Глибинні процеси утворення розплавів в тектоносфері

Размещено на http://www.allbest.ru/

НАЦIОНАЛЬНА АКАДЕМIЯ НАУК УКРАЇНИ

IНСТИТУТ ГЕОФIЗИКИ iм. С.I.СУББОТIНА

АВТОРЕФЕРАТ

дисертації на здобуття наукового ступеня

доктора геологічних наук

ГЛИБИННІ ПРОЦЕСИ УТВОРЕННЯ РОЗПЛАВІВ В ТЕКТОНОСФЕРІ

04.00.22 -- геофізика

УСЕНКО Ольга Віталіївна

Київ -- 2008

ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА РОБОТИ

Актуальність теми. Реальність гіпотетичних уявлень про глибинні процеси в тектоносфері Землі може бути перевірена геофізичними даними та фактами геологічної історії. Однак застосування даних геофізики можливо, якщо наслідки, викликані процесами, створюють значні аномалії фізичних властивостей речовини кори або верхньої мантії. Ці наслідки зумовлені змінами складу порід і температур. Зміни складу можуть бути визначені за геофізичним даними, якщо в значному інтервалі глибин встановлено сучасний склад та той, що існував до початку активного процесу. Рішення такого завдання на кількісному рівні найчастіше є неможливим, а зміни властивостей, обумовлені аномаліями температури, для доальпійських процесів незначні.

Протягом останніх 35 років ведуться експериментальні дослідження хімічного складу розплавів, утворених при плавленні порід при тиску (Р) і температурі (Т) верхньої мантії й кори. Сформовано уявлення про умови утворення магм. Однак петрологи в багатьох випадках не спираються на дані про розподіл РТ- умов у мантії, їх зміни внаслідок активних процесів, а геофізики приділяють замало уваги комплексному вивченню й поясненню геологічних фактів.

Практично для всіх регіонів України встановлено й детально вивчено комплекси магматичних порід. Використання цих даних істотно конкретизує інформацію про протікання глибинного процесу в кожному випадку. Тому з'ясування умов утворення магматичних розплавів у мантії, й розробка методичних положень для застосування геологічної інформації при побудові геофізичних моделей глибинного розвитку є актуальними.

Мета і завдання дослідження. Метою дисертаційної роботи є встановлення умов (тиску, температури, складу й концентрації активних компонентів) та послідовності фізико-хімічних взаємодій в астеносфері за складом магматичних порід.

Об'єкт досліджень -- процеси на покрівлі астеносфери на момент утворення розплаву, еволюція складу розплавів та мантії, що іх продукує, протягом геологічної історії регіону.

Предмет досліджень -- умови (тиск, температура) та послідовність фізико-хімічних взаємодій на покрівлі астеносфери.

Завдання досліджень:

Визначити глибини, на яких відбувається плавлення й диференціація розплавів у мантії.

Розробити теорію фізико-хімічних процесів, що протікають в астеносфері при плавленні, диференціації й кристалізації розплавів. Необхідно встановити джерело й роль флюїдів; розробити модель перерозподілу речовини в астеносфері, виділити зону з максимальним ступенем плавлення; виявити фактори, що визначають склад магм й ексгаляцій; проаналізувати зміну складу залишкових розплавів й окислювально-відновні умови при їх кристалізації.

Розробити методику, яка дозволяє визначати глибини диференціації розплавів (розміщення покрівлі астеносфери) за складом магматичних порід.

Побудувати схеми послідовної зміни розташування покрівлі астеносфери в процесі активізацій, що відбувалися від архею до палеогену в різних регіонах України.

Проаналізувати сукупність фізико-хімічних процесів, які визначають специфіку складу магматичних порід і можливість появи корисних копалин у регіоні.

Методи досліджень. Використано геофизичні методи (розрахунки розподілу та перерозподілу Т, ступень плавлення порід мантії; встановлення РТ-умов на покрівлі астеносфери за перерахунком Т магаматичних розплавів й, незалежно, за узагальненими даними експерементальних доліджень по плавленню мантійних та магматичних порід); геохімічні методи (вивчення складу порід та мінералів), а також методи фізичної та загальної хімії (встановлення фізико-хімічних взаємодій в верхій мантії при плавленні, дифференціації та кристалізації розплавів астеносфери).

Наукова новизна отриманих результатів.

В дисертаційній роботі вперше:

За незалежними критеріями (експериментально встановленими особливостями поведінки багатокомпонентних систем у діапазоні РТ- умов мантії; глибинами утворення ксенолітів; розподілом сейсмічних границь) виділено глибини диференціації розплавів у верхній мантії.

Розглянуто сукупність процесів, що протікають у мантії від часу появи розплаву астеносфери до його кристалізації. Висунуто й теоретично обґрунтовано припущення, що окислені флюїди можуть утворюватися в результаті вивільнення кисню в процесі плавлення; за високого тиску плавлення супроводжується розчиненням; відбувається взаємодія розплаву, що містить окислений флюїд, з мінералами лерцоліту. Ці процеси суттєво впливають на склад розплаву та ступінь плавлення.

Запропоновано модель, в якій астеносферу розглянуто як відкриту систему, а тонкий шар на її покрівлі -- як реактор, у якому здійснюється збір активних компонентів.

Показано, що розмаїття магм, диференційованих в одному діапазоні РТ- умов, визначається хімічними реакціями на покрівлі астеносфери та поділом їх продуктів на фази.

Встановлено, що структура силікатного розплаву при високих Р й Т у першому наближенні відповідає структурі водного розчину в умовах поверхні, що дозволяє на якісному рівні визначати кислотність-лужність й окислювально-відновний потенціал, які обумовлюють сукупність активних компонентів та напрямок протікання реакцій. Запропонований підхід дозволяє відновлювати фізико-хімічні процеси в астеносфері за складом магматичних порід та мінералів.

Показано, що кристалізація розплаву астеносфери супроводжується відновленням залишкових окислених флюїдів.

Розроблено методику, яка дозволяє за складом магматичних порід визначити глибину їхньої диференціації -- розташування покрівлі астеносфери в момент відділення розплаву. Встановлення розташування покрівлі астеносфери для всіх магматичних комплексів регіону -- відновити історію глибинного розвитку в процесі активізації, що є необхідним при розробці геофізичних моделей перерозподілу тепла та речовини в тектоносфері.

Відновлено глибинний процес при формуванні фанерозойських структур Донбасу (0,4-0,17 млрд. років), Дніпровсько-Донецької западини (ДДЗ) (0,39-0,36 млрд. років), Криму (0,22-0,05 млрд. років). З'ясовано глибини розміщення покрівлі астеносфери і склад флюїду, що взаємодіє з розплавом.

