Магматические горные породы (петрология)

Часть III

Магматические горные породы (петрология)

Оглавление

392
Введение.....................................................................................................................

1. Глубинное строение Земли...................................................................................... 393

1.1. Земная кора......................................................................................................... 394

1.2. Верхняя мантия.................................................................................................. 400

1.3. Астеносфера и литосфера................................................................................... 405

1.4. Нижняя мантия и ядро Земли........................................................................... 406

Дополнительная литература.................................................................................... 407

2. Современные представления о происхождении Земли............................................... 408

Дополнительная литература.................................................................................... 412

3. Физические свойства, зарождение и подъем магматических расплавов 413

3.1. Физические свойства магм................................................................................ 413

3.2. Зарождение магм............................................................................................... 416

3.3. Подъем магм...................................................................................................... 420

Дополнительная литература.................................................................................... 424

4. Охлаждение и затвердевание магматических расплавов........................................... 425

4.1. Форма кристаллов............................................................................................. 425

4.2. Размер кристаллов.............................................................................................. 427

4.3. Последовательность кристаллизации............................................................... 430

Дополнительная литература.................................................................................... 449

5. Генетическая систематика магматических горных пород........................................ 450

6. Магматические породы мантийного происхождения............................................... 451

 

6.1. Продукты затвердевания первичных мантийных магм.................................. 451

6.2. Дифференциаты и кумулаты мантийных магм............................................... 465

6.3. Механизм формирования расслоенных плутонов.......................................... 477

6.4. Происхождение анортозитов............................................................................. 483

6.5. Происхождение карбонатитов........................................................................... 487

Дополнительная литература................................................................................... 489

7. Магматические горные породы коревого происхождения......................................... 490

7.1. Закономерности частичного плавления и кристаллизации
кварц-полевошпатовых пород................................................................................ 490

7.2. Продукты затвердевания автохтонных и аллохтонных коровых магм......... 497

7.3. Автохтонные и параавтохтонные граниты зон ультраметаморфизма........... 497

7.4. Аллохтонные граниты, гранитоиды малых глубин и кислые вулканиты___ 502

7.5. Дифференциация кислых коровых магм....................................................... 520

Дополнительная литература..................................................................................521

8. Магматические породы гибридного происхождения................................................. 522

8.1. Смешение первичных мантийных магм и их дифференциатов в
промежуточных камерах........................................................................................ 522

8.2. Контаминация мантийных ультраосновных и основных магм
сиалическими горными породами корового происхождения............................ 524

8.3. Контаминация кислых коровых магм более основными горными
породами..................................................................................................................... 524

8.4. Контаминация умеренноглиноземистых кислых магм Р- и I-типов
высокоглиноземистыми метаосадочными породами............................................. 525

8.5. Смешение мантийных и коровых магм............................................................. 526

8.6. Петрологические модели формирования изверженных пород

среднего состава, не связанные со смешением магм............................................. 531

Дополнительная литература...................................................................................... 532

9. Происхождение магматических ассоциаций............................................................... 533

Дополнительная литература...................................................................................... 535

10. Магматизм главных стадий геологической эволюции Земли............................................ 536

Дополнительная литература.............................................................................................. 548

Заключение.................................................................................................................... 549

 

Введение

Проблемы происхождения магматических горных пород, изучаемые петрологией, имеют фундаментальное значение в науках о Земле. Обос­нованные представления об условиях зарождения и последующей эволю­ции магм позволяют проследить историю формирования вулканических центров и интрузивных тел, найти правильные ответы на вопросы, ка­сающиеся глубинного строения Земли, ее геологической истории, дина­мики тектонических движений и механизмов рудообразования.

Современная петрология располагает методами, которые дают воз­можность судить о происхождении и условиях формирования извер­женных горных пород с такой определенностью, которая еще недавно ка­залась труднодостижимой. Изучение горных пород под микроскопом дополнено в последние годы новыми лабораторными методами. Совре­менные приборы позволяют получать точные сведения о распределе­нии в минералах и горных породах почти всех химических элементов. Особенно велико значение локального анализа минералов и стекол с по­мощью электронного или ионного микрозонда. Интенсивно развивают­ся исследования изотопного состава горных пород и минералов. Изотоп­ные соотношения в системах U—Th—Pb, Rb—Sr, Sm—Nd, а также изотопный состав О, Н, S, С служат источником важной информации о магматических процессах.

