Физико-химические условия плавления мантии Земли в присутствии летучих компонентов (по экспериментальным данным)

4.2. Фазовые диаграммы силикат-Н^О 215.

4.2.1. Фазовые соотношения в системах МдгБЮ^НгО и М§ 8Юз-Н20 215.

4.2.2. Фазовые соотношения в системе АЬОз-ЭЮг-НгО 216.

4.2.3. Фазовые соотношения в системе Ca0-Mg0-Al20з-Si02-H20 216.

4.2.4. Фазовые соотношения в системе пиролит-НгО 222.

4.2.5. Фазовые соотношения в системе эклогит-Н20 229.

4.2.6. Влияние воды на основные фазовые переходы в мантии 234.

4.2.6.1. Оливин-вадслеит 236.

4.2.6.2. Рингвудит = Mg-пepoвcкит + периклаз 242.

4.2.6.3. Переход гранат-перовскит в эклогитовой системе 250.

4.3. Вхождение водорода в структуру номинально безводных силикатов 253.

4.3.1. Оливин 254.

4.3.2. Вадслеит 260.

4.3.3. Рингвудит 265.

4.3.4. Стишовит 267.

4.3.5. Мд-перовскит 269.

4.3.6. Периклаз 270.

4.3.7. Распределение НгО между фазами в перидотитовой и эклогитовой системе и влияние Н2О на солидусы пород 271.

4.3.8. Влияние ОВ-условий на содержания Н2О в оливине 276.

4.4. Эксперименты в системе силикат-СОг 278.

4.4.1. Перидотит-С02 278.

4.4.2. Эклогит-С02 280.

4.4.3. Системы состава щелочного карбонатита 288.

4.5. Эксперименты в системе силикат-НгО-СОг 298.

4.5.1. Перидотит-Н20-С02 298.

4.5.2. Эклогит-Н20-С02 305.

4.6. Эксперименты в системах с СОН флюидом в условиях низкой.

УО2 при давлении 3—16 ГПа 310.

4.6.1. Методика экспериментов 310.

4.6.2. Перидотит — СОН-флюид 312.

4.6.3. Эклогит — СОН-флюид 321 4.7.

Заключение

к главе 4 321.

ГЛАВА 5. РОЛЬ ЛЕТУЧИХ КОМПОНЕНТОВ В ГЛУБИННОМ.

ПЛАВЛЕНИИ И ДИНАМИКЕ МАНТИИ ЗЕМЛИ 328.

5.1. Сейсмическая модель и распределение температур в мантии Земли 328.

5.2. Термическая эволюция мантии Земли 335.

5.3. ОВ-условия в современной и древней мантии 336.

5.4. Стабильность водороди углеродсодержащих фаз в мантии 338.

5.4.1. Стабильность фаз, содержащих Н2О, и переходный слой как конце нтратор воды 338.

5.4.2. Стабильность фаз, содержащих СО2 345.

5.4.3. Равновесия мантийных пород с восстановленным С-О-Н-флюидом 348.

5.4.4. Пример эмпирического расчета солидуса перидотита и эклогита 349.

5.5. Моделирование ОВ (редоке-) плавления в верхней мантии 350.

5.5.1. Алмазообразование в корневой части кратонов 352.

5.5.2. Условия редокс-плавления 355.

5.6. Взаимодействие погружающихся блоков литосферы с мантией 358.

5.6.1. Большой мантийный клин и карбонаты 359.

5.6.2. Роль эклогитов и пироксенитов при плавлении мантии 364.

5.7. Составы расплавов в различных системах и сравнение с магматическими породами 366.

5.8. Глубинные циклы водорода и углерода 369.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

375.

Актуальность исследования.

Присутствие летучих компонентов в геологических системах даже в небольших количествах может приводить к резким изменениям условий плавления, массопереноса, и многих других не менее важных физико-химических свойств вещества мантии Земли. Поэтому проблема летучих компонентов в петрологии будет долго оставаться одной из наиболее острых и дискуссионных. За последние 40 лет накоплен значительный фактический материал по экспериментальному и теоретическому изучению влияния основных летучих компонентов системы С-О-Н на фазовые соотношения природных и приближенных к ним модельных системах (напр., Eggler, Baker, 1982; Кадик, Луканин, 1986; Никольский, 1987; Taylor, Green, 1988; Ulmer, Luth- 1991; Frost, Wood, 1997; Matveev et al., 1997; Holloway, 1998; Luth, 2003; Кадик, 2003, 2006; Сокол и др., 2004; Frost et al., 2004; Foley et al., 2009; Palyanov, Sokol, 2009; Poli et al., 2009). Однако эти исследования охватывали сравнительно малый интервал давлений, соответствующий глубинам до 90−120 км (3−4 ГПа) и, в некоторых случаях, до 210 км (7 ГПа), в то время как чрезвычайно важные с геодинамической точки зрения переходный слой (410−660 км) и нижняя мантия (>660 км), оставались малоизученными в рамках проблемы флюидного режима.