Відновлено глибинний процес при формуванні зеленокам'яних структур (ЗКС) Придніпровського блоку (ПБ), Криворізько - Кременчуцької зони (ККЗ), Приазовського масиву (ПМ) Українського щита (УЩ). Проведено встановлення глибини формування розплавів на кожному етапі активізації, зіставлено глибинний розвиток різних ЗКС ПБ, ККЗ і частини білозірської серії, західної й східної частин ПМ.

Практичне значення отриманих результатів.

Створена методика дозволяє встановлювати глибину розміщення покрівлі астеносфери на момент утворення комагматичних серій магматичних порід. Цю інформацію можна використовувати як при створенні геодинамічних моделей, так і для перевірки геофізичних моделей, що включають розрахунок перерозподілу речовини й тепла. З'ясування зміни розташування покрівлі астеносфери протягом тривалого часу, надає можливість для кореляції стратиграфічних розрізів територіально роз'єднаних структур.

Визначення Р, Т, кислотно-лужного балансу й редокс-потенціалу в розплаві й флюїдній фазі, які відокремлюються з покрівлі астеносфери, дозволяє передбачити імовірність формування родовищ корисних копалин. Врахування умов накопичення корисних компонентів та способу їх винесення до поверхні -- визначати геологічні структури, у яких вони можуть бути локалізовані.

Використання методики для регіонів України дозволило з'ясувати розміщення астеносфери в процесі глибинного розвитку Донбасу, ДДЗ, Криму, ПБ, ККЗ та ПМ УЩ, а також визначити умови формування різних типів магм, зіставити стратиграфічні розрізи й магматичні комплекси різних ЗКС ПБ, західної й східної частин ПМ на основі встановленої історії глибинного розвитку.

Структура і обсяг роботи. Дисертація складається з 6 розділів, вступу, висновку й списку літератури (193 найменування). Включає 326 сторінок тексту (284 сторінки основного тексту), 26 таблиць й 34 рисунки.

Зв'язок роботи з науковими програмами й темами. Дисертаційна робота виконана в Інституті геофізики ім. С.І.Суботіна НАН України у відділі тектоносфери в рамках бюджетних і конкурсних тем: “Геофізичні динамічні моделі тектоносфери України” (№ держреєстрації 0101U012113); “Глибинні процеси в тектоносфері України та в інших регіонах” (№ держреєстрації 0102U000212); “Створення комплексної тривимірної геофізичної моделі літосфери у зв'язку з магматизмом, тектонікою та утворенням корисних копалин Українського щита” (№ держреєстрації 0102U000478); “Вдосконалення методів перетворення хвильових полів при розв'язанні актуальних завдань пошуків родовищ корисних копалин в Україні” (№ держреєстрації 0102U002477); гранта молодих учених “Карти теплового потоку осадових басейнів України” (№ держсреєстрації 0101U006155).

Апробація роботи. Результати, викладені в дисертації, доповідалися й обговорювалися на Міжнародних конференціях “Глибинна будова літосфери й нетрадиційне використання надр” (Київ,1996), “Теплове поле Землі й методи його вивчення” (Москва, 1997, 2000), The Earth's thermal field and related research methods (Moskov, 1998, 2002), IUGG-99 (Birmingham, 1999), General Assembly of EGS (European Geophysical Society) (Nice, 2000), Worksop Georift, Eurobridg and Caucasus (Gursuf, 2000), Нові ідеї в науках про Землю (Москва, 2003), “Белоусовские чтения” (Москва, 2003), World Geothermal Congress (Antalia, 2005), “Моніторинг небезпечних геологічних процесів та екологічного стану середовища” (Київ, 2006).

Публікації. По темі дисертації опубліковано 37 наукових праць, серед яких 5 монографій, 25 статей у наукових журналах і збірниках наукових праць, визнанах ВАК України як фахові видання.

Особистий внесок здобувача. У монографіях [1, 3] та статтях [8,11,12,22] опублікованих у співавторстві, автором вивчений зв'язок аномалій ТП із процесами в астеносфері й геологічних структурах, по яких здійснюється конвективне винесення теплової енергії на сучасному етапі розвитку.

У монографіях [2,4,5] і статтях [7,10,18,19,28,30,31], автором написані розділи, присвячені визначенню глибини мантійної диференціації розплавів, аналізу фізико-хімічних взаємодій в астеносфері, встановленню глибинного процесу за складом магматичних порід, утворених від архею до палеогену.

Достовірність отриманих результатів забезпечена значним об'ємом використаних експериментальних даних, з одного боку, та великим обсягом геологічного матеріалу, з іншого. Додатковий контроль методики в цілому й результату її застосування в кожному регіоні проведено за допомогою незалежно встановлених умов утворення магматичних порід (Т, Р, складу газово-рідких включень), відновленню глибинних Т, залученню додаткових критеріїв глибинного процесу (установлення РТ-умов у корі на момент метаморфізму, швидкості осадконакопичення й ін.).

Подяки. Автор висловлює глибоку вдячність В.В.Гордієнку, який, фактично, увів автора в геофізику. В.В.Гордієнко звернув увагу на пошук критеріїв, за якими можливо відновлювати глибинні процеси. З ним неодноразово обговорювалися різні аспекти цієї проблеми. Спільна робота над статтями й монографіями розширила уявлення автора про РТ- умови і процеси у верхній мантії й корі. Постійна зацікавленість, поради й всебічна допомога В.В.Гордієнка багато в чому визначили загальну спрямованість роботи.

При проведенні досліджень і написанні дисертації автор постійно одержував допомогу й консультації співробітників відділу тектоносфери Інституту геофізики НАНУ Гордієнко І.В., Завгородньої О.В., Логвінова І.М., Тарасова В.М.

Почуття подяки за інтерес до роботи, зацікавленість в результатах і всебічну допомогу, автор виражає С.М.Куліку й Т.К.Бурахович.

Автор глибоко вдячний В.І.Старостенку, доброзичливе ставлення й стимулюючу підтримку якого автор відчуває протягом усіх років роботи в ІГФ НАНУ.

ОСНОВНИЙ ЗМІСТ РОБОТИ

магматичний порода астеносфера розплав

У першому розділі розглянуто розвиток теоретичних уявлень про умови генерації природних магм, узагальнено результати експериментальних досліджень, наведено дані про розподіл Т и Р із глибиною. Також коротко представлено сучасні геодинамічні гіпотези. Окремий підрозділ присвячено ролі флюїду при формуванні магматичних розплавів. Проведено аналіз інформації, що накопичилася за останні десятиліття, обкреслене коло питань, відповіді на які до теперішнього часу не знайдені, виділені результати, використані надалі.

Термобарометричні дослідження мінералів ксенолітів, винесених кімберлітами й лужними базальтами (Boyd F.R., Nixon P.N.,1975; Dawson J.B.,2002; Bell D.R., Schmitz M.D. Janney P.E., 2003; Hearn C. B., 2004; Kopylova M.G., Caro G., 2004 й ін.), і розрахунок залежності Т й Р від глибини в роботі (Гордієнко В.В., Гордієнко І.В., 2005) близькі між собою. Вони демонструють розподіл Т на докембрійських платформах й у сучасних активних регіонах.

