Петрология, 2022, T. 30, № 3, стр. 281-308

Исходный материал

В качестве объекта исследования был использован образец карбонатсодержащей породы MAS-18 из зеленокаменного пояса Гияни (Сазерлэнд) кратона Каапвааль, ЮАР (McCourt, van Reenen, 1992; Перчук и др., 1996; Perchuk et al., 2000; van Reenen et al., 2011, 2019). Эта мелко-среднезернистая порода состоит из плагиоклаза (45%), биотита (20%) и кварца (20%), содержит 2% мусковита, а также акцессорные апатит, ильменит, циркон и монацит (рис. 1, табл. 1). Содержание карбонатов в породе составляет 7–10 об. % (рис. 1). Наряду с кальцитом (X_Ca > 0.9) в породе присутствуют карбонат доломит-анкеритового ряда (X_Ca = 0.5, X_Mg = = 0.35, X_Fe = 0.15), который образует как вростки в кальците, так и отдельные зерна (рис. 1). Гнейсовидная полосчатая текстура породы выражена в чередовании лейкократовых (кварц + плагиоклаз) и меланократовых (биотит + мусковит) прослоев (рис. 1). Карбонаты присутствуют как в меланократовых, так и в лейкократовых прослоях, но в меланократовых их содержание больше (рис. 1). Следуя особенностям минерального состава и текстуры, порода образца MAS-18 может быть охарактеризована как карбонат-биотитовый гнейс. Изотопный состав углерода и кислорода карбоната из обр. MAS-18 (δ¹³С = −2.2 ‰, δ¹⁸O = 17.5‰) указывает на его осадочное происхождение (Митяев и др., 2020). Валовый химический состав породы близок к грауваккам (табл. 1). Однако по сравнению с ними порода несколько обеднена SiO₂, но обогащена CaO и CO₂ (табл. 1) вследствие присутствия кальцита и карбоната доломит-анкеритового ряда.

Рис. 1.

Минеральный состав и структура карбонат-биотитового гнейса, обр. MAS-18, использованного в экспериментах.

В экспериментах использовался порошок породы, обр. MAS-18, который готовился с использованием планетарной мельницы с агатовыми стаканами и шариками в качестве мелящих компонентов (рис. 1).

Процедура экспериментов

Порошок породы, обр. MAS-18, помещался в золотые капсулы длиной 4–6 мм, диаметром 3 мм и толщиной стенки 0.2 мм. Капсулы запаивались вольфрамовым электродом с использованием импульсной электродуговой сварки Lampert PUK 04 в среде аргона, не допускающей прогрева капсул и потери флюида. Перед загрузкой в ячейку высокого давления ампулы спрессовывались по вертикальной оси для уменьшения свободного объема.

Эксперименты (табл. 2) проводились на установке цилиндр–поршень (ЦП-40) в ИЭМ РАН (Черноголовка). Использовались ячейки из прессованного NaCl, оснащенные вставками из керамики MgO в качестве передающей давление среды и графитовыми нагревателями. Капсулы со стартовыми веществами размещались в центре ячейки. Давление в ячейке при повышенных температурах калибровалось по равновесиям альбит = жадеит + кварц (Holland, 1980) и брусит = периклаз + H₂O (Aranovich, Newton, 1996). Температура в экспериментах измерялась с помощью термопары WRe(20/5) со спаем на верхнем конце ампулы. Продолжительность всех экспериментов составляла семь суток (табл. 2).

Аналитические методы

После экспериментов капсулы помещались в полистироловые шашки, распиливались вдоль вертикальной оси и полировались с использованием шлифовальной бумаги и алмазных паст без применения воды. Исследования составов продуктов опытов, полученных в ходе экспериментов, проводились с использованием сканирующего электронного микроскопа Tescan VEGA-II XMU (Tescan Orsay Holding, Brno, Czech Republic, https://www.tescan.com), оснащенного энергодисперсионной аналитической приставкой INCA-Energy-450 и волновой аналитической приставкой Oxford INCA Wave 700 в ИЭМ РАН. Анализы кристаллических фаз производились при ускоряющем напряжении 20 кВ, силе тока 10 нA (WDS) и 150–300 пА (EDS), диаметре электронного пучка 160 нм (зона возбуждения до 3 мкм), время анализа составляло 100 с для всех элементов. В качестве стандартов использовались кварц для Si и O, альбит для Na, микроклин для K, волластонит для Ca, корунд для Al, металлические марганец, железо и титан для Mn, Fe и Ti, соответственно, периклаз для Mg, галит для Cl, флюорит для F и LaP-O₄ для P. Для того чтобы избежать потери Na, стекла анализировались сканированием по площадкам размером от 20 × 20 до 180 × 180 мкм. Для исключения диффузионных эффектов в пленках стекла на контактах с кристаллическими фазами (например, Acosta-Vigil et al., 2006) анализировались наиболее обширные участки стекла. Исключение составляют продукты опытов вблизи солидуса (6 кбар/800°С, 10 кбар/850°С, 15 кбар/850°С, табл. 2), где стекла образуют тонкие пленки вдоль контактов зерен. Эти пленки анализировались в точках.

