WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!


На правах рукописи

Гончаров Алексей Георгиевич

РЕДОКС СОСТОЯНИЕ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЛИТОСФЕРНОЙ МАНТИИ: Fe3+/Fe МИНЕРАЛОВ МАНТИЙНЫХ КСЕНОЛИТОВ ПО ДАННЫМ МЁССБАУЭРОВСКОЙ СПЕКТРОСКОПИИ

25.00.04 – петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание учёной степени кандидата геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург 2012

Работа выполнена в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН Доктор геолого-минералогических наук,

Научный консультант:

профессор Лариса Петровна Никитина

Официальные оппоненты: Доктор химических наук, профессор Юрий Александрович Шуколюков ИГГД РАН, Санкт-Петербург Доктор геолого-минералогических наук, профессор Александр Владимирович Козлов Горный Университет, Санкт-Петербург

Ведущая организация:

Санкт-Петербургский Государственный Университет, Геологический факультет

Защита состоится « 23 » мая 2012 г. в 14 часов на заседании Диссертационного совета Д.002.047.01. в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН по адресу: 199034, Санкт-Петербург, наб. Макарова д.Электронная почта: dis.sovet@ipgg.ru Факс: 8(812)328 48

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГГД РАН.

Автореферат разослан «20» апреля 2012 г.

Учёный секретарь Диссертационного совета Д.002.047.01, Т.П. Щеглова кандидат геолого-минералогических наук

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ



Актуальность работы. Одним из основных, и единственным непосредственным, источником современных представлений о верхней мантии Земли являются отдельные её фрагменты – мантийные ксенолиты, выносимые на поверхность глубинными магмами различного происхождения. Мантийные ксенолиты представляют исчерпывающую информацию о составе и строении литосферной мантии на момент выноса ксенолитов, при этом сохраняющееся химическое равновесие между минералами создаёт возможность оценки распределения температуры и фугитивности кислорода (fO2) с глубиной. Окислительновосстановительное, или “редокс” состояние литосферной мантии, выраженное количественно через величину fO2, определяется, в первую очередь, степенью окисления железа (Fe3+/Fe) в структуре породообразующих мантийных минералов. Наиболее разработанным и точным методом определения отношения Fe3+/Fe, на котором основываются корректные оценки fO2, является Мёссбауэровская спектроскопия.

Актуальность диссертационного исследования определяется недостатком информации о редокс состоянии литосферной мантии Земли, необходимой для понимания многих происходящих в ней процессов, дефицитом экспериментальных определений Fe3+/Fe в минералах перидотитовых ксенолитов из мантии вне кратонов, в частности Байкало-Монгольского региона, а также недостаточная изученность редокс состояния литосферной мантии Сибирского кратона.

Цель исследования. Исследовать редокс состояние континентальной литосферной мантии, подстилающей центральную часть Сибирского кратона (трубка Удачная) и вулканические области Байкало-Монгольского региона (Витим, Тариат и Дариганга), выяснить масштабы вариаций фугитивности кислорода и их связь с термальными режимами и составом С-О-Н флюида, равновесного с мантийными породами.

Задачи исследования:

(1) Изучение структурно-текстурные особенностей, химического состава и модального минералогического состава мантийных ксенолитов, с целью их классификации и выявления процессов, принимавших участие в эволюции исследуемых пород.

(2) Определение химического состава минералов мантийных ксенолитов, с уточнением соотношения разновалентных форм железа методом Мёссбауэровской спектроскопии.

(3) Расчёт температур и давлений равновесия минеральных ассоциаций мантийных ксенолитов с помощью методов твёрдофазовых термометров и барометров; на основании этих данных, определение характера распределения температур с глубиной и мощности литосферы в пределах изучаемых регионов.

(4) Расчёт фугитивности кислорода для мантийных ксенолитов с помощью методов твёрдофазовых оксибарометров и оценка масштабов вариаций фугитивности кислорода в вертикальном профиле литосферной мантии.

(5) Оценка состава, сосуществующего с мантийными породами, флюида в системе С-О-Н и определение характера вариаций состава флюида с глубиной, его связь с термальным состоянием и мощностью литосферы.

Фактический материал и методы исследования. Для проведения настоящего исследования были выбраны 42 образца мантийных ксенолитов из кимберлитов трубки Удачная (Далдынское поле, Восточная Сибирь) и 37 образцов мантийных ксенолитов из щелочных базальтов плато Дариганга (Даригангская вулканическая область, Юго-Восточная Монголия), Тариатской впадины (Южно-Хангайская вулканическая область, Центральная Монголия) и Витимского вулканического поля (Западное Забайкалье, Южная Сибирь). Коллекции мантийных ксенолитов были предоставлены в разное время Д.А. Ионовым (Universit Jean Monnet), И.В.

Ащепковым (ИГМ СО РАН), К.Н. Егоровым (ИЗК СО РАН), Н.В. Владыкиным (ИГ СО РАН) и В.В. Ярмолюком (ИГЕМ РАН).

Валентное состояние железа и его распределение в структуре минералов изучалось методом Мёссбауэровской спектроскопии в ИГГД РАН при комнатной температуре на установке "СМ-1201". Источниками g-излучения служил Co в матрице Cr активностью от 50 до 30 мКи. Химический состав минералов и пород был определён методами EPMA, LA-ICPMS и XRF.

Научная новизна и практическая значимость. Мёссбауэровская спектроскопия является одним из самых широко используемых и точных методов определения Fe3+/Fe и позиции железа в структуре природных и синтетических соединениях.

Однако, такие данные для минералов мантийных ксенолитов достаточно отрывочны и не представительны. В ходе выполнения работы было получено более сотни Мёссбауэровских спектров минералов ксенолитов, в основном гранатов и шпинелей, а так же оливинов, ромбических и моноклинных пироксенов, что, безусловно, является существенным вкладом в представления о геохимии Fe2+ и Fe3+ в различных химических и термодинамических условиях.

Впервые проведено систематическое исследование редокс состояния полного разреза литосферной мантии центральной части Сибирского кратона и первое подробное исследование, на примере Байкало-Монгольского региона, соотношения редокс режимов для гранатовой и шпинелевой фаций перидотитов, представляющих литосферную мантию молодых складчатых областей. Проведено подробное сопоставление редокс состояния литосферной мантии, подстилающей структуры континентальной коры в различных тектонических обстановках.

Полученные знания будут полезны при построении геодинамических реконструкций литосферы, интерпретации геофизических данных, моделировании условий и глубин генерации расплавов в мантии, особенно при различном редокс состоянии, а так же при решении вопросов генезиса и стабильности алмазов.

Основные защищаемые положения:

(1) Редокс состояние литосферной мантии центральной части Сибирского кратона, в районе кимберлитовой трубки Удачная, неоднородно и характеризуется общим понижением фугитивности кислорода от +1.0 до -4.DlogfO2(FMQ) на глубинах от 70 до 220 километров.