Уявлення про процеси, що відбуваються при плавленні в РТ-умовах мантії формувалися на основі експериментальних досліджень і теоретичних висновків А.Е. Рінгвуда й Д.Х. Гріна (Green D.H., Ringwood A.E.,1964; Грін Д.Х., Рінгвуд А.Е., 1968, Рінгвуд А.Е.,1981). У цих роботах сформульовано поняття рівноважного й нерівноважного часткового плавлення. Трохи пізніше сформовано поняття про плавлення за участю флюїду (Green D.H., Falloon T.J., Taylor W.R.,1987). Більшість петрологів вважає, що часткове плавлення можливо на глибині 200 км (Wyllie P.G., 1995), а поява розплаву на вищих рівнях викликана висхідним плином речовини (Spath A., le Roex A.P. Opiyo-Akech N., 2001, Arndt N., 2003 й ін.). Однак інші дослідики пояснюють можливість зниження Т солідуса присутністю легкоплавких мінералів (Gudfinnsson G.H., Presnal D.C.,2005), або просочуванням глибинного відновленого флюїду і його окисленням (Wyllie P.G., Ryabchicov I.D., 2000). Залежність Т від Р, допустима кількість флюїду (або легкоплавких мінералів) у різних гіпотезах варіюють у широких межах, і в багатьох випадках дуже далекі від установлених у ксенолітах.

Експериментальні дослідження останніх десятиліть підтверджують, що склад близсолідусного розплаву визначається складом мінеральної асоціації, яка плавиться в першу чергу. Асоціація мінералів солідусу визначається тиском. В роботах, присвячених плавленню мантійних порід (Takahashi E., 1986; Baker M.B., Stolper E. M.,1994; Walter M. G., 1998 Girnis A.V., Brey G. P., Ryabchikov I.D., 1995; Lesher C.E., Pickering- Witter J., Baxter G., Walter M., 2003 й ін.), підкреслюється, що склад розплаву, отриманого при частковому плавленні лерцоліту, визначається тиском (Р), температурою (Т) і ступенем плавлення. Ці параметри пов'язані між собою. Практично у всіх дослідженнях звернено увагу на те, що склад розплаву залежить від складу капсули, в якій проведено експеримент. Однак характер взаємодії однозначно не встановлений.

Узагальнення результатів експериментальних досліджень по плавленню магматичних порід в широкому діапазоні Т й Р дозволяє стверджувати, що при різному тиску з одного розплаву кристалізуються різні мінерали (Edgar A.D., Mitchell R.H.,1997; Tsuruta K., Takahashi E., 1998).

Термін “флюїд”, як правило, позначає несилікатну частину розплаву астеносфери, представлену переважно сполуками кисню, вуглецю, водню. Склад флюїду визначається окислювально-відновними умовами (Кадік А. А., Луканін О. А., 1986; Уханов А. В., Рябчиков І. Д., Харків А. Д.,1988). Зазвичай, навіть у розплавах карбонатитів присутній SiО₂, а силікатні розплави містять карбонатну, водну, вуглеводневу фази, галогени. Тому неможливо провести чітку межу між поняттям “флюїд” й “розплав”. Експерименти по плавленню порід у присутності СО₂, проведені Г.П.Бреєм й Д.Х.Гріном (Brey G.P., Green D.H.,1976; Brey G.P., 1978), показали, що появу лужних серій можна пояснити саме впливом СО₂. Цей висновок підтверджується й дослідженнями останніх десятиліть (Keshav S., Corgne A., Gudfinnsson G.H. аt al., 2005; Gudfinnsson G.H., Presnal D.C.,2005). У деяких випадках експеримент проводять у присутності суміші водного й вуглекислого флюїду (Girnis A.V., Brey G. P., Ryabchikov I.D., 1995; Рябчиков І. Д., Гірніс А. В., 2005) або тільки Н₂О (Inoue T., 1994; Parman S.W., Grove T.L., 2004). Встановлено, що введення флюїду змінює температуру солідуса, ступінь плавлення, склад залишкової асоціації, відповідно й склад розплаву. Саме флюїд визначає ліквідусну асоціацію й може бути причиною появи висококальцієвих лужних магм (мелілітів, кімберлітів й ін.) і високомагнезіальных коматіїтів. Розглянуто гіпотези магмоутворення, що базуються на експериментальних дослідженнях (Arndt N., 2003; Kushiro I.,1998; Gudfinnsson G.H., Presnal D.C., 2005; Parman S.W., Grove T.L., 2004; Рябчиков І. Д., Гірніс А.В., 2005 й ін.).

Також розглянуто тектогеничні гіпотези, наведені в роботі (Лобковський Л.І., Нікішин А.М., Хаін В.Е., 2004). Магматизм рифтових зон пояснюється підйомом гарячих мантійних плюмів до підошви літосфери, конвекцією в астеносфері з утворенням мантійних діапірів. Зміна розташування покрівлі астеносфери призводить до розтягу літосфери, розриву континентальної й акреції океанічної кори. Активно розробляються моделі спливання плюмів від границі ядра або верхньої й нижньої мантії (de Smet J. H., van Berg A.P., Vlaar N.J., 1999; Лобковський Л.І., Нікішин А.М., Хаін В.Е., 2004). Адвекційно -поліморфна гіпотеза крім подань про переміщення речовини пропонує розрахунок перерозподілу температур у мантії й корі (Гордієнко В.В., 1998). Він може бути перевірений за допомогою методики, розробленої в даній роботі (Гордієнкоо В.В., Усенко О.В., 2003).

Вперше на залежність складу магм не тільки від тиску, але й від кислотно-основних взаємодій між флюїдом і розплавом вказав Д.С.Коржинський (Коржинський Д.С., 1976), а пошук аналогій поведінки системи флюїд-розплав при високих Р и Т і водяного розчину в умовах поверхні запропонував І.Д.Рябчиков (Рябчиков І.Д., 1982). Однак останні десятиліття питання про можливість й напрямок хімічних реакцій, фізичних взаємодій (розчинення, поділ на фази й ін.) між розплавом і флюїдом безпосередньо в астеносфері практично не розглядалось.

Другий розділ присвячено визначенню глибини утворення й диференціації розплавів у мантії, оскільки склад розплаву, що з'являється на поверхні, залежить від Р на глибині його появи та Р у місці його диференціації. Тому необхідно виділити рівні, на яких можливе плавлення і найбільш вірогідна диференціація.

