БАЗ 66_1_2 Кирдяшкин - Институт геологии и минералогии СО

Федеральное агентство научных организаций
ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ
НАУКИ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И МИНЕРАЛОГИИ ИМ. В.С.СОБОЛЕВА
СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК
(ИГМ СО РАН)
УДК 551.2+551.14+536.25+549.07
№ госрегистрации 01201361177
Инв.№
УТВЕРЖДАЮ
Директор ИГМ СО РАН
Академик,
______________ Н.П. Похиленко
« » _________ _____ г.
ОТЧЕТ
О НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКОЙ РАБОТЕ
Раздел 8 «Науки о Земле»
Приоритетное направление фундаментальных исследований 66 «Геодинамические
закономерности вещественно-структурной эволюции твердых оболочек Земли»
Программы фундаментальных научных исследований государственных академий наук на
2013–2020 годы
по теме:
VIII.66.1.2. ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ И ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ
ТЕПЛОВОЙ И ГИДРОДИНАМИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ ТЕРМОХИМИЧЕСКОГО
ПЛЮМА И ВЛИЯНИЯ ПЛЮМОВ НА СОСТАВ И СТРОЕНИЕ ЛИТОСФЕРЫ
(промежуточный за 2014 год)
Руководитель темы, д-р технических наук
_________________ А.Г.Кирдяшкин
подпись, дата
Новосибирск 2015
СПИСОК ИСПОЛНИТЕЛЕЙ
Руководитель темы,
д-р тех. наук
А.Г. Кирдяшкин
(введение, раздел 1,
раздел 2.1, раздел 3.1,
подпись, дата
заключение)
Исполнители темы
Зав. лаб.
д-р геол.-мин. наук
А.А. Кирдяшкин
(введение, раздел 1,
раздел 2.1, раздел 3.1,
подпись, дата
заключение)
Ст. науч. сотр.,
канд. геол.-мин. наук
Н.В. Сурков
(введение, раздел 1,
разделы 2.2-2.4,
подпись, дата
раздел 3.2,
заключение)
Ст. науч. сотр.,
канд. геол.-мин. наук
В.Э. Дистанов
подпись, дата
Ст. науч. сотр.,
канд. геол.-мин. наук
(введение, раздел 3.1)
В.Г. Томас
подпись, дата
(введение, раздел 1,
раздел 2.5, раздел
3.3)
2
Реферат
Отчет 28 с., 1 ч., 6 рис., 49 источников
ПЛЮМЫ,
НЕ
ДОСТИГШИЕ
ПОВЕРХНОСТИ,
ТЕПЛОВАЯ
МОЩНОСТЬ,
КРОВЛЯ ПЛЮМА, ВЫСОТА ПОДНЯТИЯ, СКОРОСТЬ ПОДЪЕМА ПОВЕРХНОСТИ,
ГОРЯЧИЕ ПОЛЯ, РЕГЕНЕРАЦИЯ КРИСТАЛЛОВ, РОСТ КРИСТАЛЛОВ, ЧИСЛЕННОЕ
МОДЕЛИРОВАНИЕ, ФАЗОВАЯ ДИАГРАММА, МОНОВАРИАНТНЫЕ РЕАКЦИИ,
МОНОВАРИАНТНОЕ
РАВНОВЕСИЕ,
ЭВТЕКТИКА,
ЭВОЛЮЦИЯ
МАГМ,
ЭВТЕКТИЧЕСКИЕ ТРЕНДЫ
Объектом исследования являются мантийные термохимические плюмы в связи с
исследованиями плюмов, не прорвавшихся на поверхность, исследованиями фазовой
диаграммы модельной системы CaO-MgO-Al2O3-SiO2 применительно к фациальному
составу расплава в канале плюма и моделированием роста искривленных поверхностей
кристаллов для выяснения особенностей формы канала плюма.
Целью исследований является построение модели взаимодействия термохимических
плюмов, не прорвавшихся на поверхность, с литосферой, и определение состава
магматических серий, формирующихся в платформенных и океанических областях
вследствие этого взаимодействия.
Выполненные
работы
представляют
собой
комплексное
теплофизическое,
петрологическое и кристаллофизическое моделирование. Каждая из количественных
моделей, объясняя свойственное ей явление органически дополняют друг друга проясняя
механизм процесса.
Результаты работы заключаются в том, что под воздействием семейств плюмов, не
достигающих поверхности, образуются крупные поднятия (горные хребты и плато).
Оценки скорости подъема и предельной высоты поднятия согласуются с геологическими
данными для Тибета и Кавказа. Начало этапа новейшей тектонической активности в конце
палеогена-начале миоцена может указывать на цикличность зарождения термохимических
плюмов малой тепловой мощности под кратонами. Семейства плюмов малой мощности
могут быть причиной горячих полей.
Построена топология части фазовой диаграммы системы CaO-MgO-Al2O3-SiO2,
наиболее близкой к составу доминирующих типов алюмосиликатных пород. На этой
основе
выделены
тренды
эвтектических
реакций,
отвечающие
пути
эволюции
магматического расплава, для областей океанических хребтов, зон субдукции и
3
классических платформенных областей, а также для эволюции магматического расплава в
верхней части головы плюма.
Предложено объяснение факту появления на поверхности регенерирующего шара
плоских
участков,
отвечающих
реально
возможным
граням
кристалла,
их
тангенциального разрастания в течение некоторого времени и последующего поглощения
регенерационной поверхностью. Наблюдаемая при экспериментальном моделировании
острая кромка в сужении канала плюма есть следствие высоких скоростей роста
регенерационных поверхностей.
4
Содержание
Реферат
3
Содержание
5
Введение
6
1. Обзор информации о современном состоянии вопроса
8
2. Фактический материал. Идеология и методы исследования.
12
2.1. Моделирование мантийных плюмов, не достигших поверхности.
12
2.2. Ревизия фактического материала петрологических исследований.
13
2.3. Описание методики петрологических исследований.
13
2.4. Аналитические работы
16
2.5. Методика исследований роста регенерационных поверхностей.
16
3. Основные результаты
17
3.1. Влияние мантийных плюмов, не достигших поверхности, на
формирование поднятий и горячих полей
17
3.2. Экспериментальное исследование и топологическое согласование лучей 19
моновариантных равновесий на эвтектических трендах системы CaO-MgOAl2O3-SiO2 и сопоставление трендов этих эвтектических моновариантных
реакций с комплексами пород платформенных и океанических областей.
3.3. Экспериментальное и численное 2D-моделирование роста искривлённых 21
поверхностей кристаллов при их росте в гетерогенных системах.
Заключение
23
Список использованных источников
25
5
Введение
Объектом исследования являются мантийные термохимические плюмы в связи с
исследованиями плюмов, не прорвавшихся на поверхность, исследованиями фазовой
диаграммы модельной системы CaO-MgO-Al2O3-SiO2 применительно к фациальному
составу расплава в канале плюма и моделированием роста искривленных поверхностей
кристаллов для выяснения особенностей формы канала плюма. Плюмы, не достигшие
поверхности, имеют тепловую мощность, меньшую, чем мощность, необходимая для
прорыва плюма на поверхность (предельная тепловая мощность). Согласно данным
экспериментального моделирования [1], относительная тепловая мощность плюмов, не
прорвавшихся на поверхность, Ka = N/N1 < 1.15, где N – тепловая мощность, передаваемая
от подошвы плюма в его канал, N1 – тепловая мощность, передаваемая каналом плюма
окружающей мантии в условиях стационарной теплопроводности Такие плюмы
поднимаются от границы ядро-мантия, достигают предельной высоты подъема L и
останавливаются в литосфере. Указанные плюмы будем называть плюмами малой
тепловой мощности.
При исследовании влияния термохимических плюмов на геодинамическую
структуру мантии и переплавления мантии плюмами необходимо определить тепловую
мощность, подводящуюся на подошвах плюмов. Эту мощность можно оценить по
удельному массовому потоку магматического расплава, образованного плюмами и
излившегося на поверхность. При этом остаются неучтенными плюмы, не прорвавшиеся
на поверхность. Эти плюмы имеют тепловую мощность, меньшую той, при которой плюм
прорывается на поверхность в отсутствие горизонтальных свободноконвективных течений
в мантии. Такие условия существуют под кратонами [2].
Согласно
современным
представлениям
верхняя
мантия
Земли
имеет
ультраосновной состав и состоит преимущественно из магнезиального оливина, с
небольшим
содержанием
пиропового
граната,
магнезиального
ортопироксена,
кальциевого клинопироксена диопсидового ряда, что соответствует гранат лерцолитовому
парагенезису. В тоже время, на поверхности Земли среди магматических пород скорее
доминируют породы гранитных серий. Очевидно, что процессе подъёма магматического
расплава к поверхности происходит эволюция состава магматического расплава от
ультраосновного к гранитному (кремнезёмистому). Этот процесс является центральным
вопросом земной петрологии.
6
Многочисленные экспериментальные исследования до
сих пор не давали
удовлетворительного ответа на этот вопрос. Однако в настоящее время по модельным
системам накоплен достаточно полный материал, позволяющий перейти к их базовым
обобщениям.
При анализе процессов формирования специфической многоячеистой формы канала
плюма
оказалось
необходимо
описать
процесс
кристаллизации
расплавленного
магматического вещества на округлых поверхностях кристаллов, форма которых является
результатом чередующихся актов роста и частичного плавления кристаллов. К
сожалению, не смотря на обилие феноменологических описаний процессов регенерации
кристаллов [3, 4], теоретическая проработка этих вопросов до недавнего времени являлась
недостаточной и не позволяла проведения количественных оценок процессов роста
регенерационных поверхностей.
Таким образом, актуальность исследования определяется необходимостью:
1) проведения моделирования влияния плюмов, не достигших поверхности, на
формирование поднятий поверхности и горячих полей;
2) установления путей эволюции состава магматического расплава в процессе
подъема плюма к поверхности;
3)
разработки
модели,
позволяющей
количественно
характеризовать
рост
регенерационных поверхностей кристаллов, применительно к выявлению особенностей
формы канала плюма.
Целью
исследований
является
построение
модели
взаимодействия
термохимических плюмов, не прорвавшихся на поверхность, с литосферой, и определение
состава магматических серий, формирующихся в платформенных и океанических
областях вследствие этого взаимодействия. Для выполнения этой цели необходимы
комплексные геодинамические, геохимические, петрологические исследования процессов
формирования термохимических плюмов и воздействия плюма, остановившегося в
литосфере, на массив литосферы над кровлей плюма; определение петрологических
закономерностей изменения фаций и парагенезисов для магматических серий в
зависимости от полей температуры и давления; проведение численного моделирования
роста
искривленных
моделирования
с
поверхностей
результатами
кристаллов
реальных
и
сопоставление
ростовых
результатов
экспериментов
над
монокристаллическими шарами.
7
Задачи исследования:
1. Определить геодинамические условия (тепловые и гидродинамические) при
которых возникают семейства плюмов малой тепловой мощности, и выяснить их влияние
на формирование поднятий поверхности и горячих полей.
2. Экспериментально исследовать и топологически согласовать лучи моновариантных
равновесий на эвтектических трендах системы CaO-MgO-Al2O3-SiO2 и сопоставить
тренды
этих
эвтектических
моновариантных
реакций
с
комплексами
пород
платформенных и океанических областей.
3.
Выполнить
регенерационных
численное
моделирование
поверхностей
кристаллов
процессов
в
роста
соответствии
искривлённых
с
построенной
геометрической моделью регенерации кристаллов и создать установку, позволяющую in
situ исследовать быстро протекающие процессы регенерации кристаллов в водных
растворах.
1. Обзор информации о современном состоянии вопроса
Большое внимание уделяется численному моделированию формирования и
динамики термохимических плюмов [5-12]. При этом под термохимическим плюмом
понимается
свободно-конвективный
восходящий
поток
(термик)
и
учитываются
изменения плотности, обусловленные вариациями состава. В модельных экспериментах
мантийные плюмы генерируются впрыскиванием малоплотной низковязкой жидкости в
высокоплотную высоковязкую окружающую жидкость [13, 14]. Модельный плюм
поднимается за счет разности плотностей материала плюма и окружающей жидкости [1518]. В численных моделях взаимодействия литосферы с плюмом, подошедшим к ней,
вводится расслоенная литосфера со сложной реологией, могут рассматриваться плюмы,
представляющие собой как ньютоновскую, так и неньютоновскую жидкость [19, 20].
Плюм рассматривается как восходящий поток нагретого материала [19-22], без
определения тепловой мощности источника плюма на границе ядро-мантия. В
экспериментальном моделировании плюмы также представляют собой восходящие
свободноконвективные потоки, взаимодействующие с “континентом” [22].
В работах Л.П. Зоненшайна и М.И. Кузьмина была предложена концепция тектоники
горячих полей [23-25]. В настоящее время остается открытым вопрос о механизме
формирования
горячих
полей.
Регуляторами
глобальной
геодинамики
Земли
в
значительной мере служат мантийные термохимические плюмы [26, 27]. Согласно модели
[26], мантийный термохимический плюм формируется на границе ядро-мантия при
8
наличии теплового потока из внешнего ядра в локализованной области поступления
химической добавки, понижающей температуру плавления нижней мантии. Источником
химической добавки, согласно [26] могут быть реакции железосодержащих минералов
нижней мантии с водородом и/или метаном, выделяющимся на границе ядро – мантия.
Такой плюм мы называем термохимическим, потому что вследствие физикохимического взаимодействия поступающей химической добавки с мантией понижается
температура плавления и происходит плавление мантийного вещества и подъем плюма
вследствие плавления. Канал плюма представляет собой расплав, доля расплава . Модель
термохимического плюма [26-31] охватывает формирование плюма, проплавление мантии
(подъем плюма) и излияние магматического расплава на поверхность. В подробном виде
отличия
указанной
модели
термохимического
плюма
от
численных
моделей
формирования восходящих течений, в которых термохимический плюм представляет
собой восходящий свободноконвективный поток (термик), захватывающий материал
плотного химического слоя, представлены в [30].
Наиболее
исследованной
частью
системы
CaO-MgO-Al2O3-SiO2
является
форстеритнормативная область составов. Для этой области составов накоплен достаточно
большой экспериментальный материал, который при некотором критическом осмыслении
позволяет описать топологию этой нормативной части системы CaO-MgO-Al2O3-SiO2 и на
этой
основе
проводить
широкие
интерпретации
по
устойчивости
глубинных
ультраосновных парагенезисов.
Ключевым моментом в строении форстеритнормативной части системы CaO-MgOAl2O3-SiO2 представляет наличие в субсолидусной области трёх моновариантных реакций
An+Fo=Cpx+Opx+Sp, Opx+An+Sp=Cpx+Gr, Sp+Opx+Cpx=Gr+Fo [32-34], лучи которых
при низких температурах пересекаются [32] и образуют нонвариантную точку
(Cpx,Opx,Gr,Fo,An,Sp). Лучи этих трёх реакций контролируют устойчивость и порядок
смены ассоциаций при возрастании давления (рис. 3).
В области ликвидуса существуют три нонвариантные и одна сингулярная точки:
(An,Fo,Cpx,Opx,Sp,L) Р=8-9 кбар, Т=1330-1350 оС, (An,Gr,Cpx,Opx,Sp,L) Р=15-16 кбар,
Т=1400-1410 оС, (Gr,Fo,Cpx,Opx,Sp,L) Р=23-24 кбар, Т=1500-1510 оС и (Fo,Cpx,Opx,Gr,L)
Р=25-26 кбар, Т=1530-1550 оС.
Из нонвариантной точки (An,Fo,Cpx,Opx,Sp,L) в сторону низких давлений выходят
лучи следующих реакций: L=Fo+An+Cpx+Opx, L+Sp=Fo+An+Cpx и L+Sp+Opx=Fo+An.
В сторону высоких давлений направлены лучи реакций L+Fo=Cpx+Opx+Sp и
L=Cpx+Opx+Sp+An.
9
Из нонвариантной точки (Gr,Fo,Cpx,Opx,Sp,L) выходят лучи следующих реакций:
Cpx+Gr=Opx+An+Sp,
L=Cpx+Opx+An+Sp,
L+Gr=Opx+An+Sp,
L=Cpx+Gr+An+Sp,
L+Opx=Cpx+Gr+An и L+Opx+Sp=Cpx+Gr.
Луч реакции L+Gr=Opx+An+Sp уходит в сторону более низких давлений, что
отвечает образованию первого граната несколько ниже по давлению от реакции
Opx+An+Sp=Cpx+Gr в более магнезиальной области составов.
Луч эвтектической реакции L=Cpx+Gr+An+Sp проходит до нонвариантной точки
(Gr,Cor,Cpx,An,Sp,L).
Луч реакции L+Opx+Sp=Cpx+Gr имеет довольно крутой положительны наклон и
доходит до нонвариантной точки (Gr,Fo,Cpx,Opx,Sp,L), в которую приходят лучи уже
упомянутых реакций: L+Fo=Cpx+Opx+Sp и Sp+Opx+Cpx=Gr+Fo.
Из этой нонвариантной точки в область высоких давлений выходят лучи следующих
моновариантных реакций: Fo+L=Cpx+Gr+Sp, Sp+L+Opx=Fo+Gr и Fo+L+Opx=Cpx+Gr.
Луч реакции Fo+L+Opx=Cpx+Gr проходит до сингулярной точки (Fo,Cpx,Opx,Gr,L),
где состав жидкости достигает плоскости энстатит-волластонит-корунд, которая при этих
условиях становится трёхкомпонентной системой. Выше по давлению от этой
сингулярной
точки,
плавление
ассоциации
Cpx+Gr
происходит
по
реакции
L+Opx=Cpx+Gr.
В сторону высоких давлений из сингулярной точки (Fo,Cpx,Opx,Gr,L) выходит луч
моновариантной эвтектической реакции Fо+Cpx+Opx+Gr=L.
В солидусе форстеритнормативной части системы CaO-MgO-Al2O3-SiO2 выделяются
поля устойчивости дивариантных ассоциаций и конод, которые можно сопоставлять с
ассоциациями фаз глубинных парагенезисов.
Так, в области низких давлений от одной атмосферы до луча моновариантной
реакции An+Fo=Cpx+Opx+Sp (8-9 кбар) устойчива конода An–Fo, которая определяет
возможность существования всех ассоциаций типа An+Fo+Cpx+Opx, являющихся
достаточно полным аналогом кристаллических пород приповерхностных фаций основного
и ультраосновного состава типа габбро и т. д..
При давлениях выше от луча реакции An+Fo=Cpx+Opx+Sp до давлений 14-24 кбар,
где расположен луч реакции Sp+Opx+Cpx=Gr+Fo устойчива плоскость Sp+Opx+Cpx (рис.
4б), существование которой для форстеритнормативных составов определяет поле
устойчивости
ассоциации
Sp+Opx+Cpx+Fo,
являющееся
аналогом
шпинелевых
лерцолитов и других типов основных и ультраосновных пород средней глубинности. В
области более кислых составов устойчива ассоциация An+Cpx+Opx+Sp, которая при
10
давлениях
выше
от
луча
реакции
Opx+An+Sp=Cpx+Gr
переходит
в
серию
гранатсодержащих ассоциаций.
Существование реакции Opx+An+Sp=Cpx+Gr имеет фундаментальное значение как
границы отделяющей глубинные пироп-гранатовые фации от фаций низкого давления.
Выше по давлению от луча этой реакции устойчива конода пироповый гранат –
диопсидовый клинопироксен, и, соответственно, устойчив целый ряд клинопироксен гранатовых ассоциаций, соответствующих парагенезисам целой серии эклогитоподобных
пород, собственно эклогитов, гранатовых пироксенитов и т.д..
Для составов с нормативным форстеритом появление гранатсодержащих ассоциаций
в системе CaO-MgO-Al2O3-SiO2 происходит несколько выше по давлению, выше от луча
реакции Sp+Opx+Cpx=Gr+Fo [34], где устойчивы ассоциации типа Opx+Cpx+Gr+Fo,
которые можно сопоставлять с парагенезисами гранатовых лерцолитов, гранатовых
дунитов и т.д.. Кроме того, при давлениях выше от луча реакции Sp+Opx+Cpx=Gr+Fo
устойчива дивариантная ассоциация Sp+Cpx+Gr+Fo, которая может рассматриваться как
упрощённый аналог парагенезиса гранатовых верлитов.
В оливин нормативной части системы CaO-MgO-Al2O3-SiO2 выделяются две серии
моновариантных реакций плавления эвтектического вида. Первая серия представлена
реакциями L=Fo+Opx+Cpx+An, L=Cpx+Opx+An+Sp и L=Cpx+Gr+An+Sp, в которых
жидкость имеет существенно кремнезёмистый и существенно глинозёмистый состав. Эти
реакции относятся к эвтектическому тренду щёлочноземельной серии пород [35, 36].
Вторая серия эвтектических реакций, в рассматриваемой области условий,
представлена одной реакцией: L=Fo+Opx+Cpx+Gr, луч которой уходит вверх по давлению
из сингулярной точки (L,Fo,Opx,Cpx,Gr) (26 кбар) [32]. Для области высоких давлений
существование этой реакции исключает возможность осуществления простого механизма
кристаллизации (плавления), приводящего к образованию кислых пород из ультрабазитов.
В этой области давлений наличие эвтектики с нормативным форстеритом не дает
возможности для дифференциации расплава через плоскость Mg2Si2O6-Ca2Si2O6-Al2O3 для
составов содержащих нормативный форстерит. Эта эвтектика носит фундаментальный
характер, и сохраняет своё влияние при усложнении состава дополнительными
компонентами, такими как FeO, Na2O и т. д..
На характер плавления не оказывает превращение оливина в вадслеит и рингвудит.
Разрушение этой эвтектики происходит при давлениях выше 220-240 кбар, когда
рингвудит разлагается на перовскит и периклаз, эти давления соответствуют переходу
верхняя - нижняя мантия [37].
11
Особое внимание следует обратить на изменение состава расплава с ростом
давления на эвтектике Fо+Cpx+Opx+Gr=L. При давлении 26 кбар в сингулярной точке
(L,Fo,Opx,Cpx,Gr) состав жидкости совпадает с плоскостью Mg2Si2O6-Ca2Si2O6-Al2O3, при
повышении давления её состав смещается в сторону составов обогащённых оливином.
Это явление подтверждено экспериментальными исследованиями в сечениях Mg2SiO4MgSiO3 и Mg2SiO4-CaMgSi2O6, а также в системе CaO-MgO-Al2O3-SiO2 [38-41]. Состав
жидкости при повышении давления изменяется практически до чистого оливина. Поэтому
при миграции магматического расплава к поверхности происходит постоянное осаждение
оливина, и изменение состава расплава в направлении пироксенитов и эклогитов.
При давлениях ниже 26 кбар в области ликвидуса существуют три нонвариантных и
одно сингулярное равновесие: (An,Fo,Opx,Cpx,Sp,L), P=8-9 кбар, T=1330-1350
(An,Ga,Opx,Cpx,Sp,L), P=15-16 кбар, T=1400-1410
O
C;
O
C; (Ga,Fo,Opx,Cpx,Sp,L), P=23-24
кбар, T=1500-1510 OC; (Fo,Opx,Cpx,Ga,L), P=25-26 кбар, T=1530-1550 OC. Эти равновесия
позволяют выделить в интересующей нас области условий три зоны, имеющие различный
характер плавления - две зоны с эвтектическим типом плавления и одну (двойную) с
перитектическим
Теоретические аспекты регенерации кристаллов проработаны довольно слабо. Это
заключение можно сделать из анализа обзорных работ второй половины ХХ века по этому
вопросу [3, 4]. Некоторые представления о росте несингулярных поверхностей кристаллов
[3] вообще оказываются ошибочными. Появляющиеся в настоящее время подходы, (см.,
например, [42]) так же не обладают количественной предсказательной силой в отношении
процессов регенерации кристаллов. В этом плане предлагаемый нами подход [43, 44]
является пионерским. Перспективность его подтверждена доказанным количественным
соответствием
между
результатами
численного
моделирования
и
измеряемыми
параметрами роста регенерационных поверхностей, получаемыми в реальных ростовых
экспериментах [44].
2. Фактический материал. Идеология и методы исследования.
2.1. Моделирование мантийных плюмов, не достигших поверхности.
Основной метод, применяемый для исследования мантийных термохимических
плюмов,
- метод
теплофизического моделирования.
как
лабораторного, так
и
теоретического. Для массива литосферы над кровлей плюма рассмотрено приближение
высоковязкой ньютоновской жидкости. Теоретическое моделирование мантийных
12
термохимических плюмов, не достигших поверхности, состояло в получении основных
уравнений, описывающих движение в массиве литосферы над кровлей плюма и подъем
поверхности над ней, решении этой системы уравнений методом последовательных
приближений и решении задачи о подъеме температурного фронта над кровлей плюма. В
исследованиях по проекту использовались полученные нами данные экспериментального
и теоретического моделирования термохимических плюмов, а именно, данные о тепловой
и гидродинамической структуре и устойчивости канала плюма, а также результаты
теоретического моделирования процесса подъема плюма к поверхности. Для проверки
полученных решений использовались геологические данные о скорости и высоте подъема
Тибета и Кавказа.
2.2. Ревизия фактического материала петрологических исследований.
В области давлений соответствующих верхней мантии большая часть изменений в
фазовом составе алюмосиликатов происходит при давлениях до 30 кбар. Именно в этой
области условий в модельной системе CaO-MgO-Al2O3-SiO2 имеет место нонвариантное
равновесие (An,Fo,Opx,Cpx,Sp,Ga), из точки которого (0.75-0.8 ГПа и 650-700
C) в
O
сторону высоких температур выходят лучи следующих моновариантных реакций:
Fo+An=Cpx+Opx+Sp, Cpx+Ga=Opx+An+Sp и Fo+Ga=Cpx+Ga+Opx (рис. 2.1). Эти три
моновариантных равновесия определяют последовательную смену ассоциаций фаз в
солидусе основных и ультраосновных парагенезисов с ростом давления и делят эту
область на четыре сегмента, которые соответствуют фациям глубинности горных пород.
Это плагиоклаз-оливиновая (габброидная) фация, пироксенит-шпинель-анортитовая
(фация шпинелевых лерцолитов), гранат-пироксенитовая (эклогитовая), и оливингранатовая (фация гранатовых лерцолитов). Фации глубинности перекрывают друг друга,
поскольку охватывают сопряжённые, но несколько различные области состава.
2.3. Описание методики петрологических исследований.
Экспериментальная часть работы выполнена на аппарате высокого давления типа
"поршень-цилиндр" [45] (рис. 2.2) по методике тождественной ранее опубликованной [46].
В качестве нагревательного устройства использована ячейка на основе хлорида натрия
[47].
Давление определяли по усилию нагрузки за вычетом поправки на трение, которую
определяли по разнице усилия нагрузки и расчетного усилия, необходимого для фазового
13
1/2Al2O3
Ky
Sp
Sap
CaTs
An
CaEs
Cd
Gel
Pyr
Gross
Qz
En
Fo
Di
Mon
Woll
Ak
Mer
MgO
Lar
CaO
Рисунок 2.1 - Фазовые взаимоотношения в системе CaO-MgO-Al2O3-SiO2 при
Р = 30 кбар и Т = 1200 OC.
Схема аппарата "поршень-цилиндр".
Рисунок 2.2 – Схема аппарата “поршень-цилиндр”.
14
перехода BiI-BiIII (25,4 кбар) при комнатной температуре. Для калибровки висмутовую
проволоку диаметром 0,2 мм и длиной 3-5 мм в таблетке из хлористого серебра помещали
непосредственно на поршень. Точность поддержания и измерения давления специально
нами не оценивалась, но по оценкам других исследователей [48] на "ячейке низкого
трения" составляет около +0,3 кбар. Для определения и регулировки температуры
использовали платинородиевую термопару PtRd6-PtRd30. Управление температурой
производили при помощи регулятора температуры ВРТ-3. Точность поддержания
температуры соответствовала +1
С. Влияние давления на Э.Д.С. термопары не
O
учитывали. Точность измерения температуры по этой методике оценивается не хуже +10
С [49].
O
Исходные вещества приготовлены весовым методом из прокаленных (1100 OС; 5-6
часов) оксидов марок Ос. Ч. Оксиды прокаливали в платиновых тиглях, навеску
приготавливали сразу же по остывании платинового тигля до комнатной температуры в
эксикаторе над Р2О5. Смесь оксидов прокаливали при температурах 1300-1700 ОС на 50100 ОС ниже температуры соответствующей температуре плавления и через каждые 8-10
часов растирали в ступке из твёрдого сплава. Прокаливание производили до полного
исчезновения исходных оксидов.
В предварительных исследованиях были использованы исходные вещества с разным
набором фаз (стёкла, фазы субсолидуса: шпинель анортит и т. д.). В результате было
установлено, что равновесие в исследуемых смесях достигается достаточно быстро,
выдержки 3-8 часов вполне достаточно для получения результатов, неразличимых с
результатами, получаемыми в опытах, когда используются стёкла. Продолжительность
экспериментов, выбранная при экспериментальном исследовании, была заведомо в
несколько раз большей, чем требуется для удовлетворительного приближения к
состоянию равновесия. В связи с этим, не было необходимости использовать метод
моновариантной смеси. Для гарантированного получения максимально крупных зёрен
(что значительно облегчает анализ состава фаз на электронном микроанализаторе),
предпочтение было отдано исходным смесям, состоящим из гомогенного стекла. Следует
заметить, что в экспериментах, в которых равновесие не достигается и сохраняются
остатки исходных или промежуточных фаз, размер зёрен синтезированных фаз
недостаточен для анализа их состава с помощью электронного микроанализатора.
15
2.4. Аналитические работы
После опыта полученный образец извлекали из ампулы, делали поперечный скол и из
него
изготавливали
двустороннеполированный
шлиф,
с
ориентировкой
вдоль
вертикальной оси образца. Остальную часть образца использовали для рентгенофазового
анализа. Рентгеновскую съемку образцов проводили на дифрактометре "ДРОН-3".
Анализ
фазовых
поляризационном
взаимоотношений
петрографическом
производили
микроскопе
изучением
ПОЛАМ
шлифа
Л-213.
на
Только
петрографическое изучение шлифа позволяет выявить правильные взаимоотношения фаз.
Жидкость часто не закаливается в стекло, особенно в тех случаях, когда температура лишь
не на много превышает температуру плавления. Диагностика плавления становится
возможной только по характерным закалочным структурам, образующимся при
девитрификации стекла. В исследованной области составов преобладающей закалочной
фазой является клинопироксен.
Анализ состава фаз проводили на электронном микроанализаторе “Comebax-Micro”.
Основная трудность этого анализа состоит в том, что даже при появлении жидкости
размер зерен некоторых фаз редко превышает 10 микрон (на пример: шпинель).
Увеличение продолжительности экспериментов не приводит к заметному росту зерен. В
субсолидусе наибольшая величина зерна (до 30 микрон) получается при использовании в
качестве исходных веществ - стекол. Поэтому, в большинстве экспериментов было отдано
предпочтение составам, которые были предварительно расплавлены и закалены в виде
стекла.
2.5. Методика исследований роста регенерационных поверхностей.
Идеология исследований заключается в том, чтобы, опираясь на количественные
данные о скоростях роста различных гранных форм кристалла, измеренные в реальном
ростовом
эксперименте,
попытаться
воспроизвести
эволюцию
искривленной
произвольной формы кристалла в ходе его роста. За объект исследования была выбрана
зона [110] монокристаллического шара алюмокалиевых квасцов, хорошо изученная как
нами, так и предыдущими исследователями. Рассматриваемая кинематическая модель [43]
была оформлена в виде оригинальной программы, написанной в среде программирования
Delphi 5. Исходным положением модели является допущение, что генетическим
предшественником макроскопических шероховатостей, наблюдаемых на растущей
регенерационной
поверхности,
являются
микроскопические
пертурбации,
16
присутствующие на этой поверхности исходно до момента роста. Задача решалась в
пренебрежении влиянием диффузии на ростовые процессы.
3. Основные результаты
3.1. Влияние мантийных плюмов, не достигших поверхности, на формирование
поднятий и горячих полей
Термохимические плюмы малой тепловой мощности (Ka < 1.15), не достигшие
дневной поверхности, проявляются на ней в виде гидродинамического воздействия на
массив литосферы, лежащий выше кровли плюма. Гидродинамическое воздействие
обусловлено сверхлитостатическим давлением на кровлю плюма. В результате такого
воздействия формируется поднятие поверхности над плюмом, остановившимся в
литосфере (рис. 3.1). При подъеме кровли плюма и смещении ее в область пониженной
температуры происходит кристаллизация расплава на кровле плюма. Так как скорость
кристаллизации много больше, чем скорость подъема кровли, принимаем, что положение
кровли соответствует предельной высоте подъема плюма.
В силу обратной зависимости между высотой поднятия и суммарной силой давления
на кровле плюма, высота поднятия имеет предельное значение 4.1 – 6.4 км. С
уменьшением вязкости массива литосферы над кровлей плюма и глубины расположения
кровли плюма возрастает скорость подъема дневной поверхности и уменьшается время, за
которое достигается наибольшая высота поднятия над плюмом.
Под воздействием семейств плюмов, не достигающих поверхности, образуются
крупные поднятия - горные хребты и плато (рис. 3.2). Оценки скорости подъема и
предельной высоты поднятия согласуются с геологическими данными для Тибета и
Кавказа. Начало этапа новейшей тектонической активности в конце палеогена-начале
миоцена может указывать на цикличность зарождения термохимических плюмов малой
тепловой мощности под кратонами.
При достижении максимального значения высоты поднятия, образовавшегося над
плюмом, не достигшим поверхности, возникает повышение удельного теплового потока
на поверхности. Повышение теплового потока происходит и под влиянием семейства
плюмов, не достигших поверхности. Семейства плюмов, не достигших поверхности,
могут быть причиной горячих полей.
17
Рисунок 3.1 - Схема канала плюма, поднявшегося от границы ядро-мантия до
предельной высоты L = H - Х (H = 2880 км, Х – расстояние между кровлей плюма и
дневной поверхностью). Показаны свободноконвективные течения в расплаве канала
плюма и профили скорости течения u в массиве литосферы над кровлей плюма.
Вследствие течения в высоковязком массиве литосферы, расположенном над кровлей
плюма, формируется поднятие поверхности.
18
Рисунок 3.2 - Поднятие поверхности, создающееся вследствие действия плюмов,
остановившихся в литосфере. Диаметр кровли каждого плюма dr = 10 км, вязкость массива
литосферы над плюмами л = 1021 Н ∙ с/м2. А – два плюма на расстоянии 500 км друг от
друга, глубина залегания кровли X = 150 км; Б – три плюма на расстоянии 300 км друг от
друга, X = 100 км
3.2. Экспериментальное исследование и топологическое согласование лучей
моновариантных равновесий на эвтектических трендах системы CaO-MgO-Al2O3SiO2 и сопоставление трендов этих эвтектических моновариантных реакций с
комплексами пород платформенных и океанических областей.
19
Согласно
современным
представлениям
верхняя
мантия
Земли
имеет
ультраосновной состав, а на поверхности Земли доминируют породы гранитных серий.
Очевидно, что при подъёме магматического расплава к поверхности он попадает в
области с более низкой температурой, состав остаточного расплава будет изменяться в
сторону расплавов с минимальной температурой плавления, то есть - эвтектических
расплавов.
Согласование положения лучей экспериментально исследованных моновариантных
равновесий в системе CaO-MgO-Al2O3-SiO2 показывает, что при увеличении давления
фазовые взаимоотношения в этой системе контролируется нонвариантным равновесием
(An,Fo,Opx,Cpx,Sp,Ga), из точки которого в сторону высоких температур выходят лучи
следующих моновариантных реакций: Fo+An=Cpx+Opx+Sp, Cpx+Ga=Opx+An+Sp и
Fo+Ga=Cpx+Ga+Opx, определяющих последовательную смену ассоциаций фаз с ростом
давления (рис. 3.3).
В области ликвидуса можно выделить три серии (тренда) эвтектических реакций,
контролирующих плавление в петрологически наиболее важных областях модельной
системы. В области высоких давлений, выше 2.6 – 3.0 ГПа для ультраосновных составов
плавление контролируется эвтектической реакцией Fо+Cpx+Opx+Gr=L, которая имеет
фундаментальное значение и контролирует эвтектический характер плавления для всех
ультраосновных составов.
В области более кальциевых составов обнаружена серия эвтектических реакций
L=Cpx+Opx+Fo+An (от 1 атм до 8 кбар); L=Cpx+Opx+An+Sp (от 8 кбар до 16 кбар);
L=Cpx+(Ga)+An+Sp (от 16 кбар до 20 кбар); L=Cpx+Cor+(Ga)+An (от 20 кбар до 30 кбар),
L=An+Ga+Cpx+Ky (от 30 кбар до 31 кбар) и L=Ga+Cpx+Ky+Qz (от 31 кбар и выше),
которую можно сопоставить с плавлением пород щёлочноземельной серии.
Особый интерес представляет серия эвтектических реакций с участие недавно
обнаруженной нами фазы α-диопсида. Этот тренд образован лучами следующих реакций:
L=An+Opx+Cpx+Qz, L= An+aDi+Cpx+Qz, L=Cpx+aDi+Ga+Qz. Температуры плавления на
этом тренде ниже, чем в остальных частях системы почти на 200 °С, а область составов
близка к составам трапповых базальтов.
Таким образом, согласование топологии моновариантных реакций модельной
системы CaO-MgO-Al2O3-SiO2 позволяет выделить эвтектические тренды. В силу
универсальности, они могут быть использованы для анализа эволюции магматического
расплава для областей океанических хребтов, зон субдукции и платформенных областей, а
также эволюции магматического расплава в верхней части головы плюма.
20
1400
Ga+L
C px+Opx+Sp
1300
1200
1100
1000
aDi
An+Cpx+Qz +Opx
Cp
L
An+Opx+Cpx+Qz
1,0
Opx+Fo+L
C px+Ga p x + L
O
a
+G
Cpx
L
Fo+C px+O px+G a
r
Co
L+Sp
L + s+K y
s
Cpx+Cor+(Ga)
Gro
L+C or
An+Gross
Cor+L L+Ky
An+Sp An+Qz
L
Cpx+Cor+An+(Ga)
L
Sil+Qz
L
An+Sil
Fo+An
Opx+Cpx+Sp
L
Fo+An+Opx+C px
Opx+Sp+L
Fo+Ga
Fo+L
Sp+C px+Ga
Opx+Sp+L
C px+Ga
L
Fo+ x +S p
+ Op
C px
Sp+L
Fo+An+Cpx
L
Sp+An+Opx+C px
z
L+G a+Q
i
An+ aD
a
L+ G C px
i+
D
a
An+
x+O
Fo px+S
+G
a p
1500
L
An+C or
L+C or
An+Sil
Opx+
S
Cpx+ p+An
Ga
1600
L+Opx
C px+Ga+An
L+C or
L+C or+Sil
An
An
Opx+Sp+L
Fo+An
L
An
L
y+Qz
C p x+G a+K
L
Gross+Ky+Qz
L+Gross+Ky
An
L
G a+Q z
Cpx+ aDi+
L
Cpx+Ga+Ky +An
L
Cpx+(Ga)+An+Sp
An+Sp
Cpx+Cor+(Ga)
A
Cp n+ a
x+G Di
a+
Q tz
T, OC
Ky+L
An+L Cpx+Ga+Qz
Cpx+Ga+Qz
L
An+Gross+Qz
An+C or
Gross+Ky
An
Gross+Ky+Qz
2,0
L
An+ aDi+ Cpx+Qz
3,0
P, ГПа
Рисунок 3.3 - Топология моновариантных равновесий в системе CaO-MgO-Al2O3-SiO2
и положение эвтектических трендов плавления.
3.3. Экспериментальное и численное 2D-моделирование роста искривлённых
поверхностей кристаллов при их росте в гетерогенных системах.
Проведенное согласно предлагаемой кинематической модели [42, 43] численное
2D-моделирование процесса регенерации монокристаллического шара алюмокалиевых
квасцов в пределах его зоны [110] показало качественное соответствие модели реальным
ростовым процессам. Факт появления на поверхности регенерирующего шара плоских
участков, отвечающих реально возможным граням кристалла, их тангенциального
разрастания в течение некоторого времени и последующего поглощения регенерационной
поверхностью объясняется тем, что в результате геометрического отбора скорость роста
регенерационной поверхности со временем снижается. Пока скорость роста грани ниже
текущей скорости роста окружающей ее регенерационной поверхности, макрогрань
разрастается тангенциально. В дальнейшем, когда скорость роста регенерационной
поверхности станет ниже скорости роста грани, последняя начнет уменьшаться в размерах
21
вплоть до полного поглощения ее регенерационной поверхностью. Исключением
являются грани, отвечающие простым формам стационарной огранки кристалла
(разрастаются непрерывно, т.к. скорость их роста всегда ниже таковой для окружающей
регенерационной поверхности) и наиболее быстрорастущим простым формам (грани не
появляются вовсе, т.к. скорость их роста всегда превосходит таковую для окружающей
регенерационной поверхности). Пример изменения размеров граней различных простых
форм приведен на рис. 3.4.
Рисунок 3.4 - Изменение протяженности макрограней простых форм диагональной зоны
на монокристаллическом шаре алюмокалиевых квасцов в ходе его регенерации. Скорости
роста граней: V{111} = 1 мм/сут, V{110} = 4.8 мм/сут, V{001} = 5.3 мм/сут, V{112} = 11 мм/сут,
V{221} = 9.5мм/сут, V{113} = 15 мм/сут.
Канал термохимического плюма представляет собой ячейки, разделенные
сужениями, при этом кромка сужения, которая и регулирует процесс теплообмена между
подъемным и опускным течениями ячейки, острая. Объяснить образование острой кромки
свободноконвективным теплообменом не удается. Наблюдаемая при экспериментальном
моделировании острая кромка в сужении канала плюма есть следствие высоких скоростей
роста регенерационных поверхностей. При охлаждении расплава и понижении
температуры до Тпл оплавленные шероховатые кристаллические частицы при высокой
скорости роста регенерационной поверхности срастаются. Попадая же в область
22
повышенной температуры, эти конгломераты кристаллитов распадаются. Таким образом,
результаты этих исследований позволили понять механизм образования острой кромки в
сужениях канала плюма, разделяющие канал на ячеистую структуру и, соответственно, на
последовательность протекания процессов кристаллизационной дифференциации.
Заключение
Методом теоретического моделирования показано, что термохимические плюмы
малой тепловой мощности (Ka < 1.15), не достигшие дневной поверхности, проявляются
на ней в виде гидродинамического воздействия на массив литосферы, лежащий выше
кровли плюма. Гидродинамическое воздействие обусловлено сверхлитостатическим
давлением на кровлю плюма. В результате такого воздействия формируется поднятие
поверхности над плюмом, остановившимся в литосфере.
С увеличением высоты поднятия сверхлитостатическое давление на кровлю плюма
уменьшается. В силу обратной зависимости между высотой поднятия и суммарной силой
давления на кровле плюма, высота поднятия имеет предельное значение. Получена
зависимость, определяющая предельную высоту поднятия.
С уменьшением вязкости массива литосферы над кровлей плюма и глубины
расположения кровли плюма возрастает скорость подъема дневной поверхности и
уменьшается время, за которое достигается наибольшая высота поднятия над плюмом.
Под воздействием семейств плюмов, не достигающих поверхности, образуются
крупные поднятия (горные хребты и плато). Оценки скорости подъема и предельной
высоты поднятия согласуются с геологическими данными для Тибета и Кавказа. Начало
этапа новейшей тектонической активности в конце палеогена-начале миоцена может
указывать на цикличность зарождения термохимических плюмов малой тепловой
мощности под кратонами.
При достижении максимального значения высоты поднятия, образовавшегося над
плюмом, не достигшим поверхности, возникает повышение удельного теплового потока
на поверхности. Повышение теплового потока происходит и под влиянием семейства
плюмов, не достигших поверхности. Семейства плюмов малой мощности (Ка < 1.15)
могут быть причиной горячих полей.
Построена топология части фазовой диаграммы системы CaO-MgO-Al2O3-SiO2,
наиболее близкой к составу доминирующих типов алюмосиликатных пород. На этой
основе
выделены
тренды
эвтектических
реакций,
отвечающие
пути
эволюции
23
магматического расплава, для областей океанических хребтов, зон субдукции и
классических платформенных областей, а также для эволюции магматического расплава в
верхней части головы плюма.
Проведенное моделирование процесса регенерации монокристаллического шара
алюмокалиевых квасцов в пределах его зоны [110] показало полуколичественное
соответствие модели ранее исследованным реальным ростовым процессам. Предложено
объяснение факту появления на поверхности регенерирующего шара плоских участков,
отвечающих реально возможным граням кристалла, их тангенциального разрастания в
течение
некоторого
времени
и
последующего
поглощения
регенерационной
поверхностью. Наблюдаемая при экспериментальном моделировании острая кромка в
сужении канала есть следствие высоких скоростей роста регенерационных поверхностей.
Заявленные цели и поставленные задачи темы НИР были полностью выполнены.
Выполненные
работы
представляют
собой
комплексное
теплофизическое,
петрологическое и кристаллофизическое моделирование. Каждая из количественных
моделей, объясняя свойственное ей явление органически дополняют друг друга проясняя
механизм процесса.
Результаты данных исследований используются в курсе лекций
Геодинамики,
читаемом магистрантам Геолого – геофизического факультета НГУ 1-го года обучения.
24
Список использованных источников
1. Гладков И.Н., Дистанов В.Э., Кирдяшкин А.А., Кирдяшкин А.Г. Об устойчивости
границы раздела расплав–твердое тело на примере устойчивости канала плюма // Изв.
РАН. МЖГ, 2012. - № 4. - С. 5-22.
2. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., Кирдяшкин А.А. Параметры горячих точек и
термохимических плюмов // Геология и геофизика, 2005. - Т. 46. - № 6. - С. 589-602.
3. Хонигман Б. Рост и форма кристаллов. - М.: Наука, 1961. - 164 с.
4. Асхабов А.М. Регенерация кристаллов. - М.: Наука, 1979. - 174 с.
5. Lin S.-C., van Keken P.E. Multiple volcanic episodes of flood basalts caused by
thermochemical plumes // Nature, 2005. - V. 436. - P. 250–252.
6. Lin S.-C., van Keken, P.E. Dynamics of thermochemical plumes: 1. Plume formation and
entrainment of a dense layer // Geochem. Geophys. Geosyst., 2006. - V. 7. - Q02006.
doi:10.1029/2005GC001071.
7. Lin S.-C., van Keken P.E. Dynamics of thermochemical plumes: 2. Complexity of plumes
structures and implications for the mapping of mantle plumes // Geochem. Geophys. Geosyst.,
2006. - V. 7. - Q03003. doi:10.1029/2005GC001072.
8. Lin
S.-C.,
van
Keken
thermochemical plumes //
P.E.
Deformation,
Geophys.
Res.
Lett.,
stirring
2006.
and
-
material
V.
33.
-
transport
№
in
L20306.
doi:10.1029/2006GL027037.
9. McNamara A.K., Zhong S. The influence of thermochemical convection on the fixity of
mantle plumes // Earth Planet. Sci. Lett., 2004. - V. 222. - P. 485– 500.
10.
Samuel H., Bercovici D. Oscillating and stagnating plumes in the Earth's lower mantle //
Earth Planet. Sci. Lett., 2006. - V. 248. - P. 90–105.
11.
Schott B., Yuen D.A. Influences of dissipation and rheology on mantle plumes coming
from the D”-layer // Phys. Earth Planet. Inter., 2004. - V. - 146. - P. 139–145.
12.
Zhong S. Constraints on thermochemical convection of the mantle from plume heat flux,
plume excess temperature and upper mantle temperature // J. Geophys. Res., 2006. - V. 111. N B04409. doi:10.1029/2005JB003972.
13.
Olson P., Singer H. Creeping plumes // J. Fluid Mech., 1985. - V. 158. - P. 511-531.
14.
Whitehead J.A., Luther D.S. Dynamics of laboratory diapir and plume models // J.
Geophys. Res., 1975. - V. 80. - N B5. - P. 705-717.
15.
Campbell I.H., Griffiths R.W. Implications of mantle plume structure for the evolution of
flood basalts // Earth Planet. Sci. Lett., 1990. - V. 99. - P. 79-93.
25
16.
Couliette D.L., Loper D.E. Experimental, numerical and analytical models of mantle
starting plumes // Phys. Earth Planet. Inter., 1995. - V. 92. - P. 143–167.
17.
Griffiths R.W., Campbell I.H. Stirring and structure in mantle starting plumes // Earth
Planet. Sci. Lett., 1990. - V. 99. - P. 66-78.
18.
Schubert G., Turcotte D.L., Olson P. Mantle convection in the Earth and planets /
Cambridge University Press, 2001. - 940 p
19.