(2) Редокс состояние литосферной мантии, подстилающей территорию БайкалоМонгольского региона, характеризуется пространственной неоднородностью и резким понижением фугитивности кислорода при переходе от шпинелевых к гранатовым перидотитам: от +0.0 до -3.0 DlogfO2(FMQ), соответственно, в диапазоне глубин от 50 до 90 километров.

(3) Рассчитанный состав флюида в системе С-О-Н, в мантии под Сибирским кратоном и окружающим его Центрально-Азиатским складчатым поясом, меняется с глубиной, вне зависимости от мощности литосферы, от водноуглекислого в верхних горизонтах до преимущественно метанового на границе с астеносферой.

Апробация работы. Результаты исследований были представлены и опубликованы в материалах международных конференций: ICAME (Канпур, 2007), ICAME (Вена, 2009), и ICMASA (Екатеринбург, 2009), XVIII молодёжная конференция, посвящённая памяти К.О. Кратца (Санкт-Петербург, 2007), I Всероссийская молодёжная научная конференция «Молодёжь и наука на севере» (Сыктывкар, 2008), “LIPs of Asia, mantle plumes and metallogeny” (Новосибирск, 2009), "Физико-химические и петрофизические исследования в науках о Земле" (Москва, 2009), международный симпозиум по геохимии Goldschmidt (Прага, 2011) и Генеральная ассамблея EGU (Вена, 2012).

Результаты диссертационного исследования представлены в 18 научных публикациях, включая 7 статей в рецензируемых научных журналах. Тема исследования и участие в конференциях были поддержаны Российским фондом фундаментальных исследований (гранты РФФИ 08-05-00861-а, 09-05-09249моб_з, 09-05-16004-моб_з_рос, 10-05-01017-а и 11-05-00346-а), а также грантами президента РФ (НШ-3533.2008.5) и Регионального общественного фонда содействия отечественной науке “Лучшие аспиранты РАН-2010”.

Объём и структура работы. В структуре диссертации выделяются введение, семь глав, заключение и библиографический список использованной литературы, содержащий 238 пунктов. Общий объём текста диссертации составляет 1страниц, в том числе 47 рисунков, 4 таблицы и 10 приложений.

Благодарности. Автор благодарит И.В. Ащепкова, Д.А. Ионова, К.Н. Егорова, Н.В. Владыкина и В.В. Ярмолюка за предоставленные для исследования коллекции мантийных ксенолитов.

Автор глубоко признателен и высоко ценит помощь научного руководителя диссертации Л.П. Никитиной и научного руководителя совместного PhD проекта во Франции Д.А. Ионова.

Искреннюю благодарность автор выражает сотрудникам ИГГД РАН Ю.Д.

Пушкарёву, М.С. Бабушкиной, Н.В. Боровкову, Н.М. Королёву, В.А.

Матрёничеву, О.Л. Галанкиной, П.Я. Азимову и Д.В. Доливо-Добровольскому за их интерес и помощь при обсуждении полученных результатов, а так же администрации ИГГД РАН, в лице директора А.Б. Вревского и заведующего лабораторией петрологии В.А. Глебовицкого, за всестороннюю поддержку работы на всех этапах её выполнения.

Автор выражает благодарность сотрудникам Центра изотопных исследований ВСЕГЕИ А.В. Антонову и А.К. Салтыковой за их интерес к исследованию вещества мантийных ксенолитов, а так же всем научным и техническим сотрудникам кафедры геологии в Университете Ж. Монне (Universit J. Monnet, Saint-Etienne) во Франции, и особенно её руководителю J.-Y.

Cottin и сотрудникам A. Benard, L.-S. Doucet и A. Villaros за гостеприимство, всестороннюю техническую помощь и консультации.

Отдельную благодарность автор выражает своей семье, без поддержки которой проведение данного исследования было бы невозможным.

ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ 1ое защищаемое положение. Редокс состояние литосферной мантии центральной части Сибирского кратона, в районе кимберлитовой трубки Удачная, неоднородно и характеризуется общим понижением фугитивности кислорода от +1.0 до -4.0 DlogfO2(FMQ) на глубинах от 70 до 220 километров.

Геологическая позиция. Кимберлитовая трубка Удачная (66°26 С.Ш.;

112°19 В.Д.) расположена в центральной части Сибирского кратона в бассейне реки Далдын (приток Марчи) в пределах Далдын-Алакитского блока. Трубка прорывает толщу осадочных пород ордовиксого и кембрийского возрастов, U-Pb датировки перовскита показывают возраст образования интрузивного тела в 360±7 млн. лет. Ультраосновные породы трубки Удачная являются частью палеозойского пояса алмазоносных кимберлитов, простирающегося из центра на северо-восток Сибирской платформы. Кимберлиты Удачной вмещают большое количество разнообразных мантийных и нижнекоровых ксенолитов. Примерно две трети мантийных ксенолитов представлены деформированными гранатовыми перидотитами, ~30% составляют зернистые перидотиты (из них две трети относятся к гранатовой фации, остальные к шпинелевой) и ~6% эклогиты и пироксениты.

Петрография, состав пород и минералов. Среди изученных ксенолитов из кимберлитов трубки Удачная, можно выделить три основных типа: зернистые шпинелевые, зернистые гранатовые и деформированные гранатовые перидотиты.

Деформированных перидотитов из трубки Удачная было изучено 22 образца, перидотитов зернистой структуры 20 образцов, из них 9 гранатовых и гранатшпинелевых и 11 шпинелевых перидотитов.

Восемь из одиннадцати изученных шпинелевых перидотитов представлены гарцбургитами (1-4% клинопироксена (cpx)), и один образец – лерцолит с низким содержанием (6%) cpx, а так же два дунита (рис. 1а). Шпинель (spl) (0.2-2%) находится в виде ксеноморфных зёрен различного размера или заполняет межзерновое пространство. Зернистые гранатовые перидотиты представлены гарцбургитами (0-4.5% cpx) и лерцолитами с содержанием cpx (6-7%).

Деформированные гранатовые перидотиты в основном представляют собой лерцолиты, а так же верлиты и гарцбургиты в подчинённом количестве.

Модальные содержания клинопироксена в них варьируют от 0 до 21%, а граната (gar) от 1 до 17%.





Зернистые шпинелевые и гранатовые перидотиты, в основном, характеризуются низкими содержаниями CaO (0.3-1.6 вес.%) и Al2O3 (0.1-1.Рисунок 1. Диаграммы модального состава пород ксенолитов: (а) трубка Удачная и (б) Байкало-Монгольского регион (В – Витим, Д – Дариганга, Т – Тариат). Состав примитивной мантии (PM) из работы (McDonough and Sun, 1995), стрелкой обозначен эволюционный тренд состава рестита из работы (Herzberg, 2004).

вес.%) и высокими значениями Mg# (0.91-0.93) и содержаниями MgO (44% вес.%). Деформированные перидотиты отвечают более широким вариациям валовых составов пород: 0.4-4.4 вес.% CaO, 0.3-4 вес.% Al2O3, 0.04-0.28 вес.% TiO2, 37.4-47.1 вес.% MgO и существенно более низкими значениями Mg# (0.8690.915). Данные о валовом химическом составе главных элементов и модальный минеральный состав пород определяют изученные породы как реститы высоких степень плавления (рис. 1а). Однако, верлиты и некоторые деформированные лерцолиты, скорее всего, были обогащены гранатом и/или клинопироксеном, железом, а так же лёгкими и средними редкоземельными элементами (LREE и MREE) в гранатах и клинопироксенах, то есть выражают признаки модального и скрытого метасоматоза.