По-перше, встановлено глибини, на яких можливе плавлення. Розподіл Т у мантії нижчий від Т солідусу лерцоліту в експерименті при однаковому Р (Walter M. G., 1998; Takahashi E., 1986). Однак, у присутності графіту можливе зниження Т початку плавлення на 150 °С при 5 ГПа (Lesher C.E., Pickering- Witter J., Baxter G., Walter M., 2003). Але й мінімальне значення (1600 ± 15 °С) на ~100°С більше від лінії солідуса. Екстраполяція в область більш високого тиску дозволяє припустити, що перетинання лінії розподілу температур можливо на глибинах близько 200-220 км. Наявність вкраплень графіту на цих глибинах не викликає сумніву.

Далі визначено глибини, на яких найбільш вірогідне розміщення покрівлі астеносфери. Узагальнення результатів експериментів по плавленню мантійних порід приводить до висновку, що у всіх випадках можна виділити значення Р, при яких змінюється склад мінералів, що першими переходять у розплав. Відповідно змінюється склад розплаву. Зміна близсолідусної композиції спостерігається при 3 ГПа й при 4,5-5 ГПа. При цих значеннях тиску (а також 1,5-1,7 ГПа (Tsuruta K., Takahashi E., 1998)) змінюється й склад мінералів, що випадають із розплаву -- ліквидусної композиції, що приводить до зміни Т початку кристалізації.

Змішуваність карбонатної й силікатної фаз також залежить від тиску. Її стрибкоподібне зниження, різка зміна Т й мінеральної асоціації ліквідусу спостерігається при Р = 4,5 ГПа, а практично повна відсутність-- в діапазоні 2,8-3,2 ГПа (Girnis A.V., Brey G. P., Ryabchikov I.D., 1995). Водна й силікатна фази є змішуваними. Присутність води (особливо при Р > 6 ГПа) призводить до екстракції Mg й утворенню розплаву типу MgО- Mg₂SiО₄ (Inoue T., 1994; Parman S.W., Grove T.L., 2004). Зміна ліквідусної композиції в присутності Н₂О відбувається при 6-7 ГПа.

Розгляд взаємодій у системах лерцоліт-розплав, флюїд-розплав, розплав-кристали дозволяє виділити кілька діапазонів тиску (1,5-1,7; 2,8-3,2; 4,5-5; 6-7 ГПа), при яких спостерігається зміна поведінки: стрибкоподібне підвищення або зниження ступеню плавлення, поділ на силікатну й карбонатну фази й т.ін. Ці значення тиску відповідають глибинам ~50, ~100, ~150, ~200 км. Можна припустити, що саме на цих глибинах у періоди активізації може розташовуватися покрівля астеносфери, а при повторенні активізацій з'являться специфічні прошарки порід.

Розміщення прошарків порід, що вирізняються за складом або властивостями -- катаклазованих, метасоматично збагачених різновидів визначалось за частотою винесення ксенолитів з певного інтервалу глибин. У першій вибірці були представлені всі ксеноліти 107 одиничних магматичних осередків. Розподіл глибин утворення (захоплення) ксенолітів, винесених кімберлітами й лужними базальтами, має екстремуми: 65, 100, 150 й 210 км (Griffin W.L., Kaminsky F.V., Ryan C.G. at al.,1996; Van Ahterbergh E., Griffin W., Ryan C.G. at al.,2004 й ін.).

На гістограмі, побудованій тільки для самих глибинних зразків кожного магматичного осередку, виділяються ці ж значення. Максимальні глибини утворення ксенолітів з кімберлітів становлять близько 190-240 км. Імовірно, вони фіксують розташування покрівлі первинного осередку плавлення. А глибини 65, 100, 150 км відповідають розташуванню границі астеносфера-літосфера, з якої надходять до поверхні розплави, що захоплюють ксеноліти при підйомі.

На профілях ГСЗ (північна Євразія), довжина яких становить більш ніж 24 000 км, крім розділу М простежуються стійкі границі (N₁, N_2, L, Н и Т) (Pavlenkova G.A., Pavlenkova N.I., 2006 й ін.). На гістограмах розподілу глибин швидкісних границь (кожна охарактеризована 100-150 значеннями) виділяються екстремуми в інтервалах 90 ± 22, 140 ± 19, 210 ± 22, 310 ± 16 й 420 ± 16 км, що дозволяє виділяти ці глибини, як поверхні, що вирізняються за фізичними властивостями.

Таким чином, можна виділити рівні ~50 (границя кора-мантія), ~100, ~150, ~200 км, які відповідають як зміні поведінки розплавів, так і фізичним границям у мантії.

У третьому розділі розроблено теоретичні уявлення про фізико-хімічні процеси в астеносфері. Ці теоретичні розробки використовуються при створенні методики визначення глибини мантійної диференціації розплавів.

Фіксація чотирьох рівнів формування розплавів припускає існування від чотирьох до шести комагматичних серій. Насправді їх набагато більше. Для впевненого встановлення глибини мантійної диференціації порід необхідно з'ясувати причини їх розмаїтості. Різний склад магм, сформованих при однаковому тиску, зазвичай пояснюється присутністю флюїдів (Girnis A.V., Brey G. P., Ryabchicov I.D., 1995; Gudfinnsson G.H., Presnal D.C., 2005 й ін.). Однак багато питань не має відповідей. На сьогоднішній день не встановлені:

Джерело окисленого флюїду, який фіксується в ореолах флюїдно-термального впливу, включеннях у мінералах мантійних порід, магматичній газовій фазі, але не виявлений у складі мінералів мантійного лерцоліту. Метасоматичні асоціації в мантійних мінералах, не пов'язані безпосередньо з процесом плавлення, утворені у відновлювальних умовах (Соловйова Л. В., Єгоров К. Н., Маркова М.Є. й ін., 1997; Dawson J.B., 2002).

Роль галогенів (фтору й хлору) при диференціації розплаву.

Коли починається, де і яким чином здійснюється взаємодія флюїду та розплаву астеносфери, якщо його вплив істотний, а кількість незначна.

У чому проявляється перерозподіл речовини при активізації та у процесі послідовних активізацій.

Куди зникають окислені флюїди, не винесені до поверхні.

Як змінюється склад флюїдів, розплавів від архею до сучасності.