Фазовые ассоциации в продуктах опытов

Фазовые ассоциации в продуктах экспериментов закономерно меняются в зависимости от температуры и давления (табл. 2). Главной структурной особенностью продуктов опытов при 6 кбар/800°С и 10 кбар/850°С являются тонкие каймы силикатных минералов вокруг реликтовых зерен карбоната на их контактах с биотитом и плагиоклазом (рис. 2а, 2б). Преобладающей фазой в этих каймах является клинопироксен, но в продуктах опыта при 6 кбар/800°C встречена фаза со стехиометрией волластонита. Листочки биотита также окружены тонкими каймами, фазовый состав которых, однако, определить трудно из-за размеров (рис. 2а). Согласно полуколичественным микрозондовым анализам, эти каймы содержат клинопироксен. Описанные текстурные особенности указывают на протекание при указанных выше Р-Т параметрах реакций декарбонатизации и дегидратации с участием биотита и Ca-карбоната.

Рис. 2.

Фазовые ассоциации в продуктах опытов. (а) Тонкие каймы силикатных фаз (клинопироксен и волластонит) вокруг реликтовых зерен карбоната в продуктах опыта при 6 кбар и 800°С; листочки биотита также окружены каймами, фазовый состав которых трудно определить; участки стекла на границах зерен трассируются мелкими цепочками пор от пузырей флюида (голубые стрелки). (б) Каймы клинопироксена вокруг реликтовых зерен карбоната и биотита в продуктах опыта при 10 кбар и 850°С; закаленный расплав (L) образует тонкие каймы вдоль границ зерен. (в) Ассоциация Cpx + Opx + Ilm + Pl, сосуществующая с расплавом (L) в продуктах опыта при 6 кбар и 900°С; в стекле присутствуют поры от пузырей флюида (голубые стрелки). (г) Ассоциация Cpx + Opx + Ilm + Pl в обширных зонах плавления в продуктах опыта при 10 кбар и 900°С. (д) Закалочные карбонатные фазы в порах от пузырей флюида в стекле из продуктов опыта при 10 кбар и 900°С. (е) Ассоциация Grt + Cpx + Pl в продуктах опыта при 15 кбар и 900°С; пленки закаленного расплава, развитые по границам зерен, часто ассоциируются с округлыми порами от пузырей флюида. Символы минералов по (Whitney, Evans, 2010).

Эти реакции сопровождаются образованием водно-углекислого флюида, присутствие которого проявляется в виде мелких округлых пор, трассирующих границы зерен (рис. 2а). Форма пор указывает на то, что они заключены в тонких пленках стекла (рис. 2а, 2б). В продуктах опытов при 6 кбар/800°С и 10 кбар/850°С (табл. 2) такие пленки возникают на границах между биотитом, плагиоклазом и кальцитом, но они редки вокруг зерен кварца (рис. 2а, 2б). Местами в плагиоклазовой матрице вблизи реликтовых зерен карбоната присутствуют участки шириной не более 10 мкм, сложенные стеклоподобным агрегатом, к которому также приурочены отдельные поры (рис. 2а). Эти наблюдения указывают на то, что температуры 800 и 850°C близки к солидусу породы при 6 и 10 кбар соответственно. В этих условиях расплав сосуществует с флюидом.

В продуктах опытов при 6 кбар/900°C, 10 кбар/900°C и 10 кбар/950°C (табл. 2) карбонат отсутствует, и образуются хорошо различимые участки стекла (рис. 2в, 2г). Биотит разлагается с образованием мелких кристалликов ильменита и ортопироксена, а на контакте стекла с биотитом и плагиоклазом образуется клинопироксен (рис. 2в, 2г). С повышением температуры количество пироксенов и расплава увеличивается. В стеклах присутствуют поры от пузырей, свидетельствующие о наличии свободной флюидной фазы в ходе эксперимента (рис. 2в–2д). Поры содержат закалочные кальцит, доломит или магнезит (рис. 2д), что указывает на активное перераспределение Ca, Mg, и отчасти Fe, в водно-углекислый флюид.

В продуктах экспериментов при 15 кбар (850 и 900°С) появляется гранат, ортопироксен отсутствует, а ильменит замещается рутилом (табл. 2). В них не обнаружены карбонатные фазы (рис. 2е). Агрегаты кристаллов клинопироксена и граната расположены в контактах зерен плагиоклаза и биотита (рис. 2е). Гранат также образует отдельные идиоморфные кристаллы размером 5–20 мкм, центральные зоны которых содержат мелкие включения (рис. 2е). Количество биотита заметно уменьшается с увеличением температуры за счет увеличения количества граната и клинопироксена, а также расплава. Однако в продуктах опыта при 15 кбар/850°С обнаружены лишь отдельные пленки стекла, а содержание стекла в продуктах опыта при 15 кбар/900°C не превосходит 2–3 об. % (рис. 2е). Пленки стекла сопровождаются порами, указывающими на сосуществование расплава и флюида (рис. 2е).

Составы кристаллических фаз в продуктах опытов

Состав биотита в продуктах опытов заметно отличается от состава исходного биотита (табл. 1). Его закономерные вариации указывают на переуравновешивание минерала в соответствии с Р-Т условиями экспериментов. При всех значениях давления магнезиальность биотита увеличивается с температурой (рис. 3а). Магнезиальность биотита в продуктах опытов при 15 кбар/850°C и 10 кбар/950°C близка и составляет 0.48–0.56 и 0.48–0.59 форм.ед. соответственно (рис. 5а). При 6 кбар и 900°C магнезиальность биотита максимальна (0.66–0.72, рис. 3а). Содержание Ti в биотите из продуктов опытов при 6 и 10 кбар сопоставимо с содержанием Ti в исходном биотите (0.14–0.16 форм. ед., табл. 1, табл. 3, рис. 3б). Содержание этого компонента в биотите в продуктах опытов при 15 кбар заметно выше и достигает 0.40–0.45 форм. ед. при 900°С (рис. 3б). Хотя исходный биотит не содержит фтор (табл. 1), в биотите в продуктах некоторых опытов фтор присутствует (табл. 3). Биотит из продуктов опытов при 10 кбар/900°C и 15 кбар/950°C содержит 0.5–1.2 мас. % F, а максимальное содержание фтора (до 2 мас. %) отмечено в биотите в продуктах опыта при 900°C и 6 кбар, что коррелируется с его максимальной магнезиальностью (табл. 3, рис. 3а).

Рис. 3.

Зависимость магнезиальности (а) и содержания Ti (форм.ед. на 11 атомов О) (б) в биотите в продуктах опытов от температуры.

Содержание анортитовой составляющей в плагиоклазе, равновесном с расплавом, мало отличается от X_Ca в исходном плагиоклазе (X_Ca = = 0.21–0.27, табл. 1, табл. 4). Наблюдается слабая тенденция к увеличению этого параметра с увеличением степени плавления (температуры) при всех значениях давления. Максимальное значение X_Ca в плагиоклазе (0.29–0.30) отмечено в плагиоклазе из продуктов опытов при 10 кбар и 950°С. Содержание ортоклазовой составляющей в плагиоклазе в продуктах всех опытов выше (рис. 4), чем в исходном (~0.009, табл. 1, табл. 4). Вне зависимости от давления оно повышается и достигает 13 мол. % при температуре 950°C (рис. 4).

Рис. 4.

Состав плагиоклаза в продуктах опытов.

Клинопироксен присутствует в продуктах всех опытов (табл. 1). Его магнезиальность уменьшается с давлением: самая высокая магнезиальность (X_Mg = 0.64–0.66) характерна для клинопироксена из опыта при 900°C/6 кбар, при 10 кбар она снижается до X_Mg = 0.52–0.64, а при 15 кбар составляет лишь X_Mg = 0.49–0.61 (табл. 5). Составы клинопироксена в продуктах опытов при 10 и 15 кбар содержат не более 10 мол. % энстатит-феросиллитовой составляющей, причем наблюдается тенденция к увеличению ее содержания с температурой (рис. 5). Составы клинопироксена из продуктов опытов при 6 кбар сильно отклоняются от конноды Di–Hd (рис. 5). Обогащение кальцием клинопироксена из опыта при 800°С (рис. 5), по-видимому, связано с наложением состава волластонита, который сосуществует с клинопироксеном в продуктах этого эксперимента (рис. 2а). Клинопироксен из опыта при 900°С, наоборот, обеднен Ca, что соответствует содержанию энстатит-феросиллитовой составляющей до 30 мол. % (рис. 5). Это также связано с наложением составов орто- и клинопироксена, тесно ассоциирующих в продуктах этого эксперимента (рис. 2в). Содержание Al в клинопироксене при 6 и 10 кбар варьирует в пределах 0.09–0.22 форм.ед. на 6 атомов О (рис. 6). Однако при 15 кбар содержание Al в клинопироксене заметно выше (0.22–0.46 форм.ед.), причем в клинопироксене, образованном при 850°С, содержание Al больше, чем в клинопироксене, кристаллизовавшемся при 900°С (рис. 6). Содержание Al в клинопироксене коррелирует с содержанием Na, указывая на вариации жадеитовой составляющей (рис. 6). Тем не менее соотношение Na/Al в клинопироксенах из продуктов всех опытов заметно меньше 1, свидетельствуя о присутствии Ca-молекулы Чермака (CaAl₂SiO₆) в твердом растворе (рис. 6).

Рис. 5.

Тройная диаграмма Mg–Fe–Ca, иллюстрирующая вариации составов пироксена и граната в продуктах опытов. Серое поле (PB) обозначает составы граната из продуктов экспериментов А. Патино Дуче и Дж. Берда (Patiño Douce, Beard, 1995).

Рис. 6.

Соотношения Al–Na (форм.ед. на 6 атомов О) в пироксенах из продуктов опытов. Пунктирная линия Na/Al = 1 отражает присутствие в твердом растворе клинопироксена жадеитовой составляющей.

Магнезиальность ортопироксена увеличивается с повышением температуры (рис. 5, табл. 5). Содержание Al в ортопироксене в продуктах всех опытов составляет 0.09–0.13 форм.ед.

Составы граната в продуктах опытов при 850 и 900°С при 15 кбар похожи (рис. 5, табл. 6). Тем не менее наблюдается увеличение X_Mg = Mg/(Mg + + Fe + Mn + Ca) (от 0.14–0.18 до 0.18–0.21) и X_Fe = = Fe/(Mg + Fe + Mn + Ca) (от 0.51–0.54 до 0.54–0.57) за счет значительного уменьшения X_Ca = Ca/(Mg + + Fe + Mn + Ca) (от 0.27–0.32 до 0.20–0.24) и незначительного уменьшения X_Mn = Mn/(Mg + Fe + + Mn + Ca) с повышением температуры (рис. 5). Таким образом, с повышением температуры уменьшается доля гроссуляровой составляющей в гранате (рис. 5). Для граната характерно высокое содержание TiO₂, 0.9–1.3 мас. % (0.05–0.08 форм.ед.). Пониженное содержание Al (<1.9 форм. ед.) при высоком содержании Ca указывает на присутствие Fe³⁺ в гранате в виде андрадитовой составляющей, содержание которой немного возрастает с повышением температуры. Содержание Na₂O 0.08–0.46 мас. % в гранате может быть связано с включениями (рис. 2е). Зональность в новообразованных кристаллах граната отсутствует.

Составы расплавов в продуктах опытов

Тонкие пленки на границах зерен в продуктах опытов при 6 кбар/800°C, 10 кбар/850°C и 15 кбар/850°C являются первыми порциями расплава, образованными при частичном плавлении породы вблизи солидуса. Эти пленки отсутствуют вблизи зерен кварца в продуктах опытов при 6 кбар/800°C и 10 кбар/850°C. Они обеднены SiO₂ (44–50 мас. %) (рис. 7, табл. 7), но содержат высокие концентрации Al₂O₃, CaO, MgO, FeO и показывают высокое суммарное содержание Na₂O и K₂O (рис. 7). Нормативные составы этих расплавов лежат ниже конноды Ab–Or на треугольнике Nph–Kls–Qz (рис. 8). Расплавы, возникшие вблизи солидуса при 15 кбар содержат 61–64 мас. % SiO₂ (табл. 7) Они также обогащены (хотя и в меньшей степени) Al₂O₃ (17–20 мас. %) и щелочами (рис. 7, табл. 7), особенно K₂O. В отличие от близсолидусных расплавов при 6 и 10 кбар они содержат меньше CaO, MgO, FeO (табл. 7). Эти особенности расплавов коррелируют с отсутствием реликтов карбонатных фаз в продуктах опыта при 15 кбар и 850°С, но с присутствием богатого Ca граната и клинопироксена. Нормативные составы близсолидусных расплавов при 15 кбар лежат чуть выше конноды Ab–Or и смещены в сторону Or на треугольнике Nph–Kls–Qz (рис. 8).

Рис. 7.

Диаграмма SiO₂–(Na₂O + K₂O), характеризующая составы расплавов в продуктах опытов.

Рис. 8.

Диаграмма Nph–Kls–Qz, характеризующая нормативный состав расплавов в продуктах опытов. Серое поле охватывает составы природных гранитных, нефелин сиенитовых и фонолитовых расплавов (Hamilton, McKenzie, 1965).

Увеличение степени плавления с повышением температуры при всех значениях давления приводит к образованию расплавов, содержащих более 69 мас. % SiO₂ (рис. 7, табл. 7), нормативный состав которых соответствует гранитам (рис. 8). При 10 и 15 кбар это известково-щелочные и щелочно-известковые гранитные расплавы (MALI = = 4–8 при SiO₂ = 69–75 мас. %) со значением отношения FeO/(FeO + MgO) > 0.8 и показателем A/CNK < 1 (рис. 9). Составы расплавов, образующихся при 6 кбар и 900°C, близки к составам расплавов, образованных при 10 и 15 кбар в интервале температур 900–950°C, но значение отношения FeO/(FeO + MgO) в них чуть меньше 0.8. Содержание SiO₂ в расплавах уменьшается с повышением давления (рис. 10а–10г). Самые богатые SiO₂ расплавы (74–76 мас. %) присутствуют в продуктах опытов при 900°C и 6 кбар, а в расплавах при 15 кбар содержание SiO₂ понижается до 71–72 мас. % (табл. 7). Одновременно содержания Al₂O₃ и CaO в расплавах проявляют тенденцию к росту с увеличением давления (рис. 10а, 10б).

Рис. 9.

Диаграмма A/CNK–A/NK для расплавов в продуктах экспериментов по плавлению карбонат-биотитового гнейса. Близсолидусные расплавы в продуктах опытов при 10 кбар/850°С и 6 кбар/800°С не показаны. Серые поля – расплавы, образующиеся при плавлении ассоциации Bt + Pl + Qz ± Ms ± Ilm, несодержащие карбонаты, при давлениях 5–15 кбар (MV – Montel, Vielzeuf, 1997; PB – Patiño Douce, Beard, 1995; G – Gardien et al., 1995). Вертикальная сплошная линия на A/CNK = 1.0 разделяет поля низкоглиноземистых (1) и высокоглиноземистых (плюмазитовых) (2) гранитов (Frost et al., 2001; Chappell et al., 2012); вертикальная пунктирная линия на A/CNK = 1.1 разделяет поля гранитов типа I и гранитов типа S (Chappell, White, 2001; Chappell et al., 2012); горизонтальная сплошная линия на A/NK = 1.0 разделяет поля низкоглиноземистых (1) и агпаитовых (3) гранитов (Frost et al., 2001); диагональная сплошная линия соответствует равным значениям A/CNK и A/NK.

Рис. 10.

Бинарные диаграммы SiO₂–Al₂O₃ (а), SiO₂–CaO (б), SiO₂–(FeO + MgO) (в) и SiO₂–(K₂O + Na₂O) (г) для расплавов в продуктах экспериментов по плавлению карбонат-биотитового гнейса. Близсолидусные расплавы в продуктах опытов при 10 кбар/850°С и 6 кбар/800°С не показаны. Серые поля (см. рис. 9).

Сравнение результатов экспериментов с опубликованными экспериментальными данными по плавлению карбонатсодержащих метапелитов

Для выявления возможных эффектов от наличия карбонатных фаз результаты экспериментов в образце породы MAS-18 могут быть сопоставлены с результатами экспериментов в модельной системе KMASH–CO₂ (Wendlandt, 1981; Grant, 1986; Peterson, Newton, 1989, 1990; Clemens et al., 1997), а также экспериментов с карбонатсодержащими метапелитами при давлениях 20 и более кбар (Grassi, Schmidt, 2011; Thomsen, Schmidt, 2008; Tsuno, Dasgupta, 2011, 2012; Mann, Schmidt, 2015; Skora et al., 2015).

Эксперименты с карбонатсодержащими метапелитами при высоких давлениях демонстрируют, что увеличение содержания карбонатов относительно водосодержащих минералов повышает температуру солидусов метапелитов на 50–80°C (Tsuno, Dasgupta, 2012; Skora et al., 2015). Экспериментальные температуры солидуса карбонатсодержащей породы, обр. MAS-18 (рис. 3а) находятся в интервале температур солидусов карбонатсодержащих метапелитов при >20 кбар и 820–900°C (Thomsen, Schmidt, 2008; Tsuno, Dasgupta, 2011, 2012; Mann, Schmidt, 2015; Skora et al., 2015). Однако линейная экстраполяция этих солидусов (например, Thomsen, Schmidt, 2008) на область давлений ниже 15 кбар указывает на интервал температур 750–800°С, который сопоставим или даже ниже температур дегидратационных солидусов метапелитов и метаграувакк, несодержащих карбонаты при давлениях 5–15 кбар (Vielzeuf, Holloway, 1988; Le Breton, Thompson, 1988; Patiño Douce, Johnston, 1991; Vielzeuf, Montel, 1994; Montel, Vielzeuf, 1997; Gardien et al., 1995, 2000; Patiño Douce, Beard, 1995, 1996; Patiño Douce, 1996; Stevens et al., 1997; Nair, Chako, 2002).

В экспериментах по плавлению карбонатсодержащих метапелитов при давлениях более 20 кбар установлена возможность генерации силикатных расплавов совместно с флюидом CO₂ (Grassi, Schmidt, 2011; Thomsen, Schmidt, 2008; Tsuno, Dasgupta, 2011, 2012; Mann, Schmidt, 2015; Skora et al., 2015) и/или несмесимыми карбонатными расплавами (Thomsen, Schmidt, 2008; Skora et al., 2015). В подавляющем большинстве силикатные расплавы имеют гранитоидный состав и по главным характеристикам сопоставимы с расплавами, полученными при плавлении образца породы MAS-18 (рис. 12а–12в). В экспериментах по плавлению карбонатсодержащих пелитов (Thomsen, Schmidt, 2008; Skora et al., 2015) наиболее богатые SiO₂ расплавы образуются вблизи солидуса, а с повышением температуры содержание SiO₂ в расплавах понижается, и в ряде случаев высокотемпературные расплавы имеют содержание SiO₂ менее 65 мас. % и обогащены MgO, FeO и CaO (рис. 12а–12в). Характер эволюции расплавов не зависит от изначального содержания карбонатов в ассоциации (Skora et al., 2015). Такую эволюцию расплавов авторы (Thomsen, Schmidt, 2008; Skora et al., 2015) объясняют равновесием силикатных расплавов с карбонатами, которые стабильны выше солидуса и исчезают лишь при повышении температуры, добавляя в силикатные расплавы, указанные выше компоненты.

Рис. 12.

Бинарные диаграммы SiO₂–Al₂O₃ (а), SiO₂–CaO (б) и SiO₂–(K₂O + Na₂O) (в), сопоставляющие составы расплавов в продуктах экспериментов по плавлению карбонатсодержащей породы, обр. MAS-18, с составами расплавов, образующихся при плавлении карбонатсодержащих пелитов при давлениях 25–30 кбар (TS – Thomsen, Schmidt, 2008; TD – Tsuno, Dasgupta, 2012; S – Skora et al., 2015). Черные стрелки на диаграмме SiO₂–CaO указывают на содержания CaO (27 и 22 мас. %, соответственно) в расплавах, содержащих 50 и 54 мас. % SiO₂, из экспериментов С. Скора с соавторами (Skora et al., 2015) при 1100 и 1200°С.

Расплавы, образующиеся при плавлении образца породы MAS-18 вблизи солидуса (рис. 7, 8), в целом сопоставимы с бедными SiO₂ расплавами, образующимися в карбонатсодержащих пелитах при высоких давлениях и температурах (рис. 12а–12в). Согласно экспериментам по плавлению карбонатсодержащих пелитов (Thomsen, Schmidt, 2008; Skora et al., 2015), такие расплавы формируются в условиях предельной стабильности карбонатных фаз в равновесии с силикатным расплавом. Если для пелитов, в упомянутых выше исследованиях, при 25 и 30 кбар (Thomsen, Schmidt, 2008; Skora et al., 2015) температурный интервал сосуществования карбонатов с силикатным расплавом составляет от 150°С и более, то для образца породы MAS-18 в диапазоне давлений 6–15 кбар он значительно меньше (рис. 11а). Плавление карбонатсодержащих метапелитов при 25 и 30 кбар происходит в ходе перитектической реакции:

Таким образом, характер начала плавления образца породы MAS-18 регулируется поведением карбонатных фаз и компонентов. Здесь может играть роль возможность образования низкотемпературных (~600°С) Ca–Mg водно-карбонатных жидкостей с невысокой концентрацией SiO₂, подобной той, что известна из экспериментов в модельной системе CaO–MgO–SiO₂–CO₂–H₂O при давлениях 6 и 10 (и, возможно, выше) кбар (например, Boettcher et al., 1980). Нельзя исключать положительное влияние щелочно-карбонатных компонентов (например, Na₂CO₃), образование которых возможно в ходе обмена с плагиоклазом, на плавление кварц-полевошпатовой составляющей породы (например, Шапошников, Аранович, 2015). Более низкие температуры плавления ассоциации карбонатсодержащей породы, обр. MAS-18, по отношению к похожим ассоциациям, несодержащим карбонаты (Patiño Douce, Beard, 1995), а также образование вблизи солидуса недосыщенных SiO₂ расплавов согласуются с результатами экспериментов по плавлению в системе KMASH–CO₂ при давлениях 6–10 кбар (Peterson, Newton, 1989, 1990). Эти эксперименты установили, что температуры плавления снижаются с добавлением CO₂. Дж. Петерсон и Р.С. Ньютон (Peterson, Newton, 1990) объясняют этот эффект большей растворимостью CO₂ в виде комплексов MgCO₃ в богатых MgO “мафических” (бедных SiO₂) расплавах, образующихся в KMASH–CO₂ системе при ${{X}_{{{\text{C}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ ~ 0.4. Однако Дж. Клеменс с соавторами (Clemens et al., 1997) не подтвердили этот результат, показав, что в указанной системе образуются “гранитные” расплавы, а температура плавления увеличивается с ростом соотношения H₂O/CO₂ во флюиде.

Карбонатсодержащие метаморфические породы как источники сосуществующих водно-углекислых флюидов и гранитоидных магм

Если активность воды в гранитоидах можно оценить на основе равновесий слюд и амфиболов, то активность CO₂ в гранитоидах оценить невозможно из-за отсутствия первичных CO₂-содержащих минеральных фаз в этих породах. Единственным свидетельством участия CO₂ в эволюции гранитоидных магм остаются находки включений этого газа в минералах гранитных пород (Konnerup-Madsen, 1977, 1979; Frost et al., 2000; Santosh et al., 1991, 2005; Frezzotti et al., 1994; Safonov et al., 2014, 2018a, 2018б, 2020; Сафонов и др., 2018), а также изредка графита (Duke, Rumble, 1986; Safonov et al., 2018б).

Включения карбонатных фаз в минералах гранитоидов уникальны (Frost et al., 2000; Safonov et al., 2020). Мы описали такие включения в гранатах из лейкократовых гранитоидов Южной Краевой Зоны (ЮКЗ) неоархейского комплекса Лимпопо, ЮАР (Safonov et al., 2020). Следуя выводам некоторых исследований (Herms, Schenk, 1992; Tsunogae et al., 2002; Tacchetto et al., 2018; Carvalho et al., 2020), эти включения были интерпретированы как продукты взаимодействия высокоплотного флюида CO₂ с гранатом-хозяином. Однако, основываясь на расчетах реакции богатого альмандином граната с CO₂, был сделан вывод об избыточных содержаниях MgCO₃ и CaCO₃ во включениях (Safonov et al., 2020). Водно-углекислый флюид с растворенными MgCO₃ и CaCO₃, по нашему мнению, мог возникнуть во внешнем источнике, изначально содержащем карбонаты, растворимость которых во флюиде довольно высока в условиях средней–нижней коры (например, Tiraboschi et al., 2018). В качестве такого источника были предложены карбонатсодержащие породы зеленокаменных поясов кратона Каапвааль, на которые были надвинуты гранулиты ЮКЗ. Близость изотопного состава углерода флюидных включений и графита в лейкократовых гранитоидах ЮКЗ (Safonov et al., 2018б) с изотопным составом углерода карбонатов из пород зеленокаменных поясов (Митяев и др., 2020) является еще одним аргументом в поддержку этой модели. Проведенные эксперименты наглядно показали, что при плавлении карбонатсодержащего субстрата образуются силикатные расплавы, равновесные с флюидами, насыщенными карбонатными компонентами. Эти компоненты высаживаются из флюида в виде дочерних фаз при остывании (рис. 2д).

В отличие от самих гранитоидов, включения карбонатных фаз в минералах мигматитов и в кварц-полевошпатовых породах гранулитовой фации метаморфизма широко известны (Lamb, 2005 и ссылки в этой работе; Herms, Schenk, 1992, 1998; Srikantappa et al., 1992; Bolder-Schrijver et al., 2000; Tsunogae et al., 2002; Lamadrid et al., 2014; Ferrero et al., 2016; Tacchetto et al., 2018; Carvalho et al., 2020). Их интерпретация очень разнообразна. В некоторых исследованиях карбонаты рассматриваются в качестве составляющих компонентов минеральных ассоциаций пиковых условий метаморфизма, хотя термодинамические расчеты не всегда подтверждают этот вывод (Lamb, 2005). Поскольку карбонатные фазы присутствуют в виде включений в силикатных минералах и отсутствуют в матрице пород, то одной из интерпретаций может быть то, что эти карбонаты являлись реликтовыми фазами, которые исчезали в процессе прогрессивного метаморфизма и частичного плавления, образуя углекислый флюид или даже несмесимые карбонатные расплавы. Последний вариант рассматривался С. Ферреро с соавторами (Ferrero et al., 2016), которые выявили ассоциацию “Ca-карбонатитовых” и “наногранитных” расплавных включений в гранатах из мигматитов района Оберпфальц, Богемский массив. Эту ассоциацию авторы интерпретировали как “синхронное плавление двух протолитов, тесно ассоциирующихся в пространстве” (“…the syn-chronous melting of two different protoliths closely associated in space”, Ferrero et al., 2016, p. 128), в качестве которых они рассматривают метапелиты с линзами мраморов. В продуктах экспериментов в образце породы MAS-18 несмесимые расплавы не были обнаружены, вероятно, из-за узкого интервала сосуществования карбонатов и силикатного расплава вблизи солидуса. Однако такие примеры известны из экспериментов по плавлению карбонатсодержащих метапелитов при давлениях более 20 кбар (Thomsen, Schmidt, 2008; Scora et al., 2015).

Возможность сосуществования гранитоидных расплавов с карбонатитовыми расплавами обсуждалась Б.Р. Фростом с соавторами (Frost et al., 2000) для неоархейских гранитоидов батолита Луис-Лэйк, Вайоминг, США. Такой вывод авторы сделали на основе находок включений Ca-карбонатов, ассоциирующих с включениями CO₂, в кварце и полевых шпатах из этих гранитоидов. Гранитоиды батолита Луис-Лэйк является метаглиноземистыми, а доминирующими Fe-Mg минералами в них являются орто- и клинопироксены. Р-Т условия их образования оцениваются как 5–7 кбар и 800 ± 50°С (Frost et al., 2000). Эти характеристики типичны для условий и продуктов плавления карбонат-биотитового гнейса, обр. MAS-18. Как было показано выше, на основе сравнения результатов экспериментов по плавлению ассоциации Pl + Bt + Qz без участия карбонатов (Vielzeuf, Montel, 1994; Montel, Vielzeuf, 1997; Patiño Douce, Beard, 1995, 1996; Patiño Douce, 1996; Gardien et al., 1995) с результатами экспериментов в образце породы MAS-18 минеральные ассоциации, сосуществующие с гранитоидными расплавами, будут трансформироваться из Opx-содержащих в двупироксеновые с увеличением содержания карбонатной составляющей в источнике. При этом снижение температуры способствует формированию расплавов, равновесных только с клинопироксеном (рис. 11а). Увеличение доли карбонатной составляющей в субстрате будет способствовать не только трансформации Opx-содержащих ассоциаций в Cpx-содержащие, но и снижению содержания SiO₂ и увеличению содержаний CaO, FeO, MgO (увеличению “мафичности”) в расплавах, равновесных с ними (рис. 13). Авторы исследования (Frost et al., 2000) делают вывод о двух источниках корового материала для гранитоидов батолита Луис-Лэйк – высокоглиноземистого и низкоглиноземистого, причем эволюция гранитоидных магм, по мнению авторов, проходила в условиях насыщения CO₂ флюидом. Таким образом, генезис гранитоидов батолита Луис-Лэйк может быть интерпретирован как плавление субстратов по-разному обогащенных Ca-карбонатной составляющей (рис. 13).

Рис. 13.

Сравнение валовых составов пироксенсодержащих гранитоидов батолита Луис-Лэйк, Вайоминг, США (Frost et al., 2000) и Южной Краевой Зоны комплекса Лимпопо, ЮАР (Rajesh et al., 2019) с составами расплавов, полученных в экспериментах по плавлению карбонат-биотитового гнейса (серые поля).

Еще одним примером тесных взаимоотношений Opx и Cpx-содержащих гранитоидов могут служить пироксенсодержащие тоналит-трондьемит-гранодиоритовые (ТТГ) гранитоиды ЮКЗ неоархейского гранулитового комплекса Лимпопо, ЮАР (van Reenen et al., 2011, 2019). Ранее (например, Bohlender et al., 1992) эти породы рассматривались как ТТГ-гнейсы гранулитовой фации. Однако Х.М. Раджеш с соавторами (Rajesh et al., 2019) определили, что пироксены в этих породах были равновесны с расплавами, а сами породы представляют собой продукты кристаллизации магм, сформировавшихся в ходе плавления метабазитового субстрата при 800–900°С в обстановке океанического плато. Следуя геохимическим характеристикам пород, авторы (Rajesh et al., 2019) предположили, что подобно низкобарическим и высокобарическим ТТГ-магмам (например, Moyen, Stevens, 2006; Moyen, Martin, 2012), Cpx-содержащие гранитоидные магмы выплавлялись на меньших глубинах, чем Opx-содержащие магмы, а магмы с двумя пироксенами являлись продуктом их смешения. Однако результаты экспериментальных исследований по плавлению метабазальтов демонстрируют, что метабазальтовые субстраты производят заметный объем расплава при более высоких температурах, а ведущей фазой рестита в таких субстратах является не ортопироксен, а клинопироксен, роль которого возрастает с давлением (например, Rapp, Watson, 1995). Альтернативной моделью взаимоотношений пироксенсодержащих гранитоидов в ЮКЗ комплекса Лимпопо в свете проведенных экспериментов может быть плавление более фельзических (например, метаграувакковых) субстратов, по-разному обогащенных Mg–Fe–Ca карбонатами. Следуя этой модели, увеличение доли карбонатной составляющей в субстрате способствует трансформации не только Opx-содержащих ассоциаций в Cpx-содержащие, но и увеличению их “мафичности” (рис. 13). Такие взаимоотношения действительно характеризуют переходы от Opx-содержащих гранитоидов (72–74 мас. % SiO₂) через двупироксеновые (63–68 мас. % SiO₂) в Cpx‑содержащие (~59 мас. % SiO₂) (Rajesh et al., 2019; рис. 13). Эксперименты показали возможность образования таких обедненных SiO₂ расплавов при плавлении биотитового гнейса, содержащего карбонаты.

Безусловно, описанные выше примеры двупироксеновых гранитоидных ассоциаций могут иметь и иные интерпретации. Однако модели, учитывающие участие карбонатсодержащих субстратов, могут служить связующим звеном, которое способно объяснить не только вариации химического и минерального состава специфических типов гранитоидов, но и флюидный режим их образования и эволюции. Этот вывод побуждает к новым экспериментальным исследованиям плавления карбонатсодержащих ассоциаций различного состава при Р-Т условиях континентальной коры.

Благодарности. Авторы благодарят А.Л. Перчука (Геологический факультет МГУ) за замечания к первому варианту статьи и предложения по ее улучшению.

Источники финансирования. Исследование выполнено при поддержке гранта РФФИ № 20-35-90013 для аспирантов и гранта РНФ № 18-17-00206-П в части связи гранитного магматизма с эволюцией докембрийских гранулитовых комплексов, а также в рамках темы Госзадания ИЭМ РАН (FMUF-2022-0004; 1021051302305-5-1.5.2;1.5.4).