Существенный вклад в понимание флюидного режима глубинных процессов вносит изучение фрагментов мантийных пород, вынесенных на поверхность кимберлитами и щелочными базальтами с глубин до 200 км, а также минеральных и флюидно-расплавных включений в природных алмазах. Однако использование ксенолитов для выяснения обстановок на глубинах свыше 200 км затруднено в силу ретроградных реакций, протекающих в глубинных породах в ходе изотермической декомпрессии при подъеме к поверхности, а также интенсивного взаимодействия с вмещающей магмой. Лишь включения в алмазах, находящиеся в условиях химической изоляции, позволяют получать достоверную информацию о флюидном режиме на больших глубинах. Включения в алмазах в свою очередь отражают специфические условия алмазообразования которые, как правило, далеки от средней мантии как по составу и концентрации флюидной фазы, так и по окислительно-восстановительному режиму. Необходимо отметить, что единичные алмазы и минеральные и расплавные включения в них могут быть с большой долей Г вероятности отнесены к более глубинным уровням мантии вплоть до 700−800 км (Hutchison et al., 2001; Kaminsky et al., 2001; Stachel, 2001; Hayman et al, 2005).

Отсутствие систематических экспериментальных данных делает рассуждения о глубинной эволюции летучих компонентов спекулятивными. Поэтому в данной работе на основании оригинальных экспериментов при высоком давлении, главным образом моделируя температуры солидусов в различных системах, сделана попытка понять закономерности поведения летучих компонентов и определить их роль в плавлении мантии Земли при давлениях выше 6—7 ГПа.

Цели и задачи исследования.

Цель работы: Используя экспериментальное моделирование при давлениях до 20−30 ГПа определить влияние летучих компонентов системы С-О-Н на плавление и фазовые равновесия мантийных пород — перидотитов и эклогитов. На основании этого определить возможные уровни глубинной магмогенерации при погружении субдукционных плит и подъеме мантийных плюмов. Для достижения поставленной цели решались следующие основные задачи.

1. Построить экспериментальные фазовые диаграммы модельных систем, соответствующих по составу пиролиту (среднему составу мантийного перидотита) и эклогиту (по составу близкого к среднему базальту срединно-океанических хребтов) в присутствии НгО или СОг при давлениях до 20−30 ГПа, и определить температуры солидусов, составы частичных выплавок и равновесных минеральных ассоциаций.

2. Определить влияние окислительно-восстановительных (ОВ) условий на плавление пиролита и эклогита в присутствии летучих компонентов в системе С-О-Н при давлениях до 20 ГПа.

3. Сопоставить солидусы мантийных пород в различных системах и при различных ОВ-условиях с РТ-профилями зон субдукции, усредненной мантии и мантийных плюмов.

4. Используя полученные экспериментальные данные и результаты исследования природных объектов, определить характерные зоны плавления мантии и особенности распределения и миграции мантийных расплавов и флюидов, а также определить роль летучих компонентов в этих процессах.

Фактический материал и методы исследования.

В основу работы положены результаты" более 500 экспериментов, проведенных автором^ в 1999—2010 гг. на многопуансонных аппаратах высокого' давления, а также обширные данные по всестороннему изучению продуктов опытов.

В работе использованы результаты более 30 000 микрозондовых анализов синтетических и природных фаз, выполненных на различных микроанализаторах в Институте геологии и минералогии (ИГМ) СО РАН, Университете Тохоку (УТ), Сэндай, Япония, Геофизической лаборатории (ГЛ) Института Карнеги, Вашингтон, США. Множество данных было получено с использованием методов Фурье инфракрасной (ИК) спектроскопии и спектроскопии комбинационного рассеяния (Раман) в ИГМ СО РАН, УТ, ГЛ, Токийском Университете.