Пошук відповідей на ці питання припускає залучення теоретичних знань про поведінку хімічних елементів і сполук у розплавах при високому тиску і температурі. Однак на цей час єдиної теорії не існує. Для її створення була проведена аналогія між розплавом астеносфери й водяним розчином електроліту. Для врахування впливу тиску на склад мінералів проводилося порівняння з мінеральними парагенезисами, утвореними при плавленні й подальшій кристалізації магматичних порід (Edgar A.D., Mitchell R.H.,1997; Tsuruta K., Takahashi E., 1998 й ін.). Для визначення впливу тиску на хімічний склад розплаву, вміст петрохімічних оксидів у магматичній породі зіставлявся з їх вмістом у перших порціях розплаву в експериментах (Кадік А. А., Луканін О. А., Портнягін А. Л., 1990; Walter M.J.,1998). Відхилення вмісту петрохімічних оксидів від результату плавлення лерцоліту пояснювалося взаємодією активних компонентів розплаву й флюїду: хімічними реакціями (аналогічними реакціям у водяних розчинах в умовах поверхні) з подальшим розподілом на фази. Вплив флюїду визначався шляхом порівняння з результатами експериментів, проведених в присутності СО₂ та (чи) Н₂О (Inoue T., 1994; Keshav S., Corgne A., Gudfinnsson G.H. аt al., 2005; Gudfinnsson G.H., Presnal D.C., 2005; Parman S.W., Grove T.L., 2004; Рябчиков І.Д., Гірніс А.В., 2005 й ін.). Також враховувалися хімічні властивості, поведінка в розчинах елементів та сполук. Розроблені теоретичні уявлення про процеси, які відбуваються мантії, зіставлені з процесами, встановленими при вивченні ксенолитів.

По-перше, було розглянуто сукупність взаємодій, які вірогідні при плавленні в РТ-умовах мантії. Розгляд результатів експериментів, наведених у роботах (Кадік А. А., Луканін О. А., Портнягін А. Л., 1990) й (Walter M.J.,1998) виявляє розходження вмісту петрохімічних оксидів у перших порціях розплаву (~10%) при одному Р (рис. 1). Оскільки в обох випадках використано порошки шпінелевих лерцолітів близького складу, імовірно, відзначені розходження пов'язані з умовами експериментів. Головна відмінність -- зразки поміщено у капсули різного складу. При використанні Pt капсули при Р ? 3 ГПа в розплав спочатку переходить ортопіроксен, при підвищенні тиску (6 ГПа) -- також гранат й олівін, що призводить до збільшення вмісту MgО. У реальному розплаві повинна підвищуватися й частка FeО, однак в умовах експерименту Fe дифундує в капсулу. Екстракція MgО у розплав відбувається, якщо експеримент проведений у присутності Н₂О -- в умовах високої фугитивності кисню [Inoue T., 1994]. Однак експерименти, узагальнені в роботі (Кадік А.А., Луканін О.А., Портнягін А.Л., 1990), проведені в “сухих” умовах.

Підвищений вміст СаО й Al₂O₃ в експерименті (Walter M.J.,1998), пояснюється переважним плавленням клинопіроксену й гранату й відносною стійкістю ортопіроксену. Екстракція Са в розплав відбувається при наявності вуглекислого флюїду (Рябчиков І. Д., Орлова Г. П., Коваленко В. І. й ін., 1983). Збільшення вмісту СО₂ в експерименті, проведеному в графітовій капсулі в присутності флюїду (СО₂ та Н₂О), відзначено в багатьох роботах, наприклад (Girnis A.V., Brey G. P., Ryabchicov I.D., 1995). Однак у роботі (Walter M.J.,1998) особлива увага приділялася його відсутності. Розбіжність результатів стає зрозумілою, якщо припустити, що при плавленні вивільнюється кисень, який у першому випадку, взаємодіє безпосередньо з порошком зразка, а в другому -- частина іонів O^2- спочатку із вступає в реакцію з вуглецем капсули з утворенням СО, який надалі взаємодіє з порошком зразка, екстрагуючи з нього кальцій й алюміній.

Вільний кисень може утворитися при плавленні піроксену:

4 (Mg_х,Fe_1-х)Si O₃ - 2х Mg²⁺+ 2(1-х) Fe²⁺+ (SiO₃)^2- + (SiO₄)^4- + 2SiO₂ + O^2-

і далі

С⁰ + О^2- - СО + 2е (2)

Таким чином, в процесі плавлення при Р ? 3 ГПа утворюється не тільки силікатний розплав, а й окислений флюїд. Тиск 7 ГПа (мінімальний, при якому можливе плавлення мантійного лерцоліту в РТ- умовах мантії) дозволяє наявність ефектів, що сприяють вивільненню іонів О^2-. Підвищення тиску посилює взаємодію між зарядженими частками і кристалічними ґратками мінералів лерцоліту. У цьому випадку можна провести аналогію між поведінкою кристалів у розплаві й металів в розчині електроліту. На межі розподілу фаз (кристал-флюїд, кристал-розплав) протікає електродний процес -- відбувається перехід електричних зарядів з однієї фази в іншу, виникає розчин електроліту. Подібне протікання процесу пояснює різке збільшення ступеня плавлення при незначному підвищенні Т при Р ? 3 ГПа (Wyllie P.G., 1995).

В РТ-умовах мантії плавлення супроводжується вибірковим розчиненням кристалів лерцоліту в сформованому розплаві-розчині. Склад розплаву буде залежати від наявності або відсутності в місцях початкового плавлення мінералів вуглецю (алмазу, графіту). У присутності СО₂ переважно розчиняються гранат і клінопіроксен, у присутності О^2- -- ортопіроксен. У присутності СО₂ розплав збагачений Al₂O₃ і СаО, у присутності О^2- -- MgО. Надалі розчинник й іони, що вивільняються з кристалічних ґраток мінералів, утворюють різні комплексні сполуки, в складі яких вони й існують у розплаві.

Поява окислених флюїдів, безпосередньо пов'язаних із процесом плавлення, зафіксована в ксенолітах кімберлітів Сибірської платформи (Соловйова Л. В., Егоров К. Н., Маркова М. Є. й ін.,1997) і вулкана Лашайн (Північна Танзанія) (Dawson J.B., 2002). В останньому випадку у точкових включеннях розплаву, виявлені Н₂О и СО₂. Ксеноліти винесені із глибини 140 км. До початку плавлення мінерали, які містять включення розплаву, а ні структурної води, а ні карбонатної фази не мали.

При збільшенні ступеня плавлення до 1% на глибинах 220-250 км і більше, створюються умови нестабільності, що призводить до формування терміків (астенолитів, плюмів). Діаметр одиничного терміка -- 50-100 км (Хазан Я.М., 2003).

При підйомі астеноліта (плюма) з інтервалу глибин 220 - 480 км до ~ 150, ~100 або ~50 км, у кожному випадку тиск буде зменшуватися на 1,5-2 ГПа, а аномалія Т складе від 330 до 1000°С. Подібне протікання процесу розглянуте для магматичних порід Донбасу, Криму (Гордієнко В. В., Усенко О. В., 2003). Перепад тиску і температури при підйомі з інтервалу глибин 220-480 км безпосередньо під кору складе ДР=4,5 ГПа, ДТ = 1000°С . Таким чином відбувається глибинний розвиток ДДЗ у девоні (Гордієнко В. В., Усенко О.В., 2003). По досягненні виділених рівнів ступінь плавлення збільшується стрибкоподібно. Якщо глибина магмоутворення 200 км, то ступінь плавлення при переміщенні астеноліта (плюма) до рівня Р= 4,5 ГПа складе ? 5%, при 3 ГПа ? 25 %, при 1,7 ГПа ? 45% тільки за рахунок декомпресії (Кадік А.А., Луканін О.А., Портнягін А.Л., 1990).