Выполнено много экспериментов, в результате которых установлены состав и последовательность выделения кристаллических фаз при за­твердевании магм на разных глубинах, определена растворимость летучих компонентов в магмах, изучены особенности кинетики кристаллизации и плавления. Параметры магматического процесса могут быть рассчита­ны термодинамическими методами. Применение компьютеров дает воз­можность создавать сложные количественные модели, раскрывающие не известные ранее закономерности магмообразования и эволюции магм.

Использование новейших методов лабораторных исследований ока­зывается эффективным лишь при условии, что этому предшествует ква­лифицированное геологическое и петрографическое изучение горных по­род: детальное геологическое картирование вулканических и интрузивных комплексов, макро- и микроскопическое описание горных пород. Ни са­мые совершенные аналитические методы, ни передовая вычислительная техника не могут заменить полевых наблюдений и исследований горных пород под микроскопом. Именно на этой стадии обычно рождаются те петрологические идеи, которые затем развиваются и проверяются в ла­боратории. Вместе с тем геолог, знакомый с современными петрогенети-ческими моделями, может увидеть в обнажении и в шлифах значитель­но больше, чем тот, кто не владеет этими знаниями.

ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ

Земля состоит из нескольких оболочек с различными физиче­скими свойствами, которые определяются составом вещества, а так­же давлением и температурой на той или иной глубине. По анало­гии с гидростатическим давлением в столбе воды¹ давление, вызванное весом вышележащих пород, называют литостатическим. Если плотность пород (p) постоянна, то на глубине h литостатиче-ское давление Р = pgh, где g — ускорение силы тяжести; при пере­менной плотности Р =/_o^Hpgdh. Литостатическое давление измеря­ют в барах и килобарах, а также в мега- и гигапаскалях:

бар =10⁶ дин/см² = 0.9869 атм (кг/см²) = 10⁵ Па (ныотон/м²);

килобар (кбар) = 1000 бар = 10⁸ Па = 100 Мпа;

мегапаскаль (МПа) = 10⁶ Па = 10 бар;

гигапаскаль (ГПа) = 10⁹ Па = 10 кбар.

При плотности горных пород, равной 3.3—2.5 г/см³, увеличение глубины на 3—4 км сопровождается ростом литостатического дав­ления примерно на 100 МПа (1 кбар).

Стационарный геотермический градиент вблизи поверхности Земли составляет в среднем 25 °С/км. Если бы такой градиент со­хранялся и глубже, то почти вся Земля была бы расплавленной. Сейсмические данные ясно указывают на то, что верхние оболоч­ки Земли находятся сейчас в твердом состоянии. Следовательно, ге­отермический градиент уменьшается с глубиной. Самые низкие температуры в земной коре и верхней мантии характерны для древ­них щитов и платформ на континентах, а самые высокие — для подводных срединных хребтов в океанах и активных рифтовых зон на континентах. Возможное распределение температур под конти­нентами и океанами показано на рисунке 1.1.

По изменению физических свойств с глубиной выделяются зем­ная кора, верхняя и нижняя мантия, внешнее и внутреннее ядро (табл. 1.1).

¹ Твердое вещество Земли обладает определенной прочностью — способностью выдерживать некоторую разность напряжений без разрушения или пластической де­формации. Прочность горных пород невелика. При кратковременных нагрузках она не превышает 30—100 МПа, а при длительных нагрузках становится еще мень­ше. Поэтому с течением времени напряжения в недрах Земли выравниваются, и распределение давления с глубиной становится таким же, как в столбе жидкости.

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

Земная кора

Самая верхняя оболочка Земли — земная кора — существенно различается по составу и строению под континентами и океанами. Мощность континентальной коры варьирует от 25 до 75 км; в сред­нем она равна 35—40 км. Мощность твердой коры в океанических впадинах (без слоя воды) составляет всего 7—10 км (табл. 1.2).

Под континентами по скоростям распространения упругих волн в первом приближении выделяют три слоя: 1) осадочный, 2) гранит­но-метаморфический, или «гранитный», слагающие верхнюю ко­ру, 3) гранулито-базитовый, или «базальтовый» (нижняя кора). Как верхняя, так и нижняя кора образованы разнородными породами. Термины «осадочный», «гранитный» и «базальтовый» слои в боль­шей мере отражают интегральные физические характеристики этих слоев, нежели их реальный состав. Для осадочного слоя, который местами содержит большое количество вулканитов, характерно по­логое залегание пород и отсутствие высокоградного метаморфизма. Основание осадочного слоя четко фиксируется сейсмическими ме­тодами. Ниже располагается кристаллический фундамент, кото­рый представляет собой гра­нитно-метаморфический слой. Кроме гранитов и их метаморфических эквивален­тов — гнейсов, в строении этого слоя принимают учас­тие средние, основные и даже ультраосновные магматичес­кие породы, а также дисло­цированные и метаморфизо-ванные осадочные толщи. О составе и структуре верх­ней части коры до глубины 15—20 км можно судить по породам, выведенным на дневную поверхность.

Рис. 1.1. Возможное распределение температур под континентами (ле­вая кривая) и океанами (правая кри­вая); пунктир — см. в тексте

Прямые данные о составе нижней коры отсутствуют. Физические характеристики и глубинные ксенолиты, вы­несенные вулканами, указы-

 

 

 

396			Таблица 1.2. Строение	земной коры
	Конти	нентальная кора			Океаническая кора
	Слои (цифры —	Скорость	Плотность,		Слои (цифры —	Скорость	Плотность,
	глубина, км)	продольных упругих волн, км/с	г/см^3		глубина, км)	продольных упругих волн, км/с	г/см^3
				Вода океана	1.5
					4.5
	Осадочный	2-5	2.5		I слой (рыхлые осадки) 5.0	1.6-2.5	2.1
	Гранитно-метамор­фический («гранитный») 15--20	5.5-6.5 к	2.7		IIслой (базальты) 7. 0-7. 5	4.0-6.0	2.8
	Гранулито-базито-вый («базальтовый»)	6.7-7.5	2.9		IIIслой (полно­кристаллические основные и ультраосновные породы)	6.4- 7.0	2.9
	35-40	М				М
	Перидотитовая верхняя мантия	8.0-8.4	3.3		Перидотитовая верхняя мантия	8.0-8.4	3.2

Примечание: К — поверхность Конрада, М — поверхность Мохоровичича

/. Глубинное строение Земли

вают на то, что в нижней коре преобладают метаморфизованные магматические породы основного и кислого составов. Первые пред­ставлены амфиболитами, пироксен-плагиоклазовыми и гранат-пи-роксен-плагиоклазовыми породами и кристаллическими сланцами (гранулитами), а вторые — плагиогнейсами тоналит-трондьемитово-го состава. Пропорции основных и кислых пород варьируют от ме­ста к месту, причем в основании нижней коры залегают преимуще­ственно метабазиты и ультрамафиты, а в верхней части нижней коры возрастает доля кислых пород. Например, верхние 5 км гранулито-базитового слоя, пересеченные Кольской сверхглубокой скважиной в интервале 6.8—12.6 км, сложены плагиогнейсами тоналит-трондь-емитового состава с прослоями амфиболитов.

Сейсмический раздел между «гранитным» и «базальтовым» сло­ями — граница Конрада, или поверхность К — прослежен в разных районах на неодинаковых глубинах и характеризуется разными гра­ничными скоростями, что указывает на неоднородность земной коры и условность деления ее на горизонтальные слои. В последние годы предложены более детальные геологические и геофизические модели континентальной земной коры, учитывающие специфику глубинного строения разных тектонических зон. Например, по дан­ным Н.И.Павленковой (1988 г.), для древних платформ характерна трехслойная земная кора с границами K₁ и К₂ на глубинах 12—15 и 25—30 км. Скорости распространения продольных упругих волн в верхнем слое равны 5.8—6.4, в среднем 6.4—6.7 и в нижнем — 6.8—7.4 км/с. Границу K₁ можно рассматривать как раздел между верхней и нижней корой, а поверхность К₂ — как верхнюю кромку насыщенной базитами и ультрамафитами зоны, расположенной вблизи основания континентальной коры.