Все оливины (ol) в исследованных ксенолитах гранатовых, гранатшпинелевых и шпинелевых перидотитов являются маложелезистыми форстеритами. Mg#ol варьирует в широких пределах: от 0.919 до 0.930 в spl перидотитах; от 0.869 до 0.925 в зернистых и от 0.869 до 0.921 в деформированных gar перидотитах. В изученных образцах деформированных перидотитов составы порфирокластов и необластов оливина практически не отличаются, также не отличаются по составу центральные и краевые части зёрен оливина. Исследованные ортопироксены (opx) представлены низкожелезистыми энстатитами (FeO от 4.5 до 7.5 вес.%). Установлено незначительное понижение содержаний Al и Cr в краевых частях зёрен opx из зернистых перидотитов, систематической зональности этого минерала в деформированных породах не выявлено. Клинопироксены из мантийных перидотитов относятся к высококальциевым разновидностям с низким содержание FeO (от 1.5 до 5 вес. %) и присутствием во всех образцах Cr2O3 (0.5 – 2.7 вес. %), что позволяет классифицировать их как хромдиопсиды. Альмандин-пироповые и хромсодержащие пироповые гранаты содержат 6.7-9.8 вес.% суммарного FeO, 4.1-7.1 вес.% CaO и 1.8-12.3 вес.% Cr2O3. Содержание Ca и Cr положительно коррелируют друг с другом, что типично для гранатов из перидотитов кратонической мантии, и отрицательно коррелируют с содержанием Fe и Al.

Шпинели относятся к высокоглиноземистым и высокохромистым разновидностям этого минерала. Cr#spl варьирует в широких диапазонах (0.26-0.84); содержание хрома очень высокие только в дунитах и гранат-шпинелевых перидотитах (Cr#spl = 0.72-0.84). Общее содержание FeO в изученных шпинелях изменяется от 11.1 до 22.4 вес.%, с максимальными содержаниями в богатых хромом шпинелях из дунитов.

Оценки температур и давлений. Равновесные температуры и давления были определены, исходя из усреднённых составов центральных частей неизменённых зёрен минералов с использованием opx-gar барометра (Nickel, Green, 1985; PNG85) и opx-cpx термометра (Taylor, 1998; TT98). Для нескольких образцов, в которых не был обнаружен клинопироксен, температуры оценивались термометром Ca-в-opx (Brey, Khler, 1990). Дополнительно, значения Т и Р оценивались различными комбинациями термобарометрических инструментов с целью выявления неравновесных ассоциаций и внутренних ошибок геотермометров и геобарометров. В целом, оценки Т и Р, полученные с использованием различных инструментов, согласуются между собой в пределах ошибок. Существенные расхождения наблюдаются только для двух образцов garspl и одного gar перидотита, что указывает на отсутствие равновесия между минералами, связанного, вероятно, с переходом шпинелевой фации перидотитов в гранатовую.

Гранатовые перидотиты с зернистой структурой характеризуются значениями Т = 784 - 1250°C и Р = 2.9 - 6.1 ГПа. Все образцы, для которых оценки давления не превышают 4 ГПа, в том числе и один высокобарический образец (6.1 ГПа), располагаются вдоль кондуктивной геотермы 40 мВт/м2, при этом образцы ксенолитов, отвечающие диапазону давлений 4-5.5 ГПа, характеризуются более широким (не ложатся на одну модельную геотерму) диапазоном температур на той же глубине (рис. 2). Разброс в значениях Т при одном Р свидетельствует о термальной неоднородности в диапазоне глубин 140180 км. Оценки Т и P для деформированных перидотитов показывают, что они были уравновешенны при более высоких значениях температур и давлений (11- 1350°C, 4.6 – 6.4 ГПа). Корректные оценки Р для пород spl перидотитов не могут быть получены напрямую из термобарометрических расчётов. Поэтому, в настоящей работе, оценки давления были произведены проекцией TT98 на геотерму 40 мВт/м2, близко к которой располагаются фигуративные точки гранатсодержащих ксенолитов при давлениях <4 ГПа (рис. 2). Минеральные ассоциации spl перидотитов, предположительно, характеризуются Т = 615 – 917°C и P = 2.1 – 3.8 ГПа.

Термальные условия и глубины выноса зернистых гранатовых перидотитов отвечают, как области стабильности графита, так и алмаза (рис. 2). Наиболее высокие давления, полученные в данной работе, отвечают глубинам порядка 220 км. Полученные оценки P, и характер распределения Т в вертикальном профиле, показывают, что изученные породы представляют собой полный спектр мантийных пород, формировавших основную часть разреза литосферной Рисунок 2. Р-Т диаграмма для ксенолитов трубки Удачная. На диаграмме приведены мантии центральной части модельные кондуктивные геотермы по (Pollack Сибирского кратона 360 млн. лет & Chapman, 1977), переход графита (G) в алмаз назад, что позволяет подробно (D) по (Holland & Powell, 1998), переход Spl-Lh исследовать редокс состояние в Gar-Lh в системах CMAS (Walter et al, 2002) и выбранного участка мантии.

MCrS (Klemme, 2004).

Fe3+/Fe в минералах и оценки фугитивности кислорода. Оценки содержания Fe3+ в структуре породообразующих минералов мантийных ксенолитов тр. Удачная были произведены методом Мёссбауэровской спектроскопии. Значения Fe3+/Fe в минералах определяются из соотношения интегральных интенсивностей дублетов квадрупольного расщепления (QS).

Спектры оливинов показывают почти полное отсутствие Fe3+, в редких случаях его содержание достигает 1-3%. В структуре ортопироксенов доля Fe3+ так же незначительна, не более 5-6%. Наиболее широкие диапазоны значений Fe3+/Fe, помимо гранатов и шпинелей, установлены для клинопироксенов, Fe3+/Fe = 0.– 0.12. Наибольший интерес представляют спектры гранатов и шпинелей, так как содержание Fe3+ в этих минералах является основным параметром при расчётах фугитивности кислорода.

В мёссбауэровских спектрах гранатов выделяется по одному дублету QS для Fe2+ и Fe3+ (рис. 3). Асимметричный дублет, соотносимый с Fe2+, характеризуется величинами QS от 3.54 до 3.57 мм/с и химического сдвига (IS) от 1.28 до 1.30 мм/с, что указывает на то, что Fe2+ катионы заселяют додекаэдры в структуре гранатов. Дублет Fe3+ (0.25

Рисунок 3. Типичные мёссбауэровские спектры граната и шпинели из перидотитов изученных регионов, снятые комнатной температуре.