Однак, тривале існування в мантії шару з високим ступенем плавлення є неможливим внаслідок значного перепаду щільності порід, що його вміщують, і розплаву. Оцінка В.В.Гордієнко в роботі (Гордієнко В.В., Усенко О.В., 2003) залежності ступеня плавлення порід від глибини в шарі, що міг би існувати 5-10 млн. років, значно нижча, ніж наведена в статті (Кадік А.А., Луканін О.А., Портнягін А.Л., 1990): 1% на 250 км; при переміщенні на 160 км (5 ГПа) збільшується до 3-5%, на 100 км (3 ГПа) -- до 5-10 %, на 50 км (1,7 ГПа) може досягати 30%.

Стійкість може бути досягнута в результаті відтоку речовини. Вже з появою 1-5% розплаву формується система пов'язаних каналів, по яких відбувається просочування розплаву вгору (Harte B., Hunter R.H., Kinny P.D., 1993). На покрівлі астеносфери здійснюється збір рідин, які являють собою суміш силікатних розплавів і різних сольватаційних комплексів: карбонатних, фторидних, хлоридних, гідроксильних й ін. Тут буде відбуватися їхнє змішування й взаємодія. Напевне, будуть протікати хімічні реакції, у процесі яких сполуки, які існували раніше, будуть розпадатися, а нові, що більш відповідають зміненим умовам (Р, кислотності-лужності та редокс-потенціалу) -- створюватися.

Астеносферу можна розглядати як відкриту хімічну систему, у якій внаслідок збільшення об'єму в процесі підвищення ступеня плавлення у полі градієнта тиску забезпечене надходження реагентів до покрівлі, де формується шар з максимальним ступенем плавлення, який виступає в якості реактора. Саме невелика потужність шару максимального плавлення забезпечує вплив на диференціацію розплаву елементів, вміст яких у мантії в цілому дуже незначний. Через реакційний об'єм проходить потік активних компонентів, у ньому здійснюються фізико-хімічні взаємодії. Надалі продукти реакцій видаляються до поверхні у вигляді розплавів (ексгаляцій). При активізації в астеносфері формується саморегулююча система, процеси в якій обумовлені природно скомбінованими швидкостями притоку речовини до покрівлі й відтоку у вигляді магм і надастеносферних флюїдів. Їх склад залежить від тиску на покрівлі астеносфери й концентрації компонентів у розплаві.

Таким чином, поява вільного кисню й окисленого флюїду може здійснюватися в процесі плавлення, а хімічні реакції протікають у відносно тонкому шарі, де відбувається збір флюїду й розплаву, що концентрують некогерентні елементи. Цей висновок є важливим, тому що розглянутий механізм робить необов'язковим присутність карбонатів або мінералів зі структурною водою, наявність значних об'ємів флюїду в астеносфері в цілому. Роль галогенів полягає в створенні лужних або кислих умов і визначенні напрямку реакцій саме на її покрівлі. Галогени, вода, вуглеводні можуть служити ініціаторами ланцюгових реакцій, каталізаторами, що задають у першу чергу умови в середовищі.

Доказом того, що фізико-хімічні взаємодії відбуваються саме в астеносфері є кореляція між складом метасоматичних асоціацій, представлених у ксенолітах, та магматичних розплавів, які їх виносять (Harte B., Hunter R.H., Kinny P.D., 1993; Літасов К. Д., Літасов Ю. Д., Мальковець В. Г., 2005 й ін.). Надастеносферні флюїди переважно окислені (Ionov D.A., Bodinier J.-L., Mukasa S.B. at al., 2002; Dawson J.B., 2002), у деяких випадках сильно лужні. Високий вміст активних компонентів і відносно високі Т обумовлюють їх взаємодію з мінерали мантійних порід. Утворюються метасоматичні асоціації. У всіх випадках флюїд містить сполуки кремнію й алюмінію, що стирає межу між розплавом і флюїдом.

Для встановлення умов диференціації магм, необхідно мати чіткі уявлення про структуру силікатних розплавів. Вони складаються із (SiО₄)^4-- тетраедричних груп, аніонів та катіонів, що асоціюють із ними. Як і у кристалічній структурі, групи (SiО₄)^4- в розплавах значною мірою пов'язані у ланцюжки, кільця, шари й тривимірні каркаси відповідно до складу й РТ-умов. При переміщенні розплаву в нові РТ-умови відбудеться руйнування структурних одиниць, що існували, і форматування нових, які відповідають даному РТ-діапазону. Це обумовлено залежністю об'єму від тиску та підтверджується зміною ліквідусної асоціації в експериментальних дослідженнях: з одного розплаву при різному тиску формуються різні мінеральні парагенезиси (Edgar A.D., Mitchell R.H.,1997; Tsuruta K., Takahashi E., 1998). Але стійкість структурних одиниць залежить не тільки від тиску. Так введення води, хлору призведе до розриву зв'язків між кремнекисневими тетраедрами, їх деполімеризації, а фтору -- до руйнування самих тетраедрів.

Всі рідини мають деякі елементи кристалічної структури. Так, рідка вода в РТ-умовах поверхні має порушений тепловим рухом льдоподібний каркас, порожнини й вузли якого частково заповнені молекулами води. Ці молекули енергетично нерівноцінні. У рідкій воді вони перебувають у безперервному русі, що призводить до порушення каркаса. Коли в чистий розчинник вводиться розчинювана речовина, з'являється нова структура. Змінюються й сили міжмолекулярної взаємодії. Магми також являють собою складні розчини окислів або силікатів, тому можливі аналогії між поведінкою водяного розчину в умовах поверхні й розплаву в РТ-умовах мантії. Проведення такої аналогії запропоновано в роботі (Рябчиков І.Д., 1982).

Це дозволяє встановлювати фізико-хімічні взаємодії на покрівлі астеносфери, користуючись закономірностями поведінки елементів і сполук у водяному розчині. Тиск можна враховувати, зіставляючи мінеральний і хімічний склад порід (розплавів) з результатами експериментальних досліджень.

Головним фактором, що визначає послідовність взаємодій на покрівлі астеносфери (при однаковому тиску), є концентрація й хімічна активність компонентів. Для визначення умов у розплавах-розчинах на покрівлі астеносфери можна користуватися таблицями стандартних електродних потенціалів у водному середовищі. Значення електродного потенціалу реакції, який залежить від природи металу, іона й розчинника, буде іншим. Однак загальний напрямок, послідовність реакцій, ступінь оксилення та комплексні сполуки, властиві елементу за даних умов, можна перебачити.

