Геодинаміка докембрійський земної кори

Можна Чи можна відновити зміна температури і тиску магматичних порід при їх підйомі до поверхні Землі?

Які причини занурення на великі глибини метаморфічних порід?

Чому після розігрівання і ущільнення вони повертаються до поверхні Землі?

Є Чи є можливість пояснити це явище з точки зору фізичної геології?

Закономірне зміна температури і тиску в еволюційному перетворенні гірських порід характеризується PT-трендами , Що відбивають не тільки термальну історію кристалічних гірських порід, а також їх великомасштабні переміщення в гравітаційне поле Землі. Чисельне моделювання цього процесу при термодинамічних умовах земної кори і верхньої мантії Землі показує, що ці переміщення підкоряються законам гідродинаміки і нерідко протікають по механізму ланцюгових реакцій.

Вступ

Розподіл елементів між співіснуючими мінералами і засновані на них геотермометри і геобарометри дозволяють з досить високою точністю визначати температуру (Т) і тиск (Р) освіти кристалічних гірських порід [1]. Вони дозволяють заглянути в минуле, на мільйони і мільярди років тому і дізнатися як виникали і змінювалися (еволюціонували) кристалічні породи. Свідки цієї еволюції -- співіснуючі (локально рівноважні) мінерали змінного складу. Володіючи дифузійного і ростової зональністю, вони подібно магнітофонної стрічці зберігають запис про зміну температури і тиску.

Кристалічні породи складені переважно силікатами [1, 2] і представлені двома різновидами - магматичними і метаморфічними. Перші - це продукти кристалізації магматичних розплавів, що виникають на різних глибинах внаслідок плавлення порід земної кори і верхньої мантії [2]. Плавлення супроводжується зниженням щільності речовини і призводить до підйому магми на більш високі горизонти. Ступінь раскрісталлізаціі магми залежить від швидкості її охолодження і в'язкості. Чим нижче в'язкість, тим вище швидкість кристалізації. Крім температурної і баричний залежності, в'язкість є також функція змісту SiO2 і флюідних (газових) компонентів в магмі. Чим менше в ній концентрація SiO2, чим вона багатша флюїдами (особливо водою) і чим нижче швидкість її охолодження, тим більше крупнокрісталліческіе породи виникають при її кристалізації [1, 2]. Повнокристалічна, інтрузивні породи зазвичай формуються на глибинах більше одного кілометра. При зіслання магми (лави) на поверхню Землі утворюються вулканічні породи. У них поряд з кристалами в тому чи іншому кількості міститься аморфна фаза - вулканічне скло. Метаморфічні породи утворюються в основному при глибокій твердофазовой перекристалізації первинних порід будь-якого складу під впливом флюідно-теплових потоків, висхідних з мантії Землі. Ступінь перекристалізації багато в чому визначається температурою і тиском. Тиск визначається навантаженням вищерозміщених порід. Чим вище ці параметри, тим більше глибоку переробку відчувають первинні породи. Отже, чим глибше занурилася порода, чим вище температура навколишнього середовища, тим сильніше ступінь метаморфізму. Вражаюче, але консолідовані маси таких високометаморфізованних порід знову з'являються на поверхні Землі, обнажаясь на величезних просторах континентів і навіть у морських континентальних околицях (наприклад, Японське та Південно-Китайське моря). Іноді ці породи відчувають повторний метаморфізм, тобто знов занурюються і піднімаються до поверхні. Про це свідчать повторно метаморфізовані породи, що містять продукти більш раннього метаморфізму.

Існує кілька альтернативних моделей занурення величезних мас порід на великі глибини. Наприклад, стиснення товщ в процесі горотворення (орогенезу). У результаті земна кора в зоні орогенезу стає майже вдвічі товщі і навантаження у її підставі зростає вдвічі. Під орогеннимі системами виникають так звані коріння гір   - Прогини поверхні Мохоровичича (Мохо) - межі кори з мантією Землі. Іншими словами, гірські масиви нагадують велетенські кораблі, що осіли в результаті перевантаження нижче ватерлінії. Розвантаження призводить до відносного Спливання такого судна, так що ватерлінія може виявитися вище за рівень води. Аналогічно діє механізм ерозії. Як і в разі розвантаження корабля, ерозія, тобто вивітрювання і розмиву гірських систем, призводить до зносу матеріалу під внутрішньоконтинентальні або морські западини. Земна кора в колишніх зонах орогенезу стає тонше, коріння гір зникають і поверхню Мохо вирівнюється. У результаті на поверхні оголюються все більш глибокі горизонти земної кори. Досить ясний принцип ерозійного механізму викликає, проте, ряд питань, відповісти на які далеко не просто:

