Природа распределения изотопов стронция в магматических породах

Изу÷ение содержания радиогенных изотопов в породах позволяет оценить время их образования и состав исходных протолитов. Принято с÷итать, ÷то первона-÷альные вели÷ины этих отношений были одинаковыми в разных ÷астях Земли и равными таковым в хондритовых метеоритах — предполагаемом ее исходном веществе. Вели÷ина на÷ального (метеоритного) отношения изотопов стронция для Земли 87Sr/86Sr принята равной 0.698990, полу÷ив название BABI (basaltic achondritic best initial) [7]. Накопление радиогенных изотопов во времени приводит к росту вели÷ин их отношений к нерадиогенным изотопам. Эволюция вели÷ин этих отношений для предполагаемого перви÷ного однородного мантийного резервуара отражается на графике в виде линии и обозна÷ается как UR (union reservuar) (рис. 1). Процессы фракционирования магм должны приводить к расщеплению единых линий эволюции на отдельные для кумулатов и остато÷ных расплавов. Вследствие более высокой концентрации рубидия в расплаве отношение радиогенного стронция к нерадиогенному в нем должно возрастать больше, ÷ем в кумулатах.

Распределение изотопов стронция в магматических породах древних платформ

В наиболее распространенной в настоящее время гипотезе холодной гомогенной аккреции предполагается образование Земли путем объединения относи- 28

тельно холодных железных и силикатных ÷астиц, ко-ли÷ественное соотношение которых в ходе аккреции существенно не менялось [11]. Перви÷ные магмы при этом должны были возникать путем отделения выплавок в слабо подплавленных преимущественно мантийных породах. Вследствие мантийного происхождения на÷альное отношение изотопов стронция в перви÷ных магмах ÷аще всего должно было быть относительно низким (меньше 0.704, линия UR на рис. 1). Части÷ное плавление обы÷но связывается с разогревом земных недр под влиянием распада радиоактивных элементов. Такой разогрев должен приводить к росту температуры с те÷ением времени. Поэтому возникшие путем ÷асти÷ного плавления кислые магмати÷еские породы и кислая кристалли÷еская кора должны иметь относительно молодой возраст.

Приведенные на рис. 1 соотношения изотопного возраста разнообразных кристалли÷еских пород с вели÷иной 87Sr/86Sr в них о÷ень сильно отли÷аются от соотношений, вытекающих из гипотезы холодной гомогенной аккреции. Êислые магмати÷еские породы и сложенная преимущественно ими кристалли÷е-ская кора являются самыми древними на Земле. Îни на÷али формироваться около 3.8 млрд лет назад. При этом многие из пород имели о÷ень высокие (до 0.716) вели÷ины на÷альных отношений изотопов стронция, ÷то свидетельствует о предшествовавшем длительном периоде существования в их магмах большого коли÷ества рубидия, радиоактивный распад кото-

Ðèñ. 1. Êорреляция геологи÷еского возраста и на÷ального изотопного коэффициента ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в кислых магмати÷е-ских породах (AIR), докембрийских гнейсах (PRCG), континентальных базитах (CB), сиенитах (S), нефелиновых сиенитах (NS), океани÷еских базальтах (OB), карбонатитах (CAR) и кимберлитах (Ê), субдукционных магмати÷еских породах (SB) [1, 2, 7]

Fig. 1. Correlation of age — initial ratio of strontium isotope in acid igneous rocks (AIR), precambrian gneisses (PRCG), continental basic rocks (CB), syenites (S), nepheline syenites (NS), oceanic basalts (OB), carbonatites (CAR), kimberlites (K), subduction rocs (SB) [1, 2, 7]

рого привел к высокому содержанию радиогенного стронция.

Для возникновения кислых выплавок в перви÷-ных мафи÷еских породах необходима о÷ень небольшая (менее 3–4 %) степень их ÷асти÷ного низкобари-÷еского (меньше 0.3 ГПа) плавления [3]. При этом непонятен механизм предполагаемого отделения выплавок в таких породах, поскольку по вязкости они по÷ти не отли÷аются от твердых пород. Êак показали рас÷еты [9], за всю историю Земли такого рода выплавки способны всплыть лишь на расстояние в первые миллиметры. Это подтверждается экспериментами [12], в которых расплавы не отделялись от перидотитов, расплавленных менее ÷ем на 30 %, и автохтонность анатекти-÷еского жильного материала в мигматитах сохранялась при содержании около 40 % [8, 9]. Эти данные не позволяют принять гипотезу образования магм путем ÷а-сти÷ного плавления. В слу÷ае холодной аккреции нашей планеты трудно объяснить и существование на глубине менее 12 км температуры более 700 °С, необходимой для на÷ала плавления перидотитов и базитов. Совершенно не находит объяснения и огромный объем возникшей кислой кристалли÷еской коры, мощность которой в среднем составляет 30–40 км.

Вели÷ина на÷ального изотопного отношения 87Sr/86Sr в субдукционных магмати÷еских породах и карбонатитах достигает 0.7085, в кимберлитах — 0.712, в сиенитах и континентальных базитах — 0.715. Это намного больше, ÷ем в слу÷ае их выплавления из пер-ви÷но однородного мантийного резервуара (< 0,704). Наиболее ÷асто высокое содержание радиогенного стронция в магмати÷еских породах связывают с ассимиляцией магмами пород земной коры, содержащих повышенное коли÷ество такого стронция [7]. Îднако этому предположению противоре÷ит обы÷ное отсутствие геологи÷еских признаков ассимиляции и по÷ти всегда — присутствие в магматитах глубинных вкрапленников. Последние указывают на то, ÷то исходные магмы не были перегретыми и, следовательно, не были способны в существенных коли÷ествах расплавлять и растворять более холодные породы земной коры. Î÷ень низкие скорости диффузии хими÷еских компонентов в расплавах также препятствовали протеканию процессов ассимиляции. Êроме того, кристалли÷еские комплексы земной коры (овал PRCG на рис. 1) ÷аще всего имеют более низкие вели÷ины 87Sr/86Sr (0.701–0.706), ÷ем континентальные базиты и сиениты (до 0.715, овалы CB и S на рис. 1), и, следовательно, не могли обогащать последние радиогенным стронцием за с÷ет ассимиляции коровых пород.

Некоторые исследователи объясняли высокие содержания радиогенного стронция в магмати÷еских породах океанов заимствованием его из морской воды, в которой 87Sr/86Sr в настоящее время равно 0.709 [7]. Îднако богатые радиогенным стронцием породы ÷асто не имеют признаков взаимодействия с морской водой. Êроме того, содержание радиогенного стронция иногда превосходит концентрацию его в морской воде. Поэтому последняя не могла обогащать такие породы этим компонентом. Иногда предполагается, ÷то рубидий и радиогенный стронций привносились в мантию осадо÷ными породами, погружающимися в зонах субдукции. Îднако этому противоре÷ит отсутствие метаморфизованных осадо÷ных пород (высокоглиноземистых, кварцитов, мраморов) среди мантийных ксенолитов.

Áольшое коли÷ество противоре÷ий между реальным распределением изотопов стронция в породах и теорети÷еским распределением, вытекающим из гипотезы холодной гомогенной аккреции Земли, может свидетельствовать об ошибо÷ности этой гипотезы [8]. Îна была выдвинута Î. Ю. Шмидтом [11] из предположения о том, ÷то протопланетный диск возник в результате захвата гравитационным полем Солнца ÷уже-родного межзвездного газово-пылевого облака. Îднако в настоящее время уже полу÷ено большое коли÷ество доказательств иденти÷ности по хими÷ескому составу этого облака с Солнцем, т. е. Солнце и протопла-нетный диск возникли из одного и того же вещества [4]. Рас÷еты показали, ÷то выделение гравитационной энергии при аккреции Земли составило 9000 кал/г. За с÷ет этой энергии Земля могла разогреться более ÷ем на тридцать тыся÷ градусов [5]. Поэтому Î. Ю. Шмидт предполагал, ÷то аккреция продолжалась более миллиарда лет. За такое большое время вещество Земли успевало остывать.

