ФЛЮИДЫ - СОКИ ЗЕМЛИ

Л.Л. Перчук  (кафедра петрологии МГУ им. М.В. Ломоносова)

Опубликовано в Соросовском Образовательном Журнале

Природный флюид - это существенно гидротермальная фаза низкой плотности и вязкости, сложенная в разных пропорциях летучими компонентами (Н2О, СО2, СО, N2, H2, СН4 и другие углеводороды), которая способна влиять на процессы природного минералообразования, либо непосредственно в них участвовать. Роль флюида в формировании горных пород и руд, в транспорте химических элементов огромна, особенно в закритической области.

Введение

В обычной жизни понятие "флюид" отражает нечто эфемерное, связанное с чувствами, а порой и с настроением человека. Но в естественных науках этот термин имеет вполне определенный физический смысл. В петрологии под термином флюид понимают газовое или жидкое вещество, отличающаяся от горных пород и силикатных магм более низкими значениями плотности и вязкости. Природный флюид - это прежде всего надкритическая гидротермальная фаза, сложенная смесью главным образом Н2О и СО2 с примесями СО, N2, H2, СН4 и других углеводородов. Эта фаза способна переносить и отлагать химические элементы, растворяться в магматических расплавах, на порядки увеличивать скорости протекания многих геологических процессов. Столь "удивительная" роль флюидов была известна геологам еще в XIX веке. Однако теоретические, экспериментальные и эмпирические исследования сжатых газов и их смесей в течении последних 2-3 десятилетий привели к тому, что сегодня известно о них существенно больше. Без преувеличения можно сказать, что результаты этих исследований создали науку о природных флюидах, значение которой в развитии наук о Земле трудно переоценить.

Какими же сведениями необходимо располагать, чтобы количественно оценить состав глубинных флюидов, их конкретную роль в образовании и преобразовании горных пород под воздействием флюида, в перемещении и кристаллизации магматических расплавов? На эти и другие вопросы мы попытаемся дать ответ в предлагаемой читателю статье.

Что нужно знать о свойствах флюидов?

Чтобы понять рассмотренные выше удивительные свойства флюидной фазы при высоких значениях температуры (Т) и давления (Р), необходимо хотя бы в самом общем виде напомнить читателю способы познания его свойств на примере самых простых сжатых газов, таких как Н2О и СО2. Если бы свойства флюидов описывались законами идеального газа, то проблема бы не существовала: свойства всех газов описывались бы двумя-тремя примитивными уравнениями. Однако идеальных газов в природе нет. Каждый индивидуальный газ обладает специфической способностью к сжатию, т.е. сближения молекул. При сжатии мольный объем газа (V) уменьшается, а энергии их взаимодействия (Е) возрастает пропорционально квадрату расстояния между взаимодействующими молекулами. Между тем равновесное состояние сжатого газа i при данной температуре определяется минимумом потенциала Гиббса (свободной энергии), который является основой расчета термодинамических свойств реального газа на основе экспериментальных данных. Задача сводится к нахождению численной зависимости Vi от P   при каждой данной температуре. Для идеального газа энергия взаимодействия частиц равна нулю, а для смеси идеальных газов - пропорциональна их относительным концентрациям. Поэтому при расчете свойств газа за стандартное состояние принимаются свойства идеального газа (PV=RT, где R - газовая постоянная, равная Cp- Cv = 1.987 кал/бар/К, а Cp и Cv - теплоемкости при постоянных P и V, соответственно). Все реальные газы и их смеси имеют критические точки (рис.1), которым соответствуют такие значения Т и Р, выше которых различия в свойствах жидкости и газа стираются. Однако в любой точке РТ-поля присутствуют как жидко-подобные (Liq), так и газо-подобные (Gas ) молекулы, отношение концентраций которых строго определено. Устойчивое (равновесное) состояние флюида при данных Т и Р соответствует минимуму G для условия

Liq (жидкость) = Gas (газ).                                       (1)

