. Вместе с тем среди пород этой фации встречаются такие, которые изначально образовались на поверхности Земли в виде известняков, песчаников, глин, вулканических пород. Накопление мощных вулканогенно-осадочных толщ приводило к постепенному погружению их на глубины порядка 30 км. Они претерпевали прогрессивный метаморфизм в заданном РТ-режиме. Однако запись этого этапа метаморфизма в виде зональности минералов в породах не сохраняется из-за высоких значений температуры, способствующей достаточно быстрому диффузионному выравниванию составов минералов [1, 6]. Достигнув пика РТ-параметров, эти породы вновь поднимались к поверхности Земли. Погружение пород на большие глубины и их нагрев известны и в молодых, даже в современных осадочных бассейнах [7].
Итак, РТ-тренды на рис. 2 отражают особенности термического режима погружения пород на большие глубины и последующий их подъем в разных геологических структурах. Это объективная и достаточно точная запись изменения термодинамических условий метаморфизма. Она отражает гравитационное перераспределение горных пород в земной коре [3], записанное в составах сосуществующих минералов [1]. По существу это крупномасштабная конвекция пород земной коры в гравитационном поле Земли, определяемая законами гидродинамики [7, 8]. Никакими другими моделями, кроме гравитационных, эту конвекцию объяснить невозможно. Особенно, если учесть повсеместное развитие таких явлений, выраженное в РТ-трендах метаморфической эволюции. Так, по диффузионным Fe-Mg каймам в крупных зернах граната удалось определить, что регрессивный этап метаморфизма пород гранулитовой фации метаморфизма в Ханкайском комплексе длился не более 3 миллионов лет [6]. Эта оценка близка к результатами изотопно-геохронологических исследований упомянутых выше гранулитов пояса Лимпопо (ЮАР). Здесь длительность метаморфического процесса определена в 3-5 млн. лет. За это время породы поднялись с нижних частей земной коры, т.е. с глубины порядка 30-40 км до уровня 12-13 км. Это значит, что скорость перемещения материала в земной коре составляет около 4-5 мм/год, что почти в пять раз превышает скорость эрозии и соответствующего осадконакопления материала в глубоководных бассейнах. При этом следует еще учесть очень высокую вязкость метаморфических пород: при относительно низких значениях температуры (400-600 0С) она достигает величин порядка 1020 пуаз. Это на 12-18 порядков выше вязкости силикатных магматических расплавов, относительно быстро изливающихся на поверхность земной коры.
Мощные накопления осадочных пород в глубоководных бассейнах хорошо известны в областях интенсивного сноса материала с континентальных окраин. Но, как показано в начале этой статьи, объем накопленного материала не сопоставим с теоретически рассчитанным объемом тех осадков, которые могли быть снесены благодаря процессу эрозии. Из этого ясно, что эрозионная модель не может объяснить РТ-петли на рис.2.
Известна также модель термальной конвекции , согласно которой породы на глубине кондуктивно разогреваются, частично разуплотняются и, как следствие, всплывают к поверхности Земли. Теоретическими расчетами и экспериментами доказано, что для пород с низкой темепературопроводностью механизм кондуктивного теплопереноса не эффективен. Кроме того, погружение пород на большие глубины приводит преимущественно к их уплотнению под воздействием высокого давления. И лишь при очень высоких dT/dP градиентах возможно их тепловое разуплотнение. Такие градиенты, однако, в земной коре практически не встречаются. Термальная модель не позволяет численно смоделировать процесс конвекции даже при допущении, что горные породы соответствуют по своим свойствам ньютоновской жидкости: при вязкости 1020-19 пуаз температура его инициирует, но не поддерживает в стационарном режиме.
Более эффективной оказалась иная термо-конвективная модель, обусловленная гравитационным перераспределением пород в земной коре под воздействием флюидно-теплового потока [3]. Количество материала, снесенного с континентальной коры в бассейн осадконакопления в процессе эрозии, несопоставимо с объемом вулканогенных пород. Даже ложе окраинных морей, - наиболее крупных бассейнов аккумуляции снесенного с континентов материала, - на 80 - 90% состоит из вулканических пород, возникших в процессе активной деятельности подводных вулканов. Состав и плотность этих пород закономерно изменяются в сторону верхних частей вулканогенных толщ: низы разрезов сложены кислыми вулканитами, затем следуют андезиты, а верхи представлены базальтами [9]. Плотность кислых пород примерно на 20% ниже плотности базальтов. Ясно, что разрезы таких толщ потенциально неустойчивы в гравитационном поле Земли: любое термальное возмущение приведет к снижению вязкости и плотности пород, и в пределах каждой такой толщи произойдет гравитационное перераспределение материала. Если геологический разрез двухслойный, то возникнут простые диапиры - прямые аналоги соляных диапиров, которые возникают из пластов каменной соли (NaCl) и, благодаря своей более низкой плотности и вязкости, всплывают в верхние части разрезов силикатных и карбонатных осадочных толщ.
Рис. 3. Результат численного моделирования сценария гравитационного упорядоче- ния по 5-слойной модели [3].