Burov E., Guillou-Frottier L., d'Acremont E., Le Pourhiet L., Cloetingh S. Plume head–
lithosphere interactions near intra-continental plate boundaries // Tectonophysics., 2007. - V.
434. - P. 15–38.
20.
Guillou-Frottier L., Burov E., Nehlig P., Wyns R. Deciphering plume–lithosphere
interactions beneath Europe from topographic signatures // Global Planet. Change., 2007. V. 58. - P. 119–140.
21.
Manea V.C., Manea M., Leeman W.P., Schutt D.L. The influence of plume head–
lithosphere interaction on magmatism associated with the Yellowstone hotspot track // J.
Volcanol. Geotherm. Res., 2009. - V. 188. - P. 68–85.
22.
Yang T., Leng W. Dynamics of hidden hotspot tracks beneath the continental lithosphere
// Earth Planet. Sci. Lett., 2014. - V. 401. - P. 294–300.
23.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Внутриплитовый магматизм и его значение для
понимания процессов в мантии Земли // Геотектоника, 1983. - № 1. - С. 28-45.
24.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Палеогеодинамика / М.: Наука, 1993. - 192 с.
25.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Глубинная геодинамика Земли // Геология и
геофизика, 1993. - Т. 34. - № 4. - С. 3-13.
26.
Кирдяшкин А.А., Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г. Термохимические плюмы //
Геология и геофизика, 2004. - Т. 45. - № 9. - С. 1057-1073.
27.
Кирдяшкин А.А., Кирдяшкин А.Г. Взаимодействие термохимического плюма с
мантийными свободно-конвективными течениями и его влияние на плавление и
перекристаллизацию мантии // Геология и геофизика, 2013. - Т. 54. - № 5. - С. 707—721.
28.
Кирдяшкин А.А., Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., Гладков И.Н., Сурков Н.В.
Гидродинамические
процессы
при
подъеме
мантийного
плюма
и
условия
формирования канала излияния // Геология и геофизика, 2005. - Т. 46. - № 9. - С. 891907.
29.
Кирдяшкин А.Г., Кирдяшкин А.А., Гладков И.Н., Дистанов В.Э. Экспериментальное
моделирование влияния относительной тепловой мощности на форму канала плюма и
26
структуру свободно-конвективного течения в нем // Геология и геофизика, 2012. - Т. 53.
- № 7. С. 900—911.
30.
Dobretsov N.L., Kirdyashkin A.A., Kirdyashkin A.G, Vernikovsky V.A., Gladkov I.N.
Modelling of thermochemical plumes and implications for the origin of the Siberian traps //
Lithos, 2008. - V.100. - P. 66–92.
31.
Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., Кирдяшкин А.А. Параметры горячих точек и
термохимических плюмов // Геология и геофизика, 2005. - Т. 46. - № 6. - С. 589-602.
32.
Сурков Н.В. Экспериментальное исследование устойчивости и плавления
дивариантных ассоциаций в форстеритнормативной части системы CaO-MgO-Al2O3SiO2 в связи с петрологией верхней мантии. в кн.: Материалы по генетической и
экспериментальной минералогии, Объединённый институт геологии, геофизики и
минералогии, Российская академия наук, Сибирское отделение, труды, выпуск 832, Под
ред. Н.В. Соболева, издательство Сибирского отделения РАН, НИЦ ОИГГМ СО РАН,
Новосибирск, 1995, т. 11, с. 27-43
33.
Kushiro I., Yoder H.S.Jr. Anortite-forsterite and anortite-enstatite reactions and their
bearing on the basalt-eclogite transformation // J. Petrol., 1966. - V. 7. - N 3. - P. 337-362.
34.
MacGregor I.D. Stability fields of spinel and garnet peridotites in the synthetic system
MgO-CaO-Al2O3-SiO2 / Carn. Inst. Wash., Yearbook, 1965. - V. 64. - P. 126-134.
35.
Сурков Н. В., Гартвич Ю.Г.. Моделирование глубинных высокоглинозёмистых
парагенезисов
на
основе
полей
устойчивости
корунд-,
шпинельнормативных
ассоциаций системы CaO-MgO-Al2O3-SiO2 // Геология и геофизика, 2012. - Т. 53. - № 1.
С. 67-81
36.
Сурков Н. В., Гартвич Ю.Г. Физико-химическая модель для кристаллизации пород
щелочноземельной серии // Геохимия, 2012. - № 10. - С. 891-908.
37.
Gasparik T.. Phase relations in the transition zone // Jю Geophys. Res., 1990. - V. 95. - N
B10. - P. 15751-15769.
38.
Kato T., Kumazawa M.. Effect of high pressure on the melting relations in the system
Mg2SiO4-MgSiO3 Part I. Eutectic relations up to 7 GPa // Journal Phys. Earth, 1985. - V. 33. N 6. - P. 513-524.
39.
Weng Y.-H., Presnall D C. The system diopside – forsterite – enstatite at 5.1 GPa: a
ternary model for melting of the mantle // The Canadian Mineralogist, 2001. - V. 39. - N 2. P. 299-308.
27
40.
Herzberg C., Gasparik T., Sawamoto H.. Origin of Mantle Peridotite: Constraints From
Melting Experiments to 16.5 GPa // J. Geophys. Res., 1990. - V. 95. - № B10. - P. 1577915803.
41.
Herzberg C.T. Solidus and liquidus temperatures and mineralogies for anhydrous
garnet—lherzolite to 15 GPa // Phys. Earth Planet. Inter., 1983. - V. 32. - N 2. - P. 193—202.
42.
Гаврюшкин П.Н., Томас В.Г. // Кристаллография, 2009. - Т. 54. - № 2. - С. 359.
43.
Томас В.Г., Гаврюшкин П.Н., Фурсенко Д.А. // Кристаллография, 2012. - Т. 57. - №
6. - С. 962.
44.
Demianets L.N., Ivanov-Schitz A.K. // J. Phys. Condensed Matter, 2004. – V. 16. - P.
1313.
45.
Годовиков А.А., Смирнов С.А., Малиновский И.Ю. Ран Э.Н., Паньков М.С.,
Росинский Г.А., Токмин Б.П.. Аппарат для создания давления до 40 кбар при
температурах до 1700 ОС // Приборы и техника эксперимента, 1971. - № 6. - С. 159-160.
46.
Сурков Н. В., Гартвич Ю.Г., Изох О.П.. Устойчивость и фазовые взаимоотношения
нестехиометричных клинопироксенов в сечении диопсид-"Са-молекула Эскола" при
высоких давлениях. - Геохимия, 2007. - N 6. - С. 632–642.
47.
Сурков Н.В. - А.с. СССР. № 1762458 // Б.И. 1992. - Т. 34. - С. 213.
48.
Mirvald P.W., Getting I.C., Kennedy G.C.. Low-friction cell for piston-cylinder high-
pressure apparatus // J. Geophys. Res., 1975. - V. 86. - № 11. - P. 1519-1525.
49.
Boyd F.R., England J.L.. Apparatus for phase-equilibrium measurements at pressures up
to 50 kilobars and temperatures up to 1750 OС // J. Geophys. Res., 1960. - V. 65. - N 2. - P.
741-748.
28