Елементи змінної валентності (Cr, Fe, Мn, Тi й ін.) входять до складу мінералів у певній валентній формі. За їх ступенем окислення в мінералах магматичної породи (і, відповідно, існуванню в розплаві) можна встановити окислювально-відновні умови й кислотність-лужність, що існували при його формуванні. Для цього можна скористатися діаграмами Пурбе, де зазначені області стійкості елемента в різних ступенях окислення.

Дослідження магматичних та ексгаляційних порід (Гордієнко В.В., Усенко О.В., 2003 й ін.) показали, що у фанерозої та протерозої існують головні тренди:

1) Cl^-, (SiО₄)^4-, (OH)^-, K⁺ (Na⁺ ) середовище нейтральне або слабко кисле;

2) (CO₃)^2-, Ca²⁺, Ва²⁺ середовище слабко лужне;

3) F^-, Al₂O₃, С_nH_m , Na⁺ (К⁺ ) середовище лужне й сильно лужне.

Сильно кисле середовище в розплавах, що формуються на покрівлі астеносфери практично неможливе, тому що присутність хлору призводить до суттєвого збільшення розчинності води (Мюллер Р., Саксена С., 1980).

Нейтралізація середовища відбувається у випадку спільної появи сильної кислоти та

сильної основи, наприклад, Cl^- і Na⁺ в кінцевих диференціатах ДДЗ (Дніпровсько-Донецька западина (геофізика, глибинні процеси), 2005), де у франський час розплави нормального ряду змінюють лужні й ультралужні породи. Нейтралізація не відбувається, якщо слабкі кислоти сумісні з сильними основами, наприклад, у присутності F^- лужність різко підвищена, утвориться не вода, а СО₂, який відокремлюється в самостійну фазу вже при 4,5-5 ГПа.

Розгляд умов диференціації порід ЗКС, демонструє, що в археї активний кисень (Український щит (геофізика, глибинні процеси), 2005). Підвищення активності кисню також відбувається з ростом тиску (при Р ? 5 ГПа). Тренди диференціації архейських та високобарних розплавів:

4) О^2-, SiO₂ , Мg²⁺ и Fe²⁺ у кислому і слабко кислому середовищі;

5) О^2-, Al₂O₃ , Мg²⁺ и Са²⁺ у слабко лужному середовищі.

Вони містять воду, тому вплив лугів і галогенів незначний, у порівнянні із протерозоєм і фанерозоєм. В породах не фіксується негативна аномалія Еu. Са поділяється між карбонатами і силікатами, чи концентрується в силікатних мінералах.

Це найбільш загальні закономірності. У кожному регіоні склад та поведінка хімічних елементів і сполук мають свою специфіку, бо, якщо активність та хімічні властивості компонентів за однакових умов близькі, то кількість активних компонентів в астеносфері в кожному випадку різна.

Вплив високого тиску на збільшення вмісту МgО в реальних розплавах, диференційованих на глибинах більших за 150 км, здійснюється через збільшення активності іонів кисню з ростом Р.. При Р > 5 ГПа надлишковий SiО₂ (див. формулу 1) можна розглядати як флюїд, що виноситься в ореоли флюїдно-термального впливу. При 3 ГПа й менше фіксується присутність (утворення в процесі диференціації) води. При більшому Р кисень витрачається на окислення металів і вуглецю.

Вплив тиску також є вирішальним при формуванні структурних одиниць, які мають певний об'єм. Тиск буде визначати виборчу ефективність тих або інших хімічних зв'язків, що проявиться в можливості формування кремнекисневих ланцюжків і каркасів, або у виборі острівних силікатів.

Після протікання реакцій на покрівлі астеносфери відбувається поділ на фази. Він може здійснюватися як за щільностю, так і внаслідок незмішуваності. Склад, послідовність й спосіб відділення фаз залежать від складу рідин, що концентруються на покрівлі астеносфери, та хімічних реакцій, що на ній протікають. Можливість існування суміші також залежить від тиску. При Р ~ 2,3 - 2,7 ГПа карбонатні включення присутні окремо від силікатних [Когарко Л. Н., 2005]. У багатьох ксенолітах, винесених із глибини 50-70 км, зафіксований послідовний вплив карбонатної й силікатної рідин (Ionov D.A., Bodinier J.-L., Mukasa S.B. аt. al., 2002; Літасов К. Д., Літасов Ю. Д., Мальковець В. Г., 2005 й ін.). На глибині близько 200 км і більше карбонатна й силікатна фази в розплавних включеннях присутні разом. Спостерігається фракціонування елементів між ними (Van Ahterbergh E., Griffin W., Ryan C.G. аt. al., 2004).

Вплив кристалізаційної диференціації на процес формування магматичних розплавів розглянутий в багатьох роботах (Рингвуд А.Е, 1981; Baker M.B., Stolper E. M.,1994; Kushiro I.,1998; Arndt N., 2003; Presnal D.C., Gudfinnsson G.H., 2005 й ін.). Його роль при формуванні розплаву астеносфери не підлягає сумніву, однак це не єдиний процес, що визначає склад магматичних розплавів.

У процесі активізації відбувається винесення значної частини активних компонентів до поверхні. Цей факт відображено в інверсії геохімічної спеціалізації розплавів на заключних етапах. Змінюється співвідношення лугів, ультралужні розплави змінюються розплавами нормальної лужності й т.д. Зміна складу активних катіонів й аніонів після етапу, на якому покрівля астеносфери розміщується під корою, спостерігається у всіх регіонах без винятку (Гордієнко В. В., Усенко О. В., 2003; Український щит (геофізика, глибинні процеси), 2005 й ін.).

Після активізації незначна частина флюїду залишається в мантії, формуючи метасоматичні асоціації “раннього” етапу, утворені у відновлювальних умовах. Наприклад, в ксенолітах Сибірської платформи вони представлені накладеними асоціаціями флогопіт ± хромдіопсид ± апатит ± сульфіди ± графіт (Соловйова Л. В., Єгоров К. Н., Маркова М. Є. й ін., 1997). Таким чином, відбувається зміна окислених флюїдів відновленими. Для останніх притаманна сполучена активність елементів, які в надастеносферних флюїдах разом ніколи не зустрічаються (наприклад, лужні, кальцій та хром). Розглянемо ймовірний ланцюжок процесів в астеносфері після активізації. Спочатку кристалізується лерцолітовий “каркас”. Залишкові силікатні розплави збагачені некогерентною речовиною, у тому числі, флюїдом. Силікати, що кристалізуються із залишкового розплаву, “виймають” з водно- вуглекислого флюїду кисень. Відбувається відновлення флюїду, що спрощено можна описати реакціями 1 й 2, що йдуть справа наліво. З карбонатного флюїду буде формуватися метастабільний графіт, алмаз в умовах алмаз-пиропової фації глибинності. Подібний механізм цілком імовірний, тому що в умовах високого тиску при поступовому зменшенні температури переважають реакції, у результаті яких зменшується об'єм.

