Subduction sediment-lherzolite interaction at 2.9 GPa: effects of metasomatism and partial melting

Cover Page

Abstract


We present the results of analogue experiments carried out in a piston–cylinder apparatus at 750–900°C and 2.9 GPa aimed to simulate metasomatic transformation of the fertile mantle caused by fluids and melts released from the subducting sediment. A synthetic H2O- and CO2-bearing mixture that corresponds to the average subducting sediment (GLOSS, Plank, Langmuir, 1998) and mineral fractions of natural lherzolite (analogue of a mantle wedge) were used as starting materials. Experiments demonstrate that the mineral growth in capsules is controlled by ascending fluid and hydrous melt (from 850°C) flows. Migration of the liquids and dissolved components develops three horizontal zones in the sedimentary layer with different mineral parageneses that slightly changed from run to run. In the general case, however, the contents of omphacite and garnet increase towards the upper boundary of the layer. Magnesite and omphacite (± garnet ± melt ± kyanite ± phengite) are widespread in the central zone of the sedimentary layer, whereas SiO2 polymorph (± kyanite ± phengite ± biotite ± omphacite ± melt) occurs in the lower zone. Clinopyroxene disappears at the base of lherzolite layer and the initial olivine is partially replaced by orthopyroxene (± magnesite) in all experiments. In addition, talc is formed in this zone at 750°C, whereas melt appears at 850°C. In the remaining volume of the lherzolite layer, metasomatic transformations affect only grain boundaries where orthopyroxene (± melt ± carbonate) is developed. The described transformations are mainly related to a pervasive flow of liquids. Mineral growth in the narrow wall sides of the capsules is probably caused by a focused flow: omphacite grows up in the sedimentary layer, and talc or omphacite with the melt grow up in the lherzolite layer. Experiments show that metasomatism of peridotite related to a subducting sediment, unlike the metasomatism related to metabasites, does not lead to the formation of garnet-bearing paragenesis. In addition, uprising liquid flows (fluid, melt) do not remove significant amounts of carbon from the metasedimentary layer to the peridotite layer. It is assumed that either more powerful fluxes of aqueous fluid or migration of carbonate-bearing rocks in subduction melanges are necessary for more efficient transfer of crustal carbon from metasediments to a mantle in subduction zones.


ВВЕДЕНИЕ

Зоны субдукции – области глобального рециклинга погружающихся литосферных плит, а также огромных объемов терригенного материала, сносимого с континентальных окраин или островных дуг (Plank, Langmuir, 1998; Kerrik, Connolly, 2001; Schmidt, Poli, 2014). Состав и объем субдукционных осадков сильно меняются от одной зоны субдукции к другой, поэтому для исследований многих процессов в зонах субдукции (дегазация, плавление, метасоматоз, бюджеты элементов) удобно пользоваться составом модельного субдукционного осадка, получившего название GLOSS (Global Subducting Sediment; Plank, Langmuir, 1998). Отличительной особенностью GLOSS по сравнению с породами океанической коры являются повышенные содержания флюидных компонентов (H2O, CO2), алюминия, кремния, крупноионных литофильных элементов (LILE), легких редкоземельных элементов (LREE) и др., что делает субдукционные осадки важным источником вещества, переносимого в мантию, участвующего в мантийном метасоматозе и субдукционном вулканизме (Bebout, 2007; Hermann, Spandler, 2008; Schmidt, Poli, 2014; Woodland et al., 2018). Поскольку флюиды, выделяющиеся из субдуцирующих пород, не обеспечивают специфический редкоэлементный состав островодужных вулканитов в виду низкой растворимости соответствующих элементов, предполагается, что более эффективный перенос компонентов в мантию обеспечивают расплавы, образованные при частичном плавлении пород слэба (Hermann, Rubatto, 2009; Spandler et al., 2007). Вследствие этого важно понимать характер метаморфических преобразований и условия частичного плавления субдукционных осадков, обладающих повышенными содержаниями большинства несовместимых элементов (например, LILE, LREE), характерных для островодужных вулканитов.

Согласно современным представлениям, мантийный метасоматоз, связанный с погружающимися плитами, не является единственным механизмом обогащения надсубдукционной мантии компонентами островодужных магм. Все большую популярность обретает гипотеза перемещения корового вещества слэбов в водосодержащих субдукционных меланжах (холодных плюмах), внедряющихся в мантийный клин и подвергающихся частичному плавлению (Gerуa et al., 2006; Marschall, Schumacher, 2012).

Субдукционные осадки, наряду с измененными базальтами и перидотитами верхней мантии, являются важнейшим источником углерода в субдуцирующих плитах и потому привлекают внимание исследователей в связи с вопросами рециклингла углерода, алмазообразования, генезиса карбонатитовых и кимберлитовых магм (Gorman et al., 2006; Dasgupta, Hirschmann, 2010). Многие вопросы, связанные с поведением карбонатов в зонах субдукции остаются нерешенными. К их числу относится глубинность сохранения (отделения) углерода в плитах: оценки количества углерода, покидающего плиту в поддуговой (sub-arc) и преддуговой (fore-arc) зонах, варьируют от ~ 40% (Gorman et al., 2006) до 20–80% (Dasgupta, Hirschmann, 2010).

Экспериментальные исследования и природные наблюдения показывают, что рециклинг углерода в зонах субдукции контролируется не только и не столько термодинамической стабильностью карбонатов, сколько миграцией существенно водного флюида (расплава), способного растворять карбонаты в породах субдуцирующих плит и переотлагать их в породах мантийного клина (Перчук, Корепанова, 2011; Kerrik, Connolly, 2001; Gorman et al., 2006; Poli, 2015; Ague, Nicolescu, 2014). Участие GLOSS в этом процессе изучено при давлениях выше 5.5 ГПа (Grassi, Schmidt, 2011; Bulatov et al., 2014; Woodland et al., 2018), тогда как значительную дегидратацию и декарбонатизацию GLOSS, на основе анализа теоретической фазовой диаграммы (Kerrick, Connolly, 2001) и результатов термомеханического моделирования (Syracuse et al., 2010; модель D80), можно ожидать на поддуговых глубинах при давлении ниже 3 ГПа. Приведенные в этой работе результаты экспериментов раскрывают особенности взаимодействия GLOSS с лерцолитом при соответствующих поддуговых Р-Т параметрах в теплых и горячих зонах субдукции.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ И АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Исходные вещества

В экспериментах использовался модельный субдукционный осадок и фракции минералов из природного лерцолита.

Субдукционный осадок (SS) был получен из порошков оксидов, гидроксидов и солей чистотой не менее 99% (каталог Aldrich, sigmaaldrich.com). Исходные реагенты подбирались таким образом, чтобы, сочетая их в определенной пропорции, получился требуемый состав, соответствующий модельному GLOSS (Plank, Langmuir, 1998). Последовательность действий при изготовлении GLOSS была следующей. Фосфор вводился в систему в виде дигидрофосфата калия KH2PO4. Магний вводился в виде сложного соединения 4MgCO3 × Mg(OH)2 × 5H2O. Затем остававшееся необходимое количество СО2 вводилось в систему в виде карбоната калия К2СО3. Недостающий до требуемого количества калий вводился в виде гидроксида калия КОН. Вода вводилась до нужного количества сначала в виде гидроксида натрия NaOH (его количество определялось требуемым содержанием натрия), а затем гидроксида алюминия Al(OH)3. Остальной алюминий вводился в виде оксида Al2O3. Прочие элементы добавлялись в нужном количестве в виде соответствующих оксидов – SiO2, TiO2, FeO, MnO, CaO. Состав смеси несколько изменился после ее изготовления вследствие сорбирования атмосферной воды – это видно из сравнения ее анализа (SS, табл. 1) с составом GLOSS (Plank, Langmuir, 1998), приведенным там же. В табл. 1 также приводится состав смеси (SS1), в котором учитывается FeO и общее содержание летучих (потери при прокаливании), а также количество заложенного СО2 (3.01 мас.%). Отметим, что при пересчете РФА анализа (состав SS, табл. 1) на 89.7 мас.% (без СО2 = 3.01 мас.% и Н2О = 7.29 мас.% из GLOSS) содержание оксидов в смеси отклоняется от GLOSS не более, чем на 0.3 мас.%.

Аналог мантийных пород создавался из минералов лерцолита в целях изучения их взаимодействия с жидкостями, выделившимися из осадка. Порошок лерцолита был получен из фракций оливина (56 мас.%), ортопироксена (33 мас.%) и клинопироксена (11 мас.%), отобранных из ксенолита лерцолита в щелочном базальте из штата Виктория в Австралии (образец предоставлен О.Г. Сафоновым). Химический состав порошка лерцолита (табл. 1) находится в пределах диапазона составов орогенных лерцолитов (Bodinier, Godard, 2013), а также ксенолитов ультрамафитов из мантийных клиньев зон субдукции (Arai, Ishimaru, 2008). Этот же порошок использовался нами в других сериях экспериментов (Perchuk et al., 2018). Составы породообразующих минералов лерцолита, используемые в опытах, приводятся в табл. 1.

