Флюидный режим вулканизма. Растворимость летучих компонентов в расплавах. Оценка газовой эмиссии вулканов и отдельных извержений. Оценка состава флюида надсубдукционных зон.

Измерение содержания летучих компонентов непосредственно в расплавных включениях - очень заманчивая идея, но связана с рядом сложностей:

[Lowenstern,1995] собрав данные по летучим в кислых магмах показал, что они могут иметь очень большие концентрации Cl (до 3000 ppm) и F (до 1500 ppm), но при этом низкую серу (<200 ppm). Очень высокие содержания Cl (до 1 % вес.) в расплавных включениях из  щелочных риолитов. При этом, содержание Cl строго коррелирует с Na.

Везувий.

[Raya et al., 2000] замерили содержания воды в расплавных включениях из  средневековых (472-1139 годы) и современных (1631-1944 гг.) лав и шлаков. В силикатных стеклах "средневековых" включений содержание воды в прямой корреляции с содержанием несовместимых редких элементов, что может свидетельствовать о флюидонасыщенности этих расплавов. Современные магмы не показывают такой корелляции.

Содержания S в расплавных включениях Везувия

Время извержения Минерал-хозяин S FeO SiO2 Источник
Historic laÍas Ol, Cpx  0.07–0.34 2.2–9.2 45–55 Vaggelli et al., 1993
1944 K-tefrites  Ol, Cpx, Lc  0.02–0.24 6.2–9.37 46–49 Marianelli et al., 1999
Vulsini, Roman province Ol  0.11–0.25 5.8–7.4 47–51 Kamenetsky et al., 1995
Stromboli, basalts Ol, Px 0.09–0.11 9.1–10.2 52–53 Allard et al., 1994

Флюид надсубдукционных зон. Scambelluri M., Philippot P. "Deep fluids in subduction zones", Lithos 55 2001 213–227

Изучение океанических пород и эклогитизированных офиолитов показывает, что еще до субдукции породы и минералы были достаточно сильно изменены флюидом, который фиксируется в межзерновых порах и флюидных включениях.

Самые ранние реакции дегазации при начальном погружении плиты продуцируют малосоленые, богатые CO2 и CH4 водные флюиды[Kastner et al., 1991]

[Peacock, 1990; Bebout and Barton, 1993] предполагают, что массовая потеря воды субдуцированной плитой происходит на уровне 60-120 км. Отделившись, вода поднимается в вышележащую мантию.

[Philpot, 1993] считает, что большую часть воды плита теряет на более мелком уровне 0-50 км и только 10% воды может вовлекаться в поддуговую мантию в виде богатого силикатами флюида или водного расплава.

Островодужные вулканы предоставляют большое количество аргументов того, что флюид просачивается через мантию, вызывая ее гидратацию, метасоматоз и частичное плавление. Островодужные базальты отличаются от срединно-океанических по геохимии: обеднением в HFSE (высокозарядные элементы) Ti, Zr, Ta, Nb, Hf и обогащением LILE (крупноионными литофильными элементами) K, Sr, Ba. Кроме этого, в островодужных базальтах обычно легкие REE (редкоземельные элементы) преобладают над тяжелыми и наблюдается явное обогащение Pb. Образование таких базальтов объясняется плавлением такой же как в срединно-океанических хребтах мантии, но обогащенной LILE относительно HFSE за счет переуравновешивания этой мантии с "метасоматизирующим агентом" просачивающимся через мантию. 

Schmidt, M.W., Poli, S., 1998. Experimentally based water budgets for dehydrating slabs and consequences for arc magma generation. Earth Planet. Sci. Lett. 163, 361–379.

Модель отделения флюида от субдуцирующей литосферы по [Schmidt&Poli,1998]. Дегидратация перидотита и (в идеализированном случае) вышележащей океанической коры основного состава (показано серым) продолжается до глубины 200 км за счет реакций разложения водосодержащих фаз как в основном так и в ультраосновном компонентах плиты. Незакрашенные стрелки показывают подъем флюида, черные - подъем расплава. Большие потоки изотопно-гомогенного флюида образуются на более мелких уровнях, тогда как небольшие потоки гетерогенного флюида характерны для более глубоких обстановок субдукции[Philppot, 1993]. Обозначения минералов: chl - хлорит, amp - амфибол, Zo - цоизит, cld - хлоритоид, atg - антигорит, A - фаза A, law - лавсонит.