Результаты глубокого и сверхглубокого бурения показывают, что многие сейсмические границы в земной коре отражают измене­ние не столько состава пород, сколько их напряженного состояния, пористости и проницаемости. Так, поверхность Конрада может фиксировать зоны разуплотнения в основании «гранитного» слоя, связанного с фильтрацией водных растворов, которые образуются при дегидратации водосодержащих минералов на начальной стадии регионального метаморфизма. В упомянутой выше Кольской сква­жине «гранитный» слой оказался сложенным протерозойскими вулканическими породами основного состава, а верхняя часть под­стилающего «гранулито-базитового» слоя — гранитоидными по­родами. В Саатлинской сверхглубокой скважине, пробуренной

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

в Куринской депрессии (Азербайджан), на уровне выступа «грану-лито-базитового» слоя, выделенного по геофизическим данным, были вскрыты юрские вулканические породы, более богатые крем­неземом, чем те, которые залегают выше и относятся к «гранитно­му» слою. В обеих скважинах распределение скоростей упругих волн по вертикали прежде всего контролируется механическими свойствами пород -— их пористостью, проницаемостью, степенью насыщения флюидной фазой. Эти данные подтверждают услов­ность деления земной коры на слои глобального распространения.

Верхняя и нижняя части континентальной коры различаются по механическим свойствам. Если в верхней коре преобладают хруп­кие разрывы, то в нижней коре возрастает значение пластических деформаций. Многие тектонические нарушения, достигая нижней коры, затухают или выполаживаются (листрические сбросы). Вну­три нижней коры прослежены пологие ослабленные зоны и срывы.

Нижняя кромка континентальной коры — граница Мохоровичи-ча, или поверхность М— фиксируется по резкому увеличению ско­рости распространения продольных упругих волн от 6.5—7.5 до 8.0—9.0 км/с, что соответствует смене основных пород нижней коры более плотными ультраосновными-ультрамафическими породами верхней мантии (см. табл. 1.2). Поверхность М наиболее уверенно прослеживается под древними кратонами. Под тектонически актив­ными зонами она нередко теряет определенность благодаря появле­нию горизонтов с промежуточными скоростями Vp =7.5-8.0 км/с. Та­кие скорости могут отражать зоны разуплотнения в самых верхах мантии, связанные с наличием относительно легких магматических масс, которые предполагаются, например, под современными риф­тами (Байкал, Рейнский грабен, рифты Восточной Африки). Скоро­сти продольных волн, равные 7.3—7.7 км/с, часто интерпретируют как «коромантийную смесь» — линзы тяжелого мантийного вещества среди более легкого материала коры. Такие линзы могут быть сложе­ны эклогитами, пироксенитами, горнблендитами.

Предложено несколько геохимических моделей, характеризую­щих средний состав верхней и нижней коры, а также континен­тальной коры в целом (табл. 1.3). Оценки среднего состава верхней коры, основанные на результатах изучения обнаженной ее части, во всех моделях оказываются сходными: верхняя кора имеет в сред­нем гранодиоритовый состав. Модельные составы нижней коры варьируют значительно шире. По А.А.Ярошевскому (1985 г.), гра-нулито-базитовый слой действительно имеет основной состав. Мо-

/. Глубинное строение Земли

Таблица 1.3. Средний химический состав континентальной земной

коры, мас.%

 

 

Оксид	Верхняя кора	Нижняя кора	Кора в целом
Si02 FeO MgO CaO K20	63.1 5.6 3.1 3.8 2.9	66.0 4.5 2.2 4.2 3.4	64.9 4.1 2.2 4.1 3.1	49.6 11.3 6.4 8.7 0.6	54.4 10.6 6.3 8.5 0.3	58.1 7.3 5.2 6.8 1.6	54.5 8.5 4.8 7.3 1.6	57.3 9.1 5.3 7.4 1.1	61.0 5.9 3.9 5.6 2.2

1 — А.А.Ярошевский, 1985 г., 2 — С.Р.Тейлор, С.М.МакЛеннан, 1988 г., 3 - К.Х.Ведеполь, 1991 г.

дель С.Р.Тейлора и С.М.МакЛеннана (1988 г.) предполагает, что, кроме базитов в нижней коре содержится некоторое количество кислых пород; в модели К.Х.Ведеполя (1991 г.) эти породы преоб­ладают. Средний состав континентальной коры в целом меняется от габбро-диорита (модель Ярошевского) до кварцевого диорита (модель Ведеполя). Следует подчеркнуть, что речь идет не о распро­страненности тех или иных пород, а о средних составах, представ­ляющих собой смеси основных и кислых магматических пород. В модели Ярошевского пропорция основных, кислых и средних пород принята равной 6:3:1, что соответствует относительным ко­личествам этих пород в докембрийских зеленокаменных поясах. Если считать, что средние породы — это смесь равных количеств бо­лее основных и более кислых пород, то соотношения между бази-тами и кислыми породами в континентальной земной коре равны 75:25. В модели К.Х.Ведеполя соотношения обратные: 23% основ­ных и 77% кислых пород. Как было отмечено С.Р.Тейлором и С.М.МакЛеннаном (1996 г.), модели, допускающие предельное обогащение основным или кислым компонентом, плохо согласуют­ся с современными оценками теплового потока, источником кото­рого служат теплотворные радиоактивные элементы: К, U, Th.

Модель К.Х.Ведеполя исходит из допущения, что базиты, сосре­доточенные в нижней части континентальной коры, были выплав­лены из материала верхней мантии, а кислые породы, преобладаю­щие в верхней части коры, зарождались вследствие частичного плавления нижней ее части. После перемещения кислых выплавок на меньшую глубину в нижней коре сохраняется большое количе-

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

ство тугоплавкого остаточного материала (рестита). Граница меж­ду верхней и нижней корой совпадает с переходом от метаморфи­ческих пород амфиболитовой фации, распространенных выше этой границы, к породам гранулитовой фации, залегающим ниже.

Под океанами земная кора состоит из трех слоев, образованных рыхлыми осадками, базальтами и магматическими породами основ­ного-ультраосновного состава (см. табл. 1.2); граница Мохоровичи-ча расположена на глубине 12—15 км от поверхности океана. I и II слои океанической коры могут быть сопоставлены с осадочным слоем континентов, а III слой — с гранулито-базитовым слоем кон­тинентальной коры, имеющим, однако, значительно большую мощ­ность. Гранитно-метаморфического слоя под океанами нет. Мощ­ности слоев, приведенные в таблице 1.2, относятся к абиссальным океаническим впадинам. Глубинное строение подводных хребтов, плато и островов может быть существенно иным; мощность земной коры здесь значительно увеличивается. Несмотря на то, что в по­следние десятилетия океаны изучаются весьма интенсивно, сведе­ния о глубинном строении обширных акваторий с многокиломет­ровым слоем воды остаются пока фрагментарными. Самая глубокая скважина, пробуренная в Тихом океане к югу от Коста-Рики, пере­секла океанскую кору лишь до глубины 2.1 км.

Верхняя мантия

Верхняя мантия под континентами и океанами образована пре­имущественно перидотитами — лерцолитами и гарцбургитами (табл. 1.4). На глубине до 25 км от поверхности Земли лерцолиты, со­стоящие из оливина, орто- и клинопироксена, могут содержать пла­гиоклаз в качестве второстепенного минерала, в интервале от 25 до 60—80 км они содержат шпинель, а на большей глубине — фанат. В соответствии с этим выделяют три фации глубинности верхней мантии: плагиоклазовых, шпинелевых и гранатовых перидотитов. Плагиоклазовые перидотиты развиты только в верхней мантии под океанами, где мощность коры составляет не более 15 км. Под конти­нентами мощность коры возрастает до 35—40 км, и непосредствен­но под поверхностью М здесь залегают шпинелевые перидотиты.

Кроме перидотитов в строении верхней мантии принимают уча­стие эклогиты — гранат-пироксеновые породы высокого давления, отвечающие по валовому химическому составу габбро. Эклогиты

/. Глубинное строение Земли

Таблица 1.4. Средний химический состав перидотитов верхней мантии,

мас.%

 

Оксид
Si02	45.1	45.3	45.0	45.2
Аl2O3	4.1	3.6	0.6	3.5
FeO	7.8	8.3	8.2	8.5
MgO	38,0	38.4	44.7	37.5
CaO	3.5	3.1	0.3	3.1
Na20	0.4	0.3	0.2	0.6

1 — примитивные шпинелевые лерцолиты (глубинные включения в континен­тальных щелочных базальтах), по Х.Венке и др., 1987 г., 2 — лерцолиты океан­ской верхней мантии, 3 — альпинотипные гарцбургиты офиолитовой ассоциа­ции, по Е.ЕЛазько, 1987 г., 4 — пиролит, модельный состав, по А.Е. Рингвуду, 1975 г.

представляют собой продукты частичного плавления перидотито-вой верхней мантии, затвердевшие на большой глубине. Тела экло-гитов имеются, вероятно, и в низах континентальной земной коры. Источниками информации о составе и строении верхней ман­тии служат геофизические данные, глубинные кристаллические включения, вынесенные вулканами и трубками взрыва, и текто­нические блоки мантийного вещества, обнаруженные на дневной поверхности и дне океанов.

1.2.1. Тектонические блоки пород верхней мантии

Внутри современных континентов и на их окраинах, в том чис­ле на островных дугах, прослежены протяженные зоны глубинных разломов, вдоль которых на поверхность выведены линзовидные и пластинообразные тела, сложенные метаморфизованными, интен­сивно дислоцированными перидотитами, которые первоначально залегали ниже поверхности Мохоровичича. Вместе с габбро, диаба­зами, базальтами и некоторыми другими породами они образуют офиолитовую ассоциацию. Тектонические зоны, к которым приуро­чена эта ассоциация, называют офиолитовыми поясами. Перидоти­ты, принимающие участие в строении офиолитовых поясов, пред­ставляют собой ограниченные разрывами блоки мантийного вещества, перемещенные в твердом состоянии. Как правило, они почти нацело превращены в серпентиниты.

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

Первичный состав перидотитов чаще всего соответствует гарц-бургитам, с которыми ассоциируют дуниты, имеющие второсте­пенное значение. Лерцолиты встречаются значительно реже, чем гарцбургиты. Гарцбургиты состоят из оливина, ортопироксена и хромовой шпинели; состав их весьма однороден. Оливин содер­жит 90-92% форстеритового компонента, а ортопироксен — при­мерно такое же количество энстатита; для гарцбургитов характер­ны высокие содержания MgO при низких концентрациях А1₂0₃, CaO, Na₂0 и К₂0 (см. табл. 1.4). Петрографические и геохимичес­кие особенности перидотитов, входящих в офиолитовую ассоциа­цию, приводят к выводу, что большая часть этих пород представля­ет собой твердый материал верхней мантии, оставшийся после удаления из него относительно легкоплавкой магматической жид­кости, образованной в процессе частичного плавления. Такие ос­таточные образования называют реститами.

Тектонические блоки мантийного вещества обнаружены и на дне океанов, где они приурочены к поперечным разломам, пересе­кающим срединно-океанические хребты. Среди мантийных пород здесь преобладают не гарцбургиты, а лерцолиты с более низкими со­держаниями MgO и более высокими содержаниями CaO, Na₂0 А1₂0₃ (см. табл. 1.4). Таким образом, вещество самых верхних час-тей мантии под океанами, в целом, испытало меньшую степень экстракции легкоплавких компонентов по сравнению с материалом верхней мантии континентальных областей.

1,2.2. Включения мантийного вещества в щелочных базальтах

и кимберлитах

Среди кристаллических включений мантийных пород, выноси­мых на дневную поверхность вулканами и трубками взрыва, встре­чаются перидотиты, пироксениты, дуниты, эклогиты. Включения представляют собой обломки мантийного вещества размером от сантиметров до дециметров в поперечнике.

В щелочных базальтах среди включений преобладают шпинеле-вые лерцолиты и гарцбургиты, которые устойчивы до глубины 60-80 км. Обнаружены также верлиты, вебстериты, клинопироксе-ниты. Кимберлиты выносят к поверхности более глубинные вклю­чения, представленные гранатовыми перидотитами, а также экло-гитами: гранат-пироксеновыми, дистеновыми, корундовыми, коэситовыми. Эти породы устойчивы на глубинах более 60-80 км.

/. Глубинное строение Земли

В некоторых перидотитовых и эклогитовых включениях обнару­жены алмазы, что служит прямым указанием на образование кри­сталлических пород на глубине более 150 км в области устойчиво­сти алмаза.

По минеральному и химическому составам перидотиты глу­бинных включений можно разделить на три класса: 1) примитивные; 2) деплетированные, или истощенные; 3) обогащенные. Прими-тивные перидотиты представлены лерцолитами, которые не претер­пели эпигенетических преобразований и отражают первичный со­став верхней мантии. Примитивные шпинелевые лерцолиты из включений в континентальных базальтах близки по составу к лер-цолитам океанического дна (см. табл. 1.4). Деплетированные пери­дотиты — лерцолиты и гарцбургиты — обеднены клинопироксеном и соответственно Al, Ca, Na и другими легкоплавкими компонен­тами вследствие частичного плавления мантийного материала. Обо-гащенные перидотиты, наоборот, содержат больше легкоплавких компонентов, чем примитивные мантийные породы, что обуслов­лено метасоматическим преобразованием вещества верхней мантии под воздействием глубинных водных и углекислых флюидов или магматических расплавов, богатых летучими компонентами. Этот процесс приводит к появлению в мантийных породах амфибола, флогопита, карбонатов, разнообразных акцессорных минералов.

км

Рис. 1.2. Схематический разрез верхней мантии под океанами (О) и континен­тами (К), по А. Рингвуду, 1992 г. / — земная кора, 2 — гарц­бургиты, 3 — эклогиты, 4 — примитивные лерцолиты

Как полагают, преобладающая по объему часть современной верхней ман­тии под континентами и океанами сло­жена примитивными лерцолитами, ко­торые сохранили относительно легкоплавкие компоненты с момента формирования внешней оболочки Зем­ли. Такие лерцолиты близки по составу к пиролиту — модельной смеси базальто-идных выплавок (-25%) и тугоплавкого ультрамафитового остатка (-75%), рас­считанной австралийскими петрологами А.Е.Рингвудом и Д.Грином (1966 г.).

Деплетированные (истощенные) лерцолиты и гарцбургиты залегают в са­мой верхней части мантии. Они пред­ставляют собой твердый остаток, сохра­нившийся после выплавления основных

Часть III. Магматические горные породы (петрология)

и ультраосновных магм, которые, затвердев, образовали земную кору. Поскольку суммарная мощность базитов и ультрабазитов, принимающих участие в строении континентальной коры, значи­тельно больше мощности океанической коры, зона истощенных перидотитов под континентами протягивается на большую глуби­ну, чем под океанами (рис. 1.2).

Обогащенные перидотиты, содержащие амфибол или флого­пит, вероятно, образуют локальные участки, которые подверглись воздействию водного флюида. Амфибол устойчив в верхней мантии примерно до глубины 100 км, а поле устойчивости флогопита про­тягивается до глубины, превышающей 250 км.

Согласно экспериментальным данным Д.Эгглера (1978 г.) и П.Уайлли (1979 г.), при давлении более 2.6 ГПа (на глубине > 80—100 км) взаимодействие магнезиальных силикатов с углекис­лотой приводит к образованию карбонатов, которые становятся устойчивыми твердыми фазами. Например:

2Mg₂Si0₄ + CaMgSi₂0₆+2C0₂ ->4MgSi0₃ + CaMg(C0₃)₂

оливин клинопироксен газ ортопироксен доломит

Следовательно, на глубине более 80—100 км мантия Земли мо­жет состоять из карбонатизированных перидотитов, содержащих до­ломит или магнезит.

Вместе с тем среди глубинных кристаллических включений кар-бонатсодержащие перидотиты встречаются очень редко. Как пока­зали опыты Д. Канила (1990 г.), декарбонатизация перидотитов при снятии давления протекает настолько быстро, что доломит и маг­незит успевают полностью разложиться при подъеме включений к поверхности.

Карбонаты устойчивы в верхней мантии лишь при определен ном парциальном давлении кислорода (р0₂), от которого зависят окислительно-восстановительные условия минералообразования. При снижении р0₂ устойчивой формой углерода становится графит или алмаз. Современные данные приводят к выводу, что в верхней мантии существуют области как карбонатсодержащих, так и графит-(алмаз)содержащих перидотитов.