С появлением мощных компьютеров появилась возможность численного моделирования геодинамических процессов в рамках классической гидродинамики. Как и в случае термальной модели, в первом приближении можно использовать однородную ньютоновскую жидкость для РТ-условий подъема и остывания пород группы 3 на рис.2. Анализ такого моделирования дан в специальной работе [3]. Здесь же заметим, что заданная вязкость пород варьировала в пределах 1019 - 1020 пуаз, а градиент плотности не превышал 0.7 г/см3. Моделирование проводилось по специально разработанной на основе метода конечных элементов программе DIAPIR с помощью рабочей станции SUN для бесконечного по простиранию разреза. Химическое взаимодействие между слоями при этом не рассматривалось.
Скорость гравитационного перераспределения пород в земной коре определяется многими параметрами. И не только абсолютными их значениями, но их послойным различием. Например, развитие простейшего двухслойного гравитационно неустойчивого разреза в любом случае приведет к формированию диапира менее вязкого и менее плотного вещества в вышележащем веществе более плотном и более вязком веществе. Таковы, например, интрузии гранитных магм в относительно однородные толщи вулканогенных или осадочных пород [2]. В случае многослойных разрезов с дискретным распределением вязкости и плотности снизу в верх по разрезу, градиент температуры типа 3 на рис.2 может привести к образованию гранито-гнейсовых куполов в так называемых гранит-зеленокаменные поясах (ГЗП). Они распространены в выступах наиболее древней коры континентов, сформировавшейся более 3 млрд. лет тому назад. С их эволюцией, как правило, связаны месторождения высококачественных железных руд, золота и других полезных ископаемых. Обычно зеленокаменные пояса сложены слабо метаморфизованными породами (метабазальтами, метакоматиитами, полосчатыми железо-кремнистыми формациями типа КМА) и они прорываются гранитными диапирами. Диапиры имеют купольное строение и оконтурены зонами гнейсов. Их формирование неплохо моделируется 5-слойной моделью, согласно которой достаточно мощные грибовидные диапиры медленно формируются в средней части разреза (см. рис. 3).
Скорость их дальнейшего подъема к поверхности становится бесконечно малой. Вместе с тем, сравнительно недавно стало известно о прорывании ГЗП огромными, объемом в несколько тысяч км3 гранулитовыми комплексами, для которых характерны лишь прогрессивные РТ-тренды (рис.2, группа трендов 3). Эти гранулитовые комплексы всегда не только моложе вмещающих их пород ГЗП, но они менее плотные и более горячие. В силу этого вокруг них, в породах ГЗП возникает метаморфическая зональность.
Более того, их геохимических и петрологичских данных все более становится очевидным, что гранулитовые комплексы это нижние, богатые SiO2 и Al2O3, части разрезов ГЗП. Приток горячих флюидов из мантии много десятков, и даже сотен миллионов лет спустя инициирует гравитационное перераспределение пород в пределах ГЗП. В результате к поверхности Земли достаточно быстро, за 8-9 млн. лет всплывают гигантские массы гранулитового вещества, образуя своеобразные тела гарполитов (гарп - серп, греч). Таковы гранулитовые пояса Лимпопо (ЮАР, Зимбабве, Намибия), Лапландский гранулитовый пояс (Кольский п-ов, Финляндия, Норвегия) и ряд других, для которых на сегодняшний день имеются достаточно веские доказательства их происхождения.
На рис.4, представлена двумерная модель для сценария возникновения и развития гранулитового пояса Лимпопо (ГПЛ) с использованием базы данных по свойствам горных пород; связь температуры с глубиной определяется РТ-трендами, выведенными для гранулитов пояса Лимпопо на основе детальнейшей минеральной геотермобарометрии, основанной на исследовании реакционных структур [1].
Помимо автора этих строк, все эти данные были собраны и обработаны Т.В.Герей, О.Г.Сафоновым, профессорами Д.Д. ван Реененом и С.А.Смитом (Ранд Африкаан Университет, Йоханнесбург, ЮАР) в рамках инициативного МНФ проекта MJ2000. Cценарий во всех деталях воспроизводит эволюцию ГПЛ, которую в течении последних 25 лет удалось воссоздать некоторым участникам недавнего проекта на основе лишь геологических методами. А на рис.5 приведена численная трехмерная модель развития поверхности Лапландского гранулитового пояса, рассчитанная на основе имеющихся в нашем распоряжении геологических и петрологических данных. Завершающий этап формирования этого пояса относится к периоду 1.9-1.85 миллиарда лет тому назад.
Рис.5. Трехмерная модель поверхности Лапландского гранулитового пояса.
Как известно, кора континентов в первом приближении состоит из двух оболочек: нижней - базальтовой и верхней - гранитной. Нижняя - более плотная и вязкая. Это значит: что процесс гравитационного перераспределения пород в первичных вулканогенно-осадочных разрезах не остановился на уровне образования гранит-зеленокаменных поясов, а дошел до конца. Каков же должен быть механизм такого перераспределения?