Петрология, 2023, T. 31, № 6, стр. 666-676

ВВЕДЕНИЕ

Необходимость в реконструкции величины δ¹⁸О расплавов по изотопному составу кислорода прокси-минерала (этим термином в статье обозначены минералы-индикаторы природы материнских расплавов) возникает при решении целого ряда петрологических задач (см. соответствующие обзоры, например, Bindeman, 2008; Valley, 2003; Valley et al., 2005). В случае основных и ультраосновных расплавов в качестве прокси-минерала используют фенокристы оливина (например, Eiler et al., 2011, 1996; Gurenko, Chaussidon, 2002), справедливо полагая, что при низкой скорости диффузии кислорода этот минерал фиксирует наиболее ранний изотопный состав материнского расплава. Дальнейшие процессы, связанные со становлением магматического тела, могут привести к изменению величины δ¹⁸О расплава, но оливин свидетельствует о ранних стадиях жизни магматической системы.

При кристаллизации кислых расплавов, например риолитов или гранит-порфиров, породообразующих минералов с низкой скоростью диффузии не образуется. Хорошим прокси-минералом для оценки природы протолита или материнского расплава в них может считаться циркон, имеющий минимальные скорости диффузии многих компонентов, в том числе кислорода (Watson, Cherniak, 1997; Farver, 2010). Однако этот минерал не является породообразующим и часто имеет более сложную природу, чем порода, в которой он встречается. Кроме того, трудно провести анализ большого количества вещества и надежно оценить гомогенность изотопного состава циркона, а также точную принадлежность всех анализируемых зерен к исследуемому магматическому процессу. Тем не менее изучение циркона как минерала, отражающего эволюцию источников кислых пород, становится все более распространенным (например, Colón et al., 2018; Pietranik et al., 2013; Kitajiama et al., 2012). Вторым прокси-минералом в отношении изотопного состава кислорода кислых расплавов условно можно считать кварц, хотя для него характерны значимые скорости диффузии кислорода (Farver, 2010; Dennis, 1984a, 1984b). Эти скорости являются наименьшими среди минералов гранитной ассоциации, и кварц условно можно назвать устойчивым, чем другие минералы кислых пород. Необходимо иметь в виду, что скорости диффузии кислорода в кварце ощутимы, и величина δ¹⁸О(Qz) может измениться, например, при внешнем флюидном воздействии или реакционной контаминации расплава (например, Дубинина и др., 2010). Однако главным процессом, приводящим к изменению величины δ¹⁸О(Qz) в кислых породах, является ретроградный изотопный обмен (Giletti, 1986; Harris et al., 1997; Jenkin et al., 1994; Kohn, Valley, 1998), который протекает от момента кристаллизации минерала до температуры закрытия его изотопной системы кислорода (Т_q). Этот процесс минимально проявлен в фенокристах быстро остывающих кислых лав, и максимально – в минералах полнокристаллических пород. Ретроградный обмен может быть проигнорирован только в первом случае, но при этом должна быть уверенность в том, что величина δ¹⁸О(Qz) не была изменена в более позднем процессе. Например, прямым указанием на процесс позднего флюидного воздействия является пониженная величина δ¹⁸О в других, менее «стойких» минералах породы – Pl или Kfs. Признаком реакционной контаминации могут служить неравновесные соотношения между минералами-фенокристами и основной массой породы (Дубинина и др., 2010). Однако эти наблюдения возможны лишь в случае, когда кроме кварца исследуются остальные минералы в породе и реконструкция, проведенная только по величине δ¹⁸О(Qz), даже с использованием поправок, может быть ошибочной.

Для реконструкции величины δ¹⁸О кислых расплавов с использованием в качестве прокси-минералов кварца и(или) циркона необходимо знать Δ(Qz-R) и Δ(R-Zrn) – равновесного изотопного сдвига кислорода между этими минералами и породой, подходам к оценке которых посвящена настоящая работа.