Îднако современные изотопные данные [6] свидетельствуют, ÷то планеты земного типа сформировались менее ÷ем за 10 миллионов лет, и это вполне определенно может говорить об их образовании в ходе горя-÷ей аккреции. Именно на такой вариант планетообра-зования и указывают тренды магмати÷еского фракционирования в мантийных ксенолитах из кимберлитов и в раннедокембрийских кристалли÷еских комплексах. В соответствии с этими трендами происходило уменьшение температуры образования и снижение изотопного возраста упомянутых пород в полном соответствии с последовательностью их формирования. À проекции наиболее древних геотерми÷еских градиентов 29

приходятся на область о÷ень высокой температуры на земной поверхности [8]. Все это еще не оценено большинством исследователей по достоинству, хотя с позиции горя÷ей аккреции могут быть решены многие гене-ти÷еские проблемы современной геологии.

Установлено, ÷то содержания хорошо растворимых в железе сидерофильных элементов (Ni, Co, Cu, Au и др.) и кислорода в мантийных породах в десятки — тыся÷и раз меньше, ÷ем в слу÷ае хими÷еского равновесия их с металли÷еским железом. Это свидетельствует о том, ÷то силикатные и железные ÷астицы никогда не были перемешаны в земных недрах и, следовательно, выпадали раздельно. Такой вывод подтверждается и фактом распространения на Земле Н2Î и СÎ2, а не Н2 и СÎ, как должно было бы быть при хими÷еской реакции металли÷еского железа с веществом мантии [5]. То есть аккреция вещества при образовании Земли была не только горя÷ей, но и гетерогенной, а ядро должно было образоваться раньше мантии в результате быстрого объединения железных ÷астиц в протопланет-ном диске под влиянием магнитных сил, которые были в миллиарды раз большими, ÷ем гравитационные силы [9]. Не исклю÷ено также, ÷то быстрое образование ядра могло зна÷ительно ускорить аккрецию.

В слу÷ае горя÷ей гетерогенной аккреции находят полное объяснение все особенности распределения изотопов стронция в кристалли÷еских породах. Рас÷еты показали [8], ÷то выпадавшее на железное ядро вещество плавилось под влиянием импактного тепловыделения, вследствие ÷его и образовался глобальный магмати÷еский океан. Придонная ÷асть последнего кристаллизовалась и фракционировала из-за уве-ли÷ения давления новообразованных наверху ÷астей. Îтносительно небольшая гравитация со стороны еще некрупной Земли и малая глубина зародившегося маг-мати÷еского океана обеспе÷или длительность фракционирования его придонной ÷асти в условиях низкого давления (менее 0.3 ГПа). По экспериментальным и петрологи÷еским данным [3] можно судить, ÷то в таких условиях реститовые расплавы имели кислый состав. Это и объясняет о÷ень раннее на÷ало образования гранитов (около 3.9 млрд лет), весьма широкое их распространение на Земле и огромный объем кристалли-÷еской коры кислого состава.

Дальнейшая аккреция в условиях роста давления и температуры в со÷етании с уменьшением степени придонной кристаллизации океана магмы привела к образованию большого коли÷ества основных, а затем щело÷но-ультраосновных остато÷ных расплавов. Радиальное распределение последних по плотности обусловило возникновение слоистости в магмати÷еском океане. Вследствие возрастания плотности с глубиной (от 2.3 до 2.8 г/см3) в остывающем после прекращения аккреции слоистом магмати÷еском океане не возникала глобальная конвекция и океан постепенно затвердевал в направлении сверху вниз в результате преимущественно кондуктивных теплопотерь.

Медленное затвердевание и большая мощность (около 250 км) магмати÷еского океана привели к тому, ÷то в период с 4.6 до 3.9 млрд лет земная поверхность была полностью покрыта расплавом и на ней не существовало твердых горных пород. Именно это и объясняет отсутствие на Земле, во-первых, горных пород с возрастом более 4 млрд лет и, во-вторых, следов ме- 30

теоритной бомбардировки, завершившейся, например, на Луне около 3.8 млрд лет. Áогатый рубидием кислый расплав сформировался на ранней стадии аккреции примерно за 700 млн лет до возникновения кислых магмати÷еских пород. За это время зна÷ительная ÷асть β -радиоактивного ⁸⁷Rb успела превратиться в радиогенный стронций, ÷то и объясняет, казалось бы, удивительный факт о÷ень большой вели÷ины ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (до 0.715 и более) во многих самых древних гранитоидах с возрастом > 3 млрд лет (линия AIR на рис. 1).

Примерно до 2 млрд лет происходила кристаллизация кислого слоя магмати÷еского океана с формированием на поверхности затвердевавшего кислого слоя преимущественно ортогнейсовых комплексов и грани-тоидов (рис. 2) в со÷етании с небольшой массой оса-до÷ных пород. В дальнейшем из плагиоклазовых ку-мулатов и остато÷ных расплавов основного по составу слоя магмати÷еского океана сформировались соответственно автономные анортозиты и субщело÷ные и щело÷ные магмати÷еские породы. Êристаллизация пикритового слоя привела к образованию щело÷но-уль-траосновных магматитов и карбонатитов. На÷ало затвердевания придонного пикритового слоя обусловило прекращение инъекций коматиитовых магм в зеленокаменных поясах. Судя по экспериментальным данным [9], высокобари÷еское фракционирование перидотитового слоя в слу÷ае отношения углекислоты во флюиде > 0.6 мольной доли приводило к возникновению кимберлитовых остато÷ных расплавов.

Êристаллизация и фракционирование основного слоя магмати÷еского океана позже кислого объясняют более позднее на÷ало формирования континентальных базитов (около 3.5 млрд лет назад) и сиенитов (3 млрд лет назад) по сравнению с гранитами. Вследствие более глубинного положения пикритового, и особенно перидотитового, слоев возникшие при их фракционировании карбонатитовые и кимберлитовые магмы на÷али внедряться еще позже — соответственно 1.5–

Ðèñ. 2. Схема кристаллизации постаккреционного слоистого магмати÷еского океана и эволюции магматизма на древних платформах. Состав магм: 1 — кислый, 2 — субщело÷ной и щело÷ной, 3 — анортозитовый, 4 — щело÷но-ультраоснов-ной, 5 — карбонатитовый, 6 — кимберлитовый

Fig. 2. Schematic crystallization of the post-accretionary layered magma ocean and evolution of magmatism in ancient platforms. Composition of magmas: 1 — acid, 2 — subalkaline, 3 — anortho-sitic, 4 — alkali-ultrabasic; 5 — carbonatitic, 6 — kimberlitic

0.5 млрд лет. Это согласуется с изотопным возрастом анортозитов, карбонатитов и кимберлитов — в среднем соответственно 1.8 [8], 0.688 и 0.236 млрд лет (рис. 3). Выявляющаяся тенденция не противоре÷ит предположению о хронологи÷ески последовательном опускании уровня затвердевания постаккреционного магмати÷е-ского океана вследствие кондуктивных теплопотерь в направлении снизу вверх.

При длительном фракционировании глубинных слоев магмати÷еского океана происходило зна÷итель-ное накопление в остато÷ных расплавах рубидия, в результате распада радиоактивного изотопа которого возникало повышенное коли÷ество радиогенного стронция. Это объясняет большую вели÷ину коэффициента 87Sr/86Sr в возникавших из остато÷ных расплавов сиенитах (до 0.715), карбонатитах (до 0.708), кимберлитах (до 0.712) и континентальных базитах (до 0.715), намного превышающую вели÷ину 0.701–0.704, характерную для мантии (линия UR на рис. 1).

Природа распределения изотопов стронция в океанических и субдукционных магматических породах

Вследствие быстрого образования под влиянием мощных магнитных сил импактный разогрев ядра был большим, ÷ем разогрев силикатной мантии, осуществляющийся без у÷астия этих сил. Это подтверждается геофизи÷ескими данными о более высокой (на 1000– 3000 Ê) современной температуре ядра по сравнению с мантией [13]. Такой ска÷ок температуры на границе «ядро/мантия» и образование мантийных плюмов лу÷-ше всего трактуется с позиции гипотезы горя÷ей гетерогенной аккреции. Îднако эта гипотеза противоре÷ит предположению о возникновении плюмов на самом раннем этапе эволюции Земли. Неизбежное постепенное укрупнение тел в протопланетном диске приводило к сильному росту импактного тепловыделения в направлении от ранних стадий аккреции мантии к поздним. Рост температуры при этом оценивается разли÷-ными исследователями в 800–3000 °С [9], из ÷его следует о÷ень важный вывод: температура в мантии на ранней стадии эволюции Земли с глубиной уменьшалась, то есть геотерми÷еский градиент тогда был обратным к современному. Таким образом, на ранней стадии развития Земли не могло существовать общемантийной конвекции, не могли возникнуть нижнемантийные плюмы, отсутствовали современные геодинами÷еские обстановки и не формировались океани÷еские базальты.

Лишь позже, в результате прогрева мантии изна-÷ально о÷ень горя÷им ядром, создались условия для возникновения прямого геотерми÷еского градиента и мощной общемантийной конвекции. Резкое возрастание в конце протерозоя интенсивности тектони-÷еских процессов и мощности осадков вполне определенно указывает на то, ÷то общемантийная конвекция на÷алась именно в это время. Подогретое ультраосновное вещество мантии относительно мало отли÷алось по плотности от неподогретого и поэтому могло всплывать только в виде огромных суперплюмов. Вследствие тугоплавкости мантийное вещество подплавлялось под влиянием декомпрессии лишь примерно на 6 %, судя по оценкам содержания расплава в астеносфере. Такое вещество имело огромную вязкость, порядка 1018 Н ∙ c/м2, и поэтому оказывало огромное механи÷еское воздейст-

Ðèñ. 3. Средние зна÷ения изотопного возраста ксенолитов в кимберлитах (линия ВÀ), средняя температура образования при 5 ГПа (Т), среднее содержание магния (MgO). Состав пород и вклю÷ений в алмазах: G — гарцбургитовый, P — перидотитовый нерас÷лененный, L — лерцолитовый, E — эклогитовый, W — верлитовый и вебстеритовый, Ph — фло-гопитсодержащие породы, CAR — карбонатитовый, KIM — кимберлитовый. Числа у то÷ек — коли÷ество использованных определений [8]

Fig. 3. Average isotope ages of different mantle rocks from xenoliths in kimberlites (line BA) and from inclusions in diamonds (line A), average temperature at 5 GPa (line T) and average MgO content in the rocks (line MgO). Compositions of inclusions in diamonds and of the rocks in xenoliths: G — harzburgite, P — peridotite, undifferentiated, L — lherzolite, E — eclogite, W — wehrlite and websterite, Ph — phlogopite-bearing rocks, CAR — carbonatite, KIM — kimberlite. Numerals by points show the number of used determinations. Based on data from [8]

вие на литосферу, приводя к раскалыванию континентов, формированию современных геодинами÷еских обстановок и океанов. Это как раз и является при÷иной на÷ала образования океани÷еских базальтов примерно 1.3 млрд лет назад (овал ÎB на рис. 1).

В наиболее крупных суперплюмах, ответственных за формирование океанов, всплывало преимущественно наиболее подогретое ядром вещество нижней мантии. Последнее по при÷ине образования из ранних высокотемпературных конденсатов протопланетного диска содержало пониженное коли÷ество щело÷ей, ле-ту÷их и легкоплавких хими÷еских компонентов. Этим и объясняется небольшое содержание лету÷их компонентов в океани÷еских базитах и низкие вели÷ины в них 87Sr/86Sr (0.703–0.704, рис. 1).

В период образования ранней мантии падение о÷ень крупных метеоритов приводило к образованию импактных углублений на дне магмати÷еского океана. Заполнявший их преимущественно основной расплав компрессионно затвердевал, так как оказывался ниже дна магмати÷еского океана. В результате происходило образование тел основных пород в среде ультраоснов-ных кумулатов мантии. Таким образом мы объясня- 31

ем появление мантийных эклогитов. Судя по вели÷ине импактных бассейнов на Луне и Меркурии, объем тел основного состава в мантии мог достигать миллионов куби÷еских километров, а их плотность была в среднем на 0.1 г/см3 ниже, ÷ем плотность ультраосновного вещества. Поэтому тела основного состава должны были всплывать после установления в мантии прямого гео-терми÷еского градиента. Всплывание и декомпрессионное переплавление вещества привело к образованию плюмов основных магм, породивших огромные объемы траппов и океани÷еских базальтоидов.

Изу÷ение мезозойских коллизионных гранитоидов Главного батолитового пояса Верхоянской склад÷атой области [10] показало, ÷то их состав аналоги÷ен составу раннедокембрийских гранитогнейсов (рис. 4), обнажающихся на удаленном на сотни километров Àлданском щите. Такую схожесть можно объяснить фрикционнодекомпрессионным плавлением, обусловленным тек-тони÷ескими деформациями, и выдавливанием вверх наиболее легкоплавких пород фундамента этой области тихоокеанской океани÷еской плитой. Такой сценарий подтверждается о÷ень большой вели÷иной на÷ального отношения изотопов стронция в этих гранитоидах, достигающей 0.710–0.715 [10]. Изотопно-геохими÷еские данные свидетельствуют об о÷ень длительном существовании высоких содержаний рубидия в исходных протолитах гранитоидных магм. Поле коллизионных гра-нитоидов немного увели÷ено за с÷ет присутствия в них литий-фтористых лейкогранитов, возникших при вну-трикамерной дифференциации кислых магм. Пример этих коллизионных гранитоидов показывает, ÷то интенсивные тектони÷еские деформации фундамента континентов и прилегающих к нему пород мантии в зонах субдукции способны приводить к образованию магм за с÷ет наиболее легкоплавких пород. Это объя-

20 40     60    100       300     600

SiO2/CaO mas

Рис. 4. Иденти÷ность состава коллизионных гранитоидов Главного батолитового пояса Восто÷ной Якутии с гранитогнейсами Àлданского щита [9, 10]

Fig. 4. Identity of composition of collision granites of Main batholitic belt of East Yakutia with granite-gneisses of Aldan shield [9, 10]

сняет изменение состава субдукционного магматизма в направлении от основного и среднего к кислому и щело÷ному с удалением от океани÷еских областей. Субдукционные магмы формировались путем пере-плавления более древних пород с повышенной концентрацией радиогенного стронция, ÷то и послужило при÷иной зна÷ительно более высоких вели÷ин в них 87Sr/86Sr (до 0.7085, овал SB на рис. 1) по сравнению океани÷ескими базальтами. Время на÷ала образования последних по÷ти совпадает с возрастом океани÷еских базальтоидов и временем образования океанов.

Заключение

Таким образом, полу÷енные данные о горя÷ей гетерогенной аккреции Земли позволяют наилу÷шим образом трактовать историю образования и изотоп-но-геохими÷ескую эволюцию магмати÷еских пород Земли. Главным процессом, обусловившим формирование магм и многообразие хими÷еского состава маг-мати÷еских пород, является фракционирование пер-ви÷ного глобального магмати÷еского океана. В силу в миллионы раз меньшей вязкости расплавов по сравнению со слабоподплавленными породами фракционирование раннего магмати÷еского вещества в истории Земли происходило гораздо быстрее, ÷ем это оценивается с позиций класси÷еской теории образования Земли в результате холодной аккреции.

Статья, подготовлена по плану НИР ИГАБМСО РАН №0381-2019-0003.