1. Чому кількість відносно молодого осадового матеріалу - продукту ерозії -- на будь-якому континенті дуже рідко перевищує 1/5 об'єму порід, який повинен бути знесений з більш древніх гір? Наприклад, у ПАР широко поширені так звані зеленокаменние пояса - ранньо-архейські вулканогенно-осадові комплекси. Вони були метаморфізованних близько 3.5 мільярдів років тому при температурі не більше 500 0С. На глибині близько 12 км вони прориваються більше молодими (~ 2.6 млрд. років) породами (гранулітів) комплексу Лімпопо, метаморфізованних при 850 0С на глибині більше 25 км. Своїм корінням комплекс Лімпопо йде до кордону Мохо (глибина близько 40 км). Площа цього комплексу більше 10 000 км2. За ерозійної моделі розмив 250 000 км3 гранулітів Лімпопо повинен був привести до накопичення осадових порід того ж об'єму. Більш молодий осадовий комплекс (Трансвааль) дійсно відомий на південь від гранулітового поясу Лімпопо. Але обсяг цих опадів не перевищує 50 000 км3, що становить близько 20% еродованих порід. Причому знесені вони в древню внутрішньоконтинентальної западину не тільки з орогі Лімпопо.

2. Потужність кори сучасних континентів варіюють в середньому між 35 і 45 км. Тим часом на поверхні Землі оголюються породи, які 2.5 - 2 млрд. років тому були метаморфізованних на глибині 30-40 км. Якщо ерозія призвела до утонення кори на ці 30-40 км, логічно припустити, що потужність кори в докембрії була 65-75 км, і в силу існування геотермічного градієнта в її підставі знаходилися (і зараз знаходяться) ще більш глибоко метаморфізовані породи. Чому ж вони ніколи не зустрічаються у вигляді ксенолітов (захоплених порід), винесених базальтами і кімберліту з глибинних частин континентальної кори?

Як вирішити ці та подібні геодинамічні завдання? І чи можна взагалі відповісти на ці питання? Геотермобарометрія виявилася чи не єдиним ефективним інструментом для коректного рішення задачі. Ми постараємося показати її "геодинамічних ефективність" на прикладах еволюції (1) магматичних порід верхньої мантії Землі і (2) корови метаморфічних комплексів.

Еволюція магматичних порід у верхній мантії Землі

Зміст в кремнезему, SiO2, в магматичних гірських породах - основа їх класифікації:        

Група порід         

        

Зміст SiO2 мас. %             

кислі         

(граніти, гранодіорити, Дацит    та ін)         

~ 62             

середні         

(діорити, андезити)         

~ 58             

основні         

(габро, долеріти, базальти і    ін)         

~ 52             

ультраосновних         

(Дуніт, лерцоліти, коматііти і    ін)         

~ 42     

Є відомості про реології різних магматичних розплавів, з яких ці породи утворилися. Їх природа, поширеність і деякі фізичні властивості викладені в роботі В. С. Попова [2]. Продуктами кристалізації силікатних розплавів складена майже вся земна кора під океанами і значна частина континентальної кори. Широка поширеність магматичних порід на поверхні Землі дозволяє зібрати практично будь-яку кількість зразків гірських порід, що необхідно для досить точної діагностики умов їх кристалізації. У цьому розділі, проте, ми розглянемо еволюцію порід, раскрісталлізованних у верхній мантії Землі. Цей об'єкт дослідження найбільш повно розкриває можливості мінералогічній термобарометріі [1] для пізнання історії формування глибинних магматичних порід. Нагадаємо лише, що більшість розплавів основного та ультраосновних складу зароджується у верхній мантії Землі.

В відміну від корів, інтрузивні породи верхньої мантії менш доступні для безпосереднього вивчення. Крім того вони містять слабко зональні мінерали, утрудняють аналіз зміни РТ-параметрів в кожному конкретному зразку. Однак самі мінеральні асоціації досить точно відображають термодинамічну обстановку, характерну для тієї ділянки верхньої мантії, з якого зразок цієї породи був "відібраний". Це слово укладено в лапки, оскільки не існує можливості відбирати зразки безпосередньо з верхньої мантії. Але вони потрапляють на денну поверхню завдяки одкровенням мантійних магми. У таких магма можуть міститися ксеноліти   - Тверді мантійні породи, захоплені і винесені на земну поверхню більш пізніми і більше глибинними мантійних розплавами. З іншого боку, в самих мантійних магма кристалізація мінералів могла початися в умовах верхньої мантії, а завершитися вже в земній корі (для таких магми застосовується термін "інтрателлуріческая кристалізація") або ж на її поверхні. У обох випадках еволюція РТ-параметрів "записується" рівновагою мінералів, що складають ці гірські породи. Зупинимося на цьому питанні докладно.

