Сейсмические разделы в мантии Земли и их петрологическая

Сейсмические разделы в мантии
Земли и их петрологическая
интерпретация
О.Г. Сафонов
Институт экспериментальной минералогии РАН,
Черноголовка, Россия (oleg@iem.ac.ru)
Геологический факультет, МГУ им. М.В.
Ломоносова, Москва, Россия
VII Международная Школа по Наукам о Земле,
2 – 9 Сентября 2011, Одесса, Украина
В 1692 г. Эдмонд Галлей предложил, что
Земля состоит из 800 км. оболочки,
двух внутренних концентрических
1
оболочек и ядра, диаметеры которых
равны диаметрам Венеры, Марса и
Меркурия
(1).
Эти
оболочки
вращаются с разными скоростями,
разделены атмосферой и каждая имеет
свой магнитный полюс. Выходами
«внутренней атмосферы»
Галлей
Эдмонд Галлей
объяснял северное сияние (Aurora
1656-1742
Леонард Эйлер Borealis). Леонард Эйлер предполагал
1707-1783
наличие
«внутреннего
солнца»
диаметром 1000 км в Земле (2). В XIX
веке были популярны представления
Джона К. Саймиса (1818 г.) о наличии
внешней оболочки мощностью 1300 км.
и четырех внутренних оболочек,
имеющих «отверстия» на полюсах. Все
эти идеи (Hollow Earth), конечно же,
не
имели
строгих
научных
доказательств…
2
Строение Земли и границы ее мантии
Скорость (км/сек)
Граница Мохоровичича,
МОХО
< 70 км.
PREM
Внешнее ядро
(жидкое)
Давление (ГПа)
Глубина (км)
Мантия
Граница Гутенберга
2890 км.
P-волны
5145 км.
S-волны
Внутреннее ядро
(твердое)
Центр Земли
(6371 км, ∼350 ГПа, 5000-7000 K)
Граница Лееманн
Раздел Гуттенберга на глубине ~ 2890 км. представляет собой границу
нижней мантии с внешним жидким металлическим ядром (CMB).
Петрологическая интерпретация этой границы вполне однозначно,
поскольку геофизические данные показывают, что плотность внешнего ядра
составляет 10 г/см3, тогда как плотность нижней мантии – 5.5 г/см3.
На разделе Мохоровичича (МОХО) происходит резкое увеличение
скоростей продольных сейсмических волн с 6.7—7.6 до 7.9—8.2 км/сек, и
поперечных — с 3.6 - 4.2 до 4.4 – 4.7 км/сек. Плотность вещества также
возрастает скачком, предположительно, с 2.9 - 3.0 до 3.1 - 3.5 т/м3. Несмотря
на это, петрологическая интерпретация этой границы довольно долго
оставалась предметом жарких дискуссий…
С начала XX века существуют две точки
зрения:
1. изохимический фазовый переход от
габброидной нижней коры к эклогитовой
верхней мантии (Fermor, 1913, 1914; Holmes,
1926, 1927; Eskola, 1921, 1936; Goldschmidt,
1922; Birch, 1952; Lovering, 1958; Kennedy,
1959).
2. переход от базальтовой или сиалической
коры к перидотитовой мантии (Verhoogen,
1954; Kuno, 1959; Ringwood, 1962; Wyllie, 1965)
Определяющую роль в решении проблемы природы раздела Мохо сыграли
экспериментальные исследования перехода габбро (базальт) – эклогит,
начавшиеся еще в конце 1950-х годов (Robertson et al., 1957; Kennedy, 1956,
1959; Boyd & England, 1959) и активно продолжавшиеся в течение 1960-70-х
годов (Yoder & Tilley, 1962; Kushiro & Yoder, 1966). На основе экспериментов
некоторые исследователи казалось бы подтвердили мнение о том, что раздел
Мохо связан с изохимическим переходом габбро-эклогит (Yoder & Tilley,
1962). Однако в 1964 г.появилась первая работа А.Е. Рингвуда и Д.Х. Грина,
указывающая на несостоятельность этой гипотезы.
Ito K., Kennedy G.C. An experimental study of
the basalt-garnet granulite-eclogite transition.
In Structure and Physical Properties of the
Earth’s Crust, 1972, Washington, 303-314.