По предложению Ландау [5] состояние этого равновесия следует рассматривать не только как функцию Т и Р, но и h, т.е. G = f[T,P,h]. Это значит, что сумма мольных долей (Xi) газо-подобных и жидко-подобных молекул во флюиде при любых значениях Т и Р равна единице, т.е. XLiq+XGas = 1. Отсюда свойства флюида в стандартном состоянии определяются как XGas=1, или XLiq =1. До критической точки (рис.1) соотношение XGas/XLiq при данных Т и Р вдоль кривой кипения жидкости легко определить из экспериментальных данных по условию:

G = RTln(XGas/XLiq) + DGo(1) + DGe(1)= 0,                           (2)

где, Go(1) - изменение стандартной энергии в реакции (1), а DGe(1) - изменение энергии при смешении во флюиде жидко-подобных и газо-подобных молекул (Gei = Gi - Gi0(Т,P) - RTlnXi). Однако по определению равновесие (1) должно устанавливаться в каждой из фаз.

Следовательно, общее условие равновесия системы определяется минимумом потенциала Гиббса в любой точке РТ-поля, а выражение (2) представляет собой P-T-Xi уравнение состояния флюида. Диаграммы рис.1 на примере воды наглядно иллюстрируют рассмотренные соотношения.

Рис.1. Изменение доли жидкоподобных молекул в чисто водном флюиде в зависимости от Т и Р.

Далеко не все компоненты сложного флюида полностью смешиваются друг с другом. И хотя с ростом Т и Р их смесимость возрастает, при высоком давлении все же может остаться достаточно большая область несмесимости. Это в значительной мере сказывается на взаимодействии флюида с горной породой или силикатным расплавом. В области высокой концентрации воды   растворимость в гранитном расплаве флюида, состоящего из СO2, H2O и NaClвесьма значительна, что существенно снижает температуру кристаллизации расплава.

Методы изучения состава природного флюида

Обычно используются два метода определения состава природного флюида. Первый основан на содержании летучих компонентов в некоторых минералах (например, СаСО3, Mg(OH)2 и т.п.) а второй - на исследовании состава и свойств газово-жидких включений в минералах кристаллических пород. В обоих случаях необходимы знания термодинамических свойств фаз - кристаллов и/или сжатых газов. Очевидно, что если в составе кристаллической породы, например в карбонатно-силикатной породе, содержится кальцит, то в ее образовании принимал участие флюид, содержащий СО2. При оптическом исследовании петрографических шлифов можно увидеть, что волластонит замещается кальцитом и кварцем. Следовательно, в породе протекала реакция

Wol + CO2 = Cal + Qtz, т.е.    CaSiO3 + СО2 = СаСО3 + SiO2.         (3)

Концентрация СО2 в этом флюиде определяется путем термодинамического расчета свободной энергии Гиббса при данных Т и Р для реакции (3) на основе уравнения:

G0(3) = G0SiO2 + G0CaCO3 - G0CaSiO3 -G0CO2 = RTlnaflCO2 = RTlnXflCO2 + RTlng flCO2

где G0 - величины энергии Гиббса, соответствующие образованию данной молекулы газа или минерала из элементов, а g flCO2 - коэффициент активности СО2 в смеси с другими газами, т.е. безразмерная величина отклонения данной смеси от идеальной. В ряде случаев смешение оказывается очень близким к идеальному, т.е. и gfii=1. Например, в смеси CO2-H2O при Т = 600 0C и Р=1000 атм 1. Следовательно X flCO2 = 1- ХН2О = ехр (dGњ(3)/RT). Так, достаточно просто рассчитывается мольная доля CO2 во флюиде, т.е. его состав, если из данных по минералогической термобарометрии [1] известны РТ-параметры протекания реакции (3) в горной породе. Однако при gflCO2 = 1 необходимо знать термодинамические свойства газовой смеси. Такие данные имеются в справочной литературе для целого ряда газовых смесей в достаточно широком диапазоне Т и Р.

Природный флюид состоит в основном из двуокиси углерода и воды. Это следует из образования водосодержащих минералов за счет безводных. При возрастании температуры в сланцах нередко протекают реакции дегидратаци-декарбонатизации:

Ms + 2Qtz +Cal = Or + An + CO2 +H2O,                          (5)          т.е.                      

KAl3Si3O10(OH)2 + 2SiO2 +CaCO3 = KAlSi3O8 + CaAl2Si2O12 + CO2 + H2O,

2Ca2Al3Si3O12(OH) + 4CO2 = 3CaAl2Si2O12 +4CaCO3 + H2O,    т.е.

2Zo + 4CO2 = 3An + 4Cal + H2O

Совместный термодинамический расчет этих реакций позволяет оценить относительные концентрации (мольные доли) Н2О и СО2 во флюиде при данных Т и Р, которые легко определить с помощью минералогических термометров и барометров [1]. Вновь напомним, что для такого расчета необходимо знать термодинамические свойства всех участвующих в реакциях соединений в широком диапазоне Т и Р.

В течении многих десятков лет в экспериментальных лабораториях производились исследования подобных реакций при высоких Т и Р, измерялись основные термодинамические свойства многочисленных минералов и минеральных равновесий. Можно сказать, что эта работа в основном завершена и сейчас созданы и продолжают усовершенствоваться базы термодинамических данных для сотен породообразующих минералов, сжатых газов и газовых смесей. С помощью специально разработанных программ можно рассчитать состав флюида, принимавшего участие в создании кристаллической породы на любом этапе развития планеты.

Изучение газово-жидких включений, законсервированных в минералах со времен их перекристаллизации, позволяет выяснить химический состав флюидной фазы и ее плотность. Зная РТ-параметры минералообразования, можно рассчитать состав флюида в момент его захвата минералом при его кристаллизации. Порода нередко претерпевает частичную перекристаллизацию. При этом плотность вновь захваченных флюидных включений снизится. Может измениться и состав флюида. В результате, в минералах остаются реликты включений высокой, промежуточной и низкой плотности. Захватываются они растущими минералами на разных уровнях земной коры по мере подъема и остывания пород. Различают три группы газово-жидких включений: ранние (максимальные РТ-параметры минералообразования), вторичные и поздние. Применяя минералогические термометры к дешифровке гистограмм распределения плотностей флюидных включений в минералах, можно проследить изменение РТ-параметров на разных стадиях метаморфизма кристаллической породы.

Большую ценность представляют результаты масс-спектрометрического или хроматографического анализа газовых вытяжек из минералов кристаллических пород. Эти вытяжки обычно осуществляют в вакууме, при температуре не ниже 200 0С, но чаще всего при 700 - 1000 0С. Наиболее информативен кордиерит - каркасный алюмосиликат [1], в формулу которого летучие компоненты не входят. Но благодаря необычному строению его каркаса в структуре минерала возникают своеобразные капилляры, размер которых не превышает пять ангстрем. Они занимают около 18 % объема кордиерита и заполнены разнообразными флюидными компонентами. Из экспериментальных данных, полученных при высоких Р и Т, известно распределение Н2О и СО2 между кордиеритом и водно-углекислым раствором: (ХСО2/ ХН2О)fl 12(ХСО2/ ХН2О)Crd, где ХСО2 = 1 - ХН2О во флюиде (fl) или кордиерите (Crd). Это позволяет использовать результаты хроматографического анализа газовых вытяжек из кордиерита для прямого расчета мольных долей Н2О и СО2 во флюиде. Кордиерит, однако, устойчив лишь в пределах земной коры, т.е. до давления 10 000 атм. Для познания состава флюидов в мантии Земли используются результаты хроматографического или масс-спектрометрического анализа газовых вытяжек из гранатов или же алмазов, выделенных из минеральных фракций ксенолитов в кимберлитовых трубках [4]. Существуют и более тонкие методы анализа ничтожных количеств флюида, заточенного в кристаллическую фазу. К сожалению, коэффициент распределения газовых компонентов между флюидом и любым из этих минералов во многих случаях не известен. Поэтому в первом приближении геологи отождествляют валовой состав газовой вытяжки со "свободным" флюидом. Более точная оценка его состава возможно путем термодинамической обработки аналитических данных на основе минимизации свободной энергии Гиббса.

Каковы  механизмы миграции флюидов в глубинах Земли?

Выявление механизма миграции флюидов в глубинах земли - одна из самых трудных проблем теоретической и экспериментальной петрологии. Пока удалось найти лишь три главных механизма транспорта флюидов в глубинах Земли: (1) свободная фильтрация флюидов по трещинам, каналам и порам в горных породах, (2) растворение в магматических расплавах, (3) высокотемпературное растворение и последующая кристаллизация минералов на фронте движения ненасыщенного компонентами породы флюида.

Фильтрация.

Свободная фильтрация флюида через горную породу определяется не только его свойствами, но и пористостью самой породы, температурой и давлением. В гравитационном поле Земли флюид, обладающий очень никой плотностью и вязкостью, всегда стремится в сторону меньшего давления. Взаимодействуя с породой, он способствует протеканию реакций между фазами. Нередко его компоненты сами входят в состав вновь образованных минералов, или же сам флюид захватываются в виде включений в ходе их роста. Поры и трещины в горных породах обеспечивают не просто миграцию флюида. Поскольку на фронте движения флюид не равновесен с породой, создаются благоприятные условия для их диффузионного или же инфильтрационного взаимодействия. Оно выражается в полном минеральном и химическом преобразовании пород - метасоматзе. 50 лет тому назад Д.С.Коржинский показал, что этот процесс метасоматического преобразования пород в земной коре неизменно сопровождается возникновением четко выраженной зональность в распределении минералов поперек фронта движения порового флюида. Позднее из экспериментальных исследований стало известно, что при T > 600 0C давлении выше 3000 атм. свободная фильтрация флюидов в поровом пространстве породы прекращается. Вместе с тем до ~ 5000 атм. в породе еще остаются микропоры, а в некоторых минералах - структурные микроканалы. Диаметр этих "флюидопроводов" не превышает первые ангстремы. Считалось, что в пределах 5-6 ангстрем через них могут проникнуть практически любые компоненты флюида. Однако поверхность минералов и "микропоры" в них при таких размерах начинают взаимодействовать с компонентами флюида, так что силы притяжения намного превышают силы отталкивания отдельных частиц флюида. В результате он остается "захороненным" либо в микротрещинах отдельных минералов, либо в микроканалах некоторых из них (например, цеолит, кордиерит, слюда).

Наконец, при Р=9000 атм. цеолит и кордиерит неустойчивы, а область стабильности слюды резко сокращается. Но в минералах остаются дислокации. Многочисленными экспериментами доказано, что флюид способен мигрировать через кристаллы по "зонам" повышенной концентрации дислокаций и вместе с ними. Такая миграция не предполагает химической реакции флюида с минералом-хозяином, но способствует закономерному перераспределению газово-жидких включений в нем.

Перенос флюидов магматическими расплавами.

Перенос магмами - наиболее эффективный механизм транспорта флюидов. Он определяется длительностью магматической деятельности и флюидонасыщенностью магмы. Последняя во многом определяется растворимостью летучих компонентов в силикатном расплаве. Она зависит от его структуры, состава и давления, и в меньшей степени - от температуры. Общие закономерности не установлены. Так, при давлении 15 000 атм в системе Н2О-SiO2 наблюдается полная смесимость, тогда как в гранитном расплаве растворяется не более 14 мас.%. воды (Т = 620 0С и Р = 10 000). На ликвидусе (точка или геометрическое место точек полного плавления на фазовой диаграмме) расплава диопсида при     Т=1250 0С и Р=20 000 атм максимально растворяется около 22 мас.% воды, тогда как для форстерита, Mg2SiO4, она достигает 28 %. СО2 в силикатных расплавах растворяется в существенно более низких количествах (максимум около 4 мас.% в расплаве диопсида). Растворимость флюидов увеличивается с возрастанием давления. Однако общей зависимости растворимости газов в силикатных расплавах. Более того, экспериментально установлено, что при температуре 1020 0С в интервале давления Р = 10 000 - 11 000 атм., на ликвидусе расплава щелочного базальта растворимость в нем воды увеличивается скачкообразно с 10 масс. % до 20 масс. % . При давлении около 20 000 атм. (Т = 1450 0С) в этом расплаве уже растворяется около 36 мас. %, тогда как растворимость СО2 при этих параметрах не превышает 1.5 масс.%,. Однако уже при давлении 30 000 атм. в нем растворяется до 7 мас.% СО2. Так или иначе растворимость флюидов в расплавах снижает на десятые доли их плотность, а вязкость - на порядки, способствуя их перемещению к поверхности Земли. По мере падения давления флюиды освобождаются из расплавов и производят гидротермальное преобразование окружающих твердых пород как в мантии Земли, так и ее коре [2, 4].

Однако не стоит переоценивать объемы переноса флюидов магмами. За исключением кимберлитовых, достоверно не установлено существование в природе насыщенных Н2О и/или СО2 силикатных расплавов. Многие океанские базальты содержат ничтожно малые концентрации воды. Нередко и континентальные магмы оказываются "сухими". Так что о количестве магматогенных флюидов приходится судить по степени их воздействия на окружающие породы при кристаллизации магм, сопровождающейся почти полным высвобождением флюидной фазы.

Перекристаллизация.

При медленном просачивании флюида через породу в поле небольшого градиента температуры и/или давления в каком-то конечном объеме породы флюид способен растворять породу на фронте движения и осаждать за фронтом те же минералы. В каждом локальном объеме градиент столь мал, что флюид успевает насыщаться компонентами породы и находится с ней в равновесном состоянии. Энергия системы флюид-порода, в том числе и энергия поверхности кристаллов, достигает минимума. В результате происходит перекристаллизация с укрупнением кристаллов, размеры которых иногда достигают десятков сантиметров. Так возникают гигантозернистые породы. Например, на Ковдорском месторождении, что на Кольском полуострове, встречаются двухметровые кристаллы флогопита.

При освобождении из кристаллизующейся на большой глубине магмы флюид оказывается неравновесным с составом вмещающих пород в отношении многих химических элементов. Чтобы преодолеть создавшийся градиент концентраций, флюид взаимодействует с породой, частично или полностью растворяя ее. Поскольку в зоне контакта магматического тела и окружающей породы существует не только градиент концентраций, но и температуры, а поры и трещины на больших глубинах отсутствуют. В формировании и развитии этих зон флюиды играют первостепенную роль. Зоны метасоматического преобразования пород верхней мантии Земли под воздействием флюидов изучаются по глубинным кристаллическим включениям (ксенолитам) в кимберлитовых трубках. Этот процесс сопровождается замещением флогопитом, апатитом, кальцитом и сульфидами первичных кристаллов оливина, граната и пироксенов, не содержащих в своем составе летучих компонентов. В относительно мало глубинных условиях (не глубже 100 км) вместе с флогопитом иногда появляется амфибол, содержащий повышенное количество калия. Такие изменения в составе минеральных ассоциаций свидетельствуют о привносе в породы калия и воды (флогопит и амфибол), углекислоты (кальцит), фосфора (апатит) и серы (сульфиды). При этом из первичных пород частично выносятся SiO2, MgO, CaO и TiO2. Иногда, в тех участках, где порода обогащена флогопитом, наблюдается частичное плавление.

В породах нижней части земной коры при тектонических движениях возникают зоны пластических деформаций. Их формирование сопровождается уменьшением плотности и вязкости пород, что нередко связано с повышенной концентрацией в них флюидов, высвобождающихся при дегидратации минералов при вязком трении. Благодаря каталитической роли флюидов следы протекания в породах наиболее высокотемпературных и наиболее высокобарных реакций в них не сохраняются. В то же время, не попавшие в эти зоны породы могут сохранить и сохраняют такие следы.

Движение насыщенной компонентами породы свободной флюидной фазы к верху под воздействие разности плотностей (в гравитационном поле Земли) известно как миграция флюидных магм по механизму "газового бура" [4].

Что известно о составе флюидов в земной коре?

Земная кора сложена магматическими и метаморфическими горными породами, перекрытыми чехлом осадочных образований, формирование которых осуществлялось в морских бассейнах. Напротив, в формировании кристаллических пород принимали участие флюиды магматической и метаморфической природы. Но это лишь в первом приближении. Нередко первоисточником метаморфических флюидов являются внедряющиеся в земную кору из мантии магматические расплавы, в которых растворены преимущественно водные флюиды. Первичные флюидные включения из минералов пород гранулитовой( 3000 < Р < 12000 атм и 680 0С < T < 1000 0C) фации метаморфизма часто на 80-90 % состоят из Н2О и СО2 и лишь на 10-20 % - из СО, H2, N2 CH4, С2Н2, F2, S2, Cl2, He, Ar и других, еще более редких летучих компонентов. Наиболее распространенным методом хроматографического анализа газовой фазы удается определить лишь концентрации Н2О, N2, СО2, СО, H2, CH4 и других углеводородов. Некоторые результаты таких определений в породах земной коры представлены на диаграммах рис.2. Они относится к результатам изучения летучих в кордиеритах из гранулитовых комплексов Енисейского кряжа, юго-западного Прибайкалья и Алданского щита. Флюидные включения в минералах из пород всех известных гранулитовых комплексов мира часто представлены жидкой углекислотой, очень редко жидким азотом. Но они почти никогда не бывают чисто водными. Высокие содержания СО2 в первичных флюидных включениях, микротрещинах и микропорах минералов из гранулитовых комплексов предохраняют породы от низкотемпературного (вторичного) изменения, обусловленного реакциями гидратации минералов при спаде давления, т.е. при перемещении пород к земной поверхности в процессе гравитационного перераспределения. Такая же тенденция наблюдается при снижении степени метаморфизма, т.е. при средних (650 - 550 0С) и низких (550 - 400 0С) значениях температуры соотношение Н2О/СО2 возрастает, т.е., увеличивается мольная доля воды и хлоридов щелочей в свободном метаморфическом флюиде. При этом обычно уменьшается давление. Такое изменение коррелируется с данными по соотношению поздних, вторичных и ранних включений в кварце из пород гранулитовой фации метаморфизма. В общем случае, высоким значениям температуры и давления, т.е. на пике метаморфизма, соответствует более высокое содержание СО2, углеводородов и азота во флюиде несколько выше, чем при умеренных РТ-параметрах, т.е. с глубинностью метаморфизма возрастает степень восстановленности флюида [6].

Рис.2 В каждом углу треугольных диаграмм а и б концентрация указанного компонента (или их суммы) составляет 100 мол. % .

Возрастание Н2О и хлоридов щелочей в метаморфическом флюиде вдоль регрессивных РТ-трендов приводит к гранитизации гнейсовых толщ в средней части земной коры. Нередко она начинается с метасоматического их преобразования [4]. При подходящих параметрах, таких как Т, Р и парциальное давление воды во флюиде (РflН2О), гнейсы в средней части коры проходят через частичное плавление пород, т.е. выплавление из них гранитной эвтектики. Следует, однако, напомнить, что в силикатных расплавах растворяется не только вода, но и другие летучие компоненты флюида. Но их растворимость ничтожна по сравнению с водой. Поэтому в случае локального плавления гнейса флюид обедняется водой за счет высокой растворимости ее в равновесном гранитном расплаве [2]. В случае полного насыщения расплава водой, даже не смотря на достаточно низкую его плотность, эвтектическая выплавка не способна к перемещению и кристаллизуется практически в месте своего зарождения. В лучшем случае, происходит ее незначительное локальное перемещение. Это обусловлено тем, что на РТ-диаграмме кривая плавления - кристаллизации водонасыщенного гранитного расплава имеет отрицательный наклон и любое снижение давления, либо подъем толщи в сторону земной поверхности вдоль регрессивного тренда приводит к кристаллизации гранитной магмы в виде так называемой лейкосомы.

При кристаллизации водосодержащего расплава выделяется большое количество Н2О и незначительный объем СО2. На этой стадии обогащенный водой свободный флюид способен производить преобразования самого гранита (обычно биотит замещается хлоритом, образуются кварц-плагиоклазовые сростки и прожилки и т.п.). Гранитные расплавы - привилегия континентальной земной коры. И поскольку они зарождаются в метаморфических породах, газово-жидкие включения в слагающих их минералах мало чем отличаются от включений в минералах из пород гранулитовой или же амфиболитовой фаций метаморфизма [1]. Несколько иной механизм гранитизации гнейсовых толщ имеет место под воздействием потока глубинных флюидов [2], но на составе флюидных включений этот механизм не сказывается.

Большая часть земной коры сложена базальтовой оболочкой. В основном это океаническая кора. Состав флюидной фазы в базальтах изучается расчетными и аналитическими методами. В минералах затвердевших базальтов, равно как и в гранитах содержатся флюидные включения. Их гомогенизация [1] дает возможность составить представление о содержании тех или иных летучих компонентов в базальтовой магме. Однако в отличие от интрузивных пород базальты почти всегда содержат стекло (затвердевшая, но нераскристаллизованная магма). Если природный флюид, зародившийся в мантии вместе с базальтами, содержал летучие компоненты, то они могут сохраниться в стекле, и/или в газово-жидких включениях в минералах.

Исходя из рассмотренных выше данных, можно было ожидать, что базальтовые расплавы могут служить хорошими транспортерами СО2 и Н2О и переносить из верхней мантии Земли в ее кору огромное количество летучих компонентов. Однако систематические исследования флюидных включений в минералах из базальтов, а также природных стекол показало, что содержание воды в них незначительно и не превышает 2 масс. %. Во многих случаях базальты, слагающие дно океанов, оказываются практически безводными. Так, в свежих подводных излияниях базальтов на шельфе Гавайских островов исходное содержание воды оказалось равным 0.024 мас. %. Но на океанических островах, в природных базальтовых расплавах, особенно щелочных, отношение СО2/ Н2О может быть даже больше единицы. А в исключительно редких случаях извержения щелочных базальтов из кратеров вулканов сопровождается излияниями карбонатных магм (Центральная Африка, Канарские острова).

Можно ли познать состав флюидов верхней мантии Земли?

Мы уже затрагивали [1, 2, 4, 10] проблему состава флюидных магм, зарожденных в верхней мантии Земли. К их числу относятся карбонатиты и кимберлиты с широкой вариацией соотношения СО2/Н2О. Казалось, как и в случае флюидных включений в минералах из пород земной коры, мантийные флюидные включения должны состоять преимущественно их этих двух компонентов. Сейчас трудно сделать какое либо заключение, так как сведения о составе флюидных включений в минералах из пород верхней мантии пока еще скудны: в мировой литературе имеется с десяток работ, в которых приведены результаты прямых измерениях состава этих включений. В основном это включения, находящиеся в залеченных микротрещинах алмаза, а также сосуществующих с ним оливине и гранате. Такая "привязанность" флюидных включений к этим силикатам свидетельствует об их захвате в поле стабильности алмаза (глубина более 120 км). Для этой статьи мы обобщили около 100 анализов газовой фазы, экстрагированной из алмазов и гранатов основных и ультраосновных ксенолитов в кимберлитовых трубках. На основе этих данных мы выделили две группы флюидных включений мантийной природы:

(1)   Н2О-N2-СО-СН4-С2Н2-С2Н6 -С2Н8;

(2)        СО2-N2-СО-СН4-С2Н2-С2Н6 -С2Н8.

Вместе с тем соотношение (левый угол рис. 2а) не однородно: преобладают смеси углеводородов и азота, а также СО и Н2 (см. рис.2б). Причем газовая смесь СО-Н2 характерна как для метаморфического флюида земной коры, так и для мантийного. В общем же случае на диаграммах рис.4 видно, что состав мантийных газов существенно отличается от коровых, и прежде всего более т.е. более высокими отношениями Н2/Н2О и СО/СО2. Установлена [7] прямая корреляция между глубиной кристаллизации алмазов и этими соотношениями во флюидных включениях. Так, для самых глубинных алмазов (около 400 км) Н2/Н2О = 4.2, тогда как для наименее глубинных (около 120 км) Н2/Н2О = 0.03. При этом максимальное давление определено по микровключениям рингвудита, кубического Mg2SiO4, а минимальное - по включениям коэсита, плотной полиморфной разновидности SiO2. Эти корреляции лишь подтверждает теоретических предсказаний [6] флюидного режима в породах верхней мантии Земли. Вместе с тем нельзя забывать о существенно карбонатно-водных кимберлитовых магмах, в которых степень окисления летучих близка к коровой. Следует также иметь в виду, что флюидный режим земной коры во многом определяется составом флюидов в верхней мантии. Это значит, что говоря о мантии Земли, нельзя представлять ее как некое гомогенное вещество. Ее состав столь же неоднороден, сколь неоднороден химизм земной коры. Скорее всего, в мантии также существуют некие зоны проницаемости восстановленных флюидов, равно как и зоны их высокой степени окисления. С этой точки зрения земная мантия лишь начинает изучаться петрологами и геохимиками. Не исключено, что в ближайшие годы мы станем свидетелями новых открытий.

Используемые в статье индексы минералов:

An = анортит =CaAl2Si2O12; Bt = биотит = K(Fe,Mg)3AlSi3O10(OH)2; Сal = кальцит = СаСО3; Crd = кордиерит = (Fe,Mg)2Al4Si5O12; Di - диопсид, CaMgSi2O6; Ms = мусковит = KAl3Si3O10(OH)2; Qtz = кварц = SiO2; Or = ортоклаз = KAlSi3O8; Opx = ромбический пироксен = (Fe,Mg)SiO3; Wol = волластонит = CaSiO3; Zo = цоизит = Ca2Al3Si3O12(OH); Ol = оливин = (Fe,Mg)2SiO4.

Литература

•  Перчук Л.Л. Теория фазового соответствия и геотермобарометрия // Соросовский образовательный журнал. 1996. N6. С.74-83

•  Перчук Л.Л. Глубинные флюидные потоки и рождение гранита // Соросовский образовательный журнал. 1997. N 6, С.56-64.

•  Перчук Л.Л. Геотермобарометрия и перемещение кристаллических пород в земной коре // Соросовский образовательный журнал. 1997. N7, С. 64-72.

•  Перчук Л.Л. Кимберлиты. Соросовский образовательный журнал. 1999. NХ, С. ХХ-ХХ.

•  Т.В.Геря, Л.Л.Перчук. Уравнения состояния сжатых газов // Петрология. 1997. Т.5, No 4. С.412-427.

•  Ландау Л.Д., Лифшиц Е.М. Теоретическая физика. М: Наука-Физматлит. 1995. Т.5, Ч. I,

•  Маракушев А.А., Перчук Л.Л. Термодинамическая модель флюидного режима Земли / Очерки физико-химической петрологии. М.: Наука, 1974. Вып. 4. С. 102-130.

•  Шмулович К.И. Двуокись углерода в высокотемпературных процессах минералообразования. М.: Наука, 1988.

•  C.E.Melton, A.A.Giardini (The nature and significance of ocluded fluids in three Indian diamonds // American Mineralogist. 1981. V. 66. P. 746-750.

•    Перчук Л.Л. Флюиды в земной коре и верхней мантии Земли.// Соросовский образовательный журнал.