Взаимодействие субдукционного осадка с лерцолитом при 2.9 ГПа: эффекты метасоматоза и частичного плавления
- Авторы: Перчук А.Л.1,2, Сердюк А.А.2, Зиновьева Н.Г.3
-
Учреждения:
- Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Геологический факультет
- Институт экспериментальной минералогии им. Д.С. Коржинского
- Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Геологический
- Выпуск: Том 27, № 5 (2019)
- Страницы: 503-524
- Раздел: Статьи
- URL: https://journals.eco-vector.com/0869-5903/article/view/15747
- DOI: https://doi.org/10.31857/S0869-5903275503-524
- ID: 15747
Цитировать
Полный текст
Аннотация
Приводятся результаты аналоговых экспериментов на установке цилиндр–поршень при температуре 750–900°С и давлении 2.9 ГПа, моделирующих метасоматическое преобразование фертильной мантии под действием флюидов и расплавов, выделившихся из субдукционного осадка. В качестве исходных веществ использовалась синтетическая смесь, близкая по составу к модельному субдукционному осадку (GLOSS; Plank, Langmuir, 1998), и минеральные фракции природного лерцолита (аналог мантийного клина). Эксперименты демонстрируют, что минералообразование в ампулах контролируется восходящими потоками флюида, а начиная с 850°С – кремнекислого расплава. Миграция флюидов и вещества создает в осадочном слое три горизонтальные зоны с разными парагенезисами, которые могут меняться от опыта к опыту. В общем случае к верхней границе слоя наблюдается увеличение содержаний омфацита и граната. В центральной зоне осадочного слоя широко развиты магнезит и омфацит (± гранат ± кианит ± фенгит ± расплав), а в нижней – полиморф SiO2 (± кианит ± фенгит ± биотит ± омфацит ± расплав). В основании лерцолитового слоя во всех опытах исчезает клинопироксен, исходный оливин частично замещается ортопироксеном (± магнезит), при 750°С растет количество талька, начиная с 850°С появляется расплав. В остальном объеме лерцолитового слоя метасоматические преобразования затрагивают лишь границы зерен, по которым развивается ортопироксен (± расплав ± карбонат). Описанные метасоматические преобразования связаны преимущественно с пропитывающим потоком жидкостей. Минералообразование в узких пристеночных зонах ампул, вероятно, связано с фокусированным потоком: в осадочном слое растет омфацит, а в лерцолитовом слое – тальк или омфацит с расплавом. Результаты экспериментов показывают, что метасоматоз перидотита, связанный с субдукционным осадком, в отличие от метасоматоза, связанного с метабазитами, не приводит к образованию гранатсодержащих парагенезисов. Кроме того, потоки восходящих жидкостей (флюида, расплава) не выносят значимых количеств углерода из метаосадочного слоя в перидотитовый. Предполагается, что в зонах субдукции для более эффективного переноса углерода из метаоcадков в мантию необходимы либо более мощные потоки водного флюида, либо перемещение карбонатсодержащих пород в субдукционных меланжах.
Ключевые слова
Полный текст
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 |
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.
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 + флюид1 → ортопироксен + 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.
Об авторах
А. Л. Перчук
Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Геологический факультет; Институт экспериментальной минералогии им. Д.С. Коржинского
Автор, ответственный за переписку.
Email: alp@geol.msu.ru
Россия, Москва; Черноголовка
А. А. Сердюк
Институт экспериментальной минералогии им. Д.С. Коржинского
Email: alp@geol.msu.ru
Россия, Черноголовка
Н. Г. Зиновьева
Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Геологический
Email: alp@geol.msu.ru
Россия, Москва
Список литературы
- Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. 2-е изд. М.: Наука, 1982. 104 с.
- Перчук А.Л., Корепанова О.С. К проблеме рециклинга СО2 в зонах субдукции // Вест. МГУ. Серия Геология. 2011. № 4. С. 30-38.
- 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.
- 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.
- Ague J.J., Nicolescu S. Carbon dioxide released from subduction zones by fluid-mediated reactions // Nature Geoscience. 2014. V. 7. P. 355-360.
- 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.
- Bebout G.E. Metamorphic chemical geodynamics of subduction zones // Earth Planet. Sci. Lett. 2007. V. 260. Р. 373-393.
- Bodinier J.L., Godard M. Orogenic, ophiolitic, and abyssal peridotites // Treatise on Geochemistry. 2nd edn. Elsevier, 2013. P. 103-151.
- 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.
- 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.
- 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.
- 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.
- 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.
- 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.
- Grassi D., Schmidt M.W. The melting of carbonated pelites from 70 to 700 km depth // J. Petrol. 2011. V. 52. P. 765- 789.
- Hermann J., Spandler C.J. Sediment melts at sub-arc depths: an experimental study // J. Petrol. 2008. V. 49. P. 717-740.
- 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.
- 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.
- 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.
- 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.
- 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.
- 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.
- Marschall H.R., Schumacher J.C. Arc magmas sourced from melange diapirs in subduction zones // Nature Geoscience. 2012. V. 5. № 12. P. 862-867.
- 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.
- Morimoto N. Nomenclature of pyroxenes // Mineral. Magaz. 1988. V. 52. P. 535-550.
- Patiño Douce A.E., Harris N. Experimental constraints on Himalayan anatexis // J. Petrol. 1998. V. 39. P. 689-710.
- 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.
- Pirard C., Hermann J. Focused fluid transfer through the mantle above subduction zones // Geology. 2015. V. 43. Р. 915-918.
- 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.
- Poli S. Carbon mobilized at shallow depths in subduction zones by carbonatitic liquids // Nature Geosciences. 2015. V. 8. P. 633-636.
- 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.
- Schmidt M.W., Poli S. Devolatilization during subduction // Eds. H.D. Holland, K.K. Turekian. Treatise on Geochemistry. Elsevier, 2014. Р. 669-701.
- Spandler C., Pirard C. Element recycling from subducting slabs to arc crust: A review // Lithos. 2013. V. 170-171. Р. 208-223.
- 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.
- 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.
- 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.
- 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.
- 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.
- 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.