В ходе активной дискуссии в петрологической литературе окончательно
утвердилось мнение о том, что граница Мохоровичича связана с
переходом средней-основной по составу коры к ультраосновной
верхней мантии. Однако выбор между «изохимической» и
«неизохимической» интерпретацией остался актуальным для сейсмических
разделов внутри самой мантии…
Глубинные зоны и глобальные разделы мантии Земли
Океаническая
литосфера
100
Астеносфера
Верхняя мантия
300
10.3 мас. %
400
4-6 %
500
2-3 %
«410-км.»
~5 %
2-3 %
7.5 мас. %
600
3
«660-км.»
6-11 %
700
900
«520-км.»
Переходная
зона
Глубина, км
200
800
Континентальная
литосфера
Нижняя мантия
49.2 мас. %
Скорость
S-волн
(км/сек)
4
5
Плотность
(г/см3)
6
2
3
4
5
«670» - «410» - «520»
сейсмическая резкость
1. Вариации глубины
2.------------ мощности
3.«Раздвоение» границ
Deuss & Woodhouse (2001)
На чем основаны оценки состава и минералогии мантии?
0
Океаническая
Офиолиты,
100
Континентальная
литосфера альпинотипные
и абиссальные
гипербазиты
Астеносфера
300
Верхняя мантия
400
410-км. раздел
500
520-км.
600
700
Переходная
зона
Глубина, км
200
литосфера
660-км. раздел
Мантийные
ксенолиты
Включения в
алмазах
Фото Д.А. Зедгенизова
800
900
Нижняя мантия
Преобладающим материалом верхней мантии является ультраосновные
ассоциации - Ol+Opx+Cpx+Grt (Spl, Pl)
Вариации составов этих ассоциаций определяется интенсивностью и объемом
выплавления и экстракции базальтовых расплавов - преобладающего типа
расплавов, покидающих мантию.
Космохимический
(метеоритный) тренд
Mg/Si (мас. отношение)
у ль
тра
осн
о
отражает фракционирование в
результате
процессов
конденсации в Cолнечной
небуле или при образовании
планет (деволатилизации).
вн ы
ек
сен
оли
геохимический
тренд
т
ме
ты
и
е ор
космохимический
тренд
Al/Si (мас. отношение)
Геохимический тренд
отражает фракционирование в
ты
результате процессов в мантии
М
при частичном плавлении.
к б
аза
льт
у
Состав примитивной
мантии
(ПМ),
вероятно, лежит на
пересечении
этих
трендов.
Оценки состава примитивной мантии (ПМ) Земли
H88
HZ86
R66
H74
J79
MA80
MS80
J84
M90
PO04
W84
PN85
MS95
A95
SiO2
45.96
46.38
45.2
45
45.14
47.9
44.58
45.23
44.8
51.2
45.6
46.2
45.0
46.12
MgO
37.78
38.12
37.5
39
38.31
34.10
41.18
38.39
37.2
35.8
36.8
35.5
37.8
37.77
FeO
7.54
7.62
8.00
8.00
7.82
8.90
8.27
7.82
8.40
6.30
7.50
7.70
8.10
7.49
Al2O3
4.06
4.1
3.50
3.5
3.97
3.90
2.43
4.19
4.45
3.70
4.10
4.80
4.40
4.09
CaO
3.21
3.24
3.10
3.25
3.5
3.20
2.08
3.36
3.60
3.00
3.50
4.40
3.50
3.23
Na2O
0.33
0.33
0.57
0.28
0.32
0.25
0.34
0.34
Cr2O3
0.43
0.41
0.45
0.90
0.41
0.43
MnO
0.14
0.11
0.13
0.14
P2O5
0.06
K2O
TiO2
NiO
0.18
0.14
0.02
0.03
0.13
0.04
0.03
0.18
0.17
0.09
0.22
0.25
0.20
0.11
0.03
0.15
0.21
0.24
H88 – Hoffmann (1988) (из состава базальтов); HZ86 – Hart & Zindler (1986) (из состава
мантийных лерцолитов); R66 – Ringwood (1966) (пиролит); H74 – Hutchison (1974)
(космохимические оценки); J79 – Jagoutz et al. (1979) (из состава мантийных перидотитов);
MA80 – Morgan & Anders (1980) (космохимические оценки); MS80 - Maalǿe & Steel (1980)
(из состава мантийных лерцолитов); J84 – Jacobsen et al. (1984) (из состава мантийных
перидотитов); M90 – McDonough (1990) (из состава Spl-лерцолитов и гарцбургитов); PO04
– Palme & O’Neil (2004) (из состава Солнца); W84 – Wänke et al. (1984) (космохимические
оценки); PN85 – Palme & Nikel (1985) (сопоставление хондритового и перидотитового
трендов); MS95 – McDonough & Sun (1995) (из состава Spl-лерцолитов и гарцбургитов);
A95 – Allegré et al. (1995) (космохимические оценки)
Пиролитовая модель мантии
мантия (по крайней мере верхняя) имеет преимущественно
ультраосновной состав, а альпинотипные перидотиты и
некотрые ксенолиты из кимберлитов и щелочных базальтов
представляют собой фрагменты мантии;
верхняя мантия является источником базальтовых магм
перидотиты относятся к остаточной тугоплавкой части,
оставшейся после удаления базальтовых расплавов →
комплиментарность составов перидотитов и базальтов.