Породы океанической литосферы, погружаясь под островную дугу постепенно высвобождают связанную в минералах воду. По некоторым оценкам [Tatsumi,1989] больше всего выделяется воды при реакциях разложения амфибола на глубине около 70-80 км. При этом, глубина поверхности океанической литосферы под вулканическим фронтом обычно составляет 100-120 км. [Tatsumi,1989] была  предложена модель, по которой водный флюид отделяется от слаба на глубине 70-80 км, поднимается вверх и метасоматизирует вышележащую мантию до амфиболового или хлоритового перидотита. Затем, вследствие конвекции этот участок мантии опускается до глубин 100-120 км, достигает условий солидуса и начинает плавиться.

Часть воды (около 1% вес.) после разложения амфибола переходит в другие водосодержащие минералы (хлоритоид ??, цоизит-клиноцоизит, лавсонит), способных удерживать воду до глубин около 200 км. Антигорит в перидотитах может сохранять до 13% вес. воды даже в условиях эклогитовой фации метаморфизма. Он разлагается на оливин и энстатит при давлениях около 25 кбар и может быть источником воды для известково-щелочного вулканизма. Существует целый ряд водных минералов, описанных в высокобарных метаморфических комплексах  и полученных экспериментально,  которые способны удерживать воду до очень больших глубин.

Физическая природа "метасоматизирующего агента" до сих пор дискутируется и он может быть как водным силикатным расплавом [Green&Ringwood,1968] так и водным флюидом [Tatsumi et al.,1986]. Современные эксперименты и расчеты показывают, что при высоких давлениях и температурах водные растворы способны растворять настолько много силикатного вещества, что сами становятся расплавоподобными [Massonne, 1992]. 

Примерные содержания редких элементов в "метасоматизирующем агенте", отделяющемся от субдуцирующей плиты. Концентрации нормированы к NMORB (нормальным базальтам срединно-океанических хребтов) [по Wilson,1989]. M&G - флюидный компонент по [McCulloch&Gamble,1991]. S&N - обогащенный редкими элементами водный компонент (расплав) в Марианском задуговом бассейне по [Stolper&Newman, 1994]. Количественные оценки [Stolper&Newman, 1994] показывают, что метасоматизирующий агент обогащен Ba, Pb  и может быть причиной вариаций Th,U,Nb,Ta,Sr.  Отличие расплава от флюида может быть в том, что расплав должен быть богаче по Nb, Ta, U, Th, чем водный флюид.  Диаграмма взята из [Scambelluri&Philippot, 2001].

Соединения серы должны играть значительную роль во флюидном балансе надсубдукционных зон. Зафиксировать количество серы в расплаве и во флюиде достаточно сложно, так как сера может менять валентность, образуя соединения с сильно различающимся поведением. Сульфидная сера слабо растворима в силикатных расплавах, но образует глобули сульфидных расплавов, которые часто фиксируются в расплавных и даже во флюидных включениях. Сульфатная сера преимущественно стремится перераспределиться во флюид. Преимущественная форма серы зависит от окислительно-восстановительной обстановки. Экспериментальные работы показали, что при остановке ниже QFM 1 основная форма серы S2-, а при более окисленной - S4 (SO32-).

Включения в эклогитах как источник информации о флюиде надсубдукционных зон.

Многочисленные флюидные включения обычно формируют кластеры в ядрах порфиробластов эклогитов. Также, первичные включения наблюдаются в минеральных включениях (например, кварц) внутри высокобарных минералов. Эти включения обычно интерпретируются либо как эксолюционные, выделившиеся при замещении  флюидсодержащего минерала безводным, либо как флюид, отделявшийся от пород на ранней стадии потери летучих во время прогрессивного метаморфизма.

Например, в коэсит-содержащих породах комплекса Дора-Майра (Западные Альпы) при формировании высокобарного парагенезиса протекает реакция: Кианит Тальк = Коэсит Пироп флюид. Первичные флюидные включения в реликтовом кианите отражают стадию кристаллизации коэсита и пиропа и содержат малосоленый флюид с жидкой H2O и пузырьком CO2 [Philppot et al.,1995].

Флюиды, относящиеся к ранней стадии эклогитизации часто фиксируются в зернах омфацита. Обычно это трубообразные включения вытянутые вдоль кристаллографического направления в омфаците. Эти включения существенно водные с различным содержанием хлоридов. В целом соленость невелика, но были найдены включения и соленостью 17-21% (Monviso, Альпы) и 32-45% (Rocciavre, Альпы) NaCl эквивалента. [Nadeau et al., 1993] показали, что изотопный состав водорода во включениях Monviso сходен с хлоритом и амфиболом океанических габбро. Это является аргументом в пользу того, что зафиксированный флюид отражает стадию дегидратации, но с другой стороны, водород очень мобилен и  водородная изотопная система легко может переуравновешиваться с внешним флюидом.

