УДК 550.89
ОКИСЛИТЕЛЬНО-ВОССТАНОВИТЕЛЬНЫЙ ПОТЕНЦИАЛ МАНТИЙНЫХ МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМ © 2010 г. И. Д. Рябчиков*, Л. Н. Когарко**
*Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН Старомонетный пер., 35, Москва, 119017, Россия; e-mail: iryab@igem.ru **Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН ул. Косыгина, 19, Москва, 119975, Россия; e-mail: kogarko@geokhi.ru Поступила в редакцию 10.11.2009 г.
Разработан новый вариант оксибарометра для фазовой ассоциации оливин + клинопироксен + + шпинель, основанный на равновесии: 3CaMgSi2O6(Cpx) + 2Fe3O4(Spl) = 3CaMgSiO4(Ol) + + 3Fe2SiO4(0l) + O2. Проведены оценки летучести кислорода для минеральных ассоциаций мейме-читов, оливинсодержащих пород Гулинской интрузии, микрофенокристов оливина и клинопирок-сена из межзерновых стекол в мантийных ксенолитах острова Сал, архипелаг о-вов Зеленого Мыса, содержащих выделения металлических сплавов. Показано, что летучести кислорода, характеризу-щие магматические системы мантийного источника, могут варьировать на 7—8 порядков. Термодинамический анализ показал, что низкая активность воды в нижней части субкратонной литосферы препятствует формированию углеводородов даже в присутствии элементарного углерода и при низкой летучести кислорода. Наиболее вероятным механизмом алмазообразования является восстановление карбонатных компонентов, входящих в состав близсолидусных расплавов, поступающих в литосферу из восходящих мантийных плюмов.
ЗНАЧЕНИЕ ЛЕТУЧЕСТИ КИСЛОРОДА ДЛЯ ПРОЦЕССОВ ФОРМИРОВАНИЯ И ЭВОЛЮЦИИ ЗЕМЛИ
Окислительно-восстановительный потенциал является одним из главных факторов, определяющих эволюцию Земли и других космических тел. Основным окислителем в геологических системах является кислород. Летучесть кислорода (Уо ) — мера окисленности природных систем, независимо от присутствия или отсутствия в них газовой фазы, содержащей свободный кислород.
Летучесть кислорода контролирует поведение многих элементов в процессах конденсации про-топланетного облака в ходе аккреции планетизи-малей и планет и формирования их металлических ядер.
На ранней, высокотемпературной, стадии существования протопланетного облака большинство элементов присутствовали в разреженном водородном газе в более низких степенях окисления (8Ю, М§0 и др.) по сравнению с их состояниями в появляющихся кристаллических фазах. Вследствие этого конденсация газа, вызванная снижением температуры, протекала в виде серии окислительно-восстановительных реакций
(8Иаркт, 81ёогоу, 2003). Например, формирование магнезиального оливина происходило следующим образом:
2Mg(газ) + БЮ( газ) + 3Н20 (газ) = = Mg2SiO4 ( оливин) + 3Н2( газ).
В дальнейшем окислительно-восстановительные равновесия с участием вещества глубинных оболочек определили состав первичной атмосферы и, по-видимому, играли ведущую роль в зарождении жизни.
От летучести кислорода зависят минеральные парагенезисы, возникающие в ходе затвердевания магм, что определяет пути кристаллизационной дифференциации. Наиболее показательным примером действия этого фактора является быстрый рост концентраций железа в расплаве при постоянном содержании кремнезема в ходе кристаллизации толеитовых базальтов (феннеров-ский тренд) и быстрый рост концентраций кремнезема, вследствие раннего выделения магнетита (боуэновский тренд в известково-щелочных сериях) в более окислительных условиях (08Ъогп, 1959; Рге8па11, 1966). В щелочных магматических системах более окислительные условия способствуют кристаллизации богатого акмитом клино-пироксена, в то время как при более низких значениях Уо появляются щелочные амфиболы.
Летучесть кислорода в ряде случаев определяет распределение элементов-примесей между расплавом и твердыми фазами. Это в первую очередь относится к элементам с переменной степенью окисления в условиях магматических процессов, к которым, в частности, относятся Ей, V и Сг. Так, присутствие ванадия в коматиитах и других магматических сериях оказалось весьма эффектив-
ным индикатором окислительно-восстановительных условий (Canil, 1997, 1999, 2002).
Молекулярный состав газовой фазы зависит от летучести кислорода, что влияет на процессы магмообразования и кристаллизационной дифференциации. В частности, было высказано предположение, что восстановленный газ системы C—H—O вызывает плавление мантийных пород после их подъема с больших глубин и окисления в верхних горизонтах мантии (Green et al., 1987). В щелочных магматических системах летучесть кислорода определяет присутствие углеводородов и водорода, которые обнаружены во многих щелочных особенно агпаитовых породах (Beeskow et al., 2006; Markl et al., 2001; Нивин, 2002; Nivin et al., 2005; Petersilie, Sorensen, 1970; Potter et al., 2004; Salvi, Williams-Jones, 2006; Икор-ский, Шугурова, 1974; Когарко, 1977; Когарко и др., 1986; Петерсилье, 1958).
Летучесть кислорода влияет на поведение рудных элементов в магматических процессах, определяя растворимость сидерофильных элементов (Борисов, 2005) в магмах и устойчивость сульфидных фаз.
ОКСИБАРОМЕТРЫ ДЛЯ МАНТИЙНЫХ И МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМ
Для оценки летучестей кислорода в магматических системах известны различные подходы. Ряд из них используют константы равновесий для реакций между компонентами твердых растворов, включающих двух- и трехвалентное железо или другие элементы в разных степенях окисления. Другие оксибарометры рассматривают отношения Fe3+/Fe2+ в вулканических стеклах, a также поведение несовместимых элементов переменной степени окисления (например, ванадий) в магматических сериях.
Еще в 60-х годах прошлого века были получены экспериментальные данные для равновесий титаномагнетитов с ильменитами, позволяющие получать одновременные оценки температур и летучестей кислорода из составов сосуществующих оксидов железа и титана (Buddington, Linds-ley, 1964). Позже метод был усовершенствован с целью применения его к шпинелям и ильменитам более сложного состава на основе разработки термодинамических моделей этих фаз в рамках многокомпонентных систем (Ghiorso, Sack, 1991; Sack, Ghiorso, 1991). Данный метод успешно применялся к молодым вулканическим породам, но оказался непригоден для плутонических параге-незисов из-за быстрого диффузионного переуравновешивания оксидов железа и титана в ходе медленного охлаждения.
Для плутонических парагенезисов было предложено использовать равновесия магнетитов и ильменитов с железо-магнезиальными силикатами (Frost, Lindsley, 1991; Frost et al., 1988). Д.Р. Уонз
(Wones, 1989) отметил важное значение минеральной ассоциации титанит—магнетит—кварц. Он рассчитал равновесную температуру и летучесть кислорода для реакций с участием титанита с чистыми фазами в системе CaO—FeO—Fe2O3— TiO2—SiO2 при атмосферном давлении. Позже эти реакции были изучены экспериментально (Xir-ouchakis, Lindsley, 1998). Эти экспериментальные данные были использованы для уточнения термодинамических характеристик титанита, что позволило рассчитать диаграммы T—fO^ (Xir-ouchakis et al., 2001a). Результаты расчетов были использованы для оценки fOj и температуры минеральных равновесий в некоторых магматических породах (Xirouchakis et al., 2001b) . Модификация этого метода была применена к оценке fO для хибинских магм (Ryabchikov, Kogarko, 2006).
Многочисленные оценки летучести кислорода для мантийных перидотитов и базальтовых магм были получены на основании окислительно-восстановительных реакций между компонентами магнетитсодержащих шпинелей, оливинов и ор-топироксенов (Ballhaus, 1993; Ballhaus et al., 1990; Mattioli, Wood, 1988; O'Neill, Wall, 1987; Wood et al., 1990; Рябчиков и др., 1985), a для более высокобарных условий был предложен оксибарометер, основанный на равновесии оливина, ортопирок-сена и граната, содержащего окисное железо (Gudmundsson, Wood, 1995):
6 FeSiO3 + 2 Fe3O4 = 12 FeSio.5O2 + O2, (1) 2 Fe3Fe2Si3O12 = 8 FeSio.5O2 + 2 FeSiO3 + O2. (1a)
Эти кислородные барометры применимы к мантийным перидотитам, для многих из которых характерно одновременное присутствие оливина, ортопи-роксена и шпинели или граната, но в магматических породах даже толеитового семейства ортопироксен, как правило, отсутствует в щелочных вулканитах и продуктах кристаллизации щелочных магм ортопи-роксен вообще не встречается, что является препятствием для оценки fO в них.
МЕТОД ОЦЕНКИ f
O2
ДЛЯ ОЛИВИНСОДЕРЖАЩИХ БЕЗОРТОПИРОКСЕНОВЫХ ПАРАГЕНЕЗИСОВ
Ранее нами было предложено (Ryabchikov, Kogar-ko, 1994) использовать для оценки активности кремнезема в фазовой ассоциации оливин + + клинопироксен содержания СаO в оливине с учетом экспериментальных данных работы (Köhler, Brey, 1990) и предложенных на их основе эмпирических зависимостей константы реакции обмена кальцием между клинопироксеном, ортопироксеном и оливином от температуры и давления. Этот подход является приближенным, поскольку он основан на ряде допущений, среди которых имеется предполо-
жение о том, что экспериментальные данные для фаз, сходных с минералами мантийных перидотитов, могут быть распространены для значительно более широкого интервала составов.
В настоящей работе предлагается новый вариант оксибарометра для фазовой ассоциации оливин + клинопироксен + шпинель, основанный на равновесии:
3CaMgSi2O6( Срх) + 2Fe3O4 ( —3CaMgSiO4 (01) + 6FeSi0.5O2 (01) + O2, (2) из константы равновесия этой реакции находим:
4 =
V 3 2
A2öCaMgSi2O6 öFe3O4
2 6 ' öCaMgSiO4 aFeSi0.5O2
(3)
J4 1С^0.5"2
где К2 — константа равновесия реакции (2), а — активности компонентов.
K2 рассчитывалась из свободных энергий Гиббса участвующих фаз, заимствованных из базы данных (Holland, Powell, 1998), активность монтичеллитового и фаялитового компонентов вычислялась с применением коэффициентов уравнений Маргулеса для трех-компонентного твердого раствора (Mg,Fe,Ca)2SiO4 (Kawasaki, 1998), активность диопсидового компонента оценивалась из состава клинопироксена с использованием уравнений, приведенных в работе (Holland, 1990). Активность магнетитового компонента вычислялась из состава шпинели с использованием уравнения, приведенного в работе (Wood et al., 1990):
lg<O4 =
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.