Аlfred Еdward
Ringwood
Пиролит (пироксен-оливиновая порода)
3 части альпинотипного перидотита (79 % Ol, 20 % Opx, 1 % Spl)
+
1 часть гавайского толеита
(1) Ringwood (1979); (2) Green &
Ringwood (1963); (3) Ringwood
(1975); (4) Green et al. (1979)
Фаза
Содержание (об. %)
Оливин *
Ортопироксен*
Ca-клинопироксен *
Гранат **
57
17
12
14
Фазовый состав
пиролита (Liu, 1979)
* Содержат 10 мол. %
Fe-компонента, ** содержит 20 мол. %
Fe-компонента
Пиролит
Mg2SiO4 (Ri) = MgSiO3 (Pv) + MgO (Fp)
Полиморфы Mg2SiO4-Fe2SiO4
Оливин (Ol)
Mg2SiO4 - форстерит (Fo); Fe2SiO4 - фаялит (Fа)
Ромбический ортосиликат (Pbmn). Структура основана на
искаженной гексагональной плотнейшей упаковке атомов
кислорода
с
1
тетраэдрической
позицией
и
2
неэквивалентными октаэдрическими позициями (M1, M2).
ρ = 3.34 г/см3
MgO6
MgO6+Si2O7
Вадслеит (Wad)
Ромбический
диортосиликат
(Imma).
Структура
модифицированной шпинели выражается в чередовании
слоев октаэдров MgO6 + вакантные позиции и слоев октаэдров
MgO6 + тетраэдрических групп Si2O7 + вакантные позиции.
ρ = 3.58 г/см3
Mg,Fe
Si
Рингвудит (Rin)
Кубический (Fd3m). Структура шпинели B2AO4. Атомы О
образуют плотнейшую упаковку, где атомы Mg и Fe
находятся в октаэдрической координации, а атомы Si –
тетраэдрической.
ρ = 3.66 г/см3
Пост-рингвудитовая ассоциация Pv + fPer
Si
Mg
Fe
(Mg, Fe)SiO3 - перовскит
Ромбический (Pbmn). Структура перовскита, однако
отклонения от нее очень заметные благодаря
разворотам почти идеальных октаэдров SiO6
(позиция В) и сильным искажением полиэдров
MgO12 (позиция А). Координация атомов Mg (Fe)
варьирует от VIII до XII. Атомы Si занимают
октаэдрические позиции. Атомы Mg и Si
расположены упорядочено.
ρ = 4.1 г/см3
Ферропериклаз
(Mg1-xFex)O,
x
≤
0.5].
Cтруктура типа NaCl (B1) (Fm3m; кубическая
плотнейшая упаковка атомов О и Fe, Mg).
Cущественно
магнезиальный
ферропериклаз
сохраняет эту структуру по крайней мере до давлений
227 ГПа (Duffy et al., 1995).
ρ = 6.1 г/см3
Полиморфизм Mg2SiO4 при высоких давлениях
Fo
форстерит
Per + L
5
10
15
Pv вадслеит
Rin
+ рингвудит
Per Pv
Rin
20
Давление, ГПа
660 км.
Па
/K
dP ∆S
=
>0
dT ∆V
~5
М
1000
2.9 М
Па/K
Fo
1500
520 км.
2000
500
0
Wad
410 км.
L
Wad
а/K
. 3 МП
-0.4-1
Температура, ОС
2500
Mgперовскит
Per
периклаз
dP
<0
dT
25
Влияние “холодной»
погружающейся плиты
«холодная»
плита
верхняя мантия
(Ol)
Т
dP/dT > 0
P
410 км.
переходная зона
(Wad + Rin)
dP/dT < 0
520 км.
Т
P
660 км.
нижняя мантия
(Pv + fPer)
Японское море
Li et al. (2000)
Tonegawa et al. (2005)
Lowrence & Shearer, 2006
Влияние “горячего» мантийного плюма
верхняя мантия
(Ol)
Т
dP/dT > 0
P
410 км.
520 км.
переходная зона
(Wad + Rin)
660 км.
«горячий»
плюм
Т
нижняя мантия
(Pv + fPer)
dP/dT < 0
P
Геофизическое значение Р-Т
системе Mg2SiO4-Fe2SiO4
геотерма
B
dP/dT > 0
Ширина
перехода
(dP/dT наклон)
A
A
A+B
P
B
A
P, T (геотерма)
в
B
B
A+
B
+
A
переходов
геотерма
T
геоф. свойство (Р, Т)
T
геоф. свойство (Р, Т)
особенностей
dP/dT < 0
P
B
A
P, T (геотерма)
Система Mg2SiO4-Fe2SiO4 при высоких давлениях
Pv+fPer+St
Pv+fPer
25
Pv+fPer
Pv+fPer+St
fPer+St
fPer+St
Давление, ГПа
20
Rin
Rin
Rin+fPer+St
Rin+fPer+St
20
Rin
Rin
Wad
Wad
15
Давление, ГПа
25
15
Wad+Rin
Wad+Rin
Ol+Rin
10
10
T↓
Ol
20
Mg2SiO4
1600OC
40
60
80
Fe2SiO4
Ol
Ol+Rin
1100OC
20
Mg2SiO4
40
60
80
Fe2SiO4
Ширина
перехода
28
(влияние
состава)
24
Давление, ГПа
‘670’ <
‘410’ <
‘520’
Pv + fPer
26
Pv + fPer
+ Sti
1
660 км.
22
fPer + Sti
30
Rin
20
2
18
16
520 км.
Wad
14
410 км. 3
12
Ol
10
8
1400OC
6
0
Mg2SiO4
0.2
0.4
0.6
Fe2SiO4
Фазовые соотношения в пиролите (Litasov & Ohtani, 2007)
Глубина, км.
100
0
400
500
410 км
700
600
520 км
660 км
идус
л и кв
Wa
d
Ri
n
Ol
W ad
Spl
Grt
CEn
En
Wad+
Crt+
Cpx
MPv+fPer
Ol+Grt+Cpx
Ol+Opx+Grt+Cpx
+L
Per
f
v+
MP
средняя мантийн
0
5
10
15
20
Давление, ГПа
ая геотерма
ция
«горячая» субдук
1000
500
900
Wad+Grt
Rin
G
с
иду
л
о
с
L
Ol+
+L
px
O
rt+
800
MPv+fPer+CPv
rt+L
G
+
l
O
2000
1500
300
CPv
Температура, ОС
2500
200
25
30
Однако в ряде случаев для объяснения вариации глубины и
ширины разделов «410», «510» и «660», а также некотрых
особенностей их топологии приходится привлекать некоторые
другие факторы, влияющие на эти переходы. Среди них
наимболее важными являются
присутвие водного флюида
влияние
граната)
сосуществующих
фаз
(например,
0.6
до 8900 ppm
при 12 ГПа
Литасов и др. (2009)
4.0
0.5
3.5
Fo-H2O
0.4
3.0
0.3
Fo-K2Mg(CO3)2-H2O
Fo-H2O-C
0.2
0.1
0
0
2
4
6
8
10 12 14 16
Давление, ГПа
Ol (прир.)
Ol (эксп.)
Mg-Pv (эксп.)
fPer (эксп.)
0 200 400 600 800 1000
0.1 0.5 1.0 2.0 3.0
H2O (ppm)
H2O (мас. %)
Demouchy et al. (2005)
Litasov & Ohtani (2003)
Inoue et al. (1995)
Chen et al. (2002)
Jacobsen et al. (2005)
Litasov et al. (2010)
2.0
CH2O = 637.07e-0.0048T
1.5
1.0
Переходная
зона
0.0
1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200
3.1
2.6
(Fe, Mg)SiO4 Wad
2.5
0.5
0.89
Wad (эксп.)
Rin (эксп.)
H2O (мас. %)
H2O в оливине (мас. %)
H2O в полиморфах Mg2SiO4-Fe2SiO4
2H+
↔ Mg
(Smyth, 1987)
Температура, ОС
Влияние H2O-флюида на раздел «410 км»
Wood (1995) на основе термодинамических расчетов показал, что область
перехода Ol-Wad расширяется в область более низких давлений, так что 500 ppm
H2O в оливине соответствует ~ 22 км переходной зоны вместо 5-7 км. в «сухой»
системе. Smyth & Frost (2002) и Chen et al. (2002) экспериментально определили
смещение границы Ol-Wad на 1-2 ГПа при 1500 К в область низких давлений в
системе (Mg,Fe)2SiO4 + H2O, а Litasov & Ohtani (2003) выявили подобное
смещение в системе пиролит CMAS + 2 мас. % H2O.
Петрологическое и геофизическое значение
1. Расширение верхней границы переходной
зоны (410 км.)
14.6
1300ОС
Давление, ГПа
14.4
Wad
14.2
14.0
Wad+флюид
1
Fo+
Wad
13.8
13.6
Fo
2
Fo + флюид
13.4
13.2
0
0.5
Mg2SiO4
1
1.5
мас. %
2
2.5
Уширение на 30-40 км. может соответствовать
H2O концентрациям H2O в Wad до 0.84 мас. % и в Ol
до 0.21 мас. %.
3
2. Образование зон расплава на верхней границе переходной зоны
Ультраосновной расплав вблизи раздела «410 км.»
13.9 ГПа ≈
417 км
Fo94
PHN1611
Пиролит
SiO2
45.1
46.2
Al2O3
2.8
3.6
FeO
10.4
8.7
MgO
38.4
38.3
CaO
3.4
3.2
Mg#
86.9
88.7
XMgOl
94.5
95.4
Ультраосновной расплав может
сохраняться в основании верхней
мантии (400-450 км), поскольку
он плотнее, чем окружающий
богатый оливином рестит.
Влияние H2O на мощность переходной зоны
Глубина, км.
300
200
400
500
600
700
800
1600
Температура, ОС
Без H2O
1400
Wad+Grt
1200
Rin+Grt+
CPv
MPv+fPer
CPv
+ H2O
Ol+Grt+Cpx
1000
800
600
6
8
10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30
Давление, ГПа
Вариации температуры VS. Вариации содержания H2O
Влияние Fe-Mg обмена с гранатом
XMgWad
Wad
Px
Grt
Ol
Wad
Ol+Wad
∆P1 > ∆P2
∆P2 ∆P Ol+Rin
1
Ol
XMgOl
Магнезиальности Ol и Wad
заметно
меняются
в
результате кристаллизации
более
железистого
мэйджоритового граната. Это
приводит
к
сокращению
интервала перехода Ol-Wad
(Frost, 2003) и мощности
раздела 410 км до 6 км (Benz
& Vidale, 1993).
«Раздвоение»
глобальных
Пример: раздел «520 км.».
геофизических
разделов.
Глубина, км.
100
0
400
500
410 км
700
600
520 км
660 км
Wa
d
Ri
n
W ad
Ol
CEn
En
Wad+
Crt+
Cpx
MPv+fPer
Ol+Grt+Cpx
Ol+Opx+Grt+Cpx
Spl
Grt
+L
Wad+Grt
Rin
G
дус
и
л
со
900
MPv+fPer+CPv
rt+L
Ol+G
L
Ol+
+L
px
O
rt+
800
r
fPe
+
v
MP
идус
л и кв
2000
1500
300
средняя мантийн
CPv
Температура, ОС
2500
200
ая геотерма
ция
«горячая» субдук
1000
500
0
Litasov & Ohtani (2007)
5
10
15
20
25
Давление, ГПа
CPv – CaSiO3-перовскит
30
Si
Ca
При условиях нормальной мантии кубический (Pm3m).
Структура перовскита. В отличие от MgSiO3перовскита структура не искажена из-за большего
размера иона Ca. Структура CaSiO3-перовскита более
плотная, чем у MgSiO3-перовскита.