 

Таблица 1. Валовые химические (РФА) и микрозондовые анализы исходных веществ (мас. %)

Компоненты

GLOSS*

SS**

SS1***

Лерцолит

Лерцолит

Ol

Opx

Cpx

SiO2

58.57

52.74

53.10

45.2

40.8

54.65

51.82

TiO2

0.62

0.57

0.57

0.06

0.02

0.04

0.15

Al2O3

11.91

10.76

10.83

1.91

0.04

3.78

5.32

Cr2O3

< 0.01

< 0.01

< 0.01

0.37

0.02

0.46

1.06

FeO

5.21

 

5.03

 

8.61

5.59

2.48

Fe2O3

 

5.55

 

8.85

   

MnO

0.32

0.01

0.01

0.15

0.13

0.14

0.07

MgO

2.48

2.33

2.35

38.1

50.31

33.5

15.84

CaO

5.95

5.32

5.36

2.46

0.05

0.68

20.11

Na2O

2.43

2.26

2.28

0.37

0.04

0.25

1.47

K2O

2.04

1.71

1.72

0.08

0.00

н.п.о.

н.п.о.

P2O5

0.19

0.19

0.19

<0.01

   

CО2

3.01

 

3.01

    

Н2О

7.29

 

15.52

    

Сумма

100.02

81.44

99.97

97.18

100

99.09

98.32

XMg

    

0.91

0.91

0.97

Примечание. XMg = Mg/(Mg+Fe2+), для клинопироксена с учетом Fe3+.
* Состав модельного субдукционного осадка, GLOSS (Plank, Langmuir, 1998); приведен для сравнения.
** РФА анализ исходной смеси (SS, субдукционный осадок), ИГЕМ РАН, аналитик А.И. Якушев. П.п.п. = 18.53.
*** Состав исходной смеси (SS1), полученный на основе РФА анализа с пересчетом на FeO и с учетом содержаний CО2 и Н2О в навеске.
 

Методика эксперимента

Порошки исходных веществ помещались в Ag30Pd70 ампулы длиной 3–4 мм и внешним диаметром 2 мм в виде «сэндвича». В нижней части ампулы располагался субдукционный осадок, в верхней – лерцолит в объемном соотношении ~ 2 : 1, учитывающем важную роль субдукционного осадка как источника флюидов, расплавов, петрогенных и редких элементов. Такое положение исходных веществ соответствовало природному расположению погружающегося осадка под породами мантийного клина в зонах субдукции. Эксперименты проводились в ампулах без верхних крышек (например, Perchuk et al., 2018). Благодаря этому моделировалось близкое к природным условиям однократное прохождение флюида или расплава через перидотит, в отличие от других работ, где расплав остается долгое время в капсуле, и поэтому возможно как восходящее, так и нисходящее движение расплава (например, Woodland et al., 2018). Для сравнения эффектов, связанных с отсутствием крышки, был проведен один эксперимент в герметичной ампуле с заваренной крышкой. Каждая ампула помещалась в ячейку высокого давления в область небольшого (~ 10°С/мм) термального градиента, способствующего более эффективной миграции компонентов в потоке флюида (Rapp et al., 1999; Perchuk et al., 2018; Woodland et al., 2018). Согласно нашим расчетам (см. Перчук, Корепанова, 2011), температура в нижней части ампул была ниже номинальной (приводимой далее на рисунках и в таблицах) на ~ 30°С. Строение соляной ячейки приводится в работе (Perchuk et al., 2018). Во внутренней части ячейки ампула и термопара находились в спрессованном MgO.

Опыты проводились на установке цилиндр–поршень в ИЭМ РАН при температурах 750–900°С и давлении 2.9 ГПа (табл. 2), что соответствует геотермам на границе кора–мантия, полученным с помощью термомеханического моделирования для горячих зон субдукции (Syracuse et al., 2010). Длительность опытов выбиралась в соответствии с предыдущими экспериментами, где источником флюидов (расплавов) служили сухие порошки амфиболита и глаукофанового сланца, и Grt-Cpxгеотермометрия новообразованных фаз воспроизводила температуры опытов (например, Перчук и др., 2018; Perchuk et al., 2018). Сведения о калибровке установки по давлению приводятся в работе (Перчук и др., 2013). Фугитивность кислорода в опытах не контролировалась. Согласно (Patiño Douce, Harris, 1998), ячейки с графитовым нагревателем ограничивают fO2 (лог. ед.) в образце между буфером QFM и QFM-2, что соответствует условиям, оцененным для перидотитов супраcубдукционной мантии (Foley, 2011). Длительность опытов варьировалась от 144 до 216 ч; низкотемпературные опыты были более продолжительными, чем высокотемпературные из-за различий в кинетике минерального роста при разных температурах (табл. 2). Температура измерялась с помощью WRe5/20 термопары на верхнем конце ампулы. Основные параметры опытов приводятся в табл. 2.

 

Таблица 2. Условия и продукты опытов с субдукционным осадком и лерцолитом при Р = 2.9 ГПа

№ опыта*

T, °C

Время, ч

Фазовая ассоциация**

зона I

зона II

зона III

зона IV

зона V

ss8

900

144

L, Omp, Qz, Carb

Grt, L, Omp

Grt, L, Omp

Opx, Cpx, L

(Opx), (Cpx), (Ol), Carb

ss9

850

168

L, Omp, Qz, Carb, Bt

Grt, L, Omp

Grt, L, Omp

Opx, (Opx), L

(Opx), (Cpx), (Ol), Carb

ss10

800

192

Phn, Qz

Grt, Omp, Carb

Grt, Omp, Carb

Opx, (Opx)

(Opx), (Cpx), (Ol), Carb

ss11

750

216

Phn, Qz, Ky

Omp, Carb, Phn, Ky

Grt, Omp, Carb

Opx, (Opx), Omp, Carb, Tc

(Opx), (Cpx), (Ol), Carb

ss16

750

216

Omp, Phn, Qz, Ky

Omp, Carb, Phn, Ky

Omp, Carb

Opx, (Opx), Cpx, Carb, Tc, Ky

(Opx), (Cpx), (Ol), Carb

Примечание. * Опыт ss16 – в закрытой ампуле, остальные – в открытых.

** Принятые сокращения: L – расплав (стекло); Сarb – карбонаты; символы минералов: Omp – омфацит, Grt – гранат, Qz – кварц, Opx – ортопироксен, Сpx – клинопироксен, Phn – фенгит, Bt – биотит, Ky – кианит, Tc – тальк, Ol – оливин. В скобках – сохранившиеся исходные минералы.

 

Ампулы после опытов помещались в полистироловые шашки и полировались на алмазных кругах и пастах.

Аналитические методы

Электронно-микроскопические исследования и электронно-зондовый микроанализ минералов и стекол проводились в Лаборатории локальных методов исследования вещества кафедры петрологии и вулканологии Геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова.

Большинство химических анализов были получены с помощью электронно-зондового микроанализатора «Superprobe JXA-8230» с вольфрамовым термоэмиссионным катодом. Структурные взаимоотношения экспериментальных фаз изучались в режиме обратно рассеянных электронов при ускоряющем напряжении 20 кВ. Количественный микроанализ минералов с использованием пяти кристалл-дифракционных спектрометров проводился в режиме сфокусированного электронного зонда при ускоряющем напряжении 20 кВ и силе тока 20 нА. Для анализа стекол, слюд и карбонатов электронный зонд расфокусировали до 5–10 мкм. В качестве стандартов для измерения главных элементов использовались природные силикаты. Для главных элементов время накопления импульсов на пике составляло – 30 с, на фоне – 15 с. В этих условиях величина стандартного отклонения при измерении главных компонентов не превышала 0.9 отн.%.

Некоторые анализы были получены на сканирующем электронном микроскопе «Jeol JSM-6480LV» с энергодисперсионным спектрометром “Oxford X-MaxN” с использованием тех же стандартов. Изображения в режиме обратно рассеянных электронов были сделаны при ускоряющем напряжении 20 кВ. Локальный количественный энергодисперсионный анализ фаз выполнялся при ускоряющем напряжении 20 кВ и силе тока электронного зонда 10 нА. Стекла анализировались по площади, чтобы избежать потери щелочей.

Содержания главных компонентов в порошках исходных пород определялись методом рентгенофлюоресцентного анализа (РФА) в ИГЕМ РАН на спектрометре PW-2400 производства компании Philips PW-2400.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Продукты опытов

Боковые стенки ампул после экспериментов слегка гофрированы, вследствие усадки порошков (рис. 1). При этом экспериментальный материал в центральной части ампул немного вдавливается, а возле стенок, наоборот, достигает уровня края ампулы, в том числе за счет внедрения расплава в периклаз.

В продуктах опытов наблюдается неоднородное распределение фаз, прежде всего, в слое субдукционного осадка (рис. 1). В лерцолите изменения наблюдаются в основном на его границе с осадком, а также вдоль стенок ампул (рис. 1, табл. 2). Наряду с зональностью, из наиболее общих черт в продуктах опытов можно отметить тенденцию к сокращению мощности слоя субдукционного осадка с повышением температуры (рис. 2).

В слое субдукционного осадка из каждого опыта отчетливо выделяются три основные зоны, парагенезисы которых и размеры зерен зависят от температуры (рис. 2, 3). В основании ампул в нижней зоне (рис. 3, 4, далее зона I) во всех опытах при температуре < 900°С широко распространена фаза SiO2 (ранее при тех же Р-Т параметрах в продуктах опытов с помощью рамановского спектрометра XPloRA (Horiba Scientific), совмещенного с конфокальным микроскопом, диагностировался кварц), иногда образующая удлиненные кристаллы более 100 мкм, ассоциирующая с кианитом при 750°С и фенгитом. При 850°С в нижней зоне исчезает фенгит, появляются карбонат, расплав (пористое стекло), биотит и омфацит. В следующий зоне (зона II) преобладает омфацит, сосуществующий при температуре ≥ 800°С с гранатом. Таким образом, начиная с 800°С формируется эклогитовый парагенезис, а с 850°С появляются редкие, равномерно распределенные по слою участки расплава. Эклогитовый парагенезис в этой зоне отсутствует лишь в самом низкотемпературном опыте при 750°С; здесь в парагенезисе с омфацитом находятся слюда, кианит и карбонат (рис. 4г). Верхняя зона осадка (зона III), прилегающая к лерцолиту, в опыте при 750°С в целом безгранатовая (встречаются лишь его единичные кристаллы), сложена омфацитом и карбонатом (рис. 3, 5). В остальных опытах III зона сложена преимущественно гранатом и омфацитом, а начиная с 850°С в ней появляется расплав. В опыте при 900°С большое количество граната растет непосредственно из расплава, формируя пойкилитовые кристаллы (рис. 5а).

 

Рис. 1. Ампулы без верхних крышек после опытов при 2.9 ГПа: (а) – опыт ss8 при 900°С, (б) – ss9 при 850°С, (в) – ss10 при 800°С, (г) – ss11 при 750°С. Изображения в обратно рассеянных электронах. Рамки (пунктиром) – границы областей, представленных на рис. 2. Верхняя граница осадочного слоя на рис. 1а–1в маркируется многочисленными светлыми кристаллами граната. Периклаз находится за пределами ампул. L – расплав. Детали см. в тексте.

 

Рис. 2. Корреляция горизонтальной зональности в ампулах из разных опытов при 2.9 ГПа: (а) – опыт ss11 при 750°С, (б) – ss10 при 800°С, (в) – ss9 при 850°С, (г) – ss8 при 900°С. Изображения в обратно рассеянных электронах. Положение участков ампул показано на рис. 1. Минеральный состав зон показан в табл. 2 и на рис. 3.

 

Рис. 3. Фазовые ассоциации в разных зонах в опытах с открытыми ампулами при 750–900°С и с закрытой ампулой при 750°С и 2.9 ГПа. Все температуры номинальные, соответствующие показаниям термопары. В закрашенных секторах многогранников показаны минералы в породообразующих количествах. Пунктирная линия – граница между осадочным (субдукционный осадок) и лерцолитовым слоями. Сплошные линии – поля стабильности фаз (in – сторона, где минерал присутствует, out – сторона, где минерал отсутствует) и водный солидус. Carb – карбонат, Grt – гранат, Ky – кианит, Phn – фенгит, Ol – оливин, Opx – ортопироксен, Omp – омфацит, Tc – тальк, L – расплав, SiO2 – фаза SiO2.

 

Рис. 4. Минеральные парагенезисы зон I и II из разных опытов при 2.9 ГПа. (а) – опыт ss8 при 900°С, (б) – ss9 при 850°С, (в) – ss10 при 800°С, (г) – ss11 при 750°С. Изображения в обратно рассеянных электронах. Символы минералов те же, что и на рис. 3.

 

Отметим, что минералы во всех зонах субдукционного осадка имеют идиоморфные или субидиоморфные очертания (рис. 5а, 5б). Размер зерен минералов в целом увеличивается при повышении температуры.

В лерцолитовом слое выделяется две зоны (рис. 2): нижняя (переходная, IV) и верхняя (V). Переходная зона (IV), прилегающая к осадку, сложена преимущественно ортопироксенами – исходным и новообразованным, ассоциирующими во фронтальной части зоны с мельчайшими (менее 3 мкм) карбонатами червеобразного вида (рис. 5б–5г). Оливин в этой зоне сохраняется редко, исходный клинопироксен – еще реже. Новообразованный ортопироксен в тыловой части зоны IV, развивающийся ближе к осадочному слою, часто встречается в виде зональных призматических кристаллов (рис. 5в, 5г). Их центральные части на изображениях в обратно рассеянных электронах практически не отличаются от исходных ортопироксенов. В самом низкотемпературном опыте (ss11, при 750°С) в основании этой зоны находится тальковый прослой с небольшим количеством омфацита (рис. 5г). Начиная с 850°С в зоне IV наблюдаются апофизы расплава, берущего начало в осадочном слое (рис. 5а, 5б). Размер и доля апофизов заметно увеличивается при повышении температуры.

Верхняя лерцолитовая зона (зона V) состоит преимущественно из исходных минералов (рис. 5а, 5б, 5д, 5е). Лишь по границам зерен наблюдаются тончайшие выделения ортопироксена и карбоната, а при Т ≥ 800°С и с пленками расплава. На границе лерцолита с вмещающим периклазом развивается реакционная зона, сложенная преимущественно оливином, над которой в периклазе развиваются мелкие ветвящиеся прожилки, выполненные неизученными новообразованными минералами. Таким образом, налицо вынос компонентов из ампулы. При этом минералообразование, связанное с привносом компонентов в ампулу, не наблюдается.

 

Рис. 5. Минеральные ассоциации из разных зон и опытов при 2.9 ГПа. (а) – зоны III-V, опыт ss8 при 900°С, (б) – зоны III-V, опыт ss9 при 850°С, (в) – зоны III-IV, опыт ss10 при 800°С, (г) – зоны III-IV, опыт ss11 при 750°С, (д) – зона V, опыт ss8 при 900°С, (е) – зона V, опыт ss11 при 750°С. Изображения в обратно рассеянных электронах. Символы минералов те же, что и на рис. 3. Детали см. в тексте.

 

Горизонтальная зональность в ампулах, как правило, исчезает возле боковых стенок. В осадочном слое в опытах при 750, 800 и 850°С вдоль стенок ампул развиваются существенно омфацитовые зоны мощностью первые десятки микрон. При 900°С в пристеночных зонах находится расплав c пойкилитовыми кристаллами граната и омфацита. Ширина зон с расплавом доходит на некоторых участках до 150 мкм. В лерцолитовом слое доля пристеночного расплава с ростом температуры увеличивается, а доля граната сокращается; омфацит при этом часто образует вытянутые в цепочки агрегаты мелких зерен (рис. 6а, 6б). При 850°С в расплаве появляются листочки биотита (рис. 6б). На границе между пристеночным расплавом и лерцолитом развиваются реакционные зоны (рис. 6в), выполненные ортопироксеном, омфацитом и фенгитом. При взаимодействии расплава с периклазом за пределами ампулы образуется сначала ортопироксеновая, а затем оливиновая зоны (рис. 1б). В опытах без плавления возле стенок ампул в лерцолитовом слое формируются омфацитовая (при 800°С) или тальковая (750°С) зоны, за которыми идут мощные (до 200 мкм), существенно ортопироксеновые зоны (рис. 1в, 1г).

 

Рис. 6. Пристеночные изменения в лерцолитовых слоях из разных опытов при 2.9 ГПа. (а) – около правой стенки ампулы, опыт ss8 при 900°С, (б) – около правой стенки ампулы, опыт ss9 при 850°С, (в) – около левой стенки ампулы, опыт ss10 при 800°С, (г) – около левой стенки ампулы, ss11 при 750°С. Изображения в обратно рассеянных электронах. Символы минералов те же, что и на рис. 3.

 

Рис. 7. Продукты опыта ss16 при 750°С, 2.9 ГПа с герметичной ампулой: (а) – ампула после опыта. Римский цифры – зоны с разными парагенезисами. Пристеночные изменения минимальные. (б) – фрагмент зоны I; (в) – фрагмент зоны V. Изображения в обратно рассеянных электронах.

 

Продукты опыта в герметичной ампуле при 750°С оказались близки таковым в открытой ампуле (при той же температуре) по общему характеру горизонтальной зональности и по минеральному составу в зонах (табл. 2, рис. 7 и 2). Как и в ампуле с открытой крышкой, в зоне IV наблюдается тальк, а также широкого развит новообразованный ортопироксен. В отличие от открытых ампул, где отчетливо выражены пристеночные изменения с реакционной зональностью (рис. 6), в ампуле с закрытой крышкой этот тип зональности практически не развит (рис. 7).

Составы фаз

Средние составы минералов приводятся в табл. 3–8. Пересчет микрозондовых анализов осуществлялся по кислородному методу с учетом трехвалентного железа (Fe3+) для граната и клинопироксена. Отметим также, что ввиду малого размера новообразованных фаз нельзя исключать возможность захвата соседних минералов в ходе накопления анализа

Оливин присутствует только в лерцолитовом слое. В ходе эксперимента изменений его состава (XMg = 0.91, табл. 1) не установлено.

Ортопироксен встречается во всех опытах только в лерцолитовом слое, где сохраняются его первичные кристаллы и растут новые. Состав исходного ортопироксена (XMg = 0.91, Al2O3 = 5.32 мас.%) представлен в табл. 1. Новообразованный ортопироксен наиболее распространен в переходной зоне лерцолитового слоя (зона IV). Здесь его состав зависит от положения в зоне (табл. 3, рис. 8): субидиоморфные кристаллы, развивающиеся в тыловой части (возле осадочного слоя), обладают концентрической зональностью, которая характеризуется ростом магнезиальности и содержания алюминия от центра (XMg = 0.89–0.91, Al2O3 = 1.38–2.23 мас.%) к краю (XМg = 0.82–0.87, Al2O3 = 0.89–1.96 мас.%), а мелкие кристаллы, сосуществующие с карбонатом червеобразного вида во фронтальной части зоны (рядом с зоной V), характеризуются наиболее высокой магнезиальностью и пониженным содержанием алюминия (XMg = 0.90–0.93, Al2O3 = 0.60–0.75 мас.%, табл. 3). Описанные закономерности изменения состава ортопироксена установлены в опытах при Т = 750–850°С, а в опытах при 900°С изменение состава зерен в тыловой зоне не столь велико, а составы ортопироксена во фронтальной части зоны практически совпадают с низкотемпературными опытами. Состав ортопироксена из V зоны получить не удалось в виду малого размера зерен. Закономерности изменения состава новообразованного ортопироксена в закрытой ампуле не изучались.

Клинопироксены встречаются в обоих слоях продуктов всех опытов. В лерцолитовом слое сохраняется исходный клинопироксен с относительно высокой магнезиальностью и низким содержанием жадеитового компонента: XMg = 0.97, XJd = 0.02 (табл. 1, рис. 9). В основании осадочного слоя (зона I) в расплаве встречаются крупные субидиоморфные кристаллы натрового авгита (XJd = 0.07–0.19, XMg = 0.79–0.89, табл. 4, рис. 9). Клинопироксен, ассоциирующий с гранатом и карбонатом в мелкозернистых агрегатах зон II и III осадочного слоя, представлен омфацитом (XJd = 0.24–0.43). Лишь в низкотемпературном опыте (ss11) омфацит встречается в ассоциации с тальком и ортопироксеном в основании IV (реакционной) зоны лерцолитового слоя. Омфациты с наиболее высоким содержанием жадеита развиваются в низкотемпературных опытах (Т = 750–800°С, табл. 4). Можно отметить также закономерное увеличение магнезиальности среднего состава омфацита с ростом температуры эксперимента в открытых ампулах: XMg = 0.85 при Т = 900°С и XMg = 0.72 при Т = 750°С. В герметичной ампуле средняя магнезиальность омфацита составляет XMg = 0.75, а его состав отличается от омфацита в открытой ампуле при той же температуре Т = 750°С большим содержанием эгиринового компонента (рис. 9).

 

Рис. 8. Составы ортопироксенов из продуктов опытов при 2.9 ГПа c открытой ампулой на диаграмме XMg–Al2O3. ХMg = Mg/(Mg + Fe).

 

 

Таблица 3. Средние составы ортопироксенов (в мас.% оксидов) из продуктов опытов в открытых ампулах при Р = 2.9 ГПа

Компоненты

ss8, 900°С

ss9, 850°С

ss10, 800°С

ss11, 750°С

IV, фронтальная часть

IV, тыловая часть

IV, фронтальная часть

IV, тыловая часть

IV, фронтальная часть

IV, тыловая часть

IV, фронтальная часть

IV, тыловая часть

край

центр

 

край

центр

 

край

центр

 

край

центр

 

n*

4

σ

2

2

8

σ

3

σ

3

σ

4

σ

4

σ

1

1

1

7

σ

SiO2

55.72

0.54

57.35

56.85

56.12

0.31

55.49

0.76

56.74

1.17

56.29

0.61

55.25

2.02

58.36

56.32

56.35

57.36

0.40

TiO2

0.02

0.01

0.03

0.04

0.02

0.02

0.04

0.04

0.03

0.01

0.01

0.05

0.04

0.01

0.02

0.02

0.05

0.03

0.01

Al2O3

1.96

0.44

2.04

0.64

0.89

0.10

2.23

0.45

0.75

0.14

1.23

0.18

2.15

0.37

0.60

1.00

1.38

0.61

0.22

Cr2O3

0.39

0.09

0.01

0.05

0.16

0.03

0.24

0.16

0.03

0.04

0.12

0.01

0.31

0.17

0.04

0.17

0.15

0.04

0.02

FeO

8.44

0.06

6.99

5.09

9.51

0.80

6.08

0.73

5.02

0.12

11.46

1.22

6.56

0.34

5.09

8.63

6.73

6.54

0.46

MnO

0.06

0.04

0.04

0.03

0.04

0.03

0.09

0.02

0.04

0.02

0.05

0.02

0.09

0.03

0.08

0.13

0.10

0.08

0.02

MgO

31.88

0.46

33.44

35.40

31.93

0.63

33.98

0.69

35.74

0.19

30.83

1.10

33.71

0.46

36.81

32.76

34.13

34.96

0.60

CaO

0.40

0.05

0.40

0.10

0.35

0.12

0.38

0.24

0.09

0.04

0.27

0.04

0.39

0.22

0.06

0.36

0.24

0.10

0.07

Na2O

0.13

0.01

0.08

0.01

0.08

0.03

0.06

0.04

0.00

0.01

0.07

0.01

0.10

0.03

0.01

0.06

0.02

0.03

0.03

K2O

н.п.о.

 

н.п.о.

н.п.о.

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

н.п.о.

н.п.о.

н.п.о.

 

Сумма

99.01

0.91

100.4

98.22

99.12

0.50

98.62

0.37

98.44

1.28

100.3

1.03

98.61

1.61

101.1

99.48

99.15

99.77

0.39

XMg

0.87

0.00

0.89

0.93

0.86

0.01

0.91

0.01

0.93

0.00

0.82

0.02

0.90

0.01

0.93

0.87

0.90

0.90

0.01

Примечание. н.п.о. – ниже предела обнаружения. XMg= Mg/(Mg + Fe2+).

*Здесь и далее в табл. 4–8: n – количество усредненных анализов, σ – стандартное отклонение.

 

Гранат широко распространен в зонах II и III осадочного слоя из опытов при 800–900°С (рис. 2), при этом в опытах с расплавом его модальное содержание увеличивается (рис. 2). В экспериментах при Т = 750°С в открытой ампуле встречаются лишь единичные зерна, а в герметично заваренной ампуле при этой же температуре гранат не обнаруживается. Гранаты относятся к альмандин-пироп-гроссуляровому ряду твердого раствора (табл. 5, рис. 10) с повышенным содержанием TiO2(шорломитовый минал). Среднее содержание TiO2 в гранатах увеличивается с повышением температуры (табл. 5). В наиболее крупных зернах граната наблюдается концентрическая ростовая зональность с повышением магнезиальности и снижением кальциевости и содержания титана от центра к краю.

Расплавы (стекла) риолитового состава обнаруживаются в обоих слоях высокотемпературных опытов (850 и 900°С, рис. 2, 3). Состав стекол варьирует в зависимости от температуры опыта (табл. 6, рис. 11). Так, средний состав стекол при температуре 900°С имеет более высокие содержания TiO2, FeO, MgO, Cr2O3, значения суммы щелочей (K2O + Na2O), отношение K2O/Na2O и более низкое содержание СаО по сравнению со стеклами из опыта при температуре 850°С. Имеются также определенные закономерности состава стекол от их положения в ампуле. В частности, в обоих образцах наблюдаются повышенные содержания MgO, СаО, Cr2O3, высокие значения отношения K2O/Na2O и пониженная сумма щелочей в лерцолитовом слое относительно осадочного слоя (табл. 6, рис. 11).

 

Таблица 4. Средние составы клинопироксенов (в мас.% оксидов) из слоя субдукционного осадка из продуктов опытов при Р = 2.9 ГПа

Компоненты

ss8, 900°С

ss9, 850°С

ss10, 800°С

ss11, 750°С

ss16*, 750°С

Aug

Omp

Aug

Omp

Aug

Omp

Omp

Omp

n

5

σ

9

σ

5

σ

25

σ

2

12

σ

23

σ

26

σ

SiO2

53.91

0.54

54.46

0.77

54.08

0.47

54.39

0.47

55.16

55.30

0.86

54.57

0.49

53.76

0.74

TiO2

0.14

0.02

0.25

0.07

0.14

0.08

0.23

0.06

0.08

0.21

0.07

0.16

0.04

0.26

0.11

Al2O3

4.19

0.76

8.64

1.05

4.75

1.45

8.92

1.25

5.20

10.79

1.64

10.69

1.22

10.36

1.51

Cr2O3

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

FeO

4.33

0.31

3.73

0.43

4.54

1.00

4.07

0.64

6.50

5.16

1.13

6.07

0.74

7.03

1.58

MnO

0.02

0.02

0.04

0.03

0.03

0.02

0.03

0.02

0.03

0.03

0.02

0.03

0.02

0.03

0.01

MgO

14.56

0.90

12.01

1.21

14.25

1.97

11.48

1.30

17.46

10.09

2.02

9.06

1.61

8.47

1.26

CaO

19.36

1.04

16.19

0.96

19.25

0.97

15.86

1.13

13.59

14.22

1.31

14.13

1.20

14.58

1.45

Na2O

2.20

0.43

3.93

0.56

2.31

0.59

4.25

0.75

2.39

5.17

0.83

5.17

0.66

5.28

1.01

K2O

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

Сумма

99.05

1.18

99.59

0.96

99.34

0.66

99.46

0.65

100.7

101.1

1.30

100.1

0.85

99.81

0.69

XMg

0.89

0.02

0.85

0.03

0.87

0.06

0.84

0.04

0.84

0.78

0.07

0.72

0.05

0.75

0.11

XJd

0.11

0.04

0.26

0.03

0.14

0.06

0.28

0.06

0.15

0.35

0.06

0.35

0.05

0.32

0.07

Примечание. н.п.о. – ниже предела обнаружения. XMg = Mg/(Mg + Fe2+) с учетом Fe3+.

* Опыт в закрытой ампуле, остальные в открытых.

 

Рис. 9. Составы клинопироксенов из продуктов опытов при 2.9 ГПа на классификационной диаграмме Jd–Qz–Aeg (Morimoto, 1988).

 

Таблица 5. Средние составы гранатов (в мас.% оксидов) из продуктов опытов в открытых ампулах при Р = 2.9 ГПа

Компоненты

ss8, 900°С

ss9, 850°С

ss10, 800°С

ss11, 750°С

II

III

II

III

II

ядро, I, II, III

кайма, III

III

n

4

σ

7

σ

6

σ

19

σ

4

σ

10

σ

5

σ

6

σ

SiO2

37.21

0.61

37.84

0.67

36.98

0.59

37.29

0.74

38.24

0.45

38.17

0.53

40.41

0.43

38.93

0.73

TiO2

0.90

0.16

0.97

0.15

0.91

0.16

0.92

0.16

0.67

0.07

0.60

0.11

0.35

0.03

0.38

0.06

Al2O3

21.02

0.38

21.08

0.44

20.67

0.34

20.85

0.53

21.41

0.25

21.46

0.29

22.86

0.21

21.64

0.23

Cr2O3

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

FeO

22.83

1.85

22.24

1.61

25.47

1.48

25.06

1.48

24.50

0.87

24.88

1.10

17.40

0.32

22.83

1.18

MnO

0.07

0.03

0.07

0.02

0.06

0.03

0.07

0.03

0.14

0.01

0.15

0.03

0.23

0.01

0.32

0.07

MgO

5.78

1.19

6.79

1.42

3.87

1.05

4.46

1.12

4.72

1.30

4.71

1.54

12.73

0.46

6.75

1.25

CaO

9.76

0.23

9.28

0.51

10.23

0.14

9.86

0.48

10.45

0.61

9.99

0.93

6.81

0.51

9.12

0.87

Na2O

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

K2O

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

Сумма

97.8

0.4

98.5

0.6

98.3

0.7

98.7

0.9

100.2

0.7

100.1

0.6

101.0

0.5

100.2

1.21

XMg

0.32

0.06

0.36

0.06

0.22

0.05

0.24

0.06

0.26

0.06

0.25

0.07

0.57

0.01

0.32

0.09

XCa

0.28

0.01

0.26

0.02

0.29

0.00

0.28

0.02

0.29

0.02

0.28

0.03

0.18

0.01

0.25

0.02

Alm

0.49

0.04

0.47

0.04

0.55

0.04

0.54

0.04

0.52

0.03

0.53

0.04

0.35

0.01

0.50

0.07

Prp

0.23

0.05

0.26

0.05

0.15

0.04

0.18

0.04

0.18

0.05

0.18

0.06

0.47

0.02

0.24

0.07

Grs

0.28

0.01

0.26

0.02

0.29

0.00

0.28

0.02

0.29

0.02

0.28

0.03

0.18

0.01

0.25

0.02

Sps

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

Примечание. н.п.о. – ниже предела обнаружения. XMg= Mg/(Mg + Fe2+); XCa= Ca/(Ca + Mg + Fe2+ + Mn), с учетом Fe3+.

 

Таблица 6. Средние составы стекол (в мас.% оксидов) из продуктов опытов в открытых ампулах при Р = 2.9 ГПа

Компоненты

ss8, 900°С

ss9, 850°С

субдукционный

осадок

лерцолитовый

слой

субдукционный

осадок

лерцолитовый

слой

n

13

σ

10

σ

11

σ

4

σ

SiO2

74.79

1.36

74.80

1.01

76.71

0.32

76.79

0.25

TiO2

0.29

0.05

0.26

0.03

0.18

0.04

0.19

0.04

Al2O3

13.62

0.43

12.81

0.29

13.25

0.19

13.16

0.16

Cr2O3

н.п.о.

 

0.06

0.05

н.п.о.

 

н.п.о.

 

FeO

0.99

0.68

1.05

0.31

0.65

0.15

0.64

0.12

MnO

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.01

MgO

0.87

0.41

1.84

0.84

0.55

0.15

0.72

0.24

CaO

1.57

0.43

1.66

0.73

1.80

0.35

1.72

0.09

Na2O

2.86

0.38

2.57

0.31

3.08

0.25

2.86

0.09

K2O

4.96

0.30

4.89

0.25

3.72

0.16

3.90

0.09

Сумма без учета H2O

88.31

2.48

87.04

2.03

87.47

1.46

89.59

2.30

K2O + Na2O

7.82

 

7.46

 

6.80

 

6.76

 

K2O/Na2O

1.73

 

1.90

 

1.21

 

1.36

 

Примечание. Анализы приведены к 100%.

 

Таблица 7. Средние составы слюд (в мас.% оксидов) из продуктов опытов при Р = 2.9 ГПа

Компоненты

ss9, 850°С

ss10, 800°С

ss11, 750°С

ss16*, 750°С

Bt

Phn

Phn

Phn

n

6

σ

3

σ

8

σ

5

σ

SiO2

44.34

0.92

50.98

0.75

50.13

1.72

50.33

0.94

TiO2

1.25

0.03

0.51

0.04

0.32

0.02

0.31

0.02

Al2O3

15.39

0.61

27.68

0.45

27.92

1.58

27.16

1.13

Cr2O3

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

н.п.о.

 

FeO

4.23

0.26

2.94

0.39

2.53

0.21

2.55

0.16

MnO

0.01

0.03

0.00

0.02

0.01

0.02

0.00

0.00

MgO

20.44

0.45

3.91

0.69

3.78

0.39

3.42

0.16

CaO

0.07

0.01

0.03

0.02

0.55

0.74

0.23

0.36

Na2O

0.29

0.06

0.35

0.03

0.68

0.44

0.55

0.16

K2O

9.13

0.12

9.96

0.95

9.67

0.63

10.11

0.24

Сумма

95.12

1.74

96.34

1.76

95.60

1.43

94.67

1.47

XMg

0.90

0.01

0.70

0.06

0.73

0.02

0.71

0.01

Na/(Na + K)

0.05

0.01

0.05

0.00

0.10

0.06

0.08

0.02

Примечание. н.п.о. – ниже предела обнаружения. XMg = Mg/(Mg + Fe2+).

* Опыт в закрытой ампуле.

 

Рис. 10. Составы гранатов из продуктов опытов при 2.9 ГПа с открытой ампулой на диаграмме Prp–Grs–(Alm+Sps). Стрелкой показано изменение состава от центра к краю в одном зерне.

 

Таблица 8. Средние составы карбонатов (в мас.% оксидов) из продуктов опытов при Р = 2.9 ГПа

Компоненты

ss8, 900°С

ss9, 850°С

ss10, 800°С

ss11, 750°С

ss16*, 750°С

n

2

6

σ

4

σ

6

σ

15

σ

FeO

8.15

8.03

0.86

11.67

1.38

15.56

2.80

15.94

2.23

MnO

0.07

0.06

0.01

0.07

0.02

0.13

0.02

0.11

0.01

MgO

34.45

36.53

0.91

35.99

1.54

32.58

2.23

32.48

2.18

CaO

1.99

1.23

0.67

1.53

0.23

1.86

0.98

1.91

0.60

Сумма

44.65

45.84

0.97

49.26

1.11

50.13

1.55

50.43

0.80

XMg

0.88

0.89

0.01

0.85

0.02

0.79

0.04

0.78

0.04

XCa

0.03

0.02

0.01

0.03

0.00

0.03

0.02

0.03

0.01

Примечание. XMg= Mg/(Mg + Fe2+); XCa= Ca/(Ca + Mg + Fe2+ + Mn).

* Опыт в закрытой ампуле.

 

Слюда встречается преимущественно в нижних зонах осадочного слоя (рис. 3, 4): в экспериментах при температуре 750 и 800°С образуется фенгит (Si = 3.34–3.38 форм.ед., XMg = 0.70–0.73), а при 850°С – биотит (XMg = 0.90) (табл. 7). Крупные листочки биотита растут также из пристеночного расплава в лерцолитовом слое при 850°С (рис. 6).

Карбонаты представлены магнезитом, они находятся преимущественно в осадочном слое, но развиваются также во фронтальной части переходной зоны (IV), реже в межзерновом пространстве зоны V в лерцолите. Отмечается закономерное снижение содержания магния и, соответственно, повышение концентрации железа с увеличением температуры эксперимента (табл. 8).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Интерпретация процессов в ампулах

Преобразование вещества в ампулах под воздействием высоких температур и давления отчасти контролировалось градиентами химических потенциалов компонентов между слоями, а также флюидом, источником которого служил слой субдукционного осадка. Флюид, благодаря значительной водной составляющей, выступал в роли катализатора процессов минерального роста, растворителя и транспортера компонентов между слоями, снижал температуру плавления осадочного слоя.

 

Рис. 11. Нормализованные составы стекол из продуктов опытов при 2.9 ГПа на диаграммах: (а) – SiO2–MgO, (б) – SiO2–(Na2O+K2O), (в) – SiO2–K2O/Na2O. Полем (зеленое) выделены составы стекол, образованных при частичном плавлении карбонатсодержащего амфиболита в аналогичных экспериментах (Perchuk et al., 2018).

 

В экспериментах при разных температурах в исходно гомогенном по химическому составу осадочном слое развивается вертикальная зональность, создаваемая разными эклогитовыми парагенезисами с участием расплава или без него (табл. 2, рис. 1–3). Возникновение зональности согласуется с метасоматическим характером процесса (Коржинский, 1982). В субсолидусных условиях (< 850°С) основным метасоматическим агентом, вероятно, служил водосодержащий флюид, способный растворять при таких Р-Т параметрах кремний и алюминий в количествах, достаточных для метасоматической переработки перидотитовых субстратов (например, Перчук и др., 2013). Зональное распределение минералов в субдукционном осадке отмечалось также в экспериментах по взаимодействию субдукционного осадка с лерцолитом при 7.5–12 ГПа (Bulatov et al., 2010).

О восходящем потоке флюида, о присутствии в нем СО2 и кремния свидетельствует реакционная зона (зона IV), в которой, помимо исходного ортопироксена, находятся новообразованные тальк, омфацит, ортопироксен и магнезит при 750°С, а при 800°С – новообразованный ортопироксен. Замещение исходного оливина ортопироксеном может быть связано с воздействием на оливин водных флюидов, содержащих кремнезем и углекислый газ, согласно минальным реакциям:

Mg2SiO4 + SiO2 → Mg2Si2O6 , (1)

Ol во флюиде Opx

2Mg2SiO4 + 2CO2 → Mg2Si2O6 + 2MgCO3. (2)

Ol во флюиде Opx Mgs

Значительное преобладание ортопироксена над магнезитом (эти минералы имеют близкие мольные объемы, Vэнстатита = 31.31 см3 и Vмагнезита = 28.06 см3, Holland, Powell, 1999) в зоне IV (рис. 5в, 5г) указывает на доминирование реакции (1), контролируемой привносом кремния.

Исчезновение исходного клинопироксена из зоны IV лерцолитового слоя может быть описано обобщенной реакцией:

клинопироксен + флюид1ортопироксен + флюид2, (3)

показывающей, что кальций более не остается в структуре минералов этой зоны, переходя во флюидную фазу. Аналогичный процесс был описан нами для экспериментов, в которых изучалось взаимодействие амфиболита с лерцолитом при аналогичных Р-Т параметрах (800–900°С и 2.9 ГПа, Perchuk et al., 2018). Там, на основе метода интегральных профилей, было показано, что кальций выносился из лерцолитового слоя и отлагался в амфиболитовом слое, являющимся источником флюидов и расплавов. В серии экспериментов с участием субдукционного осадка мы не видим роста новых кальцийсодержащих фаз в лерцолитовом слое и потому полагаем, что кальций здесь также переносился в слой, служивший источником флюидов и расплавов, где и фиксировался в структурах граната и омфацита.

В верхней зоне лерцолитового слоя минеральный рост (срастания микронных и субмикронных кристаллов ортопироксена и карбоната) происходил лишь локально на границах зерен в тех местах, где мигрировал водосодержащий флюид. Возникающая при этом тончайшая «сеть» новообразований отражает пути миграции этого флюида (рис. 2а, 2б). Подобные структуры можно рассматривать как иллюстрацию пропитывающего флюидного потока в лерцолитовом слое.

В опытах с частичным плавлением осадочного слоя (при Т ≥ 850°С) многие из вышеописанных процессов минерального роста контролировались не флюидом, а кислым расплавом, способным при Р-Т параметрах экспериментов растворять значительные (более 5 мас.%) количества воды (Newman, Lowenstern, 2002). Однако высокая вязкость кислого расплава препятствовала его быстрой миграции из осадочного слоя, и поэтому расплав широко распространен во всех зонах, фактически являясь в них минералообразующей средой. Примечательно, что вариативность состава расплава (особенно при 850°С) в осадочном слое невелика, и не обнаруживает связи с минеральными парагенезисами в зонах I–III. Следовательно, можно предположить, что минералообразование в опытах с расплавом также в значительной степени контролировалось дифференциальной подвижностью компонентов. Мощность переходной зоны IV (реакционной) в основании лерцолитового слоя резко сокращается при переходе от опытов с флюидом к опытам с расплавом (сравните рис. 2б и 2в). Аналогичный эффект мы наблюдали ранее в экспериментах с участием амфиболита и перидотитов (Perchuk et al., 2018). Сокращение мощности, вероятно, обусловлено тем, что массоперенос компонентов в реакционных зонах в значительной степени контролировался диффузией компонентов в жидкости. В этом случае различие мощностей реакционных зон указывает на то, что диффузия компонентов в водосодержащем флюиде протекает много быстрее, чем в кислом расплаве.

Развитие зон в узких пристеночных областях открытых ампул (рис. 6) моделирует, по нашему мнению (см. Pirard, Hermann, 2015), фокусированный поток жидкостей. Поток возникает вдоль участков с максимальной проницаемостью для флюида (расплава), создаваемой ровной и гладкой поверхностью теплопроводящего металла, обладающего повышенной температурой. Миграция расплава к стенкам – следствие того, что эти места в ампуле самые горячие, а расплав быстро мигрирует вдоль градиента температуры. Скопление расплава и образование крупнозернистых перекристаллизованных зон около боковых стенок ампул наблюдалось также и в опытах с герметично заваренными ампулами (Woodland et al., 2018 и др.).

Пристеночные зоны в лерцолитовом слое являются источником компонентов для смежных с ними реакционных зон (рис. 6). Механизм образования реакционных зон и минеральный состав в таких зонах идентичны реакционной зоне IV, связанной с диффузионным потоком в основании лерцолитового слоя (сравните рис. 5 и 6).

Различные режимы миграции жидкостей

В зонах субдукции обычно рассматриваются два основных режима миграции флюидов (расплавов) через породы – фокусированный и пропитывающий (поровый) (например, Zack, John, 2007; Konrad-Schmolke et al., 2011; Mibe et al., 2011; Pirard, Hermann, 2015). Для пропитывающего потока характерны относительно низкие скорости миграции при большом площадном распространении и относительно низкое эффективное отношение “жидкость (флюид, расплав) : порода”. В этом потоке происходит активное взаимодействие жидкости с породой, проводящее к значительному изменению составов обеих фаз. При фокусированном потоке миграция жидкости осуществляется относительно быстро, но только по локальным «ослабленным» зонам, вне которых вмещающие породы остаются неизмененными. Эффективное отношение жидкость : порода в этом режиме высокое, а взаимодействие между веществами – незначительное, что способствует достаточному сохранению первичных составов как породы, так и жидкости. Вопрос о соотношении между этими режимами миграции жидкостей в зонах субдукции остается дискуссионным (Spandler, Pirard, 2013; Zheng et al., 2016).

Оба режима миграции жидкостей отчетливо проявлены в продуктах опытов. Например, пропитывающий поток прослеживается по новообразованному ортопироксену (сосуществующему с магнезитом), развивающемуся вдоль границ зерен во фронтальной части переходной зоны лерцолитового слоя, а также в зоне V (рис. 5). Фокусированный поток создает моно- или биминеральные зоны в субсолидусных опытах, или области сегрегации расплава в более высокотемпературных опытах в тонких пристеночных зонах открытых ампул (рис. 6). Таким образом, с каждым режимом миграции жидкостей связано вполне определенное преобразование вещества.

Выше говорилось о резком сокращении масштаба преобразований лерцолита при переходе от реакционной зоны IV к зоне V (рис. 5а, 5б). Преобразования в реакционных зонах, охватывающие значительную часть их объема, вероятно, в значительной степени связаны с диффузией компонентов в жидкости (Perchuk et al., 2018), чем с переносом компонентов движущейся жидкостью, что характерно для диффузионного метасоматоза (Коржинский, 1982).

Вынос углерода из слэбов в зонах субдукции

Углерод, находящийся в слэбах преимущественно в виде карбонатов, может переноситься в мантийный клин в результате трех основных процессов – разложения карбонатов вследствие реакций декарбонатизации, растворения карбонатов в восходящих водосодержащих флюидах (расплавах) и механического перемещения карбонатных пород тектоническими меланжами. Первый из этих процессов, по всей видимости, наименее значим для пред- и поддуговых процессов (< 160 км), так как по результатам термодинамического моделирования (Kerrick, Connolly, 2001; Gorman et al., 2006) карбонаты стабильны при Р-Т условиях субдуцирующих плит.

Несмотря на термодинамическую стабильность при Р-Т условиях слэбов в сухих условиях, карбонаты могут выноситься из пород в результате растворения восходящими потоками водосодержащего флюида. Основные волны дегидратации слэбов, согласно модельным оценкам, приходятся на глубины 70–150 км (Gorman et al., 2006; van Keken et al., 2011). Этот механизм выноса СО2 из слэба продемонстрирован в экспериментах с участием карбонатсодержащих метабазитов (Перчук, Корепанова, 2011; Perchuk et al., 2018), а также в породах Кикладского субдукционного комплекса в Греции (Ague, Nicolescu, 2014). Рассматривается также гипотеза мобилизации гидрокарбонатных жидкостей в слэбе, способных к стремительному подъему СО2 в мантийном клине (Poli, 2015).

Сравнивая продукты данной серии экспериментов с более ранними (Perchuk et al., 2018), выполненными по единой методике при тех же Р-Т параметрах и с тем же исходным лерцолитом, можно заключить, что повышенное содержание карбонатов в субдукционном осадке, по сравнению с карбонатсодержащим амфиболитом (< 2%), не приводит к увеличению количества карбонатов, переотложенных в перидотитовом слое (сравните рис. 5; (Perchuk et al., 2018), Fig. 4). Поскольку переотложение карбонатов контролируется их растворимостью в поднимающейся жидкости, то и сохранение больших объемов магнезита в слое субдукционного осадка может служить указанием на низкую растворимость магнезита во флюиде (расплаве), образованном при Р-Т параметрах экспериментов. Таким образом, в наших экспериментах не прослеживается увеличение растворимости магнезита во флюиде при повышении температуры, как это происходит с растворимостью кальцита (Kelemen, Manning, 2015). Если низкая эффективность переноса углерода не связана с кинетикой растворения магнезита в опытах, то можно предположить, что для масштабного выноса карбонатов из осадочного слоя необходим либо более мощный флюидный поток, либо иные Р-Т условия.

Петролого-термомеханическое моделирование, учитывающее растворимость карбонатов во флюиде, показывает, что наиболее эффективный механизм секвестирования карбонатов в плите – образование флюидонасыщенных субдукционных меланжей, состоящих из смеси осадочных и вулканических пород слэба, пород гидратированной мантии, всплывающих в форме диапира в мантийный клин (Gerya et al., 2006; Gonzalez et al., 2016). Этот механизм находит подтверждение и в геохимических метках в островодужных вулканитах (Marschall, Schumacher 2012).

Сравнение с экспериментами в системе метабазит–лерцолит

В данной серии экспериментов использовались те же Р-Т параметры, методы и исходные вещества, что и в более ранних экспериментах (Perchuk et al., 2018). Единственным исключением было использование аналога субдуцирующей коры (химический аналог субдукционного осадка) вместо карбонатсодержащего амфиболита, который, в свою очередь, рассматривался в качестве модельного аналога базальтового слоя океанической коры. Это позволяет рассмотреть влияние флюидного источника на характер метасоматических преобразований в лерцолитовом слое – модельном аналоге висячего крыла мантии.

Выше отмечалось, что в обеих сериях опытов в нижнем слое формируется парагенезис эклогитовой фации метаморфизма, а в реакционной зоне, находящейся в основании лерцолитового слоя, исчезает клинопироксен и развивается гарцбургитовая ассоциация, в которой доминирует ортопироксен, иногда ассоциирующий с магнезитом. Однако есть и принципиальные отличия между сериями. В опытах с участием амфиболита в реакционных зонах растет гранат, а в опытах с участием субдукционного осадка гранат в реакционной зоне не появляется никогда. Вместе с тем в основании реакционной зоны на границе субдукционный осадок–лерцолит в низкотемпературном опыте (750°С) широко распространен тальк, отсутствующий в опытах с амфиболитом.

Выше реакционной зоны в опытах разных серий наблюдается незначительный минеральный рост, приуроченный к границам зерен. Наряду с ортопироксеном (±магнезит), встречающимся в обеих сериях, в серии с метабазитом наблюдаются также гранат и флогопит (Perchuk et al., 2018).

Таким образом, мантийный метасоматоз, контролируемый жидкостями, выделившимися из субдукционного осадка, в отличие от метасоматоза, источником которого является метабазит, не приводит к росту граната в рассматриваемом экспериментальном диапазоне.

Сравнение результатов опытов в закрытых и открытых ампулах

Несмотря на то, что для окончательного вывода о преимуществах и недостатках применения экспериментальных методик с открытыми и закрытыми ампулами потребуются дополнительные исследования, предварительные результаты сравнительного исследования показывают, что для изучения пропитывающего потока обе методики дают сходные результаты. При этом повышенные содержания эгиринового минала в омфаците в опыте с закрытой ампулой показывают, что здесь поддерживаются более окислительные условия, чем в аналогичном опыте с открытой ампулой.

Отметим также, что в эксперименте с закрытой ампулой отсутствуют изменения вдоль стенок, что препятствует изучению минералообразования при фокусированном потоке флюида.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Моделирование термальной структуры зон субдукции показывает, что при давлениях 2.5–3.0 ГПа, попадающих в поддуговой (subarc) диапазон глубин, в приповерхностных частях слэбов происходит субизобарический разогрев пород на несколько сотен градусов (Syracuse et al., 2010). Рассмотренные выше эксперименты могут служить иллюстрацией соответствующих метасоматических и магматических процессов, происходящих на границе субдукционного метаосадка с лерцолитом висячего крыла мантии.

Эксперименты показывают, что миграция компонентов из субдукционного осадка в лерцолит происходит в трех режимах – пропитывающего, фокусированного и диффузионного потоков, определяющих степень метасоматического преобразования субстрата и минеральный парагенезис. В экспериментах демонстрируется, что порождаемые субдукционным осадком флюиды и расплавы способствуют разложению клинопироксена в исходном лерцолите, но не приводят к образованию в лерцолитовом слое граната, широко развитого в аналогичных экспериментах с участием метабазитового источника. Вместе с тем геохимическая специфика флюидов из субдукционного осадка способствует образованию тальксодержащего парагенезиса, отсутствующего в экспериментальных сериях с метабазитами.

Флюидные (магматические) потоки из осадочного слоя, создаваемые водосодержащим флюидом и расплавом, оказывают незначительное воздействие на карбонаты, находящиеся в продуктах опытов преимущественно в осадочном слое. Экстраполируя это наблюдение на зоны субдукции, можно сказать, что для выноса СО2 из слэба в мантию при Р-Т параметрах субизобарического разогрева приповерхностной части слэба необходимы либо значительно более мощные потоки флюида (расплава), либо гидратированные субдукционные меланжи, внедряющиеся в горячие породы мантийного клина в виде «холодных диапиров».

Благодарности. Авторы благодарны М.Ю. Шур за изготовление химической смеси субдукционного осадка, В.О. Япаскурту – за участие в электронно-зондовых исследованиях, С.Т. Подгорновой – за помощь в оформлении статьи.

Источники финансирования. Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 16-05-00495). В исследованиях использовалось оборудование, приобретенное по Программе развития Московского университета.

A. L. Perchuk

Department of Petrology of the Faculty of Geology at Lomonosov Moscow State University; D.S. Korzhinskii Institute of Experimental Mineralogy, Russian Academy of Sciences 

Author for correspondence.
Email: alp@geol.msu.ru

Russian Federation, Moscow; Chernogolovka

A A. Serdyuk

D.S. Korzhinskii Institute of Experimental Mineralogy, Russian Academy of Sciences

Email: alp@geol.msu.ru

Russian Federation, Chernogolovka

N. G. Zinovievа

Department of Petrology of the Faculty of Geology at Lomonosov Moscow State University

Email: alp@geol.msu.ru

Russian Federation, Moscow

  1. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. 2-е изд. М.: Наука, 1982. 104 с.
  2. Перчук А.Л., Корепанова О.С. К проблеме рециклинга СО2 в зонах субдукции // Вест. МГУ. Серия Геология. 2011. № 4. С. 30-38.
  3. Перчук А.Л., Шур М.Ю., Япаскурт В.О., Подгорнова С.Т. Экспериментальное моделирование мантийного метасоматоза сопряженного с эклогитизацией корового вещества в зоне субдукции // Петрология. 2013. Т. 21. С. 632-653.
  4. Перчук А.Л., Япаскурт В.О., Зиновьева Н.Г., Шур М.Ю. Экспериментальные свидетельства разнонаправленной миграции натрия, калия и СO2 при взаимодействии глаукофанового сланца с гарцбургитом и вебстеритом в зонах субдукции // Петрология. 2018. Т. 6. С. 612-632.
  5. Ague J.J., Nicolescu S. Carbon dioxide released from subduction zones by fluid-mediated reactions // Nature Geoscience. 2014. V. 7. P. 355-360.
  6. Arai S., Ishimaru S. Insights into petrological characteristics of the lithosphere of mantle wedge beneath arcs through peridotite xenoliths: А review // J. Petrol. 2008. V. 49. № 4. P. 665-695.
  7. Bebout G.E. Metamorphic chemical geodynamics of subduction zones // Earth Planet. Sci. Lett. 2007. V. 260. Р. 373-393.
  8. Bodinier J.L., Godard M. Orogenic, ophiolitic, and abyssal peridotites // Treatise on Geochemistry. 2nd edn. Elsevier, 2013. P. 103-151.
  9. Bulatov V.K., Brey G.P., Girnis A.V., et al. Carbonated sedimentperidotite interaction and melting at 7.5-12 GPa // Lithos. 2014. V. 200-201. Р. 368-385.
  10. Dasgupta R., Hirschmann M.M. The deep carbon cycle and melting in Earth’s interior // Earth Planet. Sci. Lett. 2010. V. 298. P. 1-13.
  11. Foley S.F. A reappraisal of redox melting in the Earth’s mantle as a function of tectonic setting and time // J. Petrol. 2011. V. 52. P. 1363-1391.
  12. Gerya T.V., Connolly J.A.D., Yuen D.A., et al. Seismic implications of mantle wedge plumes // Phys. Earth Planet. Inter. 2006. V. 156. P. 59-74.
  13. Gonzalez C.M., Gorczyk W., Gerya T.V. Decarbonation of subducting slabs: Insight from petrological-thermomechanical modeling // Gondwana Res. 2016. V. 36. P. 314-332.
  14. Gorman P.J., Kerrick D.M., Connolly J.A.D. Modeling open system metamorphic decarbonation of subducting slabs // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2006. V.7. Q04007.
  15. Grassi D., Schmidt M.W. The melting of carbonated pelites from 70 to 700 km depth // J. Petrol. 2011. V. 52. P. 765- 789.
  16. Hermann J., Spandler C.J. Sediment melts at sub-arc depths: an experimental study // J. Petrol. 2008. V. 49. P. 717-740.
  17. Hermann J., Rubatto D. Accessory phase control on the trace element signature of sediments melts in subduction zones // Chemical Geology. 2009. V. 265. P. 512-526.
  18. Holland T.J.B., Powell R. An internally consistent thermodynamic data set for phases of petrological interest // J. Metamorph. Geol. 1998. V. 16. P. 309-343.
  19. Kelemen P.B., Manning C.E. Reevaluating carbon fluxes in subduction zones, what goes down, mostly comes up // Proceedings of the National Academy of Sciences. 2015. V. 112. P. 5915-5920.
  20. Kerrick D.M., Connolly J.A.D. Metamorphic devolatization of subducted marine sediments and the transport of volatiles into the Earth’s mantle // Nature. 2001. V. 411. P. 293-296.
  21. Konrad-Schmolke M., O’Brien P.J., Zack T. Fluidmigration above a subducted slab - constraints on amount, pathways and major element mobility from partially overprinted eclogite-facies rocks (Sesia Zone, Western Alps) // J. Petrol. 2011. V. 52. P. 457-486.
  22. Newman S., Lowenstern J.B. VolatileCalc: a silicate melt-H2O-CO2 solution model written in Visual Basic for Excel // Computers аnd Geosciences. 2002. V. 28. № 5. P. 597-604.
  23. Marschall H.R., Schumacher J.C. Arc magmas sourced from melange diapirs in subduction zones // Nature Geoscience. 2012. V. 5. № 12. P. 862-867.
  24. Mibe K., Kawamoto T., Matsukage K.N., et al. Slabmelting versus slab dehydration in subduction-zone magmatism // Proceedings of the National Academy of Sciences. 2011. V. 108. P. 8177-8182.
  25. Morimoto N. Nomenclature of pyroxenes // Mineral. Magaz. 1988. V. 52. P. 535-550.
  26. Patiño Douce A.E., Harris N. Experimental constraints on Himalayan anatexis // J. Petrol. 1998. V. 39. P. 689-710.
  27. Perchuk A.L., Yapaskurt V.O., Griffin W.G., et al. Three types of element fluxes from metabasite into peridotite in analogue experiments: insights into subduction-zone processes // Lithos. 2018. V. 302-303. Р. 203-223.
  28. Pirard C., Hermann J. Focused fluid transfer through the mantle above subduction zones // Geology. 2015. V. 43. Р. 915-918.
  29. Plank T., Langmuir C.H. The geochemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and mantle // Chemical Geology. 1998. V. 145. P. 325-394.
  30. Poli S. Carbon mobilized at shallow depths in subduction zones by carbonatitic liquids // Nature Geosciences. 2015. V. 8. P. 633-636.
  31. Rapp R.P., Shimizu N., Norman M.D., Applegate G.S. Reaction between slab derived melts and peridotite in the mantle wedge: experimental constraints at 3.8 GPa // Chemical Geology. 1999. V. 160. P. 335-356.
  32. Schmidt M.W., Poli S. Devolatilization during subduction // Eds. H.D. Holland, K.K. Turekian. Treatise on Geochemistry. Elsevier, 2014. Р. 669-701.
  33. Spandler C., Pirard C. Element recycling from subducting slabs to arc crust: A review // Lithos. 2013. V. 170-171. Р. 208-223.
  34. Spandler C., Mavrogenes J., Hermann J. Experimental constraints on element mobility from subducted sediments using high-P synthetic fluid/melt inclusions // Chemical Geology. 2007. V. 239. P. 228-249.
  35. Syracuse E.M., van Keken P.E., Abers G.A. The global range of subduction zone thermal models // Phys. Earth Planet. Inter. 2010. V. 183. № 1. P. 73-90.
  36. van Keken P.E., Hacker B.R., Syracuse E.M., Abers G.A. Subduction factory: 4. Depth-dependent flux of H2O from subducting slabs worldwide // J. Geophys. Res. 2011. V. 116. B01401.
  37. Woodland A.B., Bulatov V.K., Brey G.P., et al. Subduction factory in an ampoule: Experiments on sediment-peridotite interaction under temperature gradient conditions // Geochim. Cosmochim. Acta. 2018. V. 223. Р. 319-349.
  38. Zack T., John T. An evaluation of reactive fluid flow and trace-element mobility in subducting slabs // Chemical Geology. 2007. V. 239. P. 199-216.
  39. Zheng Y.F., Chen R.X., Xu Z., Zhang S.B. The transport of water in subduction zones // Science China Earth Sciences. 2016. V. 59. P. 651-682.

Supplementary files

Supplementary Files Action
1. Fig. 1. Ampoules without top caps after experiments at 2.9 GPa: (a) experiment ss8 at 900 ° C, (b) ss9 at 850 ° C, (c) ss10 at 800 ° C, (d) ss11 at 750 ° C. Images back scattered electrons. Frames (dotted) - the boundaries of the areas shown in Fig. 2. The upper boundary of the sedimentary layer in Fig. 1a – 1c is marked with numerous light garnet crystals. Periclase is located outside the ampoules. L is the melt. See the text for details. View (840KB) Indexing metadata
2. Fig. 2. Correlation of horizontal zonality in ampoules from different experiments at 2.9 GPa: (a) experiment ss11 at 750 ° C, (b) ss10 at 800 ° C, (c) ss9 at 850 ° C, (d) ss8 at 900 ° C. Images back scattered electrons. The position of the ampoule sections is shown in Fig. 1. The mineral composition of the zones is shown in table. 2 and in fig. 3. View (436KB) Indexing metadata
3. Fig. 3. Phase associations in different zones in experiments with open ampoules at 750–900 ° С and with a closed ampoule at 750 ° С and 2.9 GPa. All temperatures are nominal, corresponding to thermocouple readings. In the filled sectors of the polyhedra, minerals are shown in rock-forming amounts. The dashed line is the boundary between the sedimentary (subduction sediment) and the lerzolite layers. The solid lines are the fields of phase stability (in is the side where the mineral is present, out is the side where the mineral is absent) and water solidus. Carb - carbonate, Grt - garnet, Ky - kyanite, Phn - phengite, Ol - olivine, Opx - orthopyroxene, Omp - omphacite, Tc - talc, L - melt, SiO2 - SiO2 phase. View (313KB) Indexing metadata
4. Fig. 4. Mineral paragenesis of zones I and II from different experiments at 2.9 GPa. (a) experiment ss8 at 900 ° C, (b) ss9 at 850 ° C, (c) ss10 at 800 ° C, (d) ss11 at 750 ° C. Images in backscattered electrons. The symbols of minerals are the same as in fig. 3. View (499KB) Indexing metadata
5. Fig. 5. Mineral associations from different zones and experiments at 2.9 GPa. (a) - zones III-V, experiment ss8 at 900 ° С, (b) - zones III-V, experiment ss9 at 850 ° С, (c) - zones III-IV, experiment ss10 at 800 ° С, (d) - zones III-IV, experiment ss11 at 750 ° С, (e) - zone V, experiment ss8 at 900 ° С, (f) - zone V, experiment ss11 at 750 ° С. Iso- Brains in backscattered electrons. The symbols of minerals are the same as in fig. 3. See details in the text. View (593KB) Indexing metadata
6. Fig. 6. Parietal changes in herzolithic layers from different experiments at 2.9 GPa. (a) - near the right wall of the ampoule, experiment ss8 at 900 ° C, (b) - near the right wall of the ampoule, experiment ss9 at 850 ° С, (c) - near the left wall of the ampoule, experiment ss10 at 800 ° С, (d) - near the left wall of the ampoule, ss11 at 750 ° С. AND images in backscattered electrons. The symbols of minerals are the same as in fig. 3. View (469KB) Indexing metadata
7. Fig. 7. Products of the ss16 experiment at 750 ° C, 2.9 GPa with a sealed ampoule: (a) - ampoule after the experiment. Roman numerals are zones with different paragenesis. Parietal changes are minimal. (b) a fragment of zone I; (c) a fragment of zone V. Images in backscattered electrons. View (387KB) Indexing metadata
8. Fig. 8. The compositions of orthopyroxenes from the products of the experiments at 2.9 GPa with open ampoule in the XMg – Al2O3 diagram. XMg = Mg / (Mg + Fe). View (117KB) Indexing metadata
9. Fig. 9. The compositions of clinopyroxenes from the products of the experiments at 2.9 GPa per classification chart Jd – Qz – Aeg (Morimoto, 1988). View (116KB) Indexing metadata
10. Fig. 10. The compositions of garnets from the products of the experiments at 2.9 GPa with an open ampoule in the Prp – Grs– (Alm + Sps) diagram. The arrow shows the change in composition from the center to the edge in one grain. View (56KB) Indexing metadata
11. Fig. 11. Normalized glass compositions from the experimental products at 2.9 GPa in the diagrams: (a) SiO2 – MgO, (b) SiO2– (Na2O + K2O), and (c) SiO2 – K2O / Na2O. The field (green) highlights the compositions of glasses formed by partial melting of a carbonate-containing amphibolite in similar experiments (Perchuk et al., 2018). View (171KB) Indexing metadata

Views

Abstract - 89

PDF (Russian) - 59

Cited-By


PlumX

Refbacks

  • There are currently no refbacks.

Copyright (c) 2019 Russian academy of sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies