CC BY
27
УДК 551.24.02
К.М. Николаева, Т.В. Геря
ЧИСЛЕННОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ФОРМИРОВАНИЯ ОСТРОВНЫХ ДУГ НА КОРЕ ОКЕАНИЧЕСКОГО ТИПА1
Процесс формирования островной дуги на коре океанического типа исследуется численным методом в рамках двухмерной петролого-термомеханической модели внутриокеанической суб-дукции. Модель предполагает спонтанное движение желоба в сторону более древней океанической плиты, изменение угла ее погружения, нагревание и дегидратацию пород с переносом выделившейся воды в мантийный клин, что приводит к его плавлению, интенсивному вулканизму и формированию островной дуги. Показано, что: 1) скорость «отступания» океанической плиты определяет скорость образования островодужной коры и ее состав; 2) объем островодужной коры зависит от возраста погружающейся плиты и скорости отделения расплава. Рассматриваются различные сценарии магматического и геодинамического развития системы островная дуга — желоб — субдуцирующая плита, которые затем дополняются данными о скорости формирования некоторых островных дуг в западной части Тихого океана.
Ключевые слова: субдукция, численное моделирование, островные дуги, рост коры, продукты магматизма.
The crustal growth processes on the basis of a 2D coupled geochemical—penological— thermomechanical numerical model of retreating intraoceanic subduction has been investigated. The model includes spontaneous slab retreat and bending, subducted crust dehydration, aqueous fluid transport, mantle wedge melting, and melt extraction resulting in crustal growth. The numerical experiments show that the rate of plate retreat influences both the rate of crust formation and the composition of newly formed crust. The rate of trench retreat, which is a manifestation of subduction rate, strongly varies with time: retreat rates slow (from 7 cm/a to 1 cm/a) shortly (in a few Ma) after the beginning of subduction and then increase (up to 4 cm/a). Subsequently two different scenarios can be distinguished: 1) subduction rate decay that leads ultimately to cessation of subduction, 2) subduction rate acceleration (up to 12 cm/a), which stabilizes subduction. The composition of new crust depends strongly on the evolution of subduction. Four major magmatic sources can contribute to the formation of the crust. Crust produced from the first source is always predominant. In all studied cases it appears shortly after beginning of subduction and is a persistent component so long as subduction remains active.
Key words: subduction, numerical modeling, crustal growth rate, magmatic addition, magmatic arc growth.
Введение. Большинство островных дуг в Мировом океане формируется одноактно, т.е. в ходе одного процесса субдукции океанической коры под континентальную с образованием системы субдуцирующая плита — желоб — островная дуга — задуговой бассейн. Механизмы этого процесса и специфика их магматического и геодинамического режимов рассмотрены во множестве публикаций, проанализировав которые мы выявили несколько устойчивых закономерностей:
1) в зонах субдукции происходит взаимопроникновение корового и мантийного материала: океаническая кора погружается в мантию, а расплавы мантийных пород участвуют в образовании новой коры островных дуг или активных континентальных окраин [Рингвуд, Грин, 1968];
2) решающую роль в формировании коры остро-водужного типа (первично-вулканической) играют
реакции дегидратации низкотемпературных водосо-держащих минералов в субдуцирующей плите [Та18иш1, 1991], что ведет к выделению флюидов в прилегающую мантию и в свою очередь вызывает ее плавление;
3) в островных дугах широко развиты гомодром-ные вулканические серии, тогда как в задуговых бассейнах вулканизм представлен антидромной последовательностью — от риолитов в низах разрезов к толеитовым базальтам в их верхах [РегеИик, 1987; Frolova е1 а1., 1992]. Кроме того, в островных дугах достаточно широко распространены высокомагнезиальные андезиты и бониниты, причем последние сами способны производить вулканические серии [Мецег, 1980].
В статье рассматривается численная модель роста новой коры в зонах субдукции. Прекрасный пример этого явления — регион Филиппинского моря. Здесь
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты № 08-05-00354 и 09-05-00991), а также программы Президента РФ «Ведущие научные школы России» (грант НШ-1949.2008.5, рук. Л.Л. Перчук).
три задуговых бассейна (Западно-Филиппинский, Па-ресе Вела и Сикоку-Марианский) разделены подводными островными дугами (Палау-Кюсю, Западно- и Восточно-Марианская), возраст которых уменьшается, а вулканическая активность возрастает в восточном направлении (рис. 1).
Изучение природных объектов, как правило, осложняется комплексной геодинамической историей, деформацией и метаморфизмом пород, химическим и механическим смешением исходных магм, наконец, недоступностью образцов пород. Тем не менее геохимические методы исследования позволили продвинуться в понимании различных аспектов роста коры в зонах субдукции. Например, изотопные отношения и микроэлементы используются для установления магматических источников [Kessel et al., 2005] и способа передвижения вещества [George et al., 2003; Elliott et al., 1997]. Однако некоторые вопросы остаются спорными. Например, возможность выплавления магм из погружающейся океанической коры, хотя в большинстве современных зон субдукции погружающаяся плита считается слишком холодной для частичного плавления [Schmidt, Poli, 1998].
Данные по изотопии кислорода, например [Bin-deman et al., 2005], а также завышенные величины LILE/HFSE и LREE/HFSE [Armstrong, 1971; Macpher-son et al., 2006] указывают на вовлечение материала субдуцирующейся коры в процесс формирования островных дуг. В качестве механизма привноса компонентов океанической коры в кору островной дуги были предложены частичное плавление погружающейся плиты [Kelemen et al., 1990, 2003], миграция водных флюидов как продуктов реакций ее дегидратации [Tatsumi et al., 1986; Stern et al., 2006] или вовлечение материала океанической коры в гидратированные диапиры, при подъеме которых и происходит частичное плавление [Gerya, Yuen, 2003b; Gerya et al., 2006].
Другая дискуссионная проблема, касающаяся образования коры в зонах субдукции, — влияние геодинамики на состав вулканитов. В некоторых случаях на этот вопрос удалось ответить с помощью геохимических данных [Gordienko et al., 2007; Encarnacion, 2004]. Так, на основе петрохимических данных для острово-дужной системы Идзу—Бонин было подтверждено [Straub, 2003], что смена бонинитового магматизма то-леитовым может быть вызвана интенсивным подъемом «мантийного клина», что ранее рассматривалось и в работе Т.И. Фроловой с соавторами [Frolova et al., 1992]. В работе [Stern et al., 2006] изменение геохимии базальтов о-ва Гугуан ее авторы связывают с изменением глубины дегидратации слэба и источника магматизма и соответственно с изменением соотношения мантийного и корового компонентов в продуктах магматизма.
Численными методами изучались многие аспекты развития зон субдукции, связанные с ростом островных дуг. Среди них — зарождение зон субдукции [Hall et al., 2003], дегидратация пород и ее влияние на динамику субдукции [Iwamori, 1998; Gerya et al., 2002; Rupke et al., 2004], процесс плавления погружающейся плиты и мантии [Gerya, Yuen, 2003b; Gerya et al., 2004a] и связанные с этим сейсмические особенности мантийного клина [Gerya et al., 2006; Gorczyk et al., 2006]. Тем не менее динамика роста островодужной коры не была исследована. В статье мы представим результаты изучения этого процесса с помощью двухмерной математической модели внутриокеанической субдукции. Модель построена с учетом термодинамики реакций, протекающих в условиях зон субдук-ции, а также данных о геохимии и петрологии пород. Модель включает самопроизвольное отступание океанического желоба и сгибание погружающейся плиты, ее дегидратацию, перенос выделившегося флюида, гидратацию мантийного клина и, наконец, плавление пород мантийного клина, приводящее к образованию островодужной коры.
Рис. 1. Карта дна Филиппинского моря
Характеристика модели. Начальные и граничные условия. Модель (рис. 2, табл. 1) охватывает область литосферы и астеносферы размером 3000x200 км. Она воспроизводит начало и дальнейшее развитие внутриокеанической субдукции и сопряженный рост островной дуги. Субдукция начинается между двумя океаническими плитами разного возраста, разделенными ослабленной разломной зоной [Hall et al., 2003] размером 30x60 км. Кора обеих плит состоит из двух слоев — верхнего слоя гидротермально измененных базальтов мощностью 2 км и нижнего слоя габбро мощностью 5 км. Подстилающая кору литосферная и астеносферная мантия представлена безводным перидотитом. Осадочный слой океанической коры появляется уже в ходе численного эксперимента и заполняет желоб между плитами, когда крутизна его придугового склона достигает 17°.
Таблица 1
Состав Осадки Верхняя океаническая кора (базальт) Нижняя океаническая кора (габбро) Мантия (перидотит)
Si02 61,10 47,62 53,49 45,55
M2O3 12,43 14,48 14,07 4,03
FeO 5,43 10,41 6,86 7,47
MgO 2,59 6,92 12,07 37,42
CaO 6,21 13,39 10,73 3,18
NajO 2,54 2,15 1,22 0,33
^O 2,13 0,58 0,09 0,03
H2O 7,60 2,78 1,47 1,98
Общепринято, что вода играет ключевую роль в развитии зон субдукции, в частности в процессе плавления [Gerya et al., 2002; Davies, Stevenson, 1992; Stern, 2002]. Рассмотрим ключевые моменты, касающиеся поведения воды в предлагаемой нами модели. Принято, что помимо воды, входящей в состав минералов, в базальтовом и осадочном слоях океанической коры содержится до 2 мас.% поровой воды. Потеря поровой воды при сжатии этих пород зависит от глубины и описывается следующей линейной функцией:
^вд) (мас.%) = Х^а - 0,02AzX
где XH2O(p) — содержание воды в порах на глубине Az (0—50 км), XHj0(p0) = 2 мас.% — содержание поровой воды у поверхности. Выделение воды из пород океанической коры за счет реакций дегидратации определяется физико-химическими условиями. Скорость прохождения воды в мантии рассчитывается следующим образом:
Vx(H20) _ Vx, vz(H20) _ vz - vz(per),
где vx и vz — горизонтальная и вертикальная компоненты скорости движения материала в мантийном клине, vz(per) — заданная относительная скорость просачивания воды вверх через породы мантии (табл. 2, 3). Вода, выделившаяся из опускающейся плиты, движется вверх, пока не достигнет Р— Т-параметров мантийных пород, приводящих к реакциям их гидратации. Согласно модели прохождения флюидов по отдельным каналам в мантии [Davies, 1999], в мантийном клине возможна лишь неполная гидратация пород, соответственно в нашей модели верхний предел поглощения воды при реакциях гидратации перидотитов принят за 2 мас.%. Для сравнения напомним, что среднее содержание воды в некоторых мантийных клиньях по сейсмическим данным достигает 4 мас.% [Carlson, Miller, 2003], а реальное насыщение водой пород в срединно-океанических хребтах имеет место при 8 мас.% [Connolly, 2005]. Гидратированная мантия разделяется на две части в зависимости от содержания серпентина: нижняя часть состоит из гидратиро-ванных пород, не содержащих серпентина, а верхняя часть, находящаяся в поле стабильности этого минерала, формирует субдукционный канал.
Солидус мантийных перидотитов при неполном насыщении водой будет расположен между водона-сыщенным и «сухим» солидусами. С учетом этого факта расчет степени плавления в присутствии Н2О может осуществляться как линейная функция Р и Т [Gerya, Yuen, 2003a]. Тогда объемная степень плавления будет равна
M0 = 0
1 бе T < T
sol;
м0 =
T - T
sol
Tliq Tsol
1 бе Tsol < T < Ti
liq
Mо = 1
i бе T > T
liq'
Рис. 2. Исходная конфигурация модели
Таблица 2
Материал Теплопроводность, Втм^К-1 Реология г„„ K Tq K Плотность, кг/м3
Осадки 0,64 + Ton Кварцит, с = 3+10 МПа, 8т(ф) = 0 889 + 17 900/(P + 54) + 20 200 (P + 54)2 при P < 1200 МПа, 831 + 0,06P при P > 1200 МПа 1262 + 0,09P 2700
Верхняя океаническая кора (гидротермально измененные базальты) 1 18+ 474 1,18 + t+77 То же 973 - 70 400/(P + 354) + + 77 800 000/(P + 354)2 при P < 1600 МПа, 935 + 0,0035P + 0,0000062P2 при P > 1600 МПа 1423 + 0,105P 3200
Нижняя океаническая кора (габбро) То же Плагиоклаз (Ап75), с = 3 МПа, 8т(ф) = 0,15 То же То же 3200
Гидратированная мантия, не содержащая серпентина То же Оливин, с = 3 МПа, 8т(ф) = 0 1240 + 49 800/(P + 323) при P < 2400 МПа, 1266 - 0,0118P + 0,0000035P2 при P > 2400 МПа 2073 + 0,114P 3200
Серпентинизованная мантия °73 + 1293 /з + t+77 Оливин, с = 3 МПа, 8т(ф) = 0, 1018—1019 То же То же 3150
Астеносферная мантия То же Оливин, с = 1 МПа, зт(ф) = 0,6, То же То же 3300
Литосферная мантия То же То же То же То же То же
Источник [Clauser, Huenges, 1995] ^апаШ, 1995] [Schmidt, Poli, 1998; Poli, Schmidt, 2002] [Turcotte, Schubert, 2002]
Таблица 3
Окончание табл. 3
Эксперимент Возраст погружающейся плиты, млн лет Максимальное содержание расплава в породе, об.% V*, м/год
1 40 0,2 0,09
2 40 0,4 0,09
3 40 1 0,09
4 40 2 0,09
5 40 4 0,09
51 40 4 0,009
5-2 40 4 0,0009
6 40 6 0,09
7 40 10 0,09
8 40 14 0,09
9 40 18 0,09
10 40 30 0,09
11 70 0,2 0,09
12 70 0,4 0,09
13 70 1 0,09
14 70 2 0,09
15 70 4 0,09
151 70 4 0,009
Эксперимент Возраст погружающейся плиты, млн лет Максимальное содержание расплава в породе, об.% V*, м/год
15-2 70 4 0,0009
16 70 6 0,09
17 70 10 0,09
18 70 14 0,09
19 70 18 0,09
20 70 30 0,09
21 100 0.2 0,09
22 100 0.4 0,09
23 100 1 0,09
24 100 2 0,09
25 100 4 0,09
25-1 100 4 0,009
25-2 100 4 0,0009
26 100 6 0,09
27 100 10 0,09
28 100 14 0,09
29 100 18 0,09
30 100 30 0,09
Ур — заданная скорость прохождения флюида через мантию.
где Tsol и Tliq — водонасыщенный солидус и сухой ликвидус соответственно при данных давлении и составе пород (табл. 2). При плавлении информация о количестве образованного в породе расплава приписывается маркерам. Моделирование экстракции расплава осуществляется с помощью двух заданных критических значений содержания расплава в породе — максимального Mmax (количество расплава, по достижении которого часть расплава может экстрагироваться) и минимального Mmin (количество расплава, которое остается в породе после экстракции его части). Как только общее количество расплава в маркере (М) превысит Mmax, то его часть Mext = M - Mmin отделяется от породы и передвигается в сторону поверхности. Соотношение между этими критическими величинами принято постоянным и равным (Ммах/Ммш) = 2. Общее количество расплава М для данного маркера на каждый данный момент времени рассчитывается с учетом уже экстрагированного количества расплава:
M = M0 - ZMext, где ^Mext — общее количество расплава, отделившегося от породы за предыдущие n эпизодов экстракции. Поскольку перемещение расплава происходит быстрее возможной деформации кристаллической мантии и не зависит от ее динамики [Elliott et al., 1997], то отделившееся количество расплава мгновенно перемещается к поверхности, где образует остро-водужную кору с теми же составом и объемом.
Для верхней границы и для боков модели выполняются условия идеального скольжения, а нижняя граница проницаема по вертикали. Поверхность океанической коры представляет собой свободную поверхность благодаря 10-километровому слою с низкой вязкостью (1019 Пас) и плотностью (1 кг/м3 для первых 8 км, состоящих из воздуха, и 1000 кг/м3 для 2-километрового слоя воды). Это позволяет сократить сдвиговое напряжение (< 104 Па) на поверхности пород и фактически образует дополнительную верхнюю границу модели. Эта внутренняя граница, проходящая по верхней поверхности кристаллической части модели, меняется под действием эрозии и осад-конакопления в соответствии с уравнением
dt
■ = v, - v„
dx
- v„ + v„
где ге8 — глубина точки поверхности в зависимости от положения по горизонтали (х); и ух — вертикальная и горизонтальная составляющие вектора скорости материала на поверхности соответственно; ^ и уе — значения скорости осадконакопления и эрозии соответственно, которые определяются в зависимости от глубины:
V = 0, Уе = уе0 при г < 8 км;
V = Уе = 0 при г > 8 км,
где = 0,03 мм/год и уе0 = 0,3 мм/год — заданные значения скорости осадконакопления и эрозии, а г = 8 км — уровень моря в модели.
Исходный температурный режим рассчитывается по модели распределения температуры для разного возраста океанической литосферы [Turcotte, Schubert, 2002]. В наших экспериментах начальный возраст молодой плиты равен 1 млн лет, а возраст древней погружающейся плиты — 40, 70 или 100 млн лет (табл. 3).
Петрологическая характеристика модели. Для каждого типа пород стабильный минеральный состав рассчитывался на основе термодинамической базы данных [Rupke et al., 2004; White et al., 2003; Powell, Holland, 1999; Holland et al., 1998; Holland, Powell, 1998; Ghiorso et al., 2002; Newton et al., 1980; Perchuk et al., 1978, 1990; Wei, Powell, 2003] как функция Т и Р при минимуме свободной энергии [Connolly, 2005; Connolly, Petrini, 2002]. Расчет сейсмических скоростей проводился по схеме, описанной в работе [Connolly, Kerrick, 2002].
Характеристика численной модели. Модель основана на коде I2VIS [Gerya, Yuen, 2003b], который сочетает метод конечных разностей с методом маркеров в ячейке (marker-in-cell).
Результаты моделирования. Общая характеристика. Проведены 3 серии численных экспериментов, в которых систематически изменялся возраст субдуци-рующей плиты: 40, 70, 100 млн лет. Возраст молодой плиты во всех экспериментах равен 1 млн лет. Для каждого значения возраста эффективность отделения расплава, т.е. пороговое значение содержания расплава в породе, изменяется от 0,2 до 30 об.%, а скорость прохождения флюида — от 0,09 до 0,0009 м/год (табл. 3). Скорость субдукции, которая в модели совпадает со скоростью отступания океанического желоба, в ходе экспериментов изменяется самопроизвольно. В первые миллионы лет после начала субдук-ции она замедляется во всех экспериментах (с 4—7 до 1—2 см/год), а затем снова ускоряется до 4 см/год. Последующее развитие системы зависит от особенностей эксперимента, однако можно выделить два возможных сценария: 1) субдукция вновь замедляется и постепенно совсем прекращается; 2) скорость субдукции либо продолжает нарастать (иногда до 12 см/год), либо несколько снижается и наконец стабилизируется на некотором значении.
В нескольких экспериментах развитие субдукции включало оба сценария: субдукция прекращается после 10—50 млн лет и затем возобновляется. Эксперименты, в которых скорость субдукции снижается до < 0,9 см/год, характеризуются прогревом погружающейся плиты мантийными породами и ее частичным плавлением. За этой фазой следует ускорение субдукции (или ее возобновление) за счет растяжения и раскрытия задугового бассейна. Подобное растяжение вызвано ослаблением вышележащей плиты благодаря сепрентинизации пород придугового региона и ведет к разделению островодужной коры на части.
Общая картина развития стабильной зоны субдукции показана на рис. 3. Когда в результате гравитационной нестабильности более древняя океаническая
Рис. 3. Типовое развитие стабильной зоны субдукции в экспериментах. Время отсчитывается с момента начала субдукции: а — отражено погружение океанической плиты, формирование субдукционного канала, образование и подъем мантийных диапиров, состоящих из гидратированных и частично расплавленных перидотитов, рост островодужной коры; б — показан объем вулканитов, излившихся
к данному моменту времени (эксперимент 12 в табл. 3)
плита погружается в мантию, на нее воздействуют все более высокие температура и давление; происходит дегидратация плиты. На начальной стадии это преимущественно выделение поровой воды, тогда как на большей глубине вода выделяется за счет реакций дегидратации. Вода, выделившаяся в мантийный клин, участвует в реакциях гидратации, входит в состав мантийных пород и понижает температуру их солидуса. Таким образом, на определенной глубине температура в мантийном клине может превысить температуру со-лидуса перидотита и вызвать его частичное плавление. Экстракция образовавшегося расплава и его миграция к поверхности земной коры приводят к формированию островной дуги над регионом частичного плавления.
Развитие субдукции и рост магматической дуги зависят от заданной скорости движения водного флюида (табл. 3). Замедление этой скорости ведет к сужению гидратированной зоны в мантии, что в свою очередь вызывает более сильное «сцепление» плит и уменьшение скорости отступания плиты. Субдукция,
как правило, прекращается при скорости флюида < 0,09 м/год, за исключением одного эксперимента (модель 5.1).
Эксперименты подтвердили наличие в мантийном клине различных типов вращения крупных (2—30 км) относительно жестких кристаллических блоков и циркуляцию материала в субдукционном канале (рис. 4), которые были установлены ранее на моделях с заданной скоростью погружения океанической плиты [Gerya et al., 2002, 2004a, b; Gorczyk et al., 2006]. Главнейшие типы вращения кристаллических блоков в мантийном клине можно классифицировать следующим образом [Gorczyk et al., 2006]:
1) преддуговое вращение материала (fore-arc spin) наблюдается в части литосферы, ограниченной новообразованной океанической корой, серпентинизо-ванной мантией и погружающейся плитой (рис. 4: 6,3 и 30 млн лет);
2) гравитационное перераспределение материала в гидратированной мантии: экстракция расплава приводит к увеличению плотности рестита и его по-
Рис. 4. Общее развитие зоны субдукции (а) и относительная интенсивность вращения кристаллических тел (I = ((9vz/9x)(9vx/9z))/2en) (б) (эксперимент 12 в табл. 3). Главнейшие типы вращения твердых тел в мантийном клине: преддуговое вращение материала (6,3 и 30 млн лет), вращение более плотных фрагментов мантийного материала, подвергшихся экстракции расплава (41,5 млн лет), вращение материала
в субдукционном канале (41,5 и 71,3 млн лет)
гружению в менее плотное мантийное вещество, тогда как новые порции гидратированных пород поднимаются. Если при этом отдельные части более плотного вещества захватываются в виде блоков между погружающейся плитой и восходящим потоком гидратиро-ванного вещества, то, продолжая погружаться, они начинают вращаться (рис. 4: 41,5 млн лет). В метаморфических породах подобное вращение в зонах контакта гранулитов с породами кратонов фиксируется гранатами со структурой снежного кома;
3) циркуляция корового материала в субдукцион-ном канале (рис. 4: 41,5 и 71,3 млн лет). Фрагменты океанической коры могут попасть в субдукционный канал из двух источников: либо это части коры погружающейся плиты, захваченные обратным потоком, либо затянутые в субдукционный канал части коры вышележащей плиты (из аккреционной призмы или/и из новообразованной коры). Последние чаще встречаются при временном замедлении скорости погружения океанической плиты (если скорость субдукции замедляется до 1 см/год, а потом вновь увеличивается).
Динамика роста коры. Скорость субдукции контролирует развитие локальных мантийных плюмов и последующий рост коры. Она совпадает со скоростью отступания опускающейся плиты, поэтому ее можно рассчитать, зная изменение положения океанического желоба во времени. Положение желоба определяется как самая низкая точка поверхности между плитой и океанической водой. Расчетные коэффициенты корреляции между скоростью роста коры и скоростью субдукции, как правило, выше 0,7 (табл. 4; рис. 5). При прочих равных условиях чем выше скорость погружения океанической плиты, тем больше флюида в единицу времени экстрагируется из нее и тем больше расплава возникает в вышележащем мантийном клине.
Объем коры зарождающейся вулканической дуги зависит также от возраста погружающейся плиты и интенсивности отделения расплава от пород (рис. 6). Максимальный объем достигается при средней скорости отделения расплава (или при среднем пороговом содержании расплава, Mmax = 2—6 об.%) и при возрасте погружающейся плиты 70—100 млн лет.
Таблица 4
Модель Возраст плиты, млн лет Максимальное содержание расплава, об.% Средняя скорость субдукции, км2/млн лет Средняя скорость роста коры, км3/км/млн лет Коэффициент корреляции между скоростью субдукции и скоростью роста дуги
1 40 0,2 21,9 30,2 0,88
2 40 0,4 20,7 21,8 0,78
3 40 1 10,7 13 0,94
4 40 2 30,1 35,2 0,78
5 40 4 21,6 23,8 0,76
6 40 6 28,2 28,3 0,39
7 40 10 19,4 20,4 0,92
8 40 14 22,8 15,56 0,76
9 40 18 24,1 13,3 0,87
10 40 30 25,0 5 0,7
11 70 0,2 24,1 33 0,59
12 70 0,4 27,2 36,4 0,64
13 70 1 32,2 51,4 0,88
14 70 2 28,4 49,5 0,91
15 70 4 29,1 49,6 0,8
16 70 6 22,9 40,3 0,9
17 70 10 22,6 28,3 0,85
18 70 14 20,9 23,6 0,87
19 70 18 20,1 12,6 0,7
20 70 30 21,4 2,8 0,67
21 100 0.2 25 34 0,83
22 100 0.4 29,8 44,8 0,69
23 100 1 28,5 38,6 0,87
24 100 2 25,4 38 0,58
25 100 4 25,6 38,9 0,91
26 100 6 24,2 42,9 0,74
27 100 10 22,7 25,2 0,54
28 100 14 22,6 23,9 0,56
29 100 18 30,2 26 0,78
30 100 30 10 0,6 0,46
Рис. 5. Сопряженное изменение скорости субдукции и скорости роста островной дуги в различных экспериментах (см. табл. 4): 1 — скорость роста коры; 2 — скорость отступания океанического желоба, отражающая скорость субдукции
Состав новообразованной коры. Существуют четыре потенциальных компонента, слагающих кору островной дуги: породы, образованные благодаря частичному плавлению мантийного клина или одного из трех слоев погружающейся океанической коры (осадков, базальтов, габбро). Эксперименты показали, что породы, возникшие в результате частичного плавления мантийных перидотитов, всегда преобладают в составе новообразованной коры. Они появляются вскоре после начала субдукции и продолжают формироваться до тех пор, пока зона субдукции остается активной. В самом начале субдукции небольшое количество пород (~16 км3/км) также выплавляется из погружающейся плиты, что объясняется большой разницей в температуре между ее фронтом и мантией, что характерно для молодых зон субдукции [Sajona et al., 1993]. Однако постоянное поступление новых порций холодного материала плиты снижает
температуру окружающей среды и плавление коры прекращается. Оно может возобновиться лишь при значительном замедлении субдукции. Тогда, с одной стороны, погружающаяся плита будет прогреваться, а с другой стороны, уменьшится флюидный поток, вызывающий плавление мантии. Эти два фактора приводят к увеличению доли корового компонента в вулканитах островной дуги. Кроме того, по мере снижения скорости субдукции плавятся все более глубокие слои погружающейся океанической коры. Так, при скорости субдукции <0,9 см/год частичному плавлению подвергается верхний слой (базальт), тогда как нижний слой (габбро) начинает плавиться только при прекращении субдукции (рис. 7). Эти закономерности не противоречат распространенному мнению, что погружающиеся плиты слишком холодные, чтобы плавиться в большинстве современных зон субдукции [Schmidt, Poli, 1998; Macpherson et al., 2006].
Обсуждение результатов. Синтетические сейсмические профили. Для сравнения экспериментальных данных со строением зон субдукции, особенно со строением мантийного клина, были построены синтетические сейсмические профили (рис. 8). В нашей модели погружающаяся кора теряет значительное количество воды на малых значениях глубины (< 50 км) и, следовательно, значения сейсмической скорости значительно изменяются именно в этом промежутке глубины, вывод подтверждается как природными, так и экспериментальными данными [Bostok et al., 2002; Poli, Schmidt, 1995]. На глубине 100—200 км отрицательные аномалии наблюдаются в габбровом слое погружающейся плиты, что отражает присутствие в коре некоторых водосодержащих минералов, например лавсонита и фенгита [Poli, Schmidt, 1995; Pawley, Holloway, 1993]. Сейсмическая структура мантийного клина в нашей модели также изменяется в ходе субдукции и продвижения плюмов (рис. 8). Ее главные особенности таковы. На глубине 100—150 км наблюдается отрицательная аномалия, связанная с серпен-тинитовым слоем. Существование этого слоя согласуется с природными данными [Iwamori, 1998; Bostock et al., 2002; Kawakatsu, Watada, 2007]. С областью частичного плавления перидотитов связана отрицательная аномалия в горячей части мантийного клина. За-дуговой спрединговый центр, где горячий мантийный материал поднимается к поверхности, также отмечается отрицательной аномалией.
На рис. 8 видны значительные (часто >10%) положительные аномалии коэффициента Пуассона для плюмов, которые подверглись частичному плавлению. В океанической коре его значения также отклоняются от стандартного профиля, хотя и не так сильно: до глубины 70 км наблюдаются отрицательные аномалии (<-6%), которые сменяются положительными аномалиями (>1%) на большей глубине. Эти отклонения диктуются изменением коэффициента Пуассона при прогрессивном метаморфизме основных пород, так, по данным [Christensen, 1996], коэффициент Пуассона равен 0,29 для неизмененных базальтов, 0,26 для зеленых сланцев и амфиболитов и 0,28 для гранулитов.
Скорость роста островодужной коры. Еще один критерий проверки полученных экспериментальных данных — скорость увеличения коры природных островных дуг. По разным оценкам [Reymer, Schubert, 1984; Dimalanta и др., 2002], в западной части Тихого океана скорость роста островодужной коры варьирует в пределах 20—95 км3 за 1 млн лет. Полученные нами экспериментальные данные (30—50 км3 за 1 млн лет) лежат в указанных пределах, однако представляются несколько заниженными. Недостаточно высокие значения скорости роста коры в экспериментах являются следствием следующих особенностей нашей модели: а) модель описывает плавление только в присутствии водного флюида, тогда как декомпрессионное плав-
0 500 1000 1500 2000 2500
Рис. 6. Зависимость накопления коры от возраста погружающейся плиты и интенсивности экстракции расплава. Показан объем коры на единицу длины по простиранию дуги после 1500 км субдукции (опущены эксперименты, в которых погружается менее 1500 км океанической плиты)
ление зачастую играет значительную роль в процессе наращивания островодужной коры [Tamura et al., 2005]; б) содержание воды для водонасыщенного солидуса мантийных перидотитов, принятое в наших моделях равным 2 мас.%, возможно, завышено [Peacock, 1987]. Более низкое его значение также привело бы к увеличению объема модельных расплавов.
Полученная в экспериментах средняя скорость субдукции почти вдвое меньше «природной» (табл. 4). Так, к западу от желоба Тонга, где прирост островодужной коры за последние 27 млн лет составил ~56 км3 [Dimalanta et al., 2002], скорость схождения плит оценивается от 16,5 см/год на юге до 24 см/год на севере [Pelletier et al., 1998; Bevis et al., 1995]. Скорость смещения желоба в сторону океана в наших экспериментах не превышает 10 см/год. Увеличение скорости субдукции приводит к значительному повышению скорости роста островодужной коры.
Заключение. В ходе численного моделирования выявлены закономерности влияния интенсивности экстракции расплава, возраста погружающейся плиты и скорости прохождения водного флюида на динамику субдукции и развития островодужной коры. Их можно сформулировать так. Существует прямая зависимость скорости роста коры островных дуг от скорости субдукции. В островных дугах преобладает кора, возникшая в результате частичного плавления мантийного клина. Содержание же продуктов кристаллизации расплавов, образовавшихся при частичном плавлении погружающейся плиты, может быть значительным (> 60 км3/км) лишь в случае прекращения субдукции, что приводит к прогреву погружающейся плиты непосредственно в зоне субдукции.
Объем коры образованной островной дуги зависит как от возраста погружающейся плиты, так и от ско-
Рис. 7. Изменение состава вулканитов при постепенном замедлении скорости субдукции вплоть до ее полного прекращения (эксперимент 3 в табл. 3): а — общее развитие зоны субдукции; б — объем входящих в состав островной дуги продуктов плавления перидотитов,
габбро и базальтов; в — изменение скорости субдукции и скорости роста коры
Рис. 8. Синтетические сейсмические профили (эксперимент 15 в табл. 3). Изменения значений продольной (ур) и поперечной (у5) сейсмической скорости, а также коэффициента Пуассона (у) рассчитаны относительно вертикального среза на расстоянии 10 км от правого
края модели
рости отделения расплава от пород. Максимальный рост коры достигается при пороге экстракции расплава из мантийного клина в 2—6 об.% и возрасте океанической плиты 70—100 млн лет.
Авторы благодарны проф. Л.Л. Перчуку, по инициативе и с помощью которого проведена работа, а также рецензентам П.Ю. Плечову и А.В. Гирнису за конструктивные замечания.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Рингвуд А.Э., Грин Д.Х. Экспериментальное изучение перехода габбро в эклогит и некоторые геофизические выводы // Петрология верхней мантии. М.: Мир, 1968. С. 78—117.
Armstrong R.L. Isotopic and chemical constraints on models of magma genesis in volcanic arcs // Earth and Planet. Sci. Lett. 1971. Vol. 12. P. 137—142.
Bevis M., Taylor F.W., Schutz B.E. et al. Geodetic observations of very rapid convergence and back-arc extension at the Tonga arc // Lett. to Nature. 1995. Vol. 374. P. 249—251.
Bindeman I.N., Eiler J.M., Yogodzinski G. et al. Oxygen isotope evidence for slab melting in modern, ancient subduction zones // Earth. and Planet. Sci. Lett. 2005. Vol. 235. P. 480—496.
Bostock M.G., Hyndman R.D., Rondenay S., Peacock S.M. An inverted continental Moho and serpentinization of the forearc mantle // Nature. 2002. Vol. 417. P. 536—538.
Carlson R.L., Miller D.J. Mantle wedge water contents estimated from seismic velocities in partially serpentinized peridotites // Geophys. Res. Lett. 2003. Vol. 30, N 5. P. 1250.
Christensen N.I. Poisson's ration and crustal seismology // J. Geophys. Res. 1996. Vol. 101. P. 3139—3156.
Connolly J.A.D. Computation of phase equilibria by linear programming: a tool for geodynamic modeling and its application to subduction zone decarbonation // Earth and Planet. Sci. Lett. 2005. Vol. 236. P. 524—541.
Connolly J.A.D., Kerrick D.M. Metamorphic controls on seismic velocity of subducted oceanic crust at 100—250 km depth // Ibid. 2002. Vol. 204. P. 61—74.
Connolly J.A.D., Petrini K. An automated strategy for calculation of phase diagram sections and retrieval of rock properties as a function of physical conditions // J. of Metamorphic Geol. 2002. Vol. 20. P. 697—708.
Davies J.H. The role of hydraulic fractures in generating intermediate depth earthquakes and subduction zone magma-tism // Nature. 1999. Vol. 398. P. 142—145.
Davies J.H., Stevenson D.J. Physical model of source region of subduction zone volcanics // J. Geophys. Res. Solid Earth. 1992. Vol. 97. P. 2037—2070.
Dimalanta C., Taira A., Yumul Jr. G.P. et al. New rates of western Pacific island arc magmatism from seismic and gravity data // Earth and Planet. Sci. Lett. 2002. Vol. 202. P. 105—115.
Elliott T, Plank T, Zindler A. et al. Element transport from slab to volcanic front at the Mariana arc // J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102. P. 14991—15019.
Encarnacion J. Multiple ophiolite generation preserved in the northern Philippines and the growth of an island arc complex // Tectonophysics. 2004. Vol. 392. P. 103—130.
Frolova T.I., Perchuk L.L., Burikova I.A. Magmatism and transformation of Earth's Crust at the active margins. Oxford & IBH Publishing Co&PVT, LTD, 1992.
George R, Turner S., Hawkesworth C. et al. Melting processes and fluid and sediment transport rates along the Alaska— Aleutian arc from an integrated U—Th—Ra—Be isotope study // J. Geophys. Res. 2003. Vol. 108 (doi:10.1029/2002JB001916).
Gerya T.V., Connolly J.A.D., Yuen D.A. et al. Seismic implications of mantle wedge plumes // Phys. of the Earth and Planet. Inter. 2006. Vol. 156. P. 59—74.
Gerya T.V., Stockhert B., Perchuk A.L. Exhumation of high-pressure metamorphic rocks in a subduction channel: a numerical simulation // Tectonics. 2002. Vol. 21, N 6. P. 1—19.
Gerya T.V., Yuen D.A. Characteristics-based marker-in-cell method with conservative finite-differences schemes for modeling geological flows with strongly variable transport properties // Phys. of the Earth and Planet. Inter. 2003a. Vol. 140. P. 293—318.
Gerya T.V., Yuen D.A.. Rayleigh-Taylor instabilities from hydration and melting propel 'cold plumes' at subduction zones // Earth and Planet. Sci. Lett. 2003b. Vol. 212. P. 47—62.
Gerya T.V., Yuen D.A., Sevre E.O.D. Dynamical causes for incipient magma chambers above slabs // Geology. 2004a. Vol. 32. P. 89—92.
Gerya T.V., Yuen D.A., Maresch W.V. Thermomechanical modeling of slab detachment // Earth and Planet. Sci. Lett. 2004b. Vol. 226. P. 101—116.
Ghiorso M.S., Hirschmann M.M., Reiners P.W., Kress V.C. The pMELTS: A revision of MELTS for improved calculation of phase relations and major element partitioning related to partial melting of the mantle to 3 GPa // Geochem. Geophys. Geo-systems. 2002. Vol. 3 (doi:10.1029/2001GC000217).
Gordienko I.V., Filimonov A.V., Minina O.R. et al. Dzhida island-arc system in the Paleoasian Ocean: structure and main stages of Vendian—Paleozoic geodynamic evolution // Rus. Geol. and Geophys. 2007. Vol. 8. P. 91—106.
Gorczyk W., Gerya T.V., Connolly J.A.D. et al. Large-scale rigid-body rotation in the mantle wedge and its implications for seismic tomography // Geochem. Geophys. Geosystems. 2006. Vol. 7 (doi:10.1029/2005GC001075).
Hall C.E., Gurnis M., Sdrolias M. et al. Catastrophic initiation of subduction following forced convergence across fracture zones // Earth and Planet. Sci. Lett. 2003. Vol. 212. P. 15—30.
Holland T, Backer J., Powell R. Mixing properties and activity—composition relationships of chlorites in the system MgO—FeO—Al2O3—SiO2—H2O // Europ. J. of Mineralogy. 1998. Vol. 10. P. 395—406.
Holland T.J.B., Powell R. An internally consistent thermodynamic data set for phases of petrological interest // J. of Metamorphic Geol. 1998. Vol. 16. P. 309—343.
Iwamori H. Transportation of H2O and melting in subduction zones // Earth and Planet. Sci. Lett. 1998. Vol. 160. P. 65—80.
Kawakatsu H, Watada S. Seismic evidence for deep-water transportation in the mantle // Science. 2007. Vol. 316. P. 1468— 1471.
Kelemen P.B., Rilling J.L. et al. Thermal structure due to solid-state flow in the mantle wedge beneath arcs // AGU Monograph. 2003. Vol. 138. P. 293—311.
Kelemen P.B., Johnson K.T.M., Kinzler R.J., Irving A.J. High-field-strength element depletions in arc basalts due to mantle-magma interaction // Nature. 1990. Vol. 345. P. 521—524.
Kessel R., Schmidt M.W., Ulmer P., Pettke T. Trace element signature of subduction-zone fluids, melts and supercritical liquids at 120—180 km depth // Nature. 2005. Vol. 437. P. 724—727.
Macpherson C.G., Dreher S.T., Thirlwall M.F. Adakites without slab melting: high pressure differentiation of island arc magma, Mindanao, the Philippines // Earth and Planet. Sci. Lett. 2006. Vol. 243. P. 581—593.
Meijer A. Primitive arc volcanism, a boninite series: Examples from Western Pacific island arcs // The tectonic evolution of Southeast Asian seas islands: Amer. Geophys. Un. Monograph. 1980. N 23. P. 269-282.
Newton R.C., Charlu T.V., Kleppa O.J. Thermochemistry of the high structural state plagioclases // Geochem. et Cosmochim. Acta. 1980. Vol. 44. P. 933—941.
Pawley A.R., Holloway J.R. Water sources for subduction zone volcanism: new experimental constraints // Science. 1993. Vol. 260. P. 664—667.
Peacock S.M. Serpentinization and infiltration metasomatism in the Trinity peridotite, Klamath province, northern California: implications for subduction zones // Contrib. to Mineralogy and Petrology. 1987. Vol. 95. P. 55—70.
Pelletier B., Calmant S., Pillet R. Current tectonics of the Tonga — New Hebrides region // Earth and Planet. Sci. Lett. 1998. Vol. 164. P. 263—276.
Perchuk L.L. Studies of volcanic series related to the origin of some marginal sea floors // Magmatic Processes: Physicochemical Principles: Geochem. Soc. Spec. Publ. 1987. Vol. 1. P. 209—230.
Perchuk L.L., Podlesskii K.K., Aranovich L.Ya. Thermodynamics of some framework silicates and their equilibria: application to geothermobarometry // Progress in metamorphic and Magmatic Petrology. Cambridge University Press, 1990. P. 131—166.
Perchuk L.L., Podlesskii K.K., Zyrianov V.N. Thermodynamic mixing functions for the nepheline and feldspar solid solution at 1000 > T > 400 C // Geochem. Intern. 1978. Vol. 20, N 1. P. 116—124.
Poli S., Schmidt M.W. H2O transport and release in subduction zones: experimental constraints on basaltic and andesitic systems // J. Geophys. Res. 1995. Vol. 100. P. 22299—22314.
Powell R., Holland T. Relating formulations of the thermodynamics of mineral solid solutions: Activity modeling of pyroxenes, amphiboles, and micas // Amer. Mineral. 1999. Vol. 84. P. 1—4.
Reymer A., Schubert G. Phanerozoic addition rates to the continental crust and crustal growth // Tectonics. 1984. N 3. P. 63—77.
Rupke L.H., Morgan J.P., Hort M., Connolly J.A.D. Serpentine and the subduction zone water cycle // Earth and Planet. Sci. Lett. 2004. Vol. 223. P. 17—34.
Sajona F.G., Maury R.C., Bellon H. et al. Initiation of subduction and the generation of slab melts in western and eastern Mindanao, Philippines // Geology. 1993. Vol. 21. P. 1007—1010.
Schmidt M.W., Poli S. Experimentally based water budgets for dehydrating slabs and consequences for arc magma generation // Earth and Planet. Sci. Lett. 1998. Vol. 163. P. 361—379.
Stern R.J. Subduction zones // Rev. of Geophys. 2002. Iss. 40. P. 1012.
Stern R.J., Kohut E., Bloomer S.H. et al. Subduction factory processes beneath the Guguan cross-chain, Mariana Arc: no role for sediments, are serpentinites important? // Contrib. to Mineral. and Petrol. 2006. Vol. 151, N 2. P. 202—221.
Straub S.M. The evolution of the Izu Booin-Mariana volcanic arcs (NW Pacific) in terms of major element chemistry // Geochem. Geophys. Geosystems. 2003. Vol. 4, N 2 (doi:10.1029/2002GC000357).
Tamura Y., Tani K, Ishizuka O. et al. Are arc basalts dry, wet, or both? Evidence from the Sumisu Caldera Volcano, Izu-Bonin arc // Jap. J. Petrol. 2005. Vol. 46, N 9. P. 1769—1803.
Tatsumi Y. Origin of subduction zone magmas based on experimental petrology // Physical chemistry of magmas / Eds. L.L. Perchuk, I. Kushiro N.Y: Springer Verlag, 1991. P 268—302.
Tatsumi Y, Hamilton D.L., Nesbitt R.W. Chemical characteristics of fluid phase from a subducted lithosphere and origin of arc magmas: evidence from high-pressure experiments and natural rocks //J. Volcanol. and Geotherm. 1986. Vol. 29. P. 293—309.
Turcotte D.L., Schubert G. Geodynamics. Cambridge University Press, 2002.
Wei C.J., Powell R. Phase relations in high-pressure me-tapelites in the system KFMASH (K2O—FeO—MgO—Al2O3— SiO2—H2O) with application to natural rocks // Contrib. to Mineral. and Petrol. 2003. Vol. 145. P. 301—315.
White R. W., Powell R., Phillips G.N. A mineral equilibria study of the hydrothermal alteration in mafic greenschist facies rocks at Kalgoorlie,Western Australia // J. of Metamorphic Geol. 2003. Vol. 21. P. 455—468.
Геологический факультет МГУ им. М.В. Ломоносова, кафедра петрологии,
К.М. Николаева — аспирантка, e-mail: [email protected] Т.В. Геря — прикрепленный профессор, доктор геол.-минер. н., e-mail: [email protected]
Поступила в редакцию 06.02.2009