Для кварца в литературе существует два варианта поправок Δ(Qz-R). Первый – как постоянная величина (1‰ для кварцевых порфиров и 2‰ для крупнозернистых гранитов), предложенная в (Harris et al., 1997). Эта поправка учитывает только “эффект остывания” гранитоидных пород. Ее использование позволяет вычислить по известной величине δ¹⁸О(Qz) изотопный состав кислорода исходной кислой породы в момент ее кристаллизации. Применение этой поправки предполагает, что изотопная система кислорода кварца не нарушалась после закрытия. Поправка является эмпирической и не принимает в расчет ни минеральный состав породы, ни температуру закрытия минералов, которая зависит не только от размера зерен минералов, но и от обстановки, в которой остывает порода.

Второй вариант поправки Δ(Qz-R) предложен для быстро остывающих кислых лав (Bindeman et al., 2004; Bindeman, 2008). Поправка представляет изотопный сдвиг кислорода между кварцем и расплавом(породой) при температуре кристаллизации фенокристов, которая оценивается, исходя из содержания в породе SiO₂ и щелочей. Порода аппроксимируется набором нормативных минералов, для которых рассчитывается средневзвешенный коэффициент фракционирования по отношению к кварцу. Данная поправка Δ(Qz-R) не подразумевает субсолидусного изотопного обмена при остывании породы. Кроме того, при высоких температурах формирования фенокристов кварца, эта поправка не является большой. Например, для риолитов Охотско-Чукотского вулканического пояса она являлась постоянной (0.45‰, Акинин, Биндеман, 2021). В данном подходе критичным является вопрос изотопного равновесия кислорода между фенокристами кварца и матриксом (Bindeman et al., 2008; Дубинина и др., 2020).

Для циркона предлагался только один вариант реконструкции, основанный на зависимости поправки Δ(R-Zrn) от содержания SiO₂ в породе (Lac-key et al., 2008). Эта зависимость была установлена эмпирическим путем, хотя очевидно, что содержание кремнекислоты в расплаве или в породе не может быть единственным контролирующим фактором для изотопного фракционирования в системе Zrn–расплав (или порода).

Мы провели теоретическую оценку Δ(Qz-R) и Δ(R-Zrn) и рассмотрели факторы, которые на них влияют. Эффективность данных поправок в сравнении с имеющимися в литературе мы проверили на конкретных примерах, чтобы понять стратегию применения кварца и циркона в качестве прокси-минералов для реконструкции величины δ¹⁸О кислых расплавов.

ОЦЕНКА ИЗОТОПНОГО ФРАКЦИОНИРОВАНИЯ КИСЛОРОДА МЕЖДУ КВАРЦЕМ И ОСТАЛЬНЫМИ МИНЕРАЛАМИ ГРАНИТНОЙ ПОРОДЫ

Среди породообразующих минералов остывающей породы изотопная система кислорода кварца закрывается первой (при Т_q). До этого момента на величину δ¹⁸О(Qz) влияет изотопный состав кислорода всех остальных минералов породы (Giletti, 1986; Kohn, Valley, 1998; Farquhar et al., 1993), и это влияние тем сильнее, чем ниже Т_q. Допустим, что Т_q нам известна, а изотопная система кислорода породы не была нарушена более поздними событиями. В этом случае можно применить подход, основанный на термометрических уравнениях и условии материального баланса для конкретного домена породы (например, Jenkin et al., 1994; Farquhar et al., 1993). Мы допускаем упрощенный порядок закрытия изотопной системы кислорода минералов гранитной породы: Qz → Bt → (P), где Р – калиевый полевой шпат и плагиоклаз, рассматриваемые как единая минеральная фаза. Объединение Kfs и Pl в единую фазу для большинства кислых пород вполне обосновано. При составе плагиоклаза, близком к альбиту (An_10–20), изотопное фракционирование между Kfs и Pl проявлено слабо и соизмеримо с погрешностью изотопного анализа (в интервале 400–800°С оно составляет ≈0.3‰ для Pl(An₂₀) и ≈0.2‰ для Pl(An₁₀), Chacko et al., 2001; Vho et al., 2020). Кроме того, для Kfs и Pl характерны близкие скорости диффузии кислорода, т.е. их температуры закрытия также должны быть близки при близких размерах кристаллов. Мы также используем упрощенный вид зависимости коэффициента фракционирования от температуры ($\Delta \approx {{10}^{3}}{\text{Ln}}\alpha \left( {a - b} \right) = {{A}_{{a - b}}} \times {{10}^{6}}{{T}^{{ - 2}}}$), который обычно применяется для описания магматических процессов (Valley, 2001; Chacko et al., 2001). Наконец, мы допускаем, что в области температуры закрытия изотопной системы кислорода минералов переходная зона минимальна или отсутствует (Valley, 2001), т.е. величины Т_q, T_b и T_p (температуры закрытия кварца, биотита и полевых шпатов соответственно) – это минимальные значения температуры, при которых минерал находится в изотопном равновесии с остальными минералами с открытой изотопной системой кислорода. Поскольку до момента достижения породой температуры Т_q все ее минералы находятся в изотопном равновесии друг с другом, изотопные сдвиги между полевыми шпатами и биотитом, а также между кварцем и полевыми шпатами при Т_q составят:

и

где индексы q, b и p обозначают кварц, биотит и полевые шпаты, а величины ${{A}_{{{\text{p}} - {\text{b}}}}}$ и ${{A}_{{{\text{q}} - {\text{p}}}}}$ – коэффициенты в соответствующих термометрических уравнениях (${{10}^{3}}{\text{Ln}}\alpha \left( {a - b} \right) = {{A}_{{a - b}}} \times {{10}^{6}}{{T}^{{ - 2}}}$). Равенства (2) можно объединить, исключив из них Т_q:

Баланс масс для кислорода породы, состоящей из трех минералов (q – Qz, b – Bt и p – (Kfs + Pl)), имеет вид:

где X_q, X_b, X_p – доля кислорода породы, приходящаяся на каждый из минералов (${{X}_{{\text{q}}}} + {{X}_{{\text{b}}}} + ~{{X}_{{\text{p}}}} = 1$). Для ее расчета необходимо учесть стехиометрический коэффициент k(i) (массовую долю кислорода в формуле минерала). Например, для кварца (k(q) = 0.53), массовая доля которого в породе равна x(q), можно записать:

δ_q в уравнении (4) соответствует измеренной величине δ¹⁸О(Qz). Изотопный состав кислорода остальных минералов при Т_q составит:

Подставив (2), (4) и (5) в уравнение (3), после преобразований получаем выражение для изотопного состава кислорода всей породы:

из которого можно выразить Δ(Qz-R):

Уравнение (7) показывает, что величина Δ(Qz-R) не является постоянной, а зависит от двух факторов: температуры закрытия изотопной системы кислорода кварца, Т_q, и пропорций остальных породообразующих минералов – биотита и полевых шпатов. Роль последнего фактора иллюстрируется расчетом, приведенным на рис. 1а–1г. Расчет проведен при варьирующей доле кварца в породе (Х_q от 0.05 до 0.5) для двух вариантов соотношения полевых шпатов и биотита: с фиксированным X_b при переменном X_p (рис. 1а, 1б) и с фиксированным отношением X_p : X_b (рис. 1в, 1г). При расчете были заданы два варианта температуры: 900°С и 600°С, т.е. были воспроизведены условия, близкие к закалке изверженного кислого расплава (при 900°С, рис. 1а, 1в) и условия ретроградного остывания до Т_q = 600°С гранитного интрузива (рис. 1б, 1г). Необходимо отметить, что Т_q во многих случаях может опускаться до 400^оС и ниже, в зависимости от размера зерен кварца и скорости остывания породы (Dodson, 1973). Для сравнения на диаграммы рис. 1 нанесены величины поправок для кварцевых порфиров (Δ(Qz-R) ≈ 1‰, Harris et al., 1997) и для кислых лав (Δ(Qz-R) ≈ ≈ 0.45‰, Bindeman et al., 2004; Акинин, Биндеман, 2021).

Рис. 1.

Величины изотопного сдвига между кварцем и гранитоидной породой Δ(Qz-R) при T_q = 900°С (а, в) и при условии ретроградного остывания до T_q = 600°С (б, г). Пунктиры 1 и 2 – величины постоянных поправок для кислых лав (Bindeman et al., 2004) и для кварцевых порфиров (Harris et al., 1997) соответственно. Варианты соотношений биотита и полевых шпатов, принятые в расчетах: (а, б) – содержание биотита принималось постоянным (Х_b = 0.05, 0.1 и 0.2 – цифры около линий), величина Х_р убывала в соответствии с ростом Х_q; (в, г) – постоянным задавалось соотношение содержаний полевых шпатов и биотита (Х_р : Х_b = 1.5, 5, 10 – цифры около линий).

Рассчитанная величина Δ(Qz-R) для Т_q = 900°С (т.е. при закалке кислого расплава) может оказаться близкой как к поправке для кварцевых порфиров, так и к поправке для кислых лав, в зависимости от содержания кварца в породе. Повышение содержания биотита в породе также увеличивает значение величины Δ(Qz-R). При более низкой температуре значение устойчиво превышает поправку для кислых лав и варьирует между поправками на остывание для крупнозернистых гранитов и кварцевых порфиров (1–2‰, Harris et al., 1997). Таким образом, минеральный состав породы необходимо учитывать при оценке Δ(Qz-R): например, если это породы с высоким содержанием биотита и низким содержанием кварца, поправка должна быть более высокой, чем для типичных лейкогранитов и пород с высоким содержанием кварца.

Безусловно, на Δ(Qz-R) влияет и температура закрытия изотопной системы кислорода кварца. Для иллюстрации влияния Т_q выбрано несколько фиксированных составов кислой породы (при X_q = = 0.3, X_b = 0.05, 0.1 и 0.2), для которых проведен расчет при вариации Т_q от 1000 до 400°С (рис. 2). Этот расчет иллюстрирует, что в при высоких значениях Т_q (≈900°С и выше) Δ(Qz-R) близка к поправке для кислых лав (Bindeman et al., 2004), а в области Т_q ≈ 500–600°С она находится на уровне значений поправки для кварцевых порфиров (Harris et al., 1997) и стремится к поправке для крупнозернистых гранитов (2‰) при еще более низкой температуре закрытия изотопной системы кислорода кварца. В целом Δ(Qz-R) возрастает с падением Т_q, и это означает, что для реконструкции составов медленно остывающих гранитных тел необходимо иметь оценки Т_q.

Рис. 2.

Величины изотопного сдвига между кварцем и гранитоидной породой при изменении температуры закрытия кварца (T_q). Пунктиры 1 и 2 – величины постоянных поправок для кислых лав (Bindeman et al., 2004) и для кварцевых порфиров (Harris et al., 1997) соответственно. Во всех расчетах в породах было фиксированное содержание кварца (X_q = 0.3), остальные минералы варьировали при X_b = 0.05, 0.1 и 0.2; Х_р = 0.65, 0.6 и 0.5 соответственно. Цифры около расчетных кривых – доля биотита в породе (X_b).

Ясно, что использование постоянной поправки Δ(Qz-R) на основе внешней характеристики породы (например, риолит или порфировый гранит), не является вполне корректным, даже если изотопная система породы не была нарушена. Тем не менее Δ(Qz-R) в реальных породах может варьировать довольно слабо, и в пределах условной точности проводимых оценок ее можно принимать постоянной. Это связано с двумя факторами: 1) пропорции породообразующих минералов в однотипных кислых породах варьируют в ограниченных пределах и 2) коэффициенты изотопного фракционирования кислорода между кварцем и полевыми шпатами, в основном определяющие Δ(Qz-R), слабо зависят от температуры. Таким образом, оба фактора, формально влияющие на поправку Δ(Qz-R), могут оказаться не столь критичными, и эмпирический подход применения постоянной поправки может быть вполне оправданным. Однако любые поправки, постоянные или нет, справедливы только при условии, что изотопная система кислорода кварца не была нарушена после закрытия. Случай отсутствия таких нарушений иллюстрируется примером эоценовых лейкогранит-порфиров массива Раумид.

Пример 1: лейкогранит-порфиры массива Раумид

Данные породы формируют многофазный (8 фаз внедрения) массив эоценового возраста (35.5 ± ± 0.9 млн лет, Костицын и др., 2007а; Волков и др., 2016), расположенный на Южном Памире. Геологическое описание массива можно найти в ряде работ (Волков, Негрей, 1974; Костицын и др., 2007б; Волков и др., 2016). Нами изучались петрологические, геохимические и изотопно-кислородные характеристики пород массива Раумид (Дубинина и др., 2023а). На основе наших данных и работ других авторов было установлено, что породы массива Раумид не испытали никаких внешних влияний, кроме довольно сложной схемы остывания, обусловленной многофазным становлением плутона. Величина δ¹⁸О кварца и породы изменяется синхронно от фазы к фазе внедрения (рис. 3а), при этом значения Δ(Qz-R) варьируют от 0.73 до 1.17‰ (рис. 3б). В основном эти вариации отражают разные температуры закрытия кварца, так как минеральный состав пород всех фаз внедрения почти одинаков. В среднем наблюдаемая Δ(Qz-R) составляет 0.98 ± 0.2‰, что очень близко к поправке на эффект остывания порфировых гранитов (1‰, Harris et al., 1997), поэтому реконструкция величины δ¹⁸О(R) с постоянной поправкой 1‰ дает результаты, очень близкие к измеренным величинам δ¹⁸О лейкогранит-порфиров массива Раумид (пунктирные линии на рис. 4). Безусловно, причиной такого совпадения является отсутствие более позднего внешнего воздействия на породы массива Раумид и близость их минерального состава к типичным лейкогранитам, для которых вводились поправки в работе (Harris et al., 1997). В данном случае кварц прекрасно работает как прокси-минерал.

Рис. 3.

Изотопный состав кислорода кварца и валовых проб лейкогранит-порфиров массива Раумид (а) и наблюдаемая величина Δ(Qz-R) (б). Пунктир на рисунке (а) – расчет δ¹⁸О(R) с использованием постоянной поправки для кварцевых порфиров (Δ(Qz-R) = = 1‰, Harris et al., 1997).

Рис. 4.

Изотопный состав кислорода циркона и валовых проб позднемеловых лейкогранитов Омсукчанского прогиба относительно изотопного состава кислорода кварца. 1 – валовые пробы породы; 2 – циркон; 3 – исходный состав кислых расплавов, реконструированный с использованием δ¹⁸О(Zrn) и поправки, вычисленной по содержанию Zr в породе (см. текст). Пунктиры 4, 5 – реконструкции исходного состава кислых расплавов с использованием δ¹⁸О(Qz) и постоянных поправок для кислых лав (Bindeman et al., 2004) и кварцевых порфиров (Harris et al., 1997) соответственно. Горизонтальные поля: M – мантийные расплавы, К – усредненный состав континентальной коры (Simon, Lécuyer, 2005). Стрелки – направление изотопного сдвига в валовом изотопном составе породы за счет воздействия изотопно-легкого флюида.

Второй пример иллюстрирует ошибочность реконструкции состава исходных пород (или расплавов) с применением кварца из-за того, что породы были изменены под воздействием изотопно-легкого флюида.

ОЦЕНКА ИЗОТОПНОГО ФРАКЦИОНИРОВАНИЯ КИСЛОРОДА МЕЖДУ ЦИРКОНОМ И ОСТАЛЬНЫМИ МИНЕРАЛАМИ ГРАНИТНОЙ ПОРОДЫ

Циркон не является породообразующим минералом, и в отношении изотопной системы кислорода, как правило, закрывается раньше, чем относительно устойчивый кварц. Таким образом, как кварц, так и все остальные породообразующие минералы будут влиять на Δ(R-Zrn) (=δ¹⁸O(R) – δ¹⁸О(Zrn)). В отличие от кварца, коэффициент фракционирования между цирконом и главными минералами кислых пород выше и сильнее зависит от температуры (Vho et al., 2019; Valley, 2003). Следовательно, вариации в содержании породообразующих минералов должны более значительно влиять на Δ(R-Zrn), чем Δ(Qz-R). Это ставит под вопрос правомерность использования постоянной величины Δ(R-Zrn), в отличие от Δ(Qz-R), и диктует необходимость индивидуальной оценки этого параметра для каждой породы или группы пород. Для данной цели предлагалось упрощенное эмпирическое уравнение, в котором величина поправки между цирконом и расплавом определяется содержанием SiO₂ в породе (Lackey et al., 2008).

Мы предлагаем рассчитывать Δ(R-Zrn) как средневзвешенный коэффициент фракционирования между цирконом и породообразующими минералами гранитной породы – Qz, Bt, Kfs и Pl (рис. 5). В качестве примера мы провели расчет зависимости Δ(R-Zrn) от температуры для трех вариантов пород, в которых варьирует соотношение указанных минералов (см. подпись под рис. 5). Коэффициенты термометрических уравнений для системы кварц–минерал, которые применялись в расчете и суммированы в табл. 1, были заимствованы из согласованной базы (Vho et al., 2019). Кроме данных коэффициентов для оценки Δ(R-Zrn), необходимо знать температуру закрытия циркона. Имеющийся вариант оценки Δ(R-Zrn) по (Lackey et al., 2008) косвенно подразумевает температурный фактор, поскольку он опирается на степень насыщения породы кремнеземом (Δ(R-Zrn) = = 0.0612SiO₂ – 2.50). По этому уравнению для лейкогранитов Омсукчанского прогиба (SiO₂ ≈ ≈ 75 мас. %) Δ(R-Zrn) = 2.1‰. Чтобы сравнить это значение с расчетом средневзвешенных коэффициентов фракционирования, достаточно рассчитать из нормативного минерального состава содержание SiO₂ в породе (на рис. 5 они указаны для каждого из вариантов расчета). Минеральному составу лейкогранитов Омсукчанского прогиба соответствует расчетная линия 3 на рис. 5, и поправка, равная 2.1‰, соответствует на этой линии температуре закрытия циркона, T_z ≈ 650°С. Насколько реальна эта температура, можно только предполагать, но на рис. 5 видно, что значения T_z, вычисленные для остальных вариантов пород (SiO₂ ≈ 63 и 70 мас. %), также близки к 650°С. Трудно представить, что в породах, существенно различающихся по содержанию кремнезема и минеральному составу, температура закрытия циркона остается постоянной.

Рис. 5.

Средневзвешенный коэффициент фракционирования изотопов кислорода между гранитной породой и цирконом в зависимости от температуры. По оси ординат: α – коэффициент фракционирования, γ – гидротермально измененный циркон. Линии 1–3 рассчитаны для следующих составов пород: 1 – X_q = = 0.1, X_Pl, An₂₀ = 0.3, X_Kfs = 0.4, X_b = 0.2, SiO₂ ≈ 63 мас. %; 2 – X_q = 0.35, X_Pl, An₂₀ = 0.2, X_Kfs = 0.4, X_b = 0.05, SiO₂ ≈ 70 мас. %; 3 – X_q = 0.2, X_Pl, An₁₅ = 0.15, X_Kfs = 0.35, X_b = = 0.1, SiO₂ ≈ 76 мас. %. Горизонтальные линии – изотопный сдвиг между цирконом и породой, рассчитанный по содержанию SiO₂ (Lackey et al., 2008). На линии 3 отмечены оценки температуры по циркониевому термометру (варианты расчета по уравнениям Boehnke et al., 2013; Borisov, Aranovich, 2019) для одних и тех же образцов лейкогранитов Омсукчанского прогиба (см. текст).

Очевидно, что требуется независимая оценка T_z и, в отличие от кварца, циркон предоставляет такую возможность. Например, можно использовать циркониевый термометр, позволяющий оценить температуру насыщения расплава цирконом (Watson, Harrison, 1983; Boehnke et al., 2013; Borisov, Aranovich, 2019) и фиксирующий момент кристаллизации циркона из расплава. При крайне низкой скорости диффузии кислорода в цирконе оценка температуры по циркониевому термометру должна быть близка к T_z. Данный подход был применен нами к оценке T_z для лейкогранитов Омсукчанского прогиба. Согласно содержанию Zr (120–300 ppm) и петрогенных оксидов в этих породах (Филимонова и др., 2014), значения T_z варьируют от 780 до 930°С по уравнению (Boehnke et al., 2013) или от 726 до 934°С по уравнению (Borisov, Aranovich, 2019). В зависимости от выбора термометра величина Δ(R-Zrn), вычисляемая по расчетной кривой 3, варьирует в одних и тех же образцах от 1.36 до 1.71‰ либо от 1.35 до 1.88‰, соответственно. Эти оценки заметно отличаются от поправки, вычисляемой по содержанию SiO₂ в данных породах (≈2.1‰, Lackey et al., 2008), с ростом температуры это отличие достигает 0.8‰ (рис. 5).

Исходные оценки δ¹⁸О(R) расплавов, реконструированные с применением вышеуказанных величин Δ(R-Zrn), составляют узкий диапазон от 5.6 до 6.9‰ (рис. 5), который соответствует нормальным в отношении δ¹⁸О расплавам и занимает положение между мантийными значениями δ¹⁸О (5.7 ± 0.3, Taylor, Sheppard, 1986) и интервалом, принимаемым для средней континентальной коры (8.9 ± 0.7‰, Simon, Lecuyer, 2005). Нужно отметить, что полученные оценки δ¹⁸О(R) для лейкогранитов Омсукчанского прогиба могут быть немного занижены (не более чем на 1.3‰), поскольку оценки δ¹⁸О(Zrn) в данных лейкогранитах могли быть гидротермально изменены в процессе мощного воздействия флюида метеорного происхождения (Дубинина и др., 2023б). Тем не менее полученные оценки δ¹⁸О(R) позволяют отнести механизм генерации расплавов лейкогранитов Омсукчанского прогиба к обычному взаимодействию мантийных расплавов с континентальной корой, и не требуют участия каких-либо иных экзотических высоко- или низко-δ¹⁸О источников расплавов.

Пример лейкогранитов Омсукчанского прогиба показывает, что, если бы мы использовали подход с изучением одного “сквозного” минерала (например, кварца; Акинин, Биндеман, 2021), мы пришли бы к ошибочным выводам о природе источника расплавов. Применение циркона как прокси-минерала может дать более надежные результаты особенно, если учесть возможность независимой оценки T_z. Кроме циркониевого термометра могут быть использованы и другие подходы, например оценка T_z по содержанию Ti в цирконе (Trail et al., 2007) или по цирконий-гафниевому геотермометру (Aranovich, Bortnikov, 2018). Безусловно, существуют погрешности, связанные с выбором уравнения для расчета T_z, и, кроме того, для циркона имеются и другие осложняющие факторы. Например, довольно сложно выделить достаточное количество циркона для изотопного анализа кислорода, проводимого методом фторирования с лазерным нагревом (≈1 мг). В большинстве случаев величину δ¹⁸О(Zrn) определяют локальными методами (например, SIMS), и при отдельных определениях по ограниченному числу зерен необходимо быть уверенным, что циркон не является ксеноморфным или реликтовым (Bindeman, 2008). В отличие от кварца, использование постоянных поправок Δ(R-Zrn) вряд ли возможно, особенно при значительных вариациях минерального состава породы. Кроме того, величина δ¹⁸О(Zrn) может быть искажена, хоть и с меньшей вероятностью, чем δ¹⁸О кварца, в процессах гидротермальной перекристаллизации при флюидном воздействии на породы (например, Chen, Zhou, 2017). Наконец, сохранность изотопной системы циркона может нарушаться при метамиктном распаде. Несмотря на все эти сложности, циркон имеет большие перспективы для реконструкций изотопного состава кислорода кислых силикатных расплавов (Lackey et al., 2008).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ И ВЫВОДЫ

Расчеты и приведенные примеры показывают, что применение кварца в качестве прокси-минерала имеет ряд серьезных ограничений. Оно возможно только в случае, если есть уверенность в том, что изотопная система минерала не была нарушена более поздними событиями. Для обычных гранитоидов и пород, остывающих с определенной (не мгновенной) скоростью, наиболее точной будет реконструкция, в которой учтены минеральный состав породы и температура закрытия изотопной системы кварца. В этом случае величина изотопного сдвига Δ(Qz-R) между кварцем и конкретной породой может быть вычислена по уравнению (7). При слабо варьирующем минеральном составе пород, близких по структуре и скоростям остывания, вполне возможно применение постоянной поправки на эффект остывания для порфировых и крупнозернистых гранитов (Harris et al., 1997). Величину этой поправки можно скорректировать для пород с минеральным составом, сильно отличающимся от стандартного гранита. Поправка, предлагаемая для кислых лав (Bindeman et al., 2004), может применяться только к фенокристам минералов, для которых доказано отсутствие ретроградного изотопного обмена и отсутствие нарушений их изотопной системы кислорода. Это требование справедливо для любых минералов с заметными скоростями диффузии (кварца, полевых шпатов, слюд).

Признаки нарушения изотопной системы кварца в породе – это не только отсутствие равновесных соотношений между величинами δ¹⁸О ее минералов (что может быть просто результатом остывания), но и наличие корреляции величины δ¹⁸О между измененными минералами. Для установления факта возможных нарушений могут быть проведены дополнительные петрологические, геохимические и изотопные исследования. Например, для гранитов хорошим индикатором флюидного воздействия является измененная величина δ¹⁸О полевых шпатов, поскольку эта группа минералов отличается высокими скоростями диффузии кислорода (Farver, 2010) и способностью реагировать с флюидом даже при умеренных температурах (O’Neil, Taylor, 1967; Fiebig, Hoefs, 2002). Таким образом, использовать кварц как прокси-минерал для реконструкции изотопного состава кислорода исходных пород или расплавов, по-видимому, можно, но с соблюдением целого ряда условий, например, измерения изотопного состава кислорода не только в кварце (подход “сквозного” минерала), но и в породе в целом, а лучше – и в остальных породообразующих минералах, чтобы оценить сохранность изотопной системы кислорода породы в целом и кварца в частности.

Подход “сквозного” минерала часто применяется и к циркону, особенно при исследованиях, проведенных локальными методами (SIMS, SHRIMP), когда анализируется исключительно величина δ¹⁸О(Zrn) без анализа изотопного состава кислорода самой породы. В этом случае необходимо оценить возможность нарушений изотопной системы кислорода минерала, а также иметь уверенность в том, что циркон не является ксеногенным. В остальном циркон как прокси-минерал имеет хорошие перспективы не только потому, что скорости диффузии кислорода в нем крайне низки, но и потому, что есть возможность независимых оценок температуры кристаллизации магматического циркона (циркониевый термометр, Ti-Zrn термометр). Вероятно, имеет смысл совершенствовать подходы к оценке величины Δ(R-Zrn) для пород разного состава и разных геодинамических обстановок.

Благодарности. Авторы благодарны рецензентам Б.Г. Покровскому и А.В. Самсонову, замечания которых позволили существенно улучшить работу.

Источники финансирования. Работа выполнена в рамках проекта РНФ № 22-17-00052.