При изучении влияния летучих компонентов на фазовые переходы широко использовался метод in situ рентгеновской дифрактометрии с использованием синхротронного излучения на станциях высокого давления в центре синхротронного излучения SPring-8 (Хиого, Япония) где автором проведено около 100 экспериментов.

Защищаемые положения.

1. Систематическое изучение вхождения водорода в структуру главных фаз мантии Земли — оливина, вадслеита, рингвудита, Mg-перовскита и ферропериклазапозволило определить положение солидусов водосодержащего пиролита в зависимости от концентрации НгО. Из-за высокой растворимости водорода (до 3 мас.% НгО) в вадслеите и рингвудите эти солидусы имеют резкий перегиб на границах стабильности этих минералов в переходном слое, что создает благоприятные условия для плавления на глубинах 410 и 660 км. При параметрах средней мантийной адиабаты переходный слой может содержать до 0,35 мае. % Н2О. Mg-перовскит и ферропериклаз в нижней мантии содержат менее 100 ppm Н2О, и не могут рассматриваться в качестве важных концентраторов водорода.

2. В присутствии НоО-флюида зона фазового перехода оливин-вадслеит (410 км) расширяется и смещается в сторону низких давлений. Переход рингвудит —> Mg-перовскит + ферропериклаз (660 км) смещается в сторону высоких давлений. Гранат-перовскитовый переход в эклогите смещается в сторону низких давлений. Таким образом, повышенное содержание Н2О в переходном слое является важным фактором, определяющим смещение сейсмических границ 410 км вверх и.

660 км вниз по разрезу. Для перидотитовой мантии смещение границ фазовых переходов параметризовано в зависимости от состава системы и содержания Н2О.

3. Плавление в перидотитовых и эклогитовых системах, содержащих Н2О, СО2 и восстановленный, С-О-Н-флюид, имеет фундаментальные различия при давлениях выше 6 ГПа. Плавление в системах с Н2О контролируется растворимостью водорода в структуре номинально безводных силикатов и происходит при пересыщении силикатов водородом при определенных Р—Т—Х-/О2 параметрах. Плавление в системах с СО2 определяется стабильностью щелочных карбонатов и контролируется главным образом присутствием ЫагО и К2О в системе. В системах с Н2О-СО2 первыми плавятся водосодержащие силикаты, а солидус системы располагается при температурах ниже 1000—1100°С в интервале давлений от 3 до 20−27 ГПа. Температура стабильности карбонатов в этих системах также снижается на 100−200°С. Солидус эклогитовых систем всегда ниже солидуса перидотитовых систем на 100−200°С. Большинство кривых солидусов выполаживается при давлениях выше 6−8 ГПа, благодаря чему возникают условия для плавления перидотитов и эклогитов при пересечении их солидусов с РТ— профилями зон субдукции и средней мантии.

4. В восстановленных условиях при значениях Д>2, заданных буферами Мо-М0О2 и Ре-БеО и давлениях от 6 до 16 ГПа, солидусы флюидонасыщенных систем перидотит-С-О-Н и эклогит-С-О-Н располагаются на 400−500°С выше, чем в более окисленных системах с преобладанием Н2О и СО2. Таким образом, в восстановленных доменах верхней мантии (250−660 км) флюидонасыщенные перидотиты и эклогиты могут испытывать плавление только при повышении температуры на 100−200°С выше среднемантийной. Внедрение окисленных блоков при субдукции будет вызывать плавление на глубинных уровнях, масштабы которого определяются буферной емкостью уОг взаимодействующих резервуаров и скоростями обменных процессов.

Научная новизна.

Большая часть выполненных экспериментальных работ при сверхвысоких давлениях не имеет аналогов и проводилась впервые.

1. Экспериментально изучены фазовые равновесия водосодержащих перидотитовых и эклогитовых модельных систем при давлениях 10—30 ГПа и построены их фазовые диаграммы. Построены модели зависимости растворимости воды в оливине, вадслеите и рингвудите от давления и температуры.

2. Получены данные о влиянии воды на основные фазовые переходы в мантии, соответствующие сейсмическим и геохимическим границам, такие как оливин— вадслеит и рингвудит —" М§-перовскит + ферропериклаз (РПФ) в перидотитовой и гранат-перовскит в эклогитовой системах.

3. Экспериментально изучены фазовые' равновесия различных карбонатсодержащих перидотитовых и эклогитовых модельных систем при давлениях до 30 ГПа вдоль солидуса. Установлены поля стабильности щелочных и щелочноземельных карбонатов.

4. Экспериментально изучены фазовые равновесия перидотитовых и эклогитовых систем в условиях низких значений уОг (при контроле буферами Мо-М0О2 и Бе-РеО) в присутствии С—О-Н флюида при давлениях до 16 ГПа.

5. Предложены новые модели плавления мантии и миграции различных типов расплавов, в особенности через сейсмические границы 410 и 660 км.

Практическая значимость работы.

Работа выполнена в области фундаментальных исследований. Предлагаемые модели плавления и миграции летучих компонентов в мантии, а также анализ составов образующихся расплавов, могут использоваться при рассмотрении широкого круга проблем космогеохимии, глобальной геодинамики, изучения процессов кимберлитового и базальтового магматизма и алмазообразования. Результаты высококачественных экспериментов при сверхвысоких давлениях могут служить базой для дальнейших термодинамических расчетов и построения физико-химических моделей формирования глубинных парагенезисов.

Апробация результатов исследования.

Основные результаты исследований, изложенных в диссертации, были представлены и обсуждались на. многочисленных научных конференциях различного уровня, в том числе на ежегодных совещаниях Американского Геофизического Союза (Сан-Франциско, 2002—2009), Генеральной Европейской Ассамблее по геологическим наукам (Вена, 2005, 2006, 2008, 2009), на Гольдшмитовских конференциях (Тулуза, 1998; Давос, 2002, 2009; Курасики, 2003; Мельбурн, 2006), международных кимберлитовых конференциях (Виктория, 2003;

Франкфурт, 2008), совещаниях Международной Минералогической Ассоциации (Эдинбург, 2002; Кобе, 2006), семинарах по физике минералов при высоких давлениях (Вербания, 2002; Мацусима, 2007), на ежегодных конференциях Японского общества высоких давлений (1999;2010), Японского общества наук о Земле и планетах (1999;2010). На ежегодных совещаниях по программе 21st Century Center of Excellence (Сэндай, Япония, 2004—2007), На ежегодных совещаниях «Динамика воды» (Сэндай, Япония, 2004;2007). Защищаемые положения были представлены на конференциях 2010;2011 года: нескольких международных симпозиумах по научной программе Японского правительства Global Center-of— Excellence в Университете Тохоку (Сэндай, Япония), XVI Российском совещании по экспериментальной минералогии (Черноголовка, Московская область), Генеральной Европейской Ассамблее по геологическим наукам (Вена), совещании Международной Минералогической Ассоциации (Будапешт) и ежегодном совещании Американского Геофизического Союза (Сан-Франциско).

Публикации.

По теме диссертации опубликовано более 100 печатных работ, в том числе 47 статей и глав в монографиях, среди них 44 статьи в журналах по перечню ВАК.

Структура и объем диссертации

.

Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы из 1274 наименований. Объем диссертации составляет 479 страниц, включая 181 рисунок и 53 таблицы.

Основные выводы по исследованным системам совпадают с приведенными выше по длительным опытам (Литвин, 1998; Литвин, 2000; Бобров и др., 2004; Литвин, Бобров, 2008). Однако в некоторых случаях эффективность алмазообразующих сред существенно отличается. Например, щелочные силикатные системы, хлорид калия рассматриваются как эффективные среды алмазообразования (Литвин, 2003, 2009). Следует отметить, что алмаз был синтезирован в расплаве КС1 при 1500−1700°С и 7−8 ГПа (Литвин, 2003), однако линия плавления КС1 при 7−8 ГПа проходит при температурах выше 1800 °C (ВоеЫег е! а1., 1996). Поэтому, либо температуры в опытах были выше, либо в экспериментальную капсулу' попадало какое-то количество НгО.

2.10. Растворимость воды и других летучих компонентов в силикатных расплавах.

Растворимость, диффузия и форма нахождения летучих компонентов в мантийных силикатных и карбонатитовых расплавах, а также растворимость силикатов во флюидах имеют важнейшее значение для процессов миграции летучих, движения магм и мантийного метасоматоза. В данном разделе отметим только уровни растворимости летучих компонентов в мантийных расплавах.

Растворимость Н20 и СО2 (а также и других летучих) в мантийных (базальтовых) расплавах ограничена при 1 атм, но существенно возрастает с ростом давления (рис. 2.41) и температуры. Абсолютные концентрации сильно зависят от состава расплава, особенно для СО2, но в целом, растворимость Н2О быстро растет и достигает 20−30 мас.% при 2−3 ГПа, а растворимость СО2 достигает нескольких мас.% при 3 ГПа. Основными формы растворения Н2О и СО2 в силикатных расплавах являются гпдроксил-ион (ОНГ) и карбонат-ион (СОз2~) в меньшей степени присутствует молекулярная вода (Н2О).

При давлении выше уровня реакций декарбонатизации существует полная смесимость между силикатными и карбонатитовыми расплавами (за исключением ряда несмесимых систем), однако в зависимости от состава системы и количества СО2 уровень насыщения карбонатитового расплава (который образуется на солидусе карбонатсодержащих парагенезисов) кремнеземом сильно зависит от температуры (см. системы перидотит-СОг и эклогит-ССЬ в главе 4). В присутствии Н2О и СО2 интервалы несмесимости между карбонатитовыми и силикатными расплавами возникают чаще.

Водный флюид способен растворять большое количество силикатов при высоком давлении (Kennedy et al., 1962; Manning, 1994; Closmann, Williams, 1995). Поэтому чисто водный флюид или лед вряд ли может встречаться в мантии, хотя в работе (Bina, Navrotsky, 2000) обсуждается возможная стабильность льда-VII в холодных зонах субдукции. В системе MSH до 12 мас.% силикатов может растворяться в водном флюиде при 1−6 ГПа и 1150 °C (Schneider, Eggler, 1986). Добавление СО2 на порядок снижает растворимость силикатов в водном флюиде (Poli, Schmidt, 2002), а добавление Cl наоборот увеличивает ее до 50 мас.% при 0,52,0 ГПа и 700−1000°С (Brenan et al., 1995; Keppler, 1996; Shmulovich et al., 2001). При увеличении давления растворимость силикатов в водном флюиде увеличивается от 30 мас.% при 3 ГПа до 70 мас.% при 8 ГПа. Mg/Si отношение во флюиде также увеличивается с давлением от 0,2—1,0 при 1—3 ГПа до 2—3 при давлениях выше 10 ГПа (Ryabchikov et al., 1982; Inoue, 1994; Mibe et al., 2002; Kawamoto et al., 2004). В других работах показано, что растворимость силикатов в водном флюиде не превышает 30 мас.% при 9 ГПа (Stalder et al., 2001; Stalder, 2004) в системе MSH и 20 мас.% при 4 ГПа в базальтовом составе (Kessel et al., 2005), при этом отмечается, что флюид обогащен Si и Na.

Растворимость восстановленных компонентов С-О-Н флюида в силикатных расплавах и наоборот, практически не изучались. В работе (Персиков, Эпельбаум, 1985) приводятся данные о низкой растворимости Н2 (0,01−0,02 мас.%) в расплаве альбита и диопсида при 0,1 ГПа и 1250−1280°С. Растворимость СН4 в Na20-SiC>2 расплаве составляет 0,2−0,5 мас.% в экспериментах при 1,0−2,5 ГПа и 1400 °C (Mysen et al., 2009). Она увеличивается с увеличением отношения NBO/Si от 0,4 до 1,0 (NBO — суммарное количество немостикового кислорода в стекле). Растворимость силикатных компонентов в восстановленном флюиде состава СН4-Н2О вероятно не превышает 10 мас.% при давлениях 10−15 ГПа судя по положению кривых солидуса (см. главу 4).

Рис. 2.41. Растворимость 1ЬО (1200°С) и СОг (1650°С) в базальтовом расплаве в зависимости от давления (Кадик и др., 1971; Mysen et al., 1975; Mysen et al., 1976).

При изучении форм нахождения компонентов системы С-О-Н в силикатных расплавах методами рамановской и ИК-спектроскопии установлено, что даже в восстановительной обстановке (например, при контроле буфером IW или ниже его) основная часть растворенных водорода и углерода представлена окисленными л формами ОН и СОз. Собственно водородные и углеводородные (СН4, СНз) пики чрезвычайно малы. Растворимость водорода (в пересчете на Н2О) в ферробазальте при 4 ГПа и 1500−1600°С составляет 1−2 мас.% при контроле/О2 ниже буфера IW на несколько лог. ед. (Kadik et al., 2004; Кадик и др., 2010).

Растворимость азота резко зависит от ОВ-условий, а также степени полимеризации силикатных расплавов. В окисленных условиях азот практически не растворяется в силикатных расплавах (Libourel et al., 2003; Miyazaki et al., 2004), однако в восстановительной обстановке, когда он меняет форму нахождения в расплаве с N2 на соединения с водородом NH3, NH2-. Растворимость азота в экспериментах с N-O-H флюидом и Na20-Si02 расплавом при 1,5 ГПа и 1400 °C при контроле У02 буфером IW составляла 0,3—1,0 мас.% и зависела от степени полимеризации расплава (NBO/Si менялось в интервале 1,2−0,4, соответственно) (Mysen, Fogel, 2010).

Фтор и хлор имеют контрастное поведение в магматических расплавах. При низких давлениях хлор концентрируется в водном флюиде и плохо растворяется в силикатных расплавах. Фтор, в свою очередь хорошо в них растворяется. Однако при высоких давлениях концентрации фтора и хлора в силикатных расплавах могут составлять несколько мас.%, а их бюджет обычно не подразумевает более высокие концентрации (Чевычелов и др., 2008). Исключения составляют включения в алмазах, где наблюдается несмесимость хлоридно-карбонатных и силикатных расплавов/флюидов (см. рис. 2.36).

Растворимость серы в силикатном (ферроандезит-ферробазальт) расплаве в равновесии с Fe-металлической жидкостью составляет 0,1−0,35 мас.% в экспериментах при 1,0−2,7 ГПа, 1300−1500°С и/02 = IW-1 — IW-2 (Holzheid, Grove, 2002). При этом как в этой, так и в других работах (Mysen, Popp, 1980; Mavrogenes, O’Neill, 1999) отмечается, что содержания серы увеличиваются с температурой, но уменьшаются с увеличением давления и составляют около 0,1 мас.% при 3 ГПа.

2.11. Вторая критическая точка и сверхкритический флюид.

С увеличением давления взаимная растворимость водного флюида и силикатных расплавов увеличивается. Таким образом, при некотором давлении и температуре различия между флюидом и водосодержащим расплавом стираются. Эта точка на фазовых диаграммах называется второй критической точкой (далее 2 KT) (рис. 2.42). Понятие 2КТ имеет большое значение во многих магматических процессах, в особенности при субдукционном магматизме. Существует точка зрения, что магматический фронт на глубине порядка 100−150 км под островными дугами может определяться отделением флюида от водосодержащего расплава, тогда как на большей глубине существует гомогенный флюид/расплав. Разделение между флюидом и расплавом ведет к различиям в поведении редких и летучих компонентов.

При давлении выше 2КТ не существует флюидонасыщенного солидуса системы. Можно определить лишь «мнимый» солидус, при температуре которого флюидонасыщенная система переходит из метастабильного состояния в область сверхкритического флюида (рис. 2.42).

Давление.

Рис. 2.42. Схематическая фазовая диаграмма минерал (А)-Н20 с промежуточным составом водосодержащей фазы H (Kawamoto et al., 2004). С увеличением давления критическая температура (Тс) снижается (А-Б). При достижении Тс солидуса системы (во второй критической точке) различия между водным флюидом и расплавом стираются. В этом случае не существует водонасыщенного солидуса системы.

Экспериментальное определение 2КТ является довольно сложной задачей. В различных системах силикат-Н20 2КТ была установлена в широком интервале давлений и температур, и пока трудно говорить о согласии в данном вопросе. Например, Р. Сталдер с соавторами предположили, что в системе Mg0-Si02-H20 2КТ расположена при 12 ГПа и 1000−1100°С (Stalder et al., 2001). В системе эклогит-Н20 2КТ была помещена при 5−6 ГПа и 1000−1100°С (Kessel et al., 2005). В этих работах использовался метод измерения состава флюида/расплава в алмазной ловушке. С помощью метода рентгеновской радиографии (с использованием синхротронного излучения) К. Мибе с соавторами расположили 2КТ при 3,8 ГПа и 1000 °C в системе перидотит-Н20 и при 3,0 ГПа и 1000 °C в системе эклогит-Н20 (Mibe et al., 2004, 2007). Последние оценки согласуются с более ранними экспериментальными данными (Рябчиков, 1988). Положение 2КТ в силикатных системах с С02+Н20 пока не определялось, однако в работах (Schneider, Eggler, 1986; Wyllie, Ryabchikov, 2000) отмечается, что С02 восстанавливает компоненты, растворенные во флюиде, поэтому 2КТ должна смещаться в сторону более высоких давлений. Так, П. Уайли и И. Д. Рябчиков поместили 2КТ при 7,5 ГПа и 1000−1100°С в системе перидотит-С02-Н20 (Wyllie, Ryabchikov, 2000). В работе (Boettcher, Wyllie, 1969) 2КТ в системе Ca0-Mg0-C02-H20 была помещена при 3,2 ГПа и 515 °C. Фактически во флюидонасыщенных системах с С02 2КТ совпадает с уровнем декарбонатизации расплавов, так как при более высоком давлении не существует СОг-насыщенного солидуса.

Для восстановленного флюида состава СН4-Н2О 2КТ, по-видимому, располагается при давлениях выше 16 ГПа. Так как в экспериментах по моделированию систем с восстановленным флюидом (раздел 4.6) различия между флюидом (порами в образце) и закалочным расплавом сохранялись до самых высоких давлений.

2.12. Мобильность флюида и просачивание.

Измерение двугранного угла (в) между зернами минералов в равновесии с флюидом/расплавом позволяет в первом приближении оценить способность флюида к миграции в пределах частично-расплавленной породы. Двугранный угол 60° маркирует переход от взаимосвязанной сетки флюида в породе (9 <60°) к флюиду, изолированному вдоль границ зерен минералов (6> >60°) и не способному к просачиванию или сегрегации. Данная модель просачивания и сегрегации может реализовываться только в пределах частично расплавленной породы. Миграция флюида/расплава из флюидонасыщенной зоны в твердую породу с минимальной пористостью имеет иной механизм. Измерение двугранного угла возможно практически в любых экспериментах с малым количеством флюида или при низких степенях плавления образца. Б. Уотсон наблюдал отрицательную зависимость 9 от давления (при 0,5−2,5 ГПа) в системе оливин-Н20 (Watson et al., 1990). Угол 9 становился меньше 60° при давлении выше 0,7 ГПа при 1200 °C. К. Мибе и др. расширили интервал исследованных давления для этой системы и подтвердили эту зависимость (Mibe et al., 1998, 1999). Они предположили, что переход от изолированных участков флюида к взаимосвязанной сетке может контролировать вулканический фронт островных дуг. В работе (Watson, Lupulescu, 1993) получены высокие значения 9 (>60°) для системы клинопироксен-НгО при 1,5 ГПа и 900 950 °C. Для системы пироп-НгО, исследованной при 4−13 ГПа и 900−1200°С установлено увеличение 9 с давлением (Ono et al., 2002). Переход к высоким 9 (>60°) наблюдали при 9 ГПа. На основании этих результатов авторы предположили, что до 1—2 мас.% водного флюида, отделяющегося от эклогита при погружении субдукционных плит, может захватываться гранатсодержащими породами и транспортироваться вглубь мантии. Этот результат был подтвержден в экспериментах с граиат-клинопироксеновым составом при 3−5 ГПа и 700−800°С где были получены #=62−68° (Mibe et al., 2003).

2.13.

Заключение

к главе 2.

В главе 2 приводится обзор экспериментальных данных по системам с летучими компонентами. В основном, он касается данных при умеренных давлениях до 6 ГПа. Экспериментальные исследования систем с Н20 и С02 являются ключевыми при анализе метаморфических реакций и охватывают широкий интервал составов и РТ—условий до давлений 3−7 ГПа. Для них проанализирована топология ассоциаций и поля стабильности различных водосодержащих фаз. В системе перидотит-Н20 главная роль отводится таким минералам, как эпидот, хлорит, хлоритоид, серпентин. При давлениях выше 6—7 ГПа эти фазы переходят в высокоплотные магнезиальные силикаты (фаза А, Е и т. д.). В эклогитовых и пелитовых системах основными водосодержащими фазами являются амфибол, лавсонит и фенгит. Эти фазы стабильны до давлений около 10 ГПа. При более высоких давлениях водосодержащих фаз в эклогите не отмечено.

В работах по системам с С02 и Н20-С02 установлены основные закономерности плавления и получены составы расплавов при давлениях до 3—4 ГПа. Приводятся доводы в пользу важности карбонатитовых расплавов, которые образуются на солидусе перидотита в области стабильности амфибола и флогопита. Также выявлена важнейшая роль реакций декарбонатизации. Установлено, что при подъеме расплавов к поверхности происходят реакции твердых или жидких карбонатов с силикатами с выделением С02. Лишь некоторые карбонатитовые и кимберлитовые расплавы способны изливаться на поверхность без существенной потери С02.

Экспериментальные исследования систем с восстановленным составом С-О-Н-флюида проводились при давлениях до 6—7 ГПа с использованием метода двойной капсулы и буферирования системы. При контроле буферами IW, ММО, WCWO состав восстановленных флюидов варьирует в пределах отношений СН4/(СН4+Н20) от 0,3 до 0,8 в экспериментах при давлениях 1,0−3,6 ГПа. Солидус в системе с восстановленным СН4—Н20 флюидом располагается при более высокой температуре, чем в системах с Н20 и С02. Это связано с малой растворимостью силикатов в восстановленном флюиде и малой растворимостью компонентов восстановленного флюида в силикатном расплаве.

В главе также детально рассмотрены закономерности вхождения водорода и его растворимость в структурах номинально безводных силикатов. Определены коэффициенты распределения Н20 между минералами и силикатными расплавами в экспериментах при давлениях до 6 ГПа, и показано значение этих данных при моделировании плавления. Рассмотрены вопросы влияния Н20 на термоупругие свойства и скорости сейсмических волн в оливине, вадслеите и рингвудите.

Рассмотрены экспериментальные исследования кристаллизации алмаза в различных средах. Подчеркивается ведущая роль щелочных окисленных Н20-С02-содержащих флюидов и расплавов как важнейшей среды природного алмазообразования.

Кратко освещены экспериментальные исследования в системах с другими летучими компонентами — Я, С1, Б и Р, а также растворимость летучих компонентов в силикатных расплавах и их влияние на миграционную способность этих расплавов.

ГЛАВА 3. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ.

3.1. Многопуансонные аппараты.

Основной объем экспериментальных работ был выполнен с использованием трех гидравлических прессов в Университете Тохоку (Япония) с максимальной нагрузкой 1000, 1500 и 3000' тонн. Два пресса (1000″ и 1500 tohh) i имеют конфигурацию с нагрузкой пресса на ячейку высокого давления по направлению {111} (рис. 3.1), а 3000-тонныш пресс — так называемую DIA-конфигурацию, с направлением сжатия по {001} (рис. 3.2). В опытах применялась двухступенчатая конфигурация многопуансонного блока типа 6−8 (Каваи). В этой конфигурации внешняя ступень состоит из шести стальных пуансонов. Внутренняя — из восьми кубических пуансонов из карбида вольфрама (ребро куба 26 и 32 мм) со срезанными углами, которые образуют октаэдрическую полость. В эту полость, в свою очередь, помещается ячейка высокого давления. Обзор различных методик и материалов^ используемых в многопуансонных аппаратах, приведен в. работе (Ito, 2007). Механические характеристики пуансонов из карбида вольфрама определяются размером зерен и типом связующего вещества. Обычно связующим веществом является кобальт с дополнительными" добавками других компонентов. Характеристики различных типов использованных*пуансонов приведены в табл. 3.1 и на рис. 3.3. Более твердые типы пуансонов способны создавать более высокие давления, но являются более хрупкими и чаще ломаются. В данной работе в основном использовались пуансоны классов Tungaloy F, Fuji Die TN05 и TF05. Последний класс пуансонов с самым мелким размером зерна (<0,5 мкм) использовался для генерации давлений до 33−35 ГПа.

Размер треугольных рабочих площадок пуансонов (срез углов куба, TEL, truncation edge length) и размер октаэдрической ячейки варьировал от 12 мм (для давлений 2−7 ГПа) до 2 мм для давлений 20−30 ГПа и выше. В табл. 3.2 приведены объемы и интервалы давлений для октаэдрических ячеек различных типов, показанных на рис. 3.4. Из таблицы видно, что разница в объеме между типами ОР и ОРВ несущественна, но увеличивается до 7% для самых мелких ячеек. Тогда как разница с объемом цельного октаэдра составляет до 30%. В большинстве опытов использовались ячейки со срезанными ребрами или со срезанными ребрами и вершинами. Различия в генерации давления и стабильности ячеек различной-геометрии обсуждаются в работах (Shatskiy et al., 20 106- 201 la).