Мёссбауэровские спектры шпинелей имеют два дублета QS закисного железа (рис. 3), характеризующихся значениями QS между 1.71-2.04 и 0.99-0.мм/с, которые соотносятся с тетраэдрической позицией в кристаллической структуре, и один дублет окисного железа с QS = 0.16-0.27 мм/с (октаэдрическая позиция). Значения Fe3+/Fe в изученных шпинелях варьируют от 0.099 до 0.268 и не коррелируют с величинами Cr#spl, FeOspl и Mg#ol.

Фугитивность кислорода для мантийных ксенолитов трубки Удачная была рассчитана с помощью spl-ol-opx оксибарометра (Wood, 1991) для шпинелевых перидотитов и gar-ol-opx оксибарометра для гранатовых перидотитов, калиброванного в работе (Gudmundsson, Wood, 1995). Величины fO2 приведены в логарифмических единицах относительно фаялит-магнетит-кварцевого кислородного буфера (FMQ), т.е. в виде DlogfO2(FMQ).

Полученные оценки фугитивности кислорода для spl перидотитов варьируют от +0.8 до -1.0 DlogfO2(FMQ) (среднее -0.2). Зернистые gar перидотиты характеризуются вариациями fO2 от -0.9 до -3.4 (среднее -2.7). Значения fO2, полученные для деформированных перидотитов, основных пород формирующих нижнюю часть изучаемого разреза, варьируют от -1.8 до -4.0 (среднее -3.05).

Оценки fO2 для изученных ксенолитов отрицательно коррелируют с Р и Т, то есть фугитивность кислорода понижается с глубиной в мантии под трубкой Удачная, как это было ранее установлено для кратонов Каапвааль и Слэйв. fO2 - P тренд очевиден для полной выборки изученных образцов (линия 1 на рис. 4а) и отдельно для шпинелевой и гранатовой фаций перидотитов (за исключением двух неравновесных образцов). В целом, fO2 понижается на пять порядков (от +1 до -лог. ед.) с верхних горизонтов КЛМ до границы с астеносферой, то есть примерно на ~0.25 лог. ед. за 10 км. Практически все gar перидотиты располагаются между IW (железо-вюстит) и WM (вюстит-магнетит) кислородными буферами; все spl и один gar-spl образец характеризуются значениями fO2 выше буфера WM (рис. 4а).

Рисунок 4. Зависимость fO2 (лог. ед.

относительно буфера FMQ) от давления (а) и температуры (б) для перидотитов трубки Удачная; символы в соответствии с рисунком 2. Поля стабильности алмаза, графита и карбонатов разделены линиями перехода графита в алмаз по (Holland & Powell, 1998), положением кислородных буферов EMOD/G (Eggler & Baker, 1982) и D/GCO (Frost & Wood, 1997); также приведены IW (O'Neill & Pownceby, 1993) и WM (Ballhaus et al, 1991) кислородные буферы. Положения буферов рассчитаны с P-T параметрами вдоль геотермы 40 mW/m2 (рис. 2).

Пунктирная линия показывает переход между CO2-насыщенным флюидом и карбонатами при 1050°C и 2 ГПа (Dalton & Wood, 1993). Линия 1 – оптимальная аппроксимация зависимости fO2 от Р (за исключением двух неравновесных образцов) Все деформированные и часть зернистых перидотитов находятся в области стабильности алмаза, тогда как все spl и один gar-spl перидотиты в области стабильности карбонатов; несколько зернистых гранатовых и гранат-шпинелевых перидотитов относятся к полю углерода, стабильного в виде графита. Положение фигуративных точек на диаграмме T – fO2, характеризуется сильным разбросом при T <1000°C (рис. 4б). Без учёта нескольких зернистых gar перидотитов, которые относятся к интервалу глубин 145-175 км и отличаются широкими температурными вариациями (до 250°С на одной глубине), исследованные spl и gar перидотиты, так же как и в случае P - fO2 зависимости, образуют общий тренд.

Сравнение данных о редокс состоянии литосферной мантии под центральной частью Сибирского кратона с литературными данными для кратонов Каапвааль и Слэйв представлено на рисунке 5. Полученные в настоящей работе диапазоны оценок fO2, значения мощности литосферы и характер изменения fO2 с глубиной, в целом, согласуются с таковыми для мантии, подстилающей кратон Слэйв. Редокс состояние литосферной мантии под Каапваальским кратоном представляется более восстановленным, в частности, в нижних горизонтах; почти все деформированные перидотиты характеризуются более низкими оценками fOна определённой глубине, чем рассчитанные величины fO2 для модельной примитивной мантии (пунктирная линия на рис. 5). Экстраполяция fO2–P тренда пересекает линию IW кислородного буфера при давлении в 7.5 ГПа, что согласуется с экспериментами, подтверждающими преобладание металлической формы железа в мантии при давлениях между 7 и 8 ГПа.

Рисунок 5. Зависимость fO2 (лог. ед. относительно FMQ) от давления для литосферной мантии кратонов: (а) Сибирь, трубка Удачная (данная работа), (б) Каапваальский и (в) Слэйв кратоны (лит. данные). Залитые символы в соответствии с рис. 2, незалитые символы – Fe3+/Fe в минералах по данным Мёссбауэровской спектроскопии, на половину залитые по данным flank-метода (микрозондовый анализ).

2ое защищаемое положение. Редокс состояние литосферной мантии, подстилающей территорию Байкало-Монгольского региона, характеризуется пространственной неоднородностью и резким понижением фугитивности кислорода при переходе от шпинелевых к гранатовым перидотитам: от +0.до -3.0 DlogfO2(FMQ), соответственно, в диапазоне глубин от 50 до километров.

Геологическая позиция. Щелочные базальты плато Дариганга (Даригангская вулканическая область, Юго-Восточная Монголия), Тариатской впадины (Южно-Хангайская вулканическая область, Центральная Монголия) и Витимского вулканического поля (Западное Забайкалье, Южная Сибирь) входят в состав рифей-палеозойского Центрально-Азиатского складчатого пояса, разделяющего Сибирскую и Северокитайско-Корейскую платформы. В пределах пояса установлены структуры поздних байкалид, каледонид и герцинид, существенно переработанные в позднем палеозое - мезозое процессами внутриплитного магматизма и рифтогенеза. В пределах всех изученных вулканических полей, кайнозойская магматическая активизация происходила в несколько этапов: в миоценовое (от 21 до 9.5 млн. лет), плиоценовое (5-3 млн.

лет) и плейстоценовое (< 2 млн. лет назад). Состав кайнозойских вулканитов всех изученных регионов отвечает субщелочным оливиновым базальтам. Витимское поле базальтов входит в Западно-Забайкальскую позднемезозойско-кайнозойскую вулканическую область. Изученные глубинные ксенолиты Витимского плато были обнаружены в миоценовых вулканитах. Тариатская впадина, расположенная на северо-западе Южно-Хангайской вулканической области, представляет собой грабенообразную структуру, образование которой происходило одновременно с рифтовыми озёрами Байкал и Хубсугул. Образцы мантийных ксенолитов Тариатской впадины были отобраны из базальтов плейстоценового возраста.

Изученные мантийные ксенолиты из Даригангской вулканической области, представляющей собой цепь лавовых полей, протянувшихся от северо-восточного Китая до юго-восточной Монголии, в основном, были вынесены на поверхность в среднем и позднем миоцене.

Петрография, состав пород и минералов. Среди изученных пород Байкало-Монгольского региона (БМР) были выделены три основные разновидности ксенолитов: шпинелевые, гранат-шпинелевые и гранатовые перидотиты. Все перидотиты имеют средне- и крупнозернистую протогранулярную структуру, средний размер зёрен составляет 1-5 мм; среди изученных образцов не обнаружено пород с сильно деформированными структурами, хотя встречаются образцы с ориентированной табулярной структурой. Текстуры пород, в общем, могут быть определены как массивные, с редкими проявлениями полосчатых текстур с небольшими вариациями по типам пород, размерам и формам нахождения граната и шпинели. Практически все изученные перидотиты являются лерцолитами, только три шпинелевых образца содержат 2-5 % cpx и могут быть рассмотрены как гарцбургиты (рис. 1б).

Принципиальных различий между однотипными породами из различных регионов не установлено. Однако, среди spl перидотитов Витимского плато были выделены два подтипа (SP-1 и SP-2) исходя из их текстур, температур, равновесий минеральных ассоциаций и содержаниях spl и cpx. Гранат-шпинелевые лерцолиты содержат меньше одного процента spl, 1-13 % gar и 9-16 % cpx.

Шпинель в основном представлена в виде включений в гранатах, и в меньшей мере интерстициально. Гранатовые лерцолиты содержат 4-19% gar, 6-16% cpx и меньше opx, чем породы содержащие шпинель. Зёрна гранатов и их агрегаты содержат включения ol и opx.

Большинство изученных ксенолитов близки к составу примитивной мантии (РМ) по содержанию окислов (вес.%) MgO (37.1-40.5, РМ - 37.8) и FeO (7.5-9.8, РМ - 8.05) и обеднены Al2O3 (1.25-5.1, РМ - 4.45), CaO (0.5-3.7, РМ – 3.55) и TiO(0.04-0.31, РМ - 0.21). Ксенолиты Витимского плато ближе по составу к PM, а состав ксенолитов Дариганги и Тариата характеризуется понижением CaO, Al2Oи TiO2. В целом можно заключить, что spl, gar-spl и gar перидотиты представляют собой реститы низких степеней плавления, близкие по составу, на уровне главных элементов и модального состава, к примитивной мантии, особенно в сравнении с перидотитами, представляющими кратоническую мантию (рис 1).

Mg#ol и Cr#spl варьируют от 0.882 до 0.915 и от 0.02 до 0.46, соответственно. Cr#spl положительно коррелирует с FeO в шпинели, и в целом ниже, чем полученная для шпинелей из ксенолитов тр. Удачная. Гранаты альмандин-пиропового состава содержат 6.3–8.3 FeO, 4.7–5.4 CaO и 0.3–1.Cr2O3 (всё в вес.%); низкие содержания Cr в сочетании с относительно низким содержанием Ca отличают изученные гранаты от гранатов из кратонических перидотитов. Во многих изученных образцах, особенно в шпинелевых породах, opx характеризуются зональностью химического состава, содержание Al и Cr понижается от центра к краю зерна в SP-1 и повышаются от центра к краю в SP-и гранат-шпинелевых перидотитах. Такая зональность указывает на неполный диффузионный обмен при изменении термального состояния. Низкие значения Mg#ol и Cr#spl, а также высокие модальные содержания cpx и gar, подтверждают вывод о природе обсуждаемых пород, сделанный на основании валового химического состава пород.

Оценки температур и давлений. Равновесные Т и Р были определены, исходя из усреднённых химических составов центральных частей зёрен, с помощью той же комбинации термометров и барометров, что и в случае образцов из трубки Удачная (см. стр. 9). В целом, для образцов БМР, наблюдается хорошая согласованность, между оценками, различных термометров, что указывает на равновесие минеральной системы.

Однако, сравнение ТT98, со значениями Т, полученными исходя из равновесия между ol и spl (O'Neill & Wall, 1987), показало сильное расхождение только для gar-spl и SP-2 перидотитов:

разница в 100–300°C, указывает на отсутствие равновесия между шпинелью и силикатами в этих типах пород.

Диапазоны Т и Р для gar и gar-spl перидотитов из щелочных базальтов Витима и Дариганги составляют 980–1186°C и 1.5–2.Рисунок 6. Р-Т диаграмма для ксенолитов из базальтов Байкало-Монгольского региона (В – ГПа. Указанные типы пород, Витим, Д – Дариганга, Т - Тариат). Модельные образуют компактное поле точек геотермы (Pollack, Chapman, 1977), переход между геотермами 60 и 70 мВт/мшпинелевого лерцолита в гранатовый в системе (рис. 6). Среди изученных CMAS (Walter, Katsura et al, 2002).

ксенолитов из базальтов Тариата образцы, содержащие гранат, представлены только тремя gar-spl лерцолитами (929-1091°С и 1.6-2.0 ГПа), расположенными вдоль геотермы 70 мВт/м2 (рис. 6).

Для всех spl перидотитов БМР значения P, как и в случае образцов из тр. Удачная, были оценены через проекцию ТТ98 на модельные кондуктивные геотермы вдоль которых расположены ксенолиты содержащие гранат. Температуры для SP-Витима ниже, чем оценки для SP-2: 775–937°C и 1006–1109°C при 1.4–1.7 и 1.9– 2.2 ГПа, соответственно. Температуры для spl перидотиты плато Дариганга меняются от 839 до 958°С при P = 1.5-1.8 ГПа. Шпинелевые перидотиты Тариата отвечают диапазону Т от 670 до 1016°С при P = 1.0-1.8 ГПа (рис. 6).

Изученные породы представляют собой полную и представительную выборку всех типов мантийных перидотитов, формирующих основную часть разреза литосферной мантии, подстилающей обсуждаемые вулканические области, на момент выноса ксенолитов на поверхность в позднем кайнозое, что позволяет достаточно подробно исследовать редокс состояние выбранного участка литосферной мантии.

Fe3+/Fe в минералах и оценки фугитивности кислорода. Содержание Fe3+ в структуре минералов мантийных ксенолитов БМР было определено методом Мёссбауэровской спектроскопии. Параметры мёссбауэровских спектров минералов БМР близки к полученным для минералов из ксенолитов тр. Удачной (см. стр. 10-11 и рис. 3). Fe3+/Fe в шпинелях сильно варьирует: Витим - 0.22-0.36, Дариганга - 0.10-0.36 и Тариат - 0.12-0.24; степень окисления железа в шпинелях не коррелирует с FeO в этом минерале и Mg#ol, но слабо зависит от Cr#spl и оценок температуры. Важно отметить, что для шпинелей Витима, средние значения Fe3+/Fe возрастают от SP-1 (0.21) к SP-2 (0.25) и до 0.30 в случае garspl перидотитов, что указывает на зависимость количества Fe3+ в структурах изученных шпинелей от температуры. Значения Fe3+/Fe в гранатах варьируют от 0.021 до 0.049 для Витимских образцов и от 0.030 до 0.050 для образцов Дариганги. Эти значения ниже значений, Fe3+/Fe полученных для гранатов из перидотитов тр. Удачная (до 0.15). Низкие содержания Fe3+ (~2-5%) ближе всего к оценкам Fe3+/Fe для гранатов из перидотитов Удачной с зернистой структурой (в среднем Fe3+ ~ 5%). Гранаты из ксенолитов БМР формируют общий тренд зависимости Fe3+/Fe от Т совместно с гранатами из деформированных перидотитов Удачной.

Расчёты fO2 для ксенолитов БМР были произведены с помощью таких же оксибарометров, что и в случае образцов из трубки Удачная (см. стр. 10). Оценки fO2, для образцов Витима, основанные на spl-ol-opx оксибарометре, варьируют от +0.7 до -1.0 DlogfO2(FMQ) (среднее -0.14) для spl перидотитов и от +0.6 до -0.DlogfO2(FMQ) (среднее +0.1) для gar-spl перидотитов; для spl перидотитов плато Дариганга DlogfO2(FMQ) изменяется от +0.5 до -1.1 (среднее -0.20); в случае образцов из Тариатской впадины от +0.12 до -1.20 (среднее -0.56) и от -0.6 до -1.(среднее -1.0) для spl и gar-spl перидотитов, соответственно. Значения fO2, полученные с использованием gar-ol-opx оксибарометра, для Витимских образцов имеют диапазоны от -1.6 до -3.0 DlogfO2(FMQ) (среднее -2.45) для gar-spl перидотитов и от -2.0 до -3.0 DlogfO2(FMQ) (среднее -2.6) для gar перидотитов;

для gar перидотитов плато Дариганга DlogfO2(FMQ) варьирует от -1.9 до -2.(среднее -2.3), а для единственного gar-spl лерцолита из этого региона fOравняется -1.9 лог. ед. Таким образом, было установлено, что фугитивность кислорода для гранатовой фации перидотитов на два-три порядка ниже, чем для шпинелевой (рис. 7). Линия WM буфера разделяет шпинелевую и гранатовую Рисунок 7. Диаграмма зависимости DlogfO2 (FMQ) от температуры (а) и давления (б) для перидотитов Витима (В), Дариганги (Д) и Тариата (Т) в сравнении с перидотитами, представляющими мантию под кратонами (лит. данные). Кислородные буферы EMOD/ G (Eggler & Baker, 1982), D/GCO (Frost & Wood, 1997), WM (Ballhaus et al, 1991) и IW (O'Neill & Pownceby, 1993).

фации перидотитов в координатах Р-Т-fO2 (рис. 7). Общая совокупность фигуративных точек, равно, как и для отдельных областей, образует тренд понижения фугитивности кислорода с глубиной в литосферной мантии, подстилающей Байкало-Монгольский регион. Пространственная неоднородность редокс режимов, выражена слабее, нежели неоднородность термального состояния (рис. 6). Процесс прогрева литосферы, выраженный в частности в особенностях химического состава минералов и их модального соотношения в породах SP-2 и гранат-шпинелевых перидотитах, сопровождался, по всей видимости, окислением (поле SP-2 на рис. 7).

Практически все ксенолиты вулканических областей БМР на диаграмме TfO2. располагаются совместно с образцами, представляющими кратоническую мантию, Единственным исключением являются SP-2 породы, которые представляются более окисленными, чем кратонические образцы при температурах 1000–1100°C (рис. 7а). Напротив, на диаграмме P-fO2 изученные перидотиты БМР находятся вне общего тренда для образцов представляющих кратоны, вследствие низкого давления при равных fO2 (рис. 7б). Самые глубинные gar перидотиты БМР характеризуются восстановительными условиями, по сравнению с гранатсодержащими перидотитами, формирующими верхние горизонты кратонической литосферы, разница в значениях DlogfO(FMQ) может достигать 2 - 2.5 лог. ед. при равном давлении. Такая разница может быть объяснена сочетанием высоких температур на той же глубине и более примитивного состава гранатовых перидотитов БМР в сравнении с подобными породами, отвечающими “холодной”, тугоплавкой верхней части кратонической мантии.

3е защищаемое положение. Рассчитанный состав флюида в системе С-О-Н, в мантии под Сибирским кратоном и окружающим его Центрально-Азиатским складчатым поясом, меняется с глубиной, вне зависимости от мощности литосферы, от водно-углекислого в верхних горизонтах до преимущественно метанового на границе с астеносферой.

Методика расчёта С-О-Н флюида. Расчёт сосуществующего с породами литосферы многокомпонентного флюида производился с помощью теоретически разработанных уравнений состояния флюида. Состав гипотетической флюидной C-O-H фазы (т.е. мольных долей компонентов флюида), равновесной с породами литосферной мантии Сибирского кратона и Байкало-Монгольского региона определялся двумя способами: (1) для каждого отдельного ксенолита с использованием его индивидуальных Т, Р и fO2 параметров и (2) вдоль модельных кондуктивных геотерм, характерных для изученных участков мантии. Расчёты были произведены с использованием SPECIES и COHSRK компонентов программы PerpleX (Connolly, 1995) и специальной программы, симулирующей свойства идеальной флюидной смеси в мантийных условиях, основанной на уравнениях состояния С-О-Н флюида предложенных в работе (Belonoshko, Saxena, 1992). Подробно будут рассмотрены только результаты, полученные с помощью последнего метода, который специально адаптирован для высоких температур и давлений, характерных для изученных образцов.

Состав С-О-Н флюида литосферной мантии, подстилающей Сибирский кратон. Полученные данные свидетельствуют о том, что преобладающим компонентом флюида, в литосферной мантии под центральной частью Сибирского кратона, является вода (>50%), с наблюдаемым максимумом доли воды (>90%) в диапазоне глубин от 100 до 175 км (рис. 8). Доля воды во флюиде уменьшается с глубиной, ниже фазового перехода графита в алмаз, с одновременным увеличением порции метана. Доля CO2 (или карбонатов) составляет больше 10%, при фугитивности кислорода выше буфера EMOG/D (100 км), то есть для пород шпинелевых перидотитов формирующих верхние уровни разреза КЛМ, характерен водно-углекислый флюид (рис. 8). Оценки состава флюида для отдельно взятых образцов перидотитов трубки Удачная в целом соответствуют тренду, полученному при модельных расчётах вдоль геотермы 40 мВт/м2, но характеризуются существенным разбросом в значениях, Рисунок 8. Состав С-О-Н флюида, выраженный в мольных долях компонентов, как функция глубины (а) и фугитивности кислорода (б), сосуществующий с перидотитами тр. Удачная. (а) Символами показана доля воды во флюиде, рассчитанная исходя из индивидуальных P-T-fO2 параметров для каждого ксенолита. Линиями показан состав флюида рассчитанный вдоль геотермы 40 мВт/м2 со значениями fO2, отвечающим Линии 1 на рисунке 4а; сплошные линии по методу (Belonoshko, Saxena, 1992), пунктирные линии – программа PERPLEX (Connolly, 1995). Залитая область отвечает диапазону глубин, характеризующихся преобладанием воды во флюиде (>90%). (б) Зависимость соотношения различных компонентов флюида, рассчитанных исходя из индивидуальных P-T-fO2 параметров ксенолитов, от фугитивности кислорода.