1.Мантійние ксеноліти   виносяться на поверхню кімберлітових або базальтовими магма підвищеної лужності. Швидкості їх підйому досить високі, оскільки такі магми мають відносно низьку щільністю і в'язкістю. Дійсно, експерименти показують, що швидкість підйому кімберлітових магми може досягати 40 км/год. Це означає, що винос алмазоносних мантійних ксенолітов з глибин порядку 120-140 км (алмаз стабільний вище 40 000 тис. атм.) здійснюється всього за 3-4 години. Цього часу явно недостатньо, щоб ксеноліти прореагували з несучою їх магмою або ж зазнали зміни фазового складу в результаті зміни Т і Р. Тому з допомогою мінералогічних термометрів та барометрів можна оцінити РТ-параметри формування ксенолітов мантійних порід.

На рис. 1 наведені РТ-тренди остигання магматичних порід у верхній мантії Землі. Вони засновані на досить представницької колекції свіжих крупнокрісталліческіх ксенолітов гранатових лерцолітов   (Grt + Cpx + Opx + Spl Ol) з алмазоносних кімберлітових трубок Сибірської платформи (Росія) і Південної Африки [4, стор.207]. На рис. 1 лінія, проведена по точках 5, досить чітко визначає зміна температури з тиском (глибиною). Більш того, вона майже збігається з теоретичної геотермо під континентами до глибини близько 250 км. Іншими словами, ксеноліти 5, подібно "чорному ящику", записали інформацію про ту фізико-хімічної обстановці, в якій склади що складають їх мінералів остаточно досягли рівноважних співвідношень в мантії. І лише значно пізніше вони були винесені кімберлітових магма майже на денну поверхню. Весь їхній шлях від місця захоплення кімберлітовій магмою до поверхні Землі не відзначений зміною складів співіснуючих мінералів і, отже, зниженням ТР-параметрів їх рівноваг.

Рис. 1.   РТ - тренди охолодження глибинних магматичних розплавів і твердих гірських порід у верхній мантії Землі та земній корі.

Разом з тим, у деяких ксенолітах з кімберлітових трубок Південної Африки спостерігається інша картина. Представлені на рис. 1 тренди 1 і 2 відображають умови кристалізації гранатових лерцолітов, які на відміну від описаних вище (тренд 4 на рис.1) помітно деформовані і мають порфироподібна структуру -- сліди швидкого охолодження в динамічних умовах. Не виключено, що гранатові лерцоліти являють собою продукти кристалізації ще більш глибинних і дуже високотемпературних Магма (Т> 1800 0С) магми, що впровадили в породи верхній мантії на рівні 150-180 км. Згідно з рис. 1 (геотермо 4) на цій глибині температура порід верхньої мантії складає близько 1100 -1150 0С. Отже, градієнт температури в 650-700 0С, що виник між упровадився лерцолітовой магмою і що вміщають породами мантії забезпечує швидке її охолодження, майже загартування. Це і проявилося в освіті порфироподібна структур гранатових лерцолітов. Швидке їх охолодження уздовж трендів 1 і 2 при Р>> const рівня нормального РТ-градієнта 4 на рис.1 призвело до виникнення хімічної зональності в мінералах змінного складу. Зональність відображає зміщення хімічних рівноваг в ході субізобаріческого (P>> const) охолодження. Швидкість такого охолодження багато в чому обумовлена місцезнаходженням зразка в глибинному інтрузівним тілі. Чим ближче зразок до контакту, тим вище швидкість його охолодження. Із зіставлення трендів 1 і 2 з трендом 4 на рис.1 можна зробити висновок, що деформовані гранатові лерцоліти недовго перебували у верхній мантії. Тільки-но досягнувши геотермо 4 (рис.1) на глибині 150-180 км, вони були захоплені і винесені в земну кору кімберлітових магма.