Кристаллические включения, выносимые вулканами и трубками взрыва, используются для создания моделей глубинного строения тех или иных районов и построения геотерм — кривых, характеризую­щих соотношения между давлением (глубиной) и температурой в не­драх Земли. Для этого применяют термо- и барометрические мето­ды, учитывающие зависимость химического состава минералов от

/. Глубинное строение Земли

температуры и давления. Например, пироксеновые геобарометры основаны на изменении содержаний А1 в орто- и клинопироксене в присутствии той или иной глиноземистой фазы: плагиоклаза, шпи­нели, граната, а пироксеновые геотермометры — на распределении Са и Mg между орто- и клинопироксеном как функции температуры. Мантийные перидотиты, слагающие глубинные включения, несут следы перекристаллизации в твердом состоянии, катаклаза, пластических деформаций и по сути дела являются метаморфиче­скими горными породами. Оценки температур и давлений, получа­емые методами термо- и барометрии, отражают субсолидусные ми­неральные равновесия, возникшие в уже затвердевшей породе. Однако первоначально примитивные лерцолиты верхней мантии, скорее всего, имели магматическое происхождение. Это были ли­бо ультраосновные-ультрамафические выплавки из более глубоких частей мантии, либо продукты кристаллизации расплава, который заполнял магматический океан, существовавший в приповерхност­ной зоне ранней Земли (см. раздел 2).

1.3. Астеносфера и литосфера

Кора и мантия Земли образованы материалом, в котором рас­пространяются поперечные упругие волны. Следовательно, эти оболочки находятся в твердом состоянии. На фоне увеличения ско­ростей упругих волн с глубиной в верхней мантии были обнаруже­ны зоны с пониженными скоростями, которые стали называть вол­новодами. Уменьшение скорости распространения упругих волн обычно связывают с появлением малого объема (< 1%) межзерно­вого силикатного расплава. Если это так, то температура в зонах по­ниженных скоростей должна достигать солидуса мантийного пери­дотита и составлять не менее 1200-1300 °С. Эти данные как будто бы подтвердили реальность глобальной ослабленной зоны — асте­носферы, существование которой предполагалось еще в начале ве­ка. Вязкость вещества астеносферы оценивается в Ю¹⁸—10¹⁹ Па с. Над астеносферой залегает более жесткий слой земной коры и вер­хов мантии с вязкостью 10²²-10²³ Па*с, который называют литосфе­рой. Современные тектонические модели придают большое значе­ние перемещению литосферных плит по астеносферному слою. Движущей силой этого процесса считаются конвективные пере­мещения мантийного вещества.

Однако дальнейшие геофизические исследования внесли суще­ственные коррективы в понятие об астеносфере. Оказалось, что мощность и глубина залегания зон пониженных скоростей меняют­ся в различных тектонических обстановках. Под континентами та­кие зоны залегают в интервале глубин от 50 до 300 км, а под океана­ми от 15 до 100 км. Под древними щитами непрерывный астеносферный слой геофизическими методами вообще не фикси­руется.

Сейсмическая томография Земли позволила установить объ­емное распределение скоростей упругих волн до глубины 500—700 км. Выяснилось, что относительно нагретое и менее плот­ное вещество с пониженными скоростями упругих волн не образу­ет сплошного глобального слоя, а слагает линзовилные тела слож­ной морфологии. Анализ, проведенный Г.Ф.Макаренко (1995 г.), выявил пространственную связь таких астенолинз с базальтовыми полями, развитыми на континентах и на дне океанов. При этом, чем древнее возраст базальтовых покровов, тем глубже залегают под ними низкоскоростные линзы в мантии Земли. Под полями кайно­зойских базальтов такие линзы фиксируются на глубине около 50 км, тогда как покровы мезозойских и позднепалеозойских базаль­тов обнаруживают сопряженность с астенолинзами на глубине 350—450 км. Древние щиты со слабо проявленным молодым магма­тизмом выделяются наиболее холодной литосферой, которая про­слеживается до глубины не менее 600—700 км. Результаты сейсми­ческой томографии скорее свидетельствуют об унаследованном развитии крупных современных структур в течение длительного геологического времени, нежели о дрейфе литосферных плит, вы­званном крупномасштабной конвекцией мантийного вещества.

Глубинные области пониженных скоростей несомненно явля­ются важными элементами верхней мантии. Хотя современные ге­офизические дан