Реферат: Геодинамика докембрийской земной коры
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?
Опыт
изучения вулканогенно-осадочных разрезов подсказывает, что их слоистость далеко
не всегда изменяется по разрезу однородно, как это продемонстрировано на примере
разреза вулканогенной толщи, слагающей ложе окраинного моря. Чаще это
ритмически неоднородные толщи [3, 8]. Каждый ритм в них состоит из
последовательности пород с разными физическими свойствами. При такой структуре
можно говорить о гравитационной неустойчивости не всего первичного разреза, а о
локальной потенциальной неустойчивости слоев в отдельных его ритмах. При
нагревании таких ритмически-слоистых толщ, сложенных породами разной плотности
и вязкости, гравитационная неустойчивость в каждом данном ритме реализуется в
виде перераспределения отдельных слоев в зависимости от их вязкости и
плотности. Нагрев пород снижает их вязкость и обуславливает гравитационное
перераспределение материала в каждом данном ритме. Взаимодействие ритмов в
конечном итоге приводит к лавинообразному гравитационному перераспределению
вещества во всей толще. Оказалось, что этот механизм описывается уравнениями
цепной реакции. Как и в случае взрыва и горения, этот механизм обеспечивает
катастрофически быстрые процессы: в случае ритмически-слоистых толщ скорости гравитационного перераспределении возрастают
на несколько порядков. В геологически значимых скоростях относительно
низкоплотные породы могут достаточно быстро подняться к поверхности Земли с
глубин порядка 25-30 км.
Предварительные
оценки показывают, что скорости полного гравитационного
упорядочения первичных слоисто-ритмических разрезов в первом приближении
сопоставимы с приведенными выше скоростями всплывания гранулитовых комплексов в
верхние части земной коры даже при кондуктивном подводе тепла. Но флюидные
потоки катализируют процесс и скорость тепломассопереноса резко возрастает.
Численное моделирование показало, что такой механизм весьма эффективен в
приложении к породам земной коры. Им легко объясняются РТ-тренды метаморфизма
(рис. 2), отражающие широкомасштабную циркуляцию в ней метаморфических
комплексов.
В
качестве примера рассмотрим четырехритмовый разрез с трехслойным строением
каждого ритма (рис. 6). Первичный разрез в целом гравитационно устойчив. Но
отдельные ритмы в нем потенциально не устойчивы, так как плотность слоев
возрастает вверх по разрезу. Термальное возмущение пород вдоль РТ-тренда группы
3 на рис. 2 приводит к гравитационному перераспределению слоев в каждом ритме.
В результате лавинообразного процесса значительная часть менее плотных и менее
вязких пород всплывает к поверхности, а более плотный материал опускается в
нижнюю часть коры. Подробнее механизм процесса гравитационного
перераспределения подробно рассмотрен в работе [3]. Там приведен не только
математический аппарат описания процесса гравитационного перераспределения
пород , но и его приложение к конкретным геологическим объектам. Все они представлены
гигантскими телами, форма которых в разрезе очень напоминает рис.4 и 5.
Кроме
рассмотренных выше метаморфических пород, образованных в условиях нормального
РТ-градиента, существуют комплексы, сформированные при аномально высоких
значениях давления. Например, в последние годы открыты алмазоносные
метаморфические комплексы. Причем сложены они обычными регионально
метаморфизованными породами с реликтовыми минералами, которые могли возникнуть
лишь при очень высоких значениях давления, соответствующих глубинам более 120
км. Среди таких минералов - мелкий алмаз, часто встречающийся в сростках с
цирконом (Zr2SiO4) и Ca-Mg карбонатами, коэсит (высокобарная форма кремнезема),
глиноземистые сфен (твердый раствор систем Al2O3 -СаТiO3) и рутил (ТiO2-
Al2O3), а также калийсодержащий клинопироксен (твердый раствор Ca(Mg,Fe)Si2O6 -
KAlSi2O6). Такие аномальные явления пока не нашли физического объяснения: нам
не известен механизм, который позволил бы погрузить крупные массы
континентальной коры в верхнюю мантию на глубину более 120 км. и вернуть их на
дневную поверхность. Петрологи настойчиво работают сейчас на этой и подобными
проблемами, стараясь разгадать загадки, задаваемые природой [10].
Заключение
В
этой статье мы рассмотрели примеры применения минеральной термобарометрии для
двух реологически различных типов горных пород - магматических и
метаморфических. Из этого обзора очевидно, сколь широк спектр приложения теории
фазового соответствия [1]. На первый взгляд локальное химическое равновесие
минералов в объемах микронного масштаба, с одной стороны, и перемещение в
пространстве десятков, а порой и сотен тысяч кубических километров горных пород
- с другой, являются несовместимыми проблемами. Однако тщательный анализ
минеральных равновесий позволяет совместить эти объекты и достаточно корректно
решить сложную геологическую задачу. И чем она сложнее, тем интересней путь к
ее решению. Он неизменно приводит к новым открытиям.
Список литературы
Перчук
Л.Л. Фазовое соответствие и геологическая термобарометрия. Соросовский
образовательный журнал. 1996. N 6, стр.74-82
Попов
В.С. Магматизм Земли. Соросовский образовательный журнал. 1996, N 1, стр.74-81.
Perchuk L.L., Yu.Yu.Podladchikov, A.N.Polyakov. Geodynamic modeling
of some metamorphic processes. Journal of Metamorphic Geology. 1992. V.
10, pp.311-318.
Аранович
Л.Я. Минеральные равновесия многокомпонентных твердых растворов. Наука, Москва,
1991.
Маракушев
А.А. Петрология метаморфических горных пород. Издательство МГУ, Москва. 1973.
Герасимов
В.Ю. Температурная эволюция метаморфизма и обратимость минеральных равновесий.
Наука, Москва, 1992.
Артюшков
Е.В. Физическая тектоника. Наука, Москва, 1993.
Рамберг
Х. Сила тяжести и деформации в земной коре. Недра. Москва. 1983.
Фролова
Т.И., Перчук Л.Л., Бурикова И.А. Магматизм и происхождение земной коры активных
окраин. Недра. Москва. 1989.
Перчук
Л.Л. "Геотермометрия и перемещение кристаллических пород в коре и верхней
мантии Земли." Соросовский Образовательный Журнал, 1997, N7, стр. 64-72
|