2. Близьку за змістом до трендам 1 і 2 інформацію несуть ультраосновних і основні магматичні розплави 3 (рис.1), упровадилися в континентальну кору і остаточно в ній сформувалися. Кристалізація мінералів (у тому числі і алмаза) в них почалася у верхній мантії, на глибинах порядку 90-100 км. при температурі близько 1600 0С (див. перетин тренда 3 з солідуса [2] - лінією затвердіння перідотіта 6). Потім вони досить швидко піднімалися вгору, проникаючи в породи земної кори і охолоджуючись до температури ~ 780 0С на глибині близько 40 км. Приблизно 520 мільйонів років тому вони були залучені до регіональний метаморфізм разом з вміщають їхніх корів породами.

Таким чином мінералогічна термобарометрія відносно первинно магматичних порід дозволила вирішити два завдання: (1) відновити РТ-режим мантійних мінералообразованія і (2) вивести стародавній геотермічний градієнт у верхній мантії Землі. Цей градієнт вельми близький до розрахованого для континентальної земної кори на основі геофізичних даних [8]. Таким чином, отриманий результат важливий не тільки для Петрологія, але і для фізики Землі, оскільки більшість її завдань пов'язано з розподілом температури в надрах нашої планети.

Еволюція метаморфічних комплексів в земній корі.

В роботі [1] показано, що на основі принципу фазового відповідності можна вирішувати задачі про еволюцію термодинамічних параметрів кристалічних порід. Тут ми розглянемо реалізацію цієї можливості на прикладі метаморфічних комплексів. Щоб коректно вирішити задачу про РТ-тренди метаморфічної еволюції такого комплексу, необхідно провести його детальну геологічну зйомку і відібрати систематичну колекцію зразків гірських порід. Серед них необхідно вибрати найбільш інформативні мінеральні асоціації з зональними мінералами, тобто зразки, придатні для визначення температури і тиску. Це дуже важливий момент: треба бути впевненим у точності відбору необхідного для геотермобарометріі матеріалу. Тому зазвичай я рекомендую виготовляти прозорі шлиф (їх товщина складає близько 20-30 мікрон) гірських порід прямо в поле і уважно вивчити їх на предмет рівноважної мінералів, наявності реакційних Кайм, достатності фаз для протікання барометричних реакцій [1, 4]. Після виявлення інформативних мінеральних асоціацій, ці шлиф можна відполірувати в лабораторії для подальшого вивчення за допомогою електронного мікроаналізатор (мікрозонда). Нарешті, коли визначено РТ-тренд метаморфічної еволюції того чи іншого комплексу, можна приступити до створення моделі його занурення на встановлені термобарометріческі глибини і подальшого його підйому до поверхні.

В початковий момент часу, тобто на самому початку РТ-тренда, склади ядер співіснуючих мінералів у метаморфічної породу перебували в рівновазі, тоді як їхні краї досягають рівноваги на кінцевій стадії процесу. Як показано в роботі [1], привівши у відповідність фазовий склади контактують країв кристалів і їх центрів в будь-якому з відібраних образцов, за допомогою геотермометров можна визначити температуру початкового і кінцевого етапів метаморфізму. Більш того, використовуючи зональність співіснуючих мінералів і принцип фазового відповідності [1] можна розрахувати проміжні значення температури.

Кілька складніше йде справа з оцінкою тиску. З попереднього огляду ясно [1], що двох контактуючих мінералів для його розрахунку не достатньо. У петрографічних шлиф потрібно знайти сліди реакцій між мінералами - реакційні структури, що виникли в результаті спаду або зростання тиску і містять зональні мінерали - учасники цих реакцій.

Рис. 2 . Зміна температури і тиску при метаморфізмі деяких вулканогенно - осадових комплексів

Зональні мінерали   поширені у всіх метаморфічних породах [1, 4]. Більш того, кожній зоні великого мінералу в тому ж уславився породи відповідає кілька дуже дрібних гомогенних зерняток даного мінералу. Це означає: що практично кожен зразок несе інформацію про закономірний зміні P і T. Для багатьох глубокометаморфізованних комплексів кореляція між PT-параметрами виявилася лінійної: P, кбар = 0.02 (3.7 * 10-3) T 0С + 6.8 (2.5) [3]. Це доводить спряженість їх зміни за теологічно короткий проміжок часу. До цього ми ще повернемося. Зауважимо лише, що з допомогою геологічних термометрів та барометрів вдалося вивести РТ-тренди для великого числа метаморфічних комплексів нашої планети. За умовами геологічного залягання і метаморфічної еволюції вони чітко поділяються на три великі групи.