Включення в природних алмазах представлені сульфідами, К-Na -Са карбонатами, К-Na хлоридами, силікатами (Ширяєв А. А., Ізраелі Е. С., Хаурі Е. Г. й ін., 2005). Експериментальне моделювання мантійних алмазоутворюючих середовищ виявило, що “сприятливі умови для алмазоутворення виникають в помірно-окисленій лужний флюїдній фазі, а також Н₂О- і СО₂ - вміщуючих лужних карбонатних, карбонатно-силікатних і силікатних розплавах” ((Пальянов Ю. Н., Сокіл А. Г., Соболєв Н. В.,2005), с. 1299). Процес кристалізації поліморфів вуглецю при Т= 1150 - 1800 ⁰С и Р = 5,2-7,5 ГПа (мінімальних Т для даного інтервалу в природних умовах) реалізується в такий спосіб: нуклеація й ріст метастабільного графіту > нуклеація й ріст метастабільного графіту + ріст алмазу> нуклеація й ріст алмазу. Сполучена активність лугів і хрому, також буде сприяти алмазоутворенню, тому що сполуки хрому -- каталізатори нуклеації алмазів (Палатнік Л. С., Гладкіх Л.І.,1971).

Багаторазове повторення активізацій в призводить до деплетування мантії. Після формування ЗКС (після 2,9-2,8 млрд. років тому) вплив води на процес диференціації на континентах не фіксується. Максимальна активність окислених флюїдів із хлором спостерігається при утворенні ККЗ (~2,6 млрд. років тому). Після 2,1 млрд. років тому більш активні лужні флюїди й розплави. Якщо в археї присутність хлору фіксується появою Fе в розплавах і надастеносферних флюїдах, то в протерозої й фанерозої -- високим вмістом К. Збіднення надастеносферних рідин SiО₂ й Al₂O₃, а розплавів астеносфери базальтоїдною складовою призводить до зникнення процесу гранітизації після ~2 млрд. років тому. Після ~1,8 млрд років широкий розвиток здобуває карбонатитовий і лампроїтовий вулканізм. Імовірно, цей рубіж пов'язаний з формуванням переважно лерцолітової мантії.

У пізньому протерозої - палеозої мантія складена переважно лерцолітами й гарцбургітами, однак присутні верлітові, піроксенітові прошарки, а також метасоматично збагачені ділянки, що містять накладені флогопіт, хромдіопсид, апатит, сульфіди, графіт (Уханов А. В., Рябчиков І. Д., Харьків А. Д.,1988; Соловйова Л. В., Єгоров К. Н., Маркова М.Є. й ін., 1997).

На межі крейдяного віку та палеогену формується деплетована мантія. Лужні базальти й лампроїтові розплави виносять переважно лерцоліти, на які накладено метасоматичні асоціації, утворені за участю надастеносферних флюїдів (Коваленко В. І., Іонов Д. А., Ярмолюк В. В. й ін. 1990).

Таким чином, деплетування мантії пов'язане з перерозподілом речовини й винесенням хімічно активних компонентів до поверхні в процесі активізацій, які неодноразово повторюються в кожному регіоні.

В четвертому розділі представлено методику визначення глибини мантійної диференціації розплавів (розміщення покрівлі астеносфери) за складом магматичних порід.

Для отримання однозначного результату вивчається комплекс всіх магматичних і генетично пов'язаних ексгаляційних порід, утворених в процесі активізації. Це дозволяє відновити послідовність процесів і РТ-умови на покрівлі астеносфери при утворенні усіх типів магм як окремих геологічних структур, так і регіону в цілому.

Розглядаються:

1. Час утворення (відносний або абсолютний вік) комагматичних серій.

2. Склад ексгаляційно- осадових порід, які утворилися одночасно. Він може свідчити про флюїдний режим диференціації розплаву в астеносфері, тому що частина эксгаляцій “закріплюється” на поверхні у вигляді карбонатних, сульфатних і сульфідних прошарків, конкрецій (фосфатних й ін.), мінералів і т.д.

3. Склад магматичних порід.

Петрографія порід, утворених протягом одного етапу. Виділяються комагматичні серії, що характеризуються плавною зміною складу та мають близький вік.

Відновлення перебігу процессів у фанерозої дозволило виділити на континентах два варіанти глибинного розвитку. У першому випадку покрівля астеносфери розміщується вище на кожному етапі й опускається на заключному. Склад порід залежить від лужності розплаву (табл. 1). У другому випадку відбувається підйом речовини безпосередньо під кору й наступне опускання на 100 км. Фанерозойскі породи, диференційовані при безпосередньому підйомі під кору, представлені лужними різновидами.

Породоутворюючі мінерали. Формування структурних одиниць розплаву відбувається на покрівлі астеносфери, тому мінеральний склад породи, що утвориться з магми на поверхні, визначається умовами глибин диференціації. Спостерігається деяка відповідність парагенезисів магматичної породи середньому “мантійному”, склад якого визначається можливістю появи мінеральних видів у даних РТ-умовах (Мюллер Р., Саксена С., 1980).

Породи, утворені з глибинних розплавів, які формуються на 200 км, містять олівін, піроксен, флогопіт. Доля піроксену в розплавах, диференційованих на 150 км, значно більша; у лужному середовищі з'являється лейцит. З розплавів, що надходять з глибини 100 км переважно кристалізуються амфібол й (або) піроксен і плагіоклаз. Однією з головних ознак є відсутність магматичного олівіну. При Р ~3 ГПа скорочується поле його стабільності, на ліквідусі з'являється піроксен (Edgar A.D., Mitchell R.H., 1997 й ін.). Для порід, утворенних з лужних розплавів, пов'язаних з карбонатним флюїдом (у вигляді кабонатитів, прошарків вапняків), властива присутність нефеліну, псевдолейциту, плагіоклаз представлений альбітом.

В комагматичній серії, що кристалізується з розплавів, які надходять з 50 км, спостерігається послідовна зміна всіх перерахованих вище парагенезисів, а кінцеві диференціати містять польові шпати й кварц. Безпосередньо після підйому в “нові” умови можуть утворитися породи, мінеральні парагенезиси яких сформовані в “старих”. Поступово заміняються диференційованими в нових: зникає або з'являється олівін (не більше декількох %), фельдшпатоїди.

Акцесорні мінерали в багатьох випадках точно визначають глибину магмоутворення. Наприклад, склад гранатів (у тому числі ксеногенних). Піропи, хромвміщуючі піропи поширені в глибинних (150-200 км і більше) лерцолітах і гарцбургітах, альмандини-піропи з'являються в залізистих піроксенітах вище (100-150 км), на 50-100 км поширені альмандини. Гросуляри, меланіт зустрічаються тільки в породах, диференційованих на границі кора-мантія (50 км).