Вариации состава первичных флюидных включений в породообразующих минералах эклогитов и в омфацитовых жилах. г.Эмилиус (Западные Альпы) [Scambelluri et al.,1998]. Первичные флюидные  включения в минералах массивных пород имеют соленость 10-25 % NaCl экв., тогда как минералы жил 25-50%. Такое изменение солености от флюида в породах до флюида в жилах может отражать уменьшение доли воды во флюиде в ходе гидратации (в условиях эклогитовой фации) существовавших ранее гранулитов, а также увеличение в 2-5 раз содержания хлоридов в остаточном флюиде, циркулировавшем в жилах.

В эклогитах Зап. Норвегии кварц заключенный в кристаллы граната содержит ранние водные растворы с малой соленостью и CO2-N2. Во времени ранние H2O-N2 включения сменяются CO2-N2 безводным флюидом, относящимся судя по всему к продвинутым стадиям метаморфизма [Andersen et al.,1993].

[Swensen et al., 1999] обнаружили высокосоленые флюидные включения в омфаците из норвежских эклогитов с многочисленными дочерними фазами (до 18 фаз), некоторые из которых были Pb-содержащие. Это может свидетельствовать о фракционировании элементов при гидратации вмещающих пород.

 

Включения в высокобарных жилах как правило содержат жидкость газгалитсильвин и относятся к водным рассолам с содержанием солей до 50 % вес. Часто эти включения содержат дополнительные дочерние фазы со значительным содержвнием главных и редких элементов. Например, во включениях Альпийских высокобарных жил фиксировались следующие ассоциации дочерних фаз:

Некоторые из этих фаз могли образоваться за счет взаимодействия флюидного включения с минералом-хозяином, но в любом случае их состав комбинирует набор элементов во флюиде и в минерале-хозяине.

С одной стороны, водные минералы эклогитов показывают, что во флюиде должна быть много воды, а с другой, вода фиксируется только в редких включениях, соответствующих стадиям дегазации (например, переход амфиболит->эклогит). В целом, распространены безводные CO2-N2 включения и включения рассолов, в которых содержание H2O меньше ожидаемого. 

[Scambelluri&Philippot, 2001] и [Andersen,1993] предполагают, что состав флюида смещается за счет взаимодействия с минералами вмещающих пород и расплавом, который мог просачиваться по этой зоне. Эти авторы считают, что первоначально CO2-N2-содержащий водный раствор (впервые зафиксированный в эклогитах Зап.Норвегии [Andersen et al.,1991]) терял воду за счет образования амфибола, цоизита и слюды. Кроме этого, вода перераспределялась в расплав, существовавший в этой зоне. Кроме этого, они предполагают, что CO2 добавляется из вскрывшихся включений в минералах, которые образовались ранее в условиях гранулитовой фации, а азот содержащийся из богатых аммонием минералов при этих условиях переходит во флюид.

[Sharp et al.,1993] показал, что пироп коэсит (700-750 С и P>30 кбар) не могут существовать в условиях высокой активности воды во флюиде. По их оценкам требуется только 0.4-0.7 Xh2o во флюиде.

[Philppot et al.,1995] считают, что происходит перераспределение компонентов между водным расплавом, (а) водным флюидом богатым Na, Ca, Mn, Cu, Zn, Cl и (б) остаточным, обогащенным Mg водно-карбонатном флюидом.

Давление, определяемое по флюидным включениям в эклогитах, существенно меньше давлений фиксируемых по минеральным равновесиям. При подъеме к поверхности, флюидные включения переуравновешиваются с внешними условиями или декрепитируют. У мелких включений больше шансов сохранить изначально высокое давление. [Klemd et al., 1992] показали, что в пара-эклогитах гнейсового комплекса Munchberg включения размером <8 мкм сохраняют высокие давления эклогитовой фации, тогда как более крупные включения показывают гораздо более низкие давления (амфиболитовой фации). Однако определение давления по маленьким флюидным включениям затруднено, так как 1) очень сложно в мелких включениях определить объемные соотношения фаз (особенно неправильной формы) 2) очень мало данных по изохорам флюида сложного состава (силикат-соль-летучий).

[Manning,1996,1998] показал, что в водном флюиде (6% NaCl экв.) равновесном с породой основного состава при 400-600 С и 10-12 кбар резко повышается растворимость SiO2 (около 2%).

[Massonne,1992] определил, что при 550 С и 20 кбар во флюиде может растворяться до 50 % силикатного вещества (в эксперименте было 2 слюды, кпш и кