Геодинамика докембрийской земной коры

Можно ли восстановить изменение температуры и давления магматических пород при их подъеме к поверхности Земли?

Каковы причины погружения на большие глубины метаморфических пород?

Почему после разогрева и уплотнения они возвращаются к поверхности Земли?

Есть ли возможность объяснить это явление с точки зрения физической геологии?

Закономерное изменение температуры и давления в эволюционном преобразовании горных пород характеризуется PT-трендами , отражающими не только термальную историю кристаллических горных пород, но также их крупномасштабные перемещения в гравитационном поле Земли. Численное моделирование этого процесса при термодинамических условиях земной коры и верхней мантии Земли показывает, что эти перемещения подчиняются законам гидродинамики и нередко протекают по механизму цепных реакций.

Введение

Распределение элементов между сосуществующими минералами и основанные на них геотермометры и геобарометры позволяют с достаточно высокой точностью определять температуру (Т) и давление (Р) образования кристаллических горных пород [1]. Они позволяют заглянуть в прошлое, на миллионы и миллиарды лет назад и узнать как возникали и изменялись (эволюционировали) кристаллические породы. Свидетели этой эволюции - сосуществующие (локально равновесные) минералы переменного состава. Обладая диффузионной и ростовой зональностью, они подобно магнитофонной ленте сохраняют запись об изменении температуры и давления.

Кристаллические породы сложены преимущественно силикатами [1, 2] и представлены двумя разновидностями - магматическими и метаморфическими. Первые - это продукты кристаллизации магматических расплавов, возникающим на разных глубинах вследствие плавления пород земной коры и верхней мантии [2]. Плавление сопровождается снижением плотности вещества и приводит к подъему магм на более высокие горизонты . Степень раскристаллизации магмы зависит от скорости ее охлаждения и вязкости. Чем ниже вязкость, тем выше скорость кристаллизации. Помимо температурной и барической зависимости, вязкость есть также функция содержания SiO2 и флюидных (газовых) компонентов в магме. Чем меньше в ней концентрация SiO2, чем она богаче флюидами (особенно водой) и чем ниже скорость ее охлаждения, тем более крупнокристаллические породы возникают при ее кристаллизации [1, 2]. Полнокристаллические, интрузивные породы обычно формируются на глубинах более одного километра. При излиянии магмы (лавы) на поверхность Земли образуются вулканические породы. В них наряду с кристаллами в том или ином количестве содержится аморфная фаза - вулканическое стекло. Метаморфические породы образуются в основном при глубокой твердофазовой перекристаллизации первичных пород любого состава под воздействием флюидно-тепловых потоков, восходящих из мантии Земли. Степень перекристаллизации во многом определяется температурой и давлением. Давление определяется нагрузкой вышележащих пород. Чем выше эти параметры, тем более глубокую переработку испытывают первичные породы. Следовательно, чем глубже погрузилась порода, чем выше температура окружающей среды, тем сильнее степень метаморфизма. Поразительно, но консолидированные массы таких высокометаморфизованных пород вновь появляются на поверхности Земли, обнажаясь на огромных пространствах континентов и даже в морских континентальных окраинах (например, Японское и Южно-Китайское моря). Иногда эти породы испытывают повторный метаморфизм, т.е. вновь погружаются и поднимаются к поверхности. Об этом свидетельствуют повторно метаморфизованные породы, содержащие продукты более раннего метаморфизма.

Существует несколько альтернативных моделей погружения огромных масс пород на большие глубины. Например, сжатие толщ в процессе горообразования (орогенеза). В результате земная кора в зоне орогенеза становится почти вдвое толще и нагрузка в ее основании возрастает вдвое. Под орогенными системами возникают так называемые корни гор - прогибы поверхности Мохоровичича (Мохо) - границы коры с мантией Земли. Другими словами, горные массивы напоминают гигантские корабли, осевшие в результате перегрузки ниже ватерлинии. Разгрузка приводит к относительному всплыванию такого судна, так что ватерлиния может оказаться выше уровня воды. Аналогично действует механизм эрозии. Как и в случае разгрузки корабля, эрозия, т.е. выветривание и размыв горных систем, приводит к сносу материала во внутриконтинентальные или морские впадины. Земная кора в бывших зонах орогенеза становится тоньше, корни гор исчезают и поверхность Мохо выравнивается. В результате на поверхности обнажаются все более глубокие горизонты земной коры. Достаточно ясный принцип эрозионного механизма вызывает, однако, ряд вопросов, ответить на которые далеко не просто:

1. Почему количество относительно молодого осадочного материла - продукта эрозии - на любом континенте очень редко превышает 1/5 объема пород, который должен быть снесен с более древних гор? Например, в ЮАР широко распространены так называемые зеленокаменные пояса - ранне-архейские вулканогенно-осадочные комплексы. Они были метаморфизованы около 3.5 миллиардов лет тому назад при температуре не более 500 0С. На глубинах около 12 км они прорываются более молодыми (~2.6 млрд. лет) породами (гранулитами) комплекса Лимпопо, метаморфизованными при 850 0С на глубине более 25 км. Своими корнями комплекс Лимпопо уходит до границы Мохо (глубина около 40 км). Площадь этого комплекса более 10 000 км2. По эрозионной модели размыв 250 000 км3 гранулитов Лимпопо должен был привести к накоплению осадочных пород того же объема. Более молодой осадочный комплекс (Трансвааль) действительно известен к югу от гранулитового пояса Лимпопо. Но объем этих осадков не превышает 50 000 км3, что составляет около 20% эродированных пород. Причем снесены они в древнюю внутриконтинентальную впадину не только с орогена Лимпопо.

2. Мощность коры современных континентов варьируют в среднем между 35 и 45 км. Между тем на поверхности Земли обнажаются породы, которые 2.5 - 2 млрд. лет тому назад были метаморфизованы на глубине 30-40 км. Если эрозия привела к утонению коры на эти 30-40 км, логично допустить, что мощность коры в докембрии была 65-75 км, и в силу существования геотермического градиента в ее основании находились (и сейчас находятся) еще более глубоко метаморфизованные породы. Почему же они никогда не встречаются в виде ксенолитов (захваченных пород), вынесенных базальтами и кимберлитами из глубинных частей континентальной коры?

Как решить эти и подобные геодинамические задачи? И можно ли вообще ответить на эти вопросы? Геотермобарометрия оказалась едва ли не единственным эффективным инструментом для корректного решения задачи. Мы постараемся показать ее "геодинамическую эффективность" на примерах эволюции (1) магматических пород верхней мантии Земли и (2) коровых метаморфических комплексов.

Эволюция магматических пород в верхней мантии Земли

Содержание в кремнезема, SiO2, в магматических горных породах - основа их классификации:

Группа пород

 

Содержание SiO2 мас. %

кислые

(граниты, гранодиориты, дациты и др.)

~ 62

средние

(диориты, андезиты)

~ 58

основные

(габбро, долериты, базальты и др.)

~52

ультраосновные

(дуниты, лерцолиты, коматииты и др.)

~42

Имеются сведения о реологии различных магматических расплавов, из которых эти породы образовались. Их природа, распространенность и некоторые физические свойства изложены в работе В.С.Попова [2]. Продуктами кристаллизации силикатных расплавов сложена почти вся земная кора под океанами и значительная часть континентальной коры. Широкая распространенность магматических пород на поверхности Земли позволяет собрать практически любое количество образцов горных пород, которое необходимо для достаточно точной диагностики условий их кристаллизации. В этом разделе, однако, мы рассмотрим эволюцию пород, раскристаллизованных в верхней мантии Земли. Этот объект исследования наиболее полно раскрывает возможности минералогической термобарометрии [1] для познания истории формирования глубинных магматических пород. Напомним лишь, что большинство расплавов основного и ультраосновного состава зарождается в верхней мантии Земли.

В отличие от коровых, интрузивные породы верхней мантии менее доступны для непосредственного изучения. Кроме того они содержат слабо зональные минералы, затрудняющие анализ изменения РТ-параметров в каждом конкретном образце. Однако сами минеральные ассоциации весьма точно отражают термодинамическую обстановку, характерную для того участка верхней мантии, из которого образец этой породы был "отобран". Это слово заключено в кавычки, поскольку не существует возможности отбирать образцы непосредственно из верхней мантии. Но они попадают на дневную поверхность благодаря излияниям мантийных магм. В таких магмах могут содержаться ксенолиты - твердые мантийные породы, захваченные и вынесенные на земную поверхность более поздними и более глубинными мантийными расплавами . С другой стороны, в самих мантийных магмах кристаллизация минералов могла начаться в условиях верхней мантии, а завершиться уже в земной коре (для таких магм применяется термин "интрателлурическая кристаллизация") или же на ее поверхности. В обоих случаях эволюция РТ-параметров "записывается" равновесиями минералов, слагающих эти горные породы. Остановимся на этом вопросе более подробно.

1.Мантийные ксенолиты выносятся на поверхность кимберлитовыми или базальтовыми магмами повышенной щелочности. Скорости их подъема достаточно высоки, поскольку такие магмы обладают относительно низкой плотностью и вязкостью. Действительно, эксперименты показывают, что скорость подъема кимберлитовых магм может достигать 40 км/час. Это значит, что вынос алмазоносных мантийных ксенолитов с глубин порядка 120-140 км (алмаз стабилен выше 40 000 тыс. атм.) осуществляется всего за 3-4 часа. Этого времени явно недостаточно, чтобы ксенолиты прореагировали с несущей их магмой или же претерпели изменения фазового состава в результате изменения Т и Р. Поэтому с помощью минералогических термометров и барометров можно оценить РТ-параметры формирования ксенолитов мантийных пород.

На рис. 1 приведены РТ-тренды остывания магматических пород в верхней мантии Земли. Они основаны на достаточно представительной коллекции свежих крупнокристаллических ксенолитов гранатовых лерцолитов (Grt+Cpx+Opx+Spl Ol) из алмазоносных кимберлитовых трубок Сибирской платформы (Россия) и Южной Африки [4, стр.207]. На рис. 1 линия, проведенная по точкам 5, достаточно четко определяет изменение температуры с давлением (глубиной). Более того, она почти совпадает с теоретической геотермой под континентами до глубины около 250 км. Иными словами, ксенолиты 5, подобно "черному ящику", записали информацию о той физико-химической обстановке, в которой составы слагающих их минералов окончательно достигли равновесных соотношений в мантии. И лишь значительно позже они были вынесены кимберлитовыми магмами почти на дневную поверхность. Весь их путь от места захвата кимберлитовой магмой до поверхности Земли не отмечен изменением составов сосуществующих минералов и, следовательно, снижением ТР-параметров их равновесий.

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?

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.

<