1. Щодо низькотемпературні комплекси підвищеного тиску з складчастих зон стародавніх острівних дуг. На рис. 2 їм відповідають РТ-тренди з індексом 1. Висхідна в область високих значень Р і Т гілку цих трендів відповідає прогресивному етапу метаморфізму (РТ-параметри зростають), а спадна -- регресивному (РТ-параметри знижуються). Обидві гілки чудово виражені в так званої інверсійної хімічної зональності   мінералів. Наприклад, гранати з глаукофанових сланців і розвинених по них амфіболіти [5] мають типову інверсійної зональність: в одному й тому ж зерні граната XMg спочатку зростає, а потім знижується. Ця зональність відображає занурення і подальше Спливання породи в межах земної кори в вигляді РТ-петлі (група 1 на рис. 2), уздовж якої максимум тиску досягається при 12 кбар, тобто на глибині близько 35 км. Збереження інверсійної зональності обумовлена щодо низькотемпературними умовами метаморфізму, при яких швидкості дифузійного вирівнювання концентрацій у силікатних мінералах мізерні [6].

2. Під номером 2 на діаграмі рис. 2 наведена група РТ-трендів для метаморфічних комплексів складчастих областей, що оздоблюють на континентах древні кристалічні щити [5]. Як правило, це гірські системи різного геологічного віку. Як і для порід першої групи, для них характерні обидві гілки регіонального метаморфізму - прогресивна регресивна. У них також широко поширена Інверсійна зональність мінералів, сохрананеіе якої зумовлено відносно низькими значеннями температури.

3. Група трендів 3 на рис. 2 відноситься до комплексам гранулітовой фації [5] -- найбільш глибоко метаморфізовинним порід. Запис прогресивного етапу ніколи не зберігається в їх мінеральних асоціаціях. Разом з тим серед порід цієї фації зустрічаються такі, які від самого початку утворилися на поверхні Землі в вигляді вапняків, пісковиків, глин, вулканічних порід. Накопичення потужних вулканогенно-осадових товщ призводило до поступового занурення їх на глибини близько 30 км. Вони зазнавали прогресивний метаморфізм в заданому РТ-режимі. Однак запис цього етапу метаморфізму у вигляді зональності мінералів у породах не зберігається з-за високих значень температури, що сприяє достатньо швидкому дифузійному вирівнюванню складів мінералів [1, 6]. Досягнувши піку РТ-параметрів, ці породи знову піднімалися до поверхні Землі. Занурення порід на великі глибини і їх нагрівання відомі і в молодих, навіть у сучасних осадових басейнах [7].

Отже, РТ-тренди на рис. 2 відображають особливості термічного режиму занурення порід на великі глибини і подальший їх підйом у різних геологічних структурах. Це об'єктивна і досить точна запис зміни термодинамічних умов метаморфізму. Вона відображає гравітаційне перерозподіл гірських порід у земній корі [3], записане в складах співіснуючих мінералів [1]. За суті це великомасштабна конвекція порід земної кори в гравітаційне поле Землі, що визначається законами гідродинаміки [7, 8]. Ніякими іншими моделями, крім гравітаційних, цю конвекцію пояснити неможливо. Особливо, якщо врахувати повсюдне розвиток таких явищ, виражену в РТ-тренди метаморфічної еволюції. Так, за дифузійним Fe-Mg облямівками у великих зернах граната вдалося визначити, що регресивний етап метаморфізму порід гранулітовой фації метаморфізму в Ханкайском комплексі тривав не більше 3 мільйонів років [6]. Ця оцінка близька до результатами ізотопно-Геохронологічна досліджень згаданих вище гранулітів поясу Лімпопо (ПАР). Тут тривалість метаморфічного процесу визначена в 3-5 млн. років. За цей час породи піднялися з нижніх частин земної кори, тобто з глибини близько 30-40 км до рівня 12-13 км. Це означає, що швидкість переміщення матеріалу в земній корі становить близько 4-5 мм/рік, що майже в п'ять разів перевищує швидкість ерозії і відповідного опадонакопичення матеріалу в глибоководних басейнах. При цьому слід ще врахувати дуже високу в'язкість метаморфічних порід: при відносно низьких значеннях температури (400-600 0С) вона досягає величин порядку 1020 пуаз. Це на 12-18 порядків вище в'язкості силікатних магматичних розплавів, відносно швидко виливаються на поверхню земної кори.

Потужні накопичення осадових порід в глибоководних басейнах добре відомі в областях інтенсивного зносу матеріалу з континентальних околиць. Але, як показано в початку цієї статті, обсяг накопиченого матеріалу не можна порівняти з теоретично розрахованим обсягом тих опадів, які могли бути знесені завдяки процесу ерозії. З цього ясно, що ерозійна модель не може пояснити РТ-петлі на рис.2.

Відома також модель термальною конвекції , відповідно до якої породи на глибині кондуктивної розігріваються, частково разуплотняются і, як наслідок, спливають до поверхні Землі. Теоретичними розрахунками та експериментами доведено, що для порід з низькою темепературопроводностью механізм кондуктивної теплопереноса не ефективний. Крім того, занурення порід на великі глибини призводить переважно до їх ущільнення під впливом високого тиску. І лише при дуже високих dT/dP градієнтах можливо їх теплове розущільнення. Такі градієнти, однак, в земній корі практично не зустрічаються. Термальна модель не дозволяє чисельно змоделювати процес конвекції навіть при допущенні, що гірські породи відповідають за своїми властивостями ньютонівської рідини: при в'язкості 1020-19 пуаз температура його ініціює, але не підтримує в стаціонарному режимі.

Більше ефективною виявилася інша термо-конвективна модель , Обумовлена гравітаційним перерозподілом порід в земній корі під впливом флюідно-теплового потоку [3]. Кількість матеріалу, знесеного з континентальної кори в басейн опадонакопичення в процесі ерозії, незрівнянно з об'ємом вулканогенних порід. Навіть ложі окраїнних морів, -- найбільш великих басейнів акумуляції знесеного з континентів матеріалу, - на 80 - 90% складається з вулканічних порід, що виникли в процесі активної діяльності підводних вулканів. Склад і щільність цих порід закономірно змінюються в бік верхніх частин вулканогенних толщ: низи розрізів складені кислими вулканіти, потім слідують андезити, а верхи представлені базальтами [9]. Щільність кислих порід приблизно на 20% нижче щільності базальтів. Ясно, що розрізи таких товщ потенційно нестійкі в гравітаційне поле Землі: всі термальне обурення призведе до зниження в'язкості і щільності порід, і в межах кожної такої товщі відбудеться гравітаційне перерозподіл матеріалу. Якщо геологічний розріз двошаровий, то виникнуть прості діапіри   - Прямі аналоги соляних діапіров, які виникають з пластів кам'яної солі (NaCl) і, завдяки своїй більш низької щільності та в'язкості, спливають у верхні частини розрізів силікатних і карбонатних осадових товщ.

Рис. 3.   Результат чисельного моделювання сценарію гравітаційного впорядкований-ня по 5-шарової моделі [3].

З появою потужних комп'ютерів з'явилася можливість чисельного моделювання геодинамічних процесів в рамках класичної гідродинаміки. Як і у випадку термальною моделі, у першому наближенні можна використовувати однорідну ньютонівську рідина для РТ-умов підйому та охолодження порід групи 3 на рис.2. Аналіз такого моделювання даний у спеціальній роботі [3]. Тут же зауважимо, що задана в'язкість порід варіювала в межах 1019 - 1020 пуаз, а градієнт щільності не перевищував 0.7 г/см3. Моделювання проводилося за спеціально розробленої на основі методу кінцевих елементів програмі DIAPIR з допомогою робочої станції SUN для нескінченного по простиранню розрізу. Хімічне взаємодія між шарами при цьому не розглядалося.

Швидкість гравітаційного перерозподілу порід в земній корі визначається багатьма параметрами. І не тільки абсолютними їх значеннями, але їх пошаровим відмінністю. Наприклад, розвиток найпростішого двошарового гравітаційно нестійкого розрізу в будь-якому випадку призведе до формування діапіра менш в'язкого і менш щільного речовини в вышележащем речовині більш щільному і більше в'язкому речовині. Такі, наприклад, інтрузії гранітних магми у відносно однорідні товщі вулканогенних або осадових порід [2]. У випадку багатошарових розрізів з дискретним розподілом в'язкості і щільності знизу в верх по розрізу, градієнт температури типу 3 на рис.2 може призвести до утворення граніто-гнейсових куполів в так званих граніт-зеленокаменние поясах (ГЗП). Вони поширені у виступах найдавнішої кори континентів, що сформувалася більше 3 млрд. років тому. З їх еволюцією, як правило, пов'язані родовища високоякісних залізних руд, золота та інших корисних копалин. Зазвичай зеленокаменние пояса складені слабо метаморфізованних породами (метабазальтамі, метакоматіітамі, полосчатим залізо-крем'янистими формаціями типу КМА) і вони прориваються гранітними діапірамі. Діапіри мають купольне будова і оконтурени зонами гнейсів. Їх формування непогано моделюється 5-шарової моделлю, згідно з якої достатньо потужні грибоподібний діапіри повільно формуються в середній частини розрізу (див. рис. 3).

Швидкість їх подальшого підйому до поверхні стає нескінченно малою. Разом з тим, порівняно недавно стало відомо про прориваніі ГЗП величезними, об'ємом в кілька тисяч км3 гранулітовимі комплексами, для яких характерні лише прогресивні РТ-тренди (рис.2, група трендів 3). Ці гранулітовие комплекси   завжди не тільки молодше вміщають їх порід ГЗП, але вони менш щільні та більш гарячі. У силу цього навколо них, в породах ГЗП виникає метаморфічна зональність .

Більше того, їх геохімічних та петрологічскіх даних все більше стає очевидним, що гранулітовие комплекси це нижні, багаті SiO2 і Al2O3, частини розрізів ГЗП. Приплив гарячих флюїдів з мантії багато десятків, і навіть сотень мільйонів років по тому ініціює гравітаційне перерозподіл порід у межах ГЗП. У результаті до поверхні Землі досить швидко, за 8-9 млн. років спливають гігантські маси гранулітового речовини, утворюючи своєрідні тіла гарполітов   (Гарпе - серп, грец). Такі гранулітовие пояса Лімпопо (ПАР, Зімбабве, Намібія), лапландський гранулітовий пояс (Кольський півострів, Фінляндія, Норвегія) і ряд інших, для яких на сьогоднішній день є досить вагомі докази їх походження.

На рис.4, представлена двовимірна модель для сценарію виникнення та розвитку гранулітового поясу Лімпопо (ГПЛ) з використанням бази даних за властивостями гірських порід; зв'язок температури з глибиною визначається РТ-трендами, виведеними для гранулітів поясу Лімпопо на основі детальної мінеральної геотермобарометріі, заснованої на дослідженні реакційних структур [1].

Крім автора цих рядків, всі ці дані були зібрані і оброблені Т. В. Герей, О. Г. Сафоновим, професорами Д.Д. ван Реененом і С. А. Смітом (Ранд Афрікаан Університет, Йоганнесбург, ПАР) в рамках ініціативного МНФ проекту MJ2000. Cценарий у всіх деталях відтворює еволюцію ГПЛ, яку протягом останніх 25 років вдалося відтворити деяким учасникам недавнього проекту на основі лише геологічних методами. А на рис.5 наведена чисельна тривимірна модель розвитку поверхні лапландському гранулітового пояса, розрахована на основі наявних у нашому розпорядженні геологічних і петрологіческіх даних. Завершальний етап формування цього поясу відноситься до періоду 1.9-1.85 мільярди років тому.

Рис.5 . Тривимірна модель поверхні лапландському гранулітового пояса.

Як відомо, кора континентів в першому наближенні складається з двох оболонок: нижній - базальтової і верхньої - гранітної. Нижня - більш щільна і в'язка. Це означає: що процес гравітаційного перерозподілу порід у первинних вулканогенно-осадових розрізах не зупинився на рівні освіти граніт-зеленокаменних поясів, а дійшов до кінця. Який же повинен бути механізм такого перерозподілу?

Досвід вивчення вулканогенно-осадових розрізів підказує, що їх шаруватість далеко не завжди змінюється по розрізу однорідне, як це продемонстровано на прикладі розрізу вулканогенно товщі, що складають ложе окраїнного моря. Частіше це ритмічно неоднорідні товщі [3, 8]. Кожен ритм у них складається з послідовності порід з різними фізичними властивостями. При такій структурі можна говорити про гравітаційної нестійкості не всього первинного розрізу, а про локальну потенційної нестійкості шарів в окремих його ритмах. При нагріванні таких ритмічно-шаруватих товщ, складених породами різної щільності і в'язкості, гравітаційна нестійкість в кожному даному ритмі реалізується у вигляді перерозподілу окремих шарів в залежності від їх в'язкості і щільності. Нагрівання порід знижує їх в'язкість і обумовлює гравітаційне перерозподіл матеріалу в кожному даному ритмі. Взаємодія ритмів у кінцевому підсумку призводить до лавиноподібного гравітаційного перерозподілу речовини у всій товщі. Виявилося, що цей механізм описується рівняннями ланцюгової реакції. Як і у разі вибуху і горіння, цей механізм забезпечує катастрофічно швидкі процеси: у разі ритмічно-шаруватих товщ швидкості гравітаційного перерозподіл   зростають на кілька порядків. У геологічно значущих швидкостях щодо нізкоплотние породи можуть досить швидко піднятися до поверхні Землі з глибин близько 25-30 км.

Попередні оцінки показують, що швидкості повного гравітаційного упорядкування   первинних шарувато-ритмічних розрізів у першому наближенні можна порівняти з наведеними вище швидкостями спливання гранулітових комплексів у верхні частини земної кори навіть при кондуктивної підводі тепла. Але флюідние потоки каталізують процес і швидкість тепломасопереносу різко зростає. Чисельне моделювання показало, що такий механізм дуже ефективний додатку до порід земної кори. Їм легко пояснюються РТ-тренди метаморфізму (рис. 2), що відображають широкомасштабну циркуляцію в ній метаморфічних комплексів.

В Як приклад розглянемо четирехрітмовий розріз з тришаровим будовою кожного ритму (рис. 6). Первинний розріз в цілому гравітаційно стійкий. Але окремі ритми в ньому потенційно не стійкі, тому що щільність шарів зростає вгору по розрізу. Термальне обурення порід уздовж РТ-тренда групи 3 на рис. 2 призводить до гравітаційного перерозподілу шарів в кожному ритмі. У результаті лавіноо?? різного процесу значна частина менш щільних і менше в'язких порід спливає до поверхні, а більш щільний матеріал опускається в нижню частину кори. Докладніше механізм процесу гравітаційного перерозподілу докладно розглянуто в роботі [3]. Там наведено не тільки математичний апарат опису процесу гравітаційного перерозподілу порід, але і його додаток до конкретних геологічних об'єктів. Всі вони представлені гігантськими тілами, форма яких в розрізі дуже нагадує мал.4 і 5.

Крім розглянутих вище метаморфічних порід, утворених в умовах нормального РТ-градієнта, існують комплекси, сформовані при аномально високих значеннях тиску. Наприклад, в останні роки відкриті алмазоносних метаморфічні комплекси. Причому складені вони звичайними регіонально метаморфізованних породами з реліктовими мінералами, які могли виникнути лише при дуже високих значеннях тиску, відповідних глибин більше 120 км. Серед таких мінералів - дрібний алмаз, що часто зустрічається в зростків з цирконом (Zr2SiO4) і Ca-Mg карбонатами, Коесит (високобарная форма кремнезему), глиноземисті Стено (твердий розчин систем Al2O3-СаТiO3) і рутил (ТiO2 - Al2O3), а також калійвміщуючими клінопіроксен (твердий розчин Ca (Mg, Fe) Si2O6 -- KAlSi2O6). Такі аномальні явища поки не знайшли фізичного пояснення: нам не відомий механізм, який дозволив би занурити великі маси континентальної кори у верхню мантію на глибину більше 120 км. і повернути їх на денну поверхню. Петрологія наполегливо працюють зараз на цьому і подібними проблемами, намагаючись розгадати загадки, що задаються природою [10].

Висновок

В цій статті ми розглянули приклади застосування мінеральної термобарометріі для двох реологічні різних типів гірських порід - магматичних і метаморфічних. З цього огляду очевидно, наскільки широкий спектр застосування теорії фазового відповідності [1]. На перший погляд локальне хімічна рівновага мінералів в обсягах мікронного масштабу, з одного боку, і переміщення в просторі десятків, а то й сотень тисяч кубічних кілометрів гірських порід - З іншого, є несумісними проблемами. Однак ретельний аналіз мінеральних рівноваг дозволяє поєднати ці об'єкти і досить коректно вирішити складну геологічну завдання. І чим вона складніше, тим цікавіше шлях до її вирішення. Він незмінно призводить до нових відкриттів.

Список літератури

Перчук Л.Л. Фазовий відповідність і геологічна термобарометрія. Соросівський освітній журнал. 1996. N 6, стор.74-82

Попов В.С. Магматизм Землі. Соросівський освітній журнал. 1996, N 1, стор.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. Мінеральні рівноваги багатокомпонентних твердих розчинів. Наука, Москва, 1991.

Маракушев А.А. Петрологія метаморфічних гірських порід. Видавництво МГУ, Москва. 1973.

Герасимов В.Ю. Температурна еволюція метаморфізму і оборотність мінеральних рівноваг. Наука, Москва, 1992.

Артюшков Е.В. Фізична тектоніка. Наука, Москва, 1993. <