Модель магмообразования под Курильской островной дугой
На основе детального изучения наземного и подводного вулканизма Курильской островной дуги [1,2,11,35-37,44 и др.] с привлечением экспериментальных данных по плавлению перидотита и базальта при различных Р-Т-условиях [30,42,69], по устойчивости водосодержащих минералов [55,64,77,84 и др.], а также модельных расчетов структуры температур в зоне субдукции [52,59-61,86-88] нами разработана модель магмообразования под Курильской островной дугой [2,3,53], применимая для стационарных режимов большинства островных дуг. Коротко остановимся на основных параметрах проявления вулканизма, которые легли в основу этой модели.
Характер изменения интенсивности вулканической активности вкрест ОД является важным параметром, позволяющим судить о местоположении зон магмообразования. Ранее многими исследователями вслед за А.Сугимурой и др. [68,81] принималось, что объем четвертичных вулканитов убывает по экспоненте от фронта ОД к их тыловым частям. Нами же выявлен бимодальный характер площадной плотности вулканов и, соответственно, объемов извергаемых пород вкрест Курильской ОД с выделением фронтальной и тыловой зон. Аналогичный характер распределения вулканов установлен в последнее время для ряда других островных дуг и активных континентальных окраин [83].
Поперечная петрогеохимическая зональность, впервые выявленная Х.Куно [66], типична для абсолютного большинства ОД, в том числе и для вулканических дуг Курило-Камчатской системы. Принципиальной и существенно новой чертой, выявленной для Курильской ОД, является то, что переход от фронта к тыловой зоне по некоторым параметрам не постепеный, а резкий. Это является ключевым моментом, позволяющим говорить о двух зонах генерации магмы [3,36,53].
|
|
|
Распределение температур в зоне субдукции и вышележащем мантийном клине оказывает решающее влияние на положение областей частичного плавления под островной дугой. Термальная структура зависит от многочисленных факторов, в частности, от скорости и угла наклона зоны субдукции, ее зрелости, возраста поддвигаемой плиты, интенсивности процесса наведенной конвекции, гидратации и дегидратации водосодержащих минералов и др., и для ее расчета были предложены различные цифровые модели [52,59-61,86,87 и др.]. Следует отметить принципиальное сходство термальных структур, предложенных разными авторами, хотя и имеются различия в оценках абсолютных температур из-за сложности учета разных факторов, влияющих на температуру. Одним из таких факторов является тепло трения, однако его влияние не столь велико, как считали некоторые исследователи [72], и его учет дает повышение температуры зоны субдукции не более, чем на 50оС [77].
|
|
|
|
| Рис. 7 |
Для оценки процессов гидратации, дегидратации и магмообразования под Курильской ОД в качестве рабочей нами выбрана температурная модель [60], так как расчеты по ней выполнены для конкретных дуг, в том числе и для Курильской. На рис. 7 дана структура поля температур вкрест Курильской ОД, вытекающие из этой модели РТ-условия возможных областей магмообразования под фронтальной и тыловой зонами (Рис. 7а) и положение кривых устойчивости водосодержащих минералов в зоне субдукции (Рис. 7б). Геотермы подошвы и кровли океанической коры в поддвигаемой пластине нигде не пересекаются с линией "мокрого" солидуса базальта и эклогита, т.е. плавление верхней части поддвигаемой плиты по рассмотренной температурной модели не происходит. Плавление кровли поддвигаемой пластины, т.е. верхней части океанической коры, может начаться лишь при увеличении ее температуры на 80 - 100oС (см. рис.7б). Плавление же перидотита мантийного клина как под фронтальной, так и под тыловой зонами возможно в довольно широкой области, как при избытке Н2О, так и при разных ее соотношениях с СО2 (см. рис.7а).
Основным источником воды на глубинах магмообразования является дегидратация водосодержащих минералов из субдуцированной океанической плиты, т.к. поровая вода сбрасывается на глубинах <40 км. Формирующийся за счет этого СН4/Н2О-флюид не достигает мантийного клина, а поступает в аккреционную призму [77]. Поступление водного флюида в вероятную область магмообразования мантийного клина возможно двумя путями: за счет дегидратации водосодержащих минералов поддвигаемой плиты и последующей миграции флюида вверх, непосредственно в зону магмообразования в мантийном клине, либо многостадийным путем в результате дегидратации поддвигаемой плиты на более высоких уровнях, сопровождаемой гидратацией и последующей дегидратацией вовлекаемого вместе с поддвигаемой плитой основания мантийного клина. Второй путь предложен [82] в связи с тем, что поддвигаемая плита под зоной магмообразования является сухой, т.к. дегидратация ее происходит на более высоких уровнях.
|
|
|
Рассмотрим вероятность этих процессов для Курильской ОД, исходя из температурной модели [60]. На рис.7б показано положение кривых устойчивости водосодержащих минералов при данной структуре температур. Отчетливо видно, что большинство водосодержащих минералов (амфибол в базальте, амфибол в перидотите, 7 
-клинохлор, 14 -клинохлор в ассоциации с мусковитом, тремолит) дегидратируются непосредственно под фронтальной вулканической зоной. Кривые устойчивости серпентина и талька в ассоциации с форстеритом пересекают слой 3В океанической коры (серпентизированный перидотит), где возможно нахождение этих минералов, непосредственно под тыловой зоной. На участке субдуцируемой океанической коры между фронтальной и тыловой вулканическими зонами, т.е. под зоной ослабления вулканической активности, нет отчетливых источников воды: 7 -клинохлор пересекает этот участок по слою 3В (см. Рис. 7б), где этот минерал практически отсутствует.
|
|
|
|
| Рис. 8 |
Таким образом, два участка дегидратации водосодержащих минералов располагаются непосредственно под фронтальной и тыловой вулканическими зонами Курильской ОД. Модель магмообразования, основанная на рассмотренных выше данных, показана на рис.8. Отделяющаяся от субдуцированной океанической коры вода мигрирует вверх и, попадая в область более высоких температур в пределах мантийного клина, является причиной плавления. Наряду с этим не исключается и сценарий, по которому вода, отделяющаяся от поддвигаемой плиты в преддуговой области, гидратирует основание мантийного клина, увлекаемое вниз субдуцируемой плитой (наведенная конвекция). Последующая дегидратация амфибола, талька в ассоциации с форстеритом и других водосодержащих минералов из основания мантийного клина может быть дополнительным источником воды под фронтальной зоной.
Для других островных дуг при более горячей или при более холодной зонах субдукции принципиальная картина отделения Н2О от поддвигаемой плиты и, соответственно, сценарий магмообразования не изменится. Однако, сдвиг системы геотерм океанической коры и подошвы мантийного клина влево - при холодной и вправо - при горячей зоне субдукции приведет к изменению местоположения вулканического фронта, а также фронтальной и тыловой зон, как например, в Марианской ОД, где нет деления на фронтальную и тыловую зоны [2].
Принципиально важной для магмообразования представляется оценка количества летучих, которые могут принять участие в магмообразовании, в сравнении с их количеством в островодужных магмах. Результаты проведенных нами [2] расчетов по методике Пикока [77] с учетом геодинамических параметров показали, что в зоне субдукции Курильской островной дуги высвобождается воды ~ в 10 раз больше, а СО2 ~ в 50 раз больше, чем содержится в островодужных магмах. Основным поставщиком Н2О в область магмообразования фронтальной зоны являются слои 1-3А океанической коры, а тыловой зоны - слой 3В (серпентизированный перидотит). Количество воды, выделяющееся при дегидратации слоя 3В, в 2 раза больше, чем при дегидратации остальных слоев океанической коры.
Все вулканы Курило-Камчатской островодужной системы извергают в среднем 0,09 км3/год или 43,5 км3 на 1 км длины дуги в 1 млн. лет. Это немного больше, чем в среднем для островных дуг. Для излияния на поверхность такого объема лав требуется не менее 220 км3 расплава на 1 км длины дуги в 1 млн. лет. Если исходить из модели плавления океанической коры верхней части поддвигаемой плиты [58,71,72], то для образования такого количества магмы при скорости поддвига 9 см/год требуется полностью расплавить слой мощностью 2 км, а при 20% степени плавления потребуется слой мощностью 10 км, что более, чем в два раза превысит мощность океанической коры. Это является дополнительным свидетельством невозможности плавления верхней части поддвигаемой плиты, хотя и не искючает полностью вероятность такого плавления и привноса небольшой части расплава в мантийный клин. Проведенный нами количественный подсчет объема мантийных выплавок [2] показывает, что плавление мантийного клина обеспечивает требуемый объем магмы без направленного изменения ее химического состава во времени, что характерно практически для всех ОД только в случае конвекции (наведенной субдукцией) в мантийном клине.
Математическое моделирование структуры поля температур зон субдукции при разных скоростях движения и разном возрасте поддвигаемой океанической коры [78] показало, что в стационарном режиме субдукции плавление океанической коры не происходит. Частичное плавление океанической коры может происходить только при очень ограниченных условиях: при повышении температуры верхней части поддвигаемой пластины выше 750oС за счет необычно высокого сдвигового напряжения (более 100 Мра) или за счет других причин, а также при субдукции очень молодой (моложе 2-5 млн лет) океанической литосферы.
Таким образом, для Курильской ОД, так же, как, очевидно, и для других ОД и активных окраин континентов со стационарным режимом субдукции, в том числе и для Южной Камчатки наиболее вероятной является модель плавления мантийного клина в зоне высоких температур под воздействием воды и других летучих компонентов (см. рис.7 и 8). Вместе с тем изменение структуры поля температур, особенно повышение температур поддвигаемой пластины и примыкающих участков мантии более чем на 80-100oС может привести к изменению условий плавления и появлению необычного типа вулканических пород.
Дата добавления: 2019-07-15; просмотров: 222; Мы поможем в написании вашей работы! |
Мы поможем в написании ваших работ!