особенно в случае деформированных перидотитов. Эти породы формируют самую нижнюю часть литосферной мантии (160-210 км), обычно содержат больше клинопироксена и граната и имеют более высокие концентрации РЗЭ в этих минералах, чем гранатовые перидотиты с зернистой структурой, указывая на то, что деформации сопровождались метасоматозом (Ionov et al., 2010).

Полученные данные показывают, что некоторые деформированные перидотиты, уравновешены с С-О-Н флюидом, содержащим 20-45% метана, то есть подразумевают взаимодействие с аномально восстановленным флюидом или расплавом, образовавшимся на глубинах 220-260 км (рис. 8). Последующее окисление таких флюидов в литосферной мантии, в соответствии с реакцией CH+ O2 = 2H2O + C увеличивает долю воды во флюиде и способствует образованию алмазов. Достаточно высокая контрастность редокс потенциалов, в свою очередь, может вызвать, так называемое, редокс плавление, которое, если и не является главным инициатором процессов генезиса расплавов, то, по крайней мере, может вносить существенный вклад в их интенсивность.

Состав С-О-Н флюида литосферной мантии, подстилающей БайкалоМонгольский регион. Шпинелевые перидотиты Витима (в основном SP-1), Дариганги и Тариата сосуществуют с насыщенным CO2 флюидом при постепенном увеличении доли воды с понижением фугитивности кислорода, в области соответствующей стабильности углерода в виде графита ниже буфера EMOD/G. При этом гранатовые перидотиты, формирующие нижнюю часть литосферной мантии, сосуществуют с водно-метановым флюидом (рис. 9). Так как единого тренда понижения фугитивности кислорода с глубиной для изученных образцов БМР установлено не было, детальный расчёт изменения fOвниз по разрезу КЛМ не представляется возможным. Однако, существует возможность оценить вариации состава С-О-Н флюида с глубиной, выбрав реперные точки в изучаемом разрезе, которые отвечают основным уровням литосферной мантии (рис. 9). Первая выбранная точка соответствует верхним горизонтам литосферной мантии, формируемым шпинелевой фацией перидотитов (SP-1), находящихся, в среднем, при давлениях 1.5 ГПа, что соотносится с глубиной порядка 50 км (при средней плотности лерцолита - 3.4 г/см3) при температуре 850°C и фугитивности кислорода около нуля лог. ед., относительно FMQ. Для этого горизонта КЛМ, как это уже отмечалось выше, характерен водноуглекислый состав. Средняя точка соответствует уровню литосферы с давлением в 2.0 ГПа (~70 км), температурой 1000°C и фугитивностью кислорода в -1.DlogfO2 (FMQ). Ей отвечает преимущественно водный флюид (80-85%) с подчинёнными количествами CO2 и СН4. Вследствие того, что геотермический Рисунок 9. Состав С-О-Н флюида как функция DlogfO2 (FMQ), рассчитанный для образцов перидотитов Витима (В), Дариганги (Д) и Тариата (Т), с указанием доли водной фракции во флюиде, рассчитанной с индивидуальными P-T-fOпараметрами для каждого образца;

сплошными линиями указан состав флюида рассчитанный вдоль геотермы 65 мВт/м2, с использованием уравнений состояния флюида (Belonoshko & Saxena, 1992). Также приведены линии положения кислородных буферов EMOD/G (Eggler & Baker, 1982) и IW (O'Neill & Pownceby, 1993), рассчитанных вдоль геотермы 65 мВт/м2. На ярлыках справа отмечены значения T, P и глубин соответствующих значениям fO2 на гипотетическом тренде для образцов БМР (см. рис. 7).

градиент в обсуждаемом участке КЛМ очень высок, флюид с “водным максимумом” отвечает существенно более узкому диапазону глубин (60-85 км), нежели в мантии под кратонами, где преимущественно водный флюид соответствует глубинам 100-170 км (данные настоящей работы для Сибирского кратона). Область литосферной мантии, отвечающей самым нижним горизонтам, т.е. в непосредственной близости с астеносферой, характеризуется давлением в 2.5 ГПа (глубина около 90 км) и температурой в 1150°C, при понижении фугитивности кислорода до -3.0 лог. ед. относительно буфера FMQ. При таком соотношении Т-Р и fO2 флюид имеет водно-метановый состав, с небольшой долей Н2. Если предположить, что фугитивность кислорода продолжает понижаться с глубиной с той же интенсивностью, металлическое железо (стабильность Рисунок 10. Схематический разрез литосферной мантии, подстилающей изученные регионы. “Редокс” граница между астеносферой и литосферой соответствует положению IW буфера, ниже этой границы характер изменения fO2 резко отличается от такового в литосферной мантии, а железо стабильно в металлической форме.

которого определяет IW буфер) может быть стабильно при -4 DlogfO2 (FMQ), ГПа и 1250°C, то есть уже на глубине порядка 100 километров, при том, что в случае КЛМ под Сибирским кратоном, можно ожидать появления железа с нулевой валентностью только на глубинах > 250-270 км (рис. 10). Если продлить тренды Р-fO2, полученные для перидотитов Удачной и БМР, до пересечения с IW буфером, то мощность такой “редокс” литосферы будет совпадать с мощностью термальной литосферы. На рисунке 10 приведён схематический разрез литосферной мантии, который основан на полученных в настоящей работе данных. Буфер IW маркирует границу между астеносферой и литосферой на глубине около 270 км под Сибирским кратоном и на глубине около 100 км под складчатым поясом, в состав которого входит БМР, при этом фугитивность кислорода будет на 5 и 4 порядков ниже буфера FMQ, соответственно.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ В результате изучения структурно-текстурных особенностей, химического и модального минералогического составов мантийных ксенолитов из кимберлитов трубки Удачная (Сибирский кратон) и щелочных базальтов БайкалоМонгольского региона (Центрально-Азиатский складчатый пояс), химического состава их минералов с уточнением соотношения разновалентных форм железа методом Мёссбауэровской спектроскопии и последующего расчёта температур, давлений и фугитивности кислорода равновесия минеральных ассоциаций, а так же состава С-О-Н флюида, в дополнение к сформулированным защищаемым положениям, можно сделать следующие выводы.

Метод Мёссбауэровской спектроскопии является точным и достоверным способом определения степени окисления железа в минералах мантийных ксенолитов, и, несмотря на свою рутинность, позволяет производить систематические исследования, направленные на решения различных геологических задач.

Результаты расчёта фугитивности кислорода определяются, в основном, значениями Fe3+/Fe в гранатах и шпинелях. Однако это не позволяет напрямую, основываясь только на Fe3+/Fe в минералах, оценивать величину фугитивности, так как вклад температуры и давления в расчёт очень высок.

Неоднородное термальное состояние КЛМ Сибирского кратона в районе трубки Удачная, на момент выноса ксенолитов 360 млн лет назад: от 35 до мВт/м2 кондуктивной геотермы, вероятно, объясняются серией термальных пертурбаций предшествующих выносу ксенолитов на поверхность.

Фугитивность кислорода влияет на характер распределения РЗЭ в гранатах из перидотитов тр. Удачная. Полученные зависимости позволяют заключить, что мантийный метасоматоз может вызвать как окисление, так и восстановление пород литосферной мантии, в зависимости от источника расплава/флюида и характера их взаимодействия с вмещающими породами.

Породы КЛМ, подстилающей изученные области проявления щелочного вулканизма в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса, находятся в неоднородном термальном состоянии, отражающем с одной стороны эволюцию тепловых режимов в целом, а с другой, связанном с возможным воздействием на породы перидотитов горячих расплавов при просачивании.

Рассчитанный состав мантийного флюида в системе С-О-Н, принимает восстановленную форму, то есть содержит значимые количества СН4 и Н2, на границе между литосферой и астеносферой в мантии под кратонами и окружающими их складчатыми поясами. Установленное изменение состава флюидной фазы, оставляет принципиальную возможность для осуществления двух механизмов редокс плавления: за счёт окисления метана и свободного углерода.

Кислородная буферная реакция IW маркирует границу между литосферной и астеносферной мантией на глубине около 270 км под центральной частью Сибирского кратона и на глубине около 100 км под Центрально-Азиатским складчатым поясом, в состав которого входят изученные области БайкалоМонгольского региона, при этом фугитивность кислорода, соответственно, на пять и четыре порядков ниже фугитивности кислорода буфера FMQ.

Список основных работ, опубликованных по теме диссертации.

1. Goncharov A.G., Saltykova A.K. Iron valence in minerals of xenoliths and redox state of the upper mantle (by Mssbauer spectroscopy data) // Hyperfine Interaction. 2008. 186:187–192.

2. Глебовицкий В.А., Никитина Л.П., Вревский А.Б., Пушкарев Ю.Д., Бабушкина М.С., Гончаров А.Г. Природа химической неоднородности континентальной литосферной мантии // Геохимия. 2009. № 9. С. 910-936.

3. Бабушкина М.С., Никитина Л.П, Гончаров А.Г., Пономарева Н.И. Формы и объёмы воды, захороненной в структуре минералов мантийных перидотитов:

связь с термальными и окислительно-восстановительными условиями в верхней мантии // Записки РМО. 2009. №1. с. 3-19.

4. Никитина Л.П., Гончаров А.Г. Метод мёссбауэровской спектроскопии и его применение в минералогии и петрологии. СПб.: Изд-во СПбГУ, 2009. 128 с.

5. Никитина Л.П., Гончаров А.Г., Салтыкова А.К., Бабушкина М.С.

Окислительно-восстановительное состояние континентальной литосферной мантии Байкало- Монгольской области // Геохимия. 2010. № 1. С. 9-28.

6. Гончаров А.Г., Никитина Л.П. Применение мёссбауэровской спектроскопии для определения окислительно-восстановительного потенциала верхней мантии // Известия РАН. Серия физическая. 2010, том 74, № 3, с. 451–45.

7. Вревский А.Б., Глебовицкий В.А., Гончаров А.Г., Никитина Л.П., Пушкарев Ю.Д. Континентальная литосферная мантия под разновозрастными структурами земной коры: химический состав, термальное состояние, эволюция // Вестник ОНЗ РАН. 2010. C. 69-76.

8. Гончаров А.Г. Методические вопросы определения фугитивности кислорода в мантии // Сборник трудов молодых учёных ИГГД РАН. СПб.: Изд-во Политехн. ун-та. 2010. Стр. 256-294.

9. Глебовицкий В.А., Никитина Л.П., Гончаров А.Г., Боровков Н.В., Сироткин А.Н. Деплетированное и обогащённое вещество в верхней мантии Шпицбергена (данные мантийных ксенолитов) // Доклады АН. 2011. Т. 439.

№ 3. С. 389-393.

10. Никитина Л.П., Вревский А.Б., Глебовицкий В.А., Гончаров А.Г., Богомолов Е.С. Геохимия Sm и Nd в ксенолитах континентальной литосферной мантии и коматиитах // Региональная геология и металлогения. 2011. № 47. С. 55-69.

11. Гончаров А.Г. Степень окисления железа и его распределение в структуре ромбических пироксенов из мантийных перидотитовых ксенолитов (данные мессбауэровской спектроскопии) // Материалы XVIII молодёжной конференции, посвящённой памяти К.О. Кратца. Санкт-Петербург, 2007. С.

133-135.

12. Goncharov A.G., Saltykova A.K. Iron valency in minerals of xenoliths and redox state of the upper mantle (by Mossbauer spectroscopy data) // International Conference on the Applications of the Mossbauer Effect. Kanpur. 2007. Abstract Book – T6-P29.

13. Вревский А.Б., Глебовицкий В.А., Гончаров А.Г., Никитина Л.П., Пушкарев Ю.Д. Континентальная литосферная мантия под разновозрастными структурами земной коры: химический состав, термальное состояние, эволюция // Материалы Х Международной конференции "Физикохимические и петрофизические исследования в науках о Земле" памяти проф.

Ю.С. Геншафта. Москва. 2009. с. 84-86.

14. Goncharov A.G. Mossbauer study of natural orthopyroxenes of threecomponential composition // Abstracts of International Conference on the Applications of the Mossbauer Effect (ICAME).Vienna. 2009. p.164.

15. Goncharov A.G., Nikitina L.P. Thermal and redox heterogeneity of the upper mantle beneath the Baikal-Mongolia region (based on mantle xenoliths studies) // Abstracts of International symposium “Large igneous provinces of Asia, mantle plumes and metallogeny”. Novosibirsk. 2009. p. 104-108.

16. Goncharov A., Ionov D., Doucet L.-S., Ashchepkov I. Redox state of lithospheric mantle in central Siberian craton: A Mssbauer study of peridotite xenoliths from the Udachnaya kimberlite // Goldschmidt Abstracts. Mineralogical Magazine.

2011. Vol. 75 (3). p.930.

17. Goncharov A. and Ionov D. Redox state of cratonic and off-craton lithospheric mantle: new Mossbauer data from garnet and spinel peridotites // Geophysical Research Abstracts, Vol. 14, EGU2012-10633, 2012.

18. Solovjeva L., Goncharov A., and Kalashnikova T. The influence of Middle Paleozoic Yakutian plume on the geochemical modification of Siberian craton lithosphere // Geophysical Research Abstracts, Vol. 14, EGU2012-13948, 2012.

Подписано к печати 16.04.2012. Печ. л. 1,4. Уч.-изд. л. 1,Формат 60х90/16. Тираж 100 экз ___________________________________________________ Ротапринт ВНИИОкеангеология 190121 С.-Петербург, Мойка, 1






© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.