ρ = 4.31 г/см3
(1) Grs + Maj = 3CPv + Prp (Saikia et al., 2008)
(2) Di = CPv + Maj (Canil, 1994)
Обе реакции имеют достаточно пологий dP/dT
наклон: 4 МПа/К и -2 МПа/К, соответственно и при
высокой плотности CPv (4.31 г/см3) могут
обуславливать резкие геофизические границы на
глубинах 500-560 км. Наличие границ, связанных с
появлением CPv, будет зависеть от количества Caкомпонента в материале мантии. В пиролитовой
мантии реакции (1) и (2) могут объяснить
«раздвоение» границы «520 км» на менее глубинную
границу ~500-520 км (Wad-Rin) и более глубинную
~560 км. (появление CPv).
Неглобальные геофизические разделы в верхней мантии
(зона B).
В пределах верхней мантии (зоны В по К. Буллену) выделяются несколько
разделов, распространение которых, однако, не является глобальным. Эти
разделы, хорошо проявленные в одних участках мантии, могут отсутсвовать или
проявляться слабо в других. Наличие этих разделов свидетельствует о высокой
степени гетерогенности верхней мантии как по глубине, так и по латерали.
} 75 км. раздел H
(Hales disc.)
220 км. раздел L
} (Lehemann
disc.)
} 300 км. раздел X
верхняя мантия
} 410
км.
}520 км.
переходная зона
} 660
нижняя мантия
км.
H
100
0
200
300
Глубина, км.
400
500
600
700
220 км 300 км
75 км
Wad+Grt
Wad+
Crt+
Cpx
Wa
d
Ri
n
W ad
Spl
Grt
CEn
En
Ol
Ol+Opx+Grt+Cpx
MPv+fPer
Ol+Grt+Cpx
Rin
G
с
иду
л
о
с
900
MPv+fPer+CPv
rt+L
G
+
l
O
L
Ol+
+L
px
O
rt+
800
+L
Per
f
v+
MP
идус
л и кв
2000
1500
X
CPv
Температура, ОС
2500
L
средняя мантийн
ая геотерма
ция
«горячая» субдук
1000
McGregor (1970)
500
0
Litasov & Ohtani (2007)
5
10
15
20
Давление, ГПа
25
30
Раздел X и его петрологическая интерпретация
Раздел между 270 и 330 км. («Х», Ravenaugh & Jordan, 1991) не являются
глобальными, но и не проявляет какой-либо четкой тектонической
превязанности: он был выявлен под океанами, под континентами и вблизи зон
субдукции. Вариации в глубине (до 60 км) и геологическом положении
указывают на то, что раздел «Х» в различных участках мантии, вероятно, имеет
различную природу.
Существуют три гипотезы, связывающие раздел «Х» с фазовыми переходами
в мантии (Bagley & Ravenaugh, 2008)
En
1000
HP-CEn
800
Но для того, чтобы раздел «Х»
отвечал
переходу
En-CEn
необходимо, чтобы в мантии
преобладал (не менее 20 %)
гарцбургитовый материал.
600
H2O
400
200
3
LP-CEn
4
5
7
6
8
Давление, ГПа
9
10
(2) Cейсмический раздел «X» может быть
связан с образованием так называемой фазы
Anh-B, Mg14Si5O24, по реакции Ol+Per =
Anh-B (Ganguly & Frost, 2006).
ρ = 3.44 г/см3
25
11
Но для того, чтобы раздел «Х» отвечал этой
реакции необходимо, чтобы мантия локально
была обогащена MgO.
Давление, ГПа
Температура, ОС
(1) Cейсмический раздел «X» может быть связан с переходом ромбического
пироксена (En, Pbca) в моноклинную форму (HP-Cen, C2/c) (Woodland, 1998).
Вариации глубины этой границы
Withers & Hirschmann (2007)
1600
раздел
«Х»
Woodland (1998)
можно объяснить как влиянием
Bromiley & Bromiley (2006)
1400
Jackobsen et al. (2010)
H2O (CEn может содержать до 1300
1200
ppm H2O), так и влиянием FeO.
FeO
Ganguly & Frost (2006)
20
15
Rin
Wad
Anh-B+Sti
Anh-B
10
Fo+Per
Cos/Sti
5
200
400
Fo
600
800 1000 1200 1400 1600
Температура, ОС
(3) Cейсмический раздел «X» может быть связан с переходом коэсита в
стишовит в пределах участков мантии, обогащенных эклогитовым компонентом
(Williams & Ravenaugh, 2005).
стишовит
коэсит
ρ = 3.44 г/см3
ρ = 4.28 г/см3
континенты
зоны
субдукции
Композиционная гетерогенность мантии может
причиной возникновения геофизических разделов…
быть
Пиклогитовая модель мантии
пиролит
пиклогит
Donald
Anderson
VP
Переходная зона
(410-660 км)
VS
ρ
Пиклогит (piclogite) [пикритовый эклогит] (Bass & Anderson, 1984)
MgO
SiO2
FeO
Al2O3
CaO
Na2O
24.0
47.0
10.8
8.6
8.0
1.0
Фаза
Оливин *
Ортопироксен*
Ca-пироксен *
Гранат **
Жадеит
Содержание (об. %)
16
3
23
37
21
Пиклогит
16
6
23
45
10
* Содержат 10 мол. % Fe-компонента, ** - содержит 20
мол. % Fe-компонента
переходная зона (ПЗ) мантии (410-660 км.) имеет состав отличающийся от
состава верхней (состав лерцолита) мантии бóльшим содержанием базальтовой
(эклогитовой) составляющей; такой состав назван «пиклогит»;
сейсмическая граница на глубине 410 км. отвечает переходу Opx → Maj, тогда
как переход Ol → Wad имеет подчиненной значение;
наряду с фазовыми переходами граница 410 км. является композиционной,
связанной с переходом «пиролитовой» верхней мантии к «пиклогитовой» ПЗ;
сейсмическая граница 520 км. связана с переходом кальциевого пироксена в
мэйджоритовый гранат;
сейсмическая граница 660 км. отвечает переходу «пиклогитовой» ПЗ к нижней
мантии, сложенной преимущественно силикатными перовскитами MgSiO3 (до 85
мас. %) + (Mg, Fe)O.
Есть ли свидетельства того, что состав переходной зоны
и нижней мантии отличен от состава верхней мантии..?
Ассоциация (Mg,Fe)SiO3 + (Mg,Fe)O
1
Резкое преобладание fPer в
«нижнемантийных ассоциациях»
и широкие вариации его
магнезиальности (39 – 94).
(Mg,Fe)2SiO4 = (Mg,Fe)SiO3 + (Mg,Fe)O
Pv+fPer
Pv+fPer+Sti
fPer+Sti
(Mg,Fe)2SiO4 =
(Mg,Fe)SiO3 + 2(Mg,Fe)O
Harte (2010)
Rin
Rin+fPer+Sti
2
Частое
присуствие
свободного
SiO2
(стишовита?) в «нижнемантийных ассоциациях».
3
Приуроченность подавляющего большинства
мэджоритовых гранатов к «эклогитовому» типу.
Модель расслоенной верхней
мантии
0
Кора
100
Перидотит
200
Глубина, км
Стратификация является результатом
фракционной
кристаллизации
первичного магматического океана
Земли.
Фракционирование
Ol
при
относительно
низких
давлениях
посредством
его
всплывания
обуславливает обогащение этой фазой
верхов мантии, 150-30 км. (что
фиксируется составами ксенолитов).
Кристаллизация Grt при более
высоких
давлениях
приводит
к
формированию гранатитового слоя в
переходной зоне (Anderson, 1982).
Окончательное
остывание
магматического
океана
ведет
к
образованию обогащенного Px слоя,
обогащенного Na, Fe, K, летучими
компонентами, на глубинах 300-400 км.
300
Пироксенит
Антикора
Гранатит
Переходная
зона
Перовскитит
Нижняя
мантия
400
500
Верхняя
мантия
600
700
800
Pv+Cf+Sti
26
24
Pv+Grt
22
Grt+Cf
+
Sti
Akm
+
Grt
Давление, ГПа
20
18
2Grt
16
Раздел
«410
км.»
представляет
собой
композиционную границу между пироксенитовым
и гранатитовым слоем. Эта граница также совпадает
с интервалом фазового перехода богатого
жадеитом
пироксена
в
гранат,
который
обуславливает резкий раздел.
2 Cpx
12
8
Grt
Grt
+
Cpx
Cpx
+
Grt
14
10
Раздел «670 км.» обуславливается переходом
гранатитового слоя к хондритовой нижней
мантии, а также фазовыми переходами с
образованием перовскитов.
Cpx
Opx
Opx +
Cpx
En
20
1550OC
40
60
мол.%
80
Jd
Спасибо
за
внимание