Вулканология и сейсмология, 2022, № 3, стр. 60-80

Методика

Состав минералов определялся в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН на электронно-зондовом анализаторе (EPMA) JEOL JXA-8200, оснащенном пятью волновыми спектрометрами, при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе на цилиндре Фарадея 20 нА и диаметре пучка 1 мкм. Время экспозиции на все измеряемые элементы составляло 10 с на пике и по 5 с на фоне с обеих сторон.

Определение малых и рассеянных элементов в керсутитах производилось с помощью масс-спектрометрии с ионизацией вещества в индуктивно-связанной плазме (ICP-MS) в ИГЕМ РАН на XII ICP-MS масс-спектрометре. Разложение проб проводили путем кислотного вскрытия в микроволновой печи. Детали методики изложены в работе [Бычкова и др., 2016].

Оценка количественного состава материала шарообразных включений проводилась в ИГЕМ РАН также по ЭДС-анализам на сканирующем электронном микроскопе (СЭМ) JSM-5610 (JEOL, Япония), оснащенном энергодисперсионным спектрометром INCA-450. Локальность анализа с учетом среднего атомного номера составляла порядка 1.5 мкм.

Морфология пустот (“пузырей”)

“Пузырчатые” разновидности мегакристов характеризуются пустотами разного размера (от 10 мм до 0.1 мм и мельче), разной морфологии и ориентации в пространстве, которые нередко частично заполнены розовой вулканической пылью (см. рис. 2). В шлифах видно, что эти пустоты нередко образуют агрегаты из более мелких округлых пустоток, своего рода пакеты (“грозди”) пустоток (рис. 4). При этом, наряду с крупными округло-овальными пустотами, часто встречаются мелкие индивидуальные пустотки сложной морфологии, часто имеющие форму отрицательных кристаллов, что характерно для сингенетических включений. Некоторые из них также частично заполнены тонкодисперсной вулканической пылью (см. рис. 4б, в).

Рис. 4.

Морфология пустот в обр. 819-8/3б. Номера на рис. 4 соответствуют номерам анализов в табл. 2. а, д – снято в скрещенных николях, б – без анализатора, г – в отраженных электронах.

В шлифах хорошо видно, что границы пустот (“пузырей”) разного размера с минералом-хозяином четкие, резкие, без следов реакционных отношений или механических деформаций (см. рис. 4а, б). Иногда даже видны трещины, по которым, по-видимому, происходила дегазация полости (см. рис. 4д, помечено стрелкой).

Вместе с тем, некоторые мелкие полости выстланы изнутри каймой низкотемпературного светлого цеолита (см. рис. 4б, г), что может свидетельствовать о первоначальном существовании в них флюида. На этом снимке видно, что между цеолитом и керсутитом-хозяином иногда наблюдаются очень тонкие (20‒30 микрон) линзочки богатого железом пористого материала с мелкими выделениями титаномагнетита (см. рис. 4б, в). Такие же линзочки отмечались и в других случаях (см. рис. 4г), и, возможно, представляют собой растекшиеся капельки высокожелезистой флюидонасыщенной жидкости, содержавшиеся в кристаллизующемся расплаве/флюиде на месте формирования газового пузыря (см. ниже). По-видимому, в процессе формирования этого пузыря они оттеснялись растущим объемом высокоплотного газа к контакту с керсутитом-хозяином, где и подвергались раздавливанию.

Как уже говорилось, сейчас пустоты являются именно пустотами, частично заполненными вулканической пылью. Округлая морфология “пузырьков” наблюдалась только в “гроздьях” (см. рис. 4а); морфология мелких “пузырьков” чаще близка к отрицательным кристаллам (см. рис. 4в‒д). Все это позволяет думать, что рассмотренные выше пустоты являлись своеобразными “слепками” газовых пузырьков, захваченных растущими кристаллами керсутита и впоследствии дегазированных.

Цепочки мелких шарообразных высокожелезистых включений

В одном из мегакристов были установлены цепочки мелких шарообразных включений высокожелезистого пористого материала (рис. 5). Эти включения образуют невыдержанные субпараллельные цепочки, не связанные ни со спайностью, ни с трещинами в керсутите-хозяине, т.е. формировались в процессе кристаллизации керсутита-хозяина.

Рис. 5.

Цепочки микроскопических шарообразных пористых включений, образованных в основном магнетитом и пирротином. Обр. 819-8/1 (слева – без анализатора; справа – в отраженном свете).

По данным микрозонда (рис. 6а) и СЭМ (см. рис. 6б), значительная часть из этих шарообразных включений образована магнетитом с примесью Ni. Сами включения содержат пустоты, напоминающие “пузыри” в керсутите-хозяине но только в микроскопическом варианте. Часть шарообразных включений образована пирротином, причем наблюдаются как гомогенные включения, так и содержащие продукты его низкотемпературного окисления.

Рис. 6.

Строение шарообразных пористых микровключений. а – микровключения с пирротином (анализ 1) и магнетитом (анализы 2, 3 и 4). Фото ‒ в отраженных электронах; б – микровключения в отраженных (слева) и вторичных электронах с пустотами (СЭМ, см. текст).

Скорее всего, эти включения первоначально представляли собой микроскопические капельки высокожелезистого расплава, взвешенные в кристаллизующемся расплаве/флюиде, которые захватывались растущими гранями керсутита в форме цепочек. Судя по наличию в таких изолированных включениях многочисленных пустоток, этот расплав был обогащен флюидными компонентами, выделявшимися при его затвердевании.

Взрывные явления

При финальном взрыве, доставившем мантийные ксенолиты на поверхность Земли, кристаллы ломались с появлением трещин и проникновением по ним внутрь мегакристов тонкодисперсной вулканической пыли (см. рис. 2). В результате образуются своеобразные микробрекчии со сложной морфологией, где наряду с фрагментами керсутита-хозяина, содержатся очень мелкие зерна Al‒Ti авгита (рис. 7, табл. 2, замер 20), титаномагнетита и обломков в разной степени измененного вулканического стекла. Этот материал частично или полностью замещен постмагматическими низкотемпературными минералами, преимущественно хлоритом и цеолитом, часто обрастающим угловатые обломки измененного вулканического стекла. Очевидно, что это низкотемпературное постмагматическое минералообразование происходило уже во время пребывания мегакристов в пирокластическом конусе.

Рис. 7.

Общий вид “взрывной” микробрекчии, светлые окантовки обломков и пятна – цеолиты, снято без анализатора (слева); тонкозернистые участки микробрекчии (вулканическая пыль), снятые в отраженных электронах (обр. 819-8/2б) (справа).

Составы керсутита-хозяина по профилю АБ и минералов микробрекчии приведены в табл. 2 и табл. 3. Как видно из рис. 8, близ контакта с микробрекчией в керсутите-хозяине наблюдается небольшие изменения в его составе – несколько возрастает количество титана и кальция, зато снижается содержание кремнезема, железа и щелочей.

Рис. 8.

Изменение состава керсутита-хозяина по профилю АБ (см. рис. 7). Расстояние между точками ‒ 50 мкм. Содержания оксидов в мас. %.

Геохимия

Согласно классификации [Leake et al., 1997], изученные “пузырчатые” мегакристы являются керсутитами. Их состав довольно гомогенен и демонстрирует незначительные вариации в содержании компонентов (см. табл. 1, 3, рис. 8, 9). Помимо мегакристов, керсутит развит в качестве одного из главных минералов жил “черной серии”, а также встречен в интерстициях перидотитов в качестве метасоматического продукта и в так называемых “расплавных карманах” (зародышей флюидозависимого плавления перидотитов, см. ниже). По сравнению с этими амфиболами [Ма et al., 2015], керсутит мегакристов характеризуется меньшим содержанием SiO₂, MgO и суммы щелочей при близких содержаниях Al₂O₃ и существенно более высоком TiO₂ (см. табл. 1). На спайдерграммах, нормализованных к примитивной мантии, амфиболы мегакристов демонстрируют отчетливые минимумы по Th, U, La, Ce и Zr при положительных аномалиях Nb, Ta, и Ba (см. рис. 9). Поведение LILE и HFSE в мегакристах керсутита аналогично таковым в ксенолитах и мегакристах в щелочных базальтах мира [Demeny et al., 2005; Ulrych et al., 2018].

Рис. 9.

Геохимические особенности керсутита-хозяина.

Отличительной особенностью изученных мегакристов является их существенная обедненность легкими редкоземельными элементами (ЛРЗЭ). По сравнению с амфиболами из жил “черной серии”, интерстиций и “расплавных карманов” в перидотитовых ксенолитах того же поля [Ma et al., 2015], они характеризуются меньшими Nb–Та аномалиями и более глубокими аномалиями La и Ce, при близких концентрациях остальных элементов (см. рис. 9).

Спектры РЗЭ мегакристов, нормализованные к хондриту, характеризуются обеднением ЛРЗЭ (La/Sm = 0.58) более существенным, чем амфиболы из “черной серии” ксенолитов того же поля (La/Sm = 0.8‒1.1 в интерстициальном керсутите и 1.36 в жилах) при более слабом фракционировании РЗЭ (La/Yb 2.5‒2.8) по сравнению с интерстициальным (La/Yb = 4.8‒7.5) и жильным (La/Yb = 8.4‒9.0) амфиболами, при близком фракционировании ТРЗЭ ((Ge/Yb)_N около 4) (табл. 4, см. рис. 9).

Таким образом, из имеющихся данных следует, что керсутит “пузырчатых” мегакристов аналогичен керсутиту из пород “черной серии” в области малоподвижных элементов, например, ТРЗЭ, и заметно различается в области легкоподвижных, например, ЛРЗЭ. Мы полагаем, что этот эффект связан с формированием мегакристов в условиях кипения расплава, когда легкоподвижные элементы могли частично уходить в газовую фазу, тем самым обедняя ими кристаллизующийся расплав.

Методика исследования

Микротермометрическое изучение индивидуальных флюидных включений проводилось в лаборатории геологии рудных месторождений ИГЕМ РАН с использованием измерительного комплекса, состоящего из камеры THMSG 600 фирмы “Linkam” (Англия), установленном на микроскопе “Olimpus BX51” (Япония), видеокамеры и управляющего компьютера. Измерялись температуры фазовых переходов в газовых включениях, происходившие при нагревании и охлаждении. Точность измерений температуры составляет ±0.2°С в интервале температур от –20 до +20°С и понижается при более высоких и низких температурах. Оценки плотностей и давлений углекислотного флюида проводились с использованием программы “FLINCOR” [Brown, 1989].

Полученные результаты

Были изучены флюидные включения из двух мегакристов пирокластического конуса Tel Ghazal вулканического поля Эль-Габ. Оказалось, что мелкие ФВ довольно редки, но все же диагностируются. Такое включение в обр. 819-8/1 представлено на рис. 9.

Как видно на рис. 10, твердая углекислота появляется при –97°С. Фаза твердой углекислоты переходит в газ при температуре –58°С, что соответствует плотности 0.014 г/см³. Температура кристаллизации керсутита составляет 1079–1096°C (см. ниже), т.е. была не меньше 820°С, когда давление углекислоты достигает примерно 30 бар.

Рис. 10.

Флюидное включение в керсутите при комнатной температуре (а) и при –97°С (б). Снято в проходящем свете. Обр. 819-8/1.

Гомогенизация углекислоты в жидкую фазу происходит при температурах от +15.7 до +30.2°С, что соответствует плотностям 0.59–0.82 г/см³ (рис. 11).

Рис. 11.

Флюидное включение в керсутите при разных температурах: при комнатной температуре +25°С (а), +29°С (б), +31°С (в), –85°С (г). Снято в проходящем свете. Обр. 819-8/2.

Возможно, что первоначальная плотность углекислоты в ФВ была выше и что включение было частично дегазировано. Об этом можно судить по исходящей из него полосе измененного материала керсутита-хозяина, вероятно, трассирующей путь истечения части исходной флюидной фазы этого включения (см. рис. 11).

Таким образом, единственной флюидной фазой в “пузырчатом” керсутите оказался СО₂, и, скорей всего, именно он и содержался в газовых пустотах на момент их формирования.

Близкие результаты были получены в упоминавшейся выше работе В.И. Коваленко и др. [1986] по изучению флюидных включений в ксенолитах “пузырчатых” клинопироксенов вулкана Шаварын-Царам (Монголия). Детальное изучение состава выявленных в них первичных и первично-вторичных флюидных включений показало, что ответственный за их формирование флюид представлял собой эмульсию высокоплотного СО₂ (~70%) без заметной примеси другого газа с взвешенными каплями сульфидно-силикатных расплавов (30%). Гомогенизация включений в жидкую фазу происходит при температурах от +3 до –31°С, что соответствует плотности СО₂ 0.91–1.07 г/см³. Расчет давления при 1100°С дал значения 5.9–8.1 кбар, но, учитывая заметную разгерметизацию включений, этими авторами было высказано предположение, что давления здесь могли достигать 15–20 кбар.

Общие сведения о ксенолитах пород “черной серии”

До последнего времени при изучении мантийных ксенолитов в базальтах основное внимание уделялось ультрамафитам “зеленой серии”, образующим матрикс голов мантийных плюмов, тогда как породы “черной серии” практически не изучались. Они часто содержат минералы, в состав которых входят флюидные компоненты: амфибол (керсутит), флогопит, рёнит, карбонат и другие. Эти породы, в отличие от образований “зеленой серии”, часто имеют неравномерно зернистую структуру от мелкозернистой вплоть до пегматоидной, о чем можно судить по находкам мегакристов: обломков крупных кристаллов керсутита, клинопироксена (Al–Ti авгита), флогопита, санидина, ильменита и др. Считается, что происхождение своеобразных исходных расплавов/флюидов этой серии связно с процессами мантийного метасоматизма под влиянием флюидов. Они снижали температуру солидуса пород матрицы плюма и способствовали процессам их низкотемпературного плавления [Ryabchikov et al., 2010; Ma et al., 2015 и др.].

Таким образом, формирование пород “черной серии” в настоящее время связывается с появлением низкотемпературных расплавов/флюидов в результате декомпрессионного флюидозависимого плавления перидотитов “зеленой серии”. По-видимому, при растекании головной части мантийного плюма относительно жесткие породы его верхнего охлажденного края лопались с образованием трещин отрыва, куда и засасывался этот богатый флюидами расплав с образованием жил пород “черной серии” [Sharkov et al., 2017]. Как уже говорилось, фрагментами последних и являются мегакристы, среди которых встречаются и “пузырчатые” разновидности. Подобные модели, только без плюма, есть и для образования мегакристов в кимберлитах (например, [Moore, Belousova, 2005]).

Роль процессов ретроградного кипения

Из приведенных выше данных по “пузырчатым” мегакристам Сирии следует, что газовые пустоты появились в них еще в процессе кристаллизации керсутита-хозяина. По-видимому, тогда они представляли собой пузыри высокоплотной газовой фазы, а именно СО₂, существовавшие в кристаллизующейся среде и захваченные растущими кристаллами. По-видимому, поскольку плотность газовой фазы при высоких давлениях близка к плотности жидкости [Гирнис, Рябчиков, 2005], эти глобули “сжиженного” газа сумели сохранить свой объем и морфологию газовых полостей (см. рис. 2, 4а) в весьма мобильной среде растущего кристалла. Появление таких пузырей, очевидно, было связано с общефизическим законом ретроградного кипения расплава при его охлаждении из-за снижения растворимости в нем флюидов [Фриш, Тиморева, 2009].

Поскольку этот фазовый переход кристаллизующегося расплава к ретроградному кипению происходил в мантии, давление внутри пузырей газа, захваченных растущими кристаллами, должно было быть не менее литостатического (см. ниже). Поэтому при понижении давления и появлении механических нарушений сплошности в кристалле-хозяине, можно ожидать неизбежную дегазацию этих пузырей, заполненных близким по плотности к жидкости высокоплотным газом, с появлением мегакристов с многочисленными пустотками, т.е. с “пузырчатой” текстурой (см. рис. 2, 6).

Распределение флюидных компонентов в расплаве/флюиде

Был ли гомогенным этот расплав/флюид? По нашему мнению, нет. Неравномерно зернистая текстура пород “черной серии” скорее свидетельствует о неравномерном распределении флюидных компонентов в исходном расплаве/флюиде. Это следует из общефизического закона о том, что образование новой поверхности при фазовых переходах (кристаллизации, плавлении и ретроградном кипении), в данном случае – образовании газовых пузырьков, требует значительных энергетических затрат [Фролов, 1989]. Вследствие этого массовое образование зародышей новой фазы (кристаллов, газовых пузырьков, зародышей очагов плавления) в ранее гомогенной среде возможно только после преодоления некоего энергетического барьера.

Флюидные компоненты разуплотняют среду и способствуют массообмену между растущими кристаллами и расплавом. Поэтому обогащенные ими участки расплава находятся в преимущественном положении относительно скорости роста и размеров выделившихся кристаллов. Иными словами, в флюидонасыщенной среде энергетически выгодней наращивать уже имеющиеся кристаллы, чем создавать новые. Поэтому такие участки должны характеризоваться более грубозернистым строением. Таким образом, неравномернозернистость магматической породы может свидетельствовать о том, что кристаллизующийся расплав не был гомогенным в отношении флюидных компонентов, которые обладали повышенной подвижностью. Судя по неравномерно зернистой структуре обломков (ксенолитов) пород “черной серии”, эти компоненты в расплаве/флюиде были распределены неравномерно и скапливались в форме пятен разной морфологии и величины, распознаваемых по появлению грубозернистых, вплоть до пегматоидных, разновидностей пород. Соответственно, ретроградное кипение могло происходить локально и только на участках, максимально обогащенных флюидами. Этим, по-видимому, и объясняется относительная редкость находок “пузырчатых” мегакристов.

Вероятно, с ретроградным кипением связан и упоминавшийся выше эффект снижения роли легкоподвижных ЛРЗЭ в “пузырчатых” мегакристах по сравнению с керсутитами обычной “черной серии” (см. рис. 9). Скорей всего, как уже говорилось, эти компоненты частично уходили в газовую фазу, обедняя тем самым кристаллизующийся расплав.

РТ-условия флюидозависимого плавления матрикса в изученном случае

Проведенное ранее изучение ксенолитов мантийных перидотитов из этого же пирокластического конуса Tel Ghazal показало, что в них довольно часто наблюдаются следы инконгруэнтного (“вторичного”) плавления этих перидотитов под влиянием флюидов. Это уже упоминавшиеся выше так называемые “расплавные карманы” (melt-pockets): изолированные линзочки, образованные тонкозернистым агрегатом Al–Ti-авгита, оливина, санидина, андезина, рёнита, керсутита, флогопита и других минералов пород “черной серии”, а также вулканическим стеклом трахитового состава [Ryabchikov et al., 2010; Ma et al., 2015].

Этому плавлению предшествовало появление локальных зон мантийного метасоматоза. Согласно [Ma et al., 2015], здесь выявлено существование двух главных агентов этого метасоматоза. Более ранний из них (карбонатного типа) связан с проникновением легкоподвижного низкосиликатного богатого СО₂ флюида в перидотитовый матрикс и привел к обогащению пород ЛРЗЭ, Na, Th, U и Ва. Второй (водно-силикатный) тип расплава/флюида, проявившийся перед извержением, характеризовался привносом Ti, Fe, Р, K, Nb, Та, Cs и других несовместимых элементов, обогащенный Н₂О. Иными словами, формирование расплавов “черной серии” происходило при участии флюидов, богатых СО₂ и Н₂О, а также несовместимыми элементами.

Использование различных геотермобарометров [Brey, Köhler, 1990; Putirka, 2008; Taylor, 1998; Witt-Eickschen, Seck, 1991] показало, что первичные перидотиты “зеленой серии” рассматриваемого местонахождения поступали c глубин 24–42 км (8–14 кбар), где их температура составляла 896–980°C, иногда до 1030°С [Ryabchikov et al., 2010; Ma et al., 2015]. По мнению этих исследователей, минералы “расплавных карманов” (“черной серии”) формировались на глубинах 21–27 км (7–9 кбар) при температурах 826–981°C, что хорошо согласуется с сейсмическими данными по глубине границы Мохо под плато Эль-Габ (см. выше).

С этими данными хорошо согласуются и результаты наших определений РТ-условий формирования изученных мегакристов. Они были оценены с использованием новой версии амфиболового термобарометра [Ridolfi et al., 2021]. Согласно полученным данным, кристаллизация керсутита произошла при температуре 1079–1096°C и давлении 9.17–10.51 кбар (глубина 27.5–31.5 км). Эти параметры согласуются с экспериментальными данными по стабильности керсутита. Он кристаллизовался при содержании воды 3.6–3.3 мас. % и довольно высокой фугитивности кислорода (ΔNNO = 0.4–1.1, logfO₂ от –8.7 до –7.8) [Mayer et al., 2013].

При таких температурах давление углекислоты, обнаруженной нами во флюидных включениях (см. выше), будет около 2630–5050 бар, что соответствует глубинам 9.7–18.7 км при геобарическом градиенте 270 бар на 1 км (рис. 12). Выше обсуждалась возможность частичной потери включениями углекислоты, что объясняет сравнительно низкие оценки давления.

Рис. 12.

Пересечение изохор углекислоты плотностью 0.59 и 0.82 г/см³ с изотермами 1079–1096°C.

Как уже говорилось, судя по жильной форме распространения пород “черной серии” в растекающейся головной части мантийного плюма, этот низкотемпературный расплав/флюид, содержащий СО₂ и Н₂О, циркулировал там по трещинам отрыва. Его кристаллизация сопровождалась ретроградным кипением с выделением газообразного СО₂. Н₂О из-за существенно более высокой растворимости в силикатных магмах при давлениях в интервале 9–10.5 кбар (рис. 13), должна была оставаться в расплаве и расходоваться на формирование гидроксил-содержащих минералов: керсутита, флогопита, рёнита и др. Образующиеся газовые пузыри захватывались быстро растущими крупными кристаллами керсутита, приводя к появлению их “пузырчатых” разновидностей. Очевидно, что ретроградное кипение имело место в тех случаях, когда содержание флюидов в конкретной порции расплава превосходило некий порог насыщения, ниже которого кристаллизация шла обычным порядком. Сосуществование нормальных и “пузырчатых” разновидностей мегакристов может свидетельствовать о том, что содержание флюидов было близким к уровню этого порога.

Рис. 13.

Зависимость растворимости H₂O и CO₂ в силикатном расплаве от давления (по [Шилобреева и др., 1991] с упрощениями).

Другой пример “пузырчатых” мегакристов, но уже клинопироксена, из вулкана Шаварын-Царам (Монголия), был описан В.И. Коваленко с коллегами [1986]. Ими было показано, что метасоматические изменения шпинелевых лерцолитов мантии, обеспечившие в конечном счете появление этих мегакристов, а также небольшой клинопироксен-гранатовой друзы, происходили при температуре 1100°С и давлении, предположительно, 15–20 кбар, т.е., возможно, при более высоких РТ-параметрах, чем охарактеризованные выше мегакристы керсутита, которые в Шаварын-Цараме отсутствуют.

Таким образом, мы полагаем, что появление рассмотренных “пузырчатых” мегакристов керсутита и, вероятно, клинопироксена в Шаварын-Цараме, связано с их кристаллизацией в условиях ретроградного кипения расплава, сопровождавшимся выделением пузырьков газообразного СО₂.

Проблема происхождения высокожелезистых шарообразных включений

Как уже указывалось выше, в мегакристах керсутита иногда наблюдаются микроскопические первичные шарообразные пористые включения с газовыми пустотками, сложенные преимущественно магнетитом и пирротином. Скорее всего, они являются затвердевшими каплями высокожелезистой флюидонасыщенной жидкости, существовавшими в кристаллизующемся расплаве/флюиде и захваченными в процессе роста граней керсутита-хозяина. При этом, как следует из (см. рис. 4б, г) следы их существования устанавливаются также в краях многих газовых пустот, куда они, вероятно, были выдавлены в процессе роста этих пузырей путем их заполнения новообразующимся высокоплотным газом.

Все это свидетельствует о том, что на момент ретроградного кипения в кристаллизующемся расплаве/флюиде, не смешиваясь с ним, уже существовали взвешенные капли высокожелезистой жидкости. Иными словами, здесь мы имеем дело с процессом ликвации флюидонасыщенного расплава на несмесимые флюидонасыщенные высокожелезистую (рудную) и силикатную жидкости, пример того, как выглядит подобная ликвация в природе.

Находка микроскопических железистых шариков в качестве включений в мегакристах керсутита не является уникальным явлением и устанавливается и в других местонахождениях мантийных ксенолитов во внутриплитных базальтах Сирии [Nasir, 2009].

Как видно из рис. 5 и 6, рассмотренные шарообразные включения в керсутите на 80–90% состоят из магнетита и, значительно реже, из пирротина. Так что в общих чертах можно сказать, что состав исходной высокожелезистой жидкости был близок к магнетиту с примесью Ni, а также Mg, SiO₂, Ca, Al, Na, K, и летучих компонентов, скорей всего, серы, Н₂О и СО₂. Наличие в пустотках следов окисления материала (см. рис. 6б), по-видимому, подтверждает присутствие во флюидах Н₂О. Судя по присутствию в краевых частях некоторых пустоток “раздавленных” зерен титаномагнетита (см. рис. 4б, в), в составе шариков мог принимать участие также Ti.

Состав этого несмесимого рудного расплава был не очень однородный, что хорошо согласуется с не очень однородным составом самого расплава/флюида по крайней мере в отношении содержаний в нем флюидных компонентов (см. выше).

Следы существования подобной высокожелезистой жидкости в интрузивном процессе были описаны в ряде работ, в частности, нами, на примере феррогабброидов Елетьозерского сиенит-габбрового комплекса в Северной Карелии, происшедшего за счет умеренно-щелочных Fe–Ti пикробазальтов [Шарков, Чистяков, 2018 и ссылки в этой работе]. Капли этой низкотемпературной жидкости располагаются в интерстициях между зернами кумулуса феррогабброидов. Они окружены специфическими концентрически-зональными коронитовыми структурами, сложенными в основном керсутитом и флогопитом, иногда с оливином, которые сформировались за счет флюидов, выделившихся при затвердевании капель этой жидкости. Развитие таких корон свидетельствует о том, что данный титанистый высокожелезистый расплав содержал и другие компоненты (SiO₂, Mg, Ca, Al, Ва, Na, K и др.), а также летучие, в том числе Н₂О и СО₂ [Шарков, Чистяков, 2018]. Так что, по-видимому, появлению железорудно-силикатной ликвации способствовало наличие в исходном расплаве флюидных компонентов.

Как уже указывалось выше, другой разновидностью “пузырчатых” мегакристов являются клинопироксены, найденные в вулкане Шаварын-Царам, Монголия [Коваленко и др., 1984]. Они, в отличие от рассмотренных мегакристов керсутита с включениями затвердевших капель высокожелезистой жидкости, содержат мелкие округлые включения сульфидно-силикатного материала (в том числе пирротин с содержанием Ni 2.5–3.5 мас. %), который, по мнению этих исследователей, также имеет ликвационное происхождение.

Таким образом, судя по имеющимся данным, в обогащенных флюидами разновидностях базальтовых расплавов, связанных с мантийными плюмами, имеет место ликвация на несмешивающиеся флюидонасыщенные силикатную и рудную (высокожелезистую и/или сульфидную) жидкости.

Формирование ксенолитов и их последующие преобразования

Какова была дальнейшая последовательность событий? По-видимому, вскипание расплава/флюида “черной серии” в обогащенных флюидами участках головной части мантийного плюма должно было привести к массовому выделению пузырьков газа в очагах плавления и, соответственно, к появлению под его верхним охлажденным краем участков с избыточным давлением. Когда это давление превышало предел прочности кровли, происходил выброс глубинного материала на поверхность. Судя по строению базальтовых плато, это могло происходить как в форме выдавливания вспененной массы, так и вулканического взрыва с образованием соответственно шлаковых или пирокластических конусов, содержащих фрагменты верхнего охлажденного края мантийного плюма – мантийные ксенолиты. Упоминавшееся выше цепочечное расположение конусов, по-видимому, свидетельствует о том, что во многих случаях триггерами подобных извержений являлись синтектонические разломы. При этом резко снижались прочность кровли магматических очагов, и также резко повышалось давление в них из-за вскрытия и дегазации газовых пузырей в “пузырчатых” породах. По-видимому, оба эти обстоятельства, взятые совместно, и провоцировали вулканические взрывы с образованием пирокластических конусов, а при пониженном давлении в очаге – шлаковых.

Чтобы определить связь мегакристов с вмещающими их породами, нами был рассчитан редкоземельный состав равновесного расплава с использованием средних коэффициентов распределения, по [Irving, Frey, 1984]. На рис. 14 видно, что спектры распределения модельных расплавов близки к таковым для пирокластики конуса Телль-Данун, расположенного на плато Харрат-Аш-Шамах (Harrat Ash Shamah) к югу от плато Эль-Габ и близкого к нему по составу [Sharkov et al., 1996]. Это предполагает, что мегакристы были в равновесии с расплавами, участвовавшими во взрывных явлениях.

Рис. 14.

Спектры распределения РЗЭ в модельном расплаве, равновесном керсутиту, в сравнении с составом пирокластики из конуса Телль-Данун.

Поскольку взрыв представляет собой быстропротекающий физический процесс высокоскоростного расширения, то там происходит значительное выделение энергии, сопровождающееся тепловым воздействием на окружающую среду [Андреев и др., 2004]. Очевидно, это и приводило к оплавлению поверхности мантийных ксенолитов “черной серии”, на что уже обращалось внимание выше. Ксенолиты “зеленой серии” образованы более тугоплавким материалом и поэтому не оплавлялись. Они могли только “окатываться” в процессе многокилометрового подъема за счет столкновений обломков друг с другом, часто приобретая овальную форму нодулей.

В нашем случае газовые пузыри формировались в кипящем расплаве при давлении 9.1–10.5 кбар, т.е. на глубине порядка 30 км (см. выше) и вряд ли могли сохраниться в условиях низких давлений. Скорей всего, они были дегазированы в процессе извержения, после чего они уже были представлены в основном оплавленными пустотами. Дегазация таких газовых включений могла происходить на разных стадиях вулканического процесса. Во-первых, и, по-видимому, главным образом, на стадии зарождения извержения, еще в мантии, при вулканическом взрыве, сопровождавшемся механическим взламыванием пород верхнего охлажденного края мантийного плюма. Именно там находились участки интенсивного флюидозависимого плавления и последующей кристаллизации расплава/флюида “черной серии”. Во-вторых, это могло происходить в процессе транспортировки этих фрагментов к дневной поверхности, в вулканическом канале, и, в-третьих, – при падении ксенолитов вместе с другими продуктами взрыва на поверхность земли, о чем свидетельствуют свежие сколы по спайности мегакристов. В любом случае, в настоящее время это пустоты (“слепки” пузырей некогда содержавшегося в них высокоплотного газа), и газовой фазы в них уже практически не сохранилось за исключением единичных мелких включений.

Природа мантийных флюидов

Согласно современной парадигме, возникновение КИП связано с подъемом мантийных плюмов. Они зарождаются на границе жидкого внешнего железного ядра и мантии за счет проникновения в низы мантии “ядерных” флюидов, обеспечивающих повышенную плавучесть материала мантийных плюмов [Maruyama, 1994; Добрецов и др., 2001; French, Romanowiсz, 2015 и др.]. Иными словами, согласно этой модели, мантийные плюмы, в том числе и обеспечивающий формирование Афро-Аравийской КИП, должны состоять из вещества нижней мантии и “ядерных” флюидов.

По-видимому, к числу таких флюидов нужно в первую очередь отнести два главных типа флюидов – карбонатный и водно-силикатный, которые играют важную роль в эволюции магматических систем, связанных с декомпрессионным плавлением головных частей мантийных плюмов (см. выше). Это подтверждается удивительно устойчивым составом мантийных ксенолитов, равно как и содержащих их умеренно-щелочных базальтов-хозяев типа OIB (базальты океанических островов), которые практически не различаются во всем мире, независимо от того, найдены они на континенте или в океане, в Арктике или Антарктике [Ионов, 1988; McDonough, 2014 и ссылки в этих работах]. Как уже говорилось, эти ксенолиты представлены двумя качественно разными типами вещества: шпинелевыми перидотитами “зеленой серии” и секущими их жилами амфибол- и флогопит-содержащих пород флюидозависимой “черной серии”. Судя по устойчивости таких ассоциаций во всем мире, эти два типа вещества изначально входили в состав мантийных плюмов, характеризуя собой их мантийный матрикс и “ядерную” флюидную составляющую соответственно [Шарков, Богатиков, 2019].

Таким образом, можно сказать, что рассмотренные выше ксенолиты в базальтах являются фрагментами “плюмовой” мантии. В отличие от них, мантийные ксенолиты в кимберлитах, описанные во множестве публикаций (в частности [Доусон, 1983]), не связаны с мантийными плюмами. Они обычно образованы породами разной глубинности и природы, в том числе – алмаз-содержащими гранатовыми ультрамафитами и эклогитами. Все они являются фрагментами древней холодной мантийной литосферы, матрицы, через которую осуществлялся и осуществляется сейчас подъем мантийных плюмов. Иными словами, мантийные ксенолиты в базальтах и кимберлитах качественно различны и представляют собой два главных типа мантийного вещества: молодых мантийных плюмов и древней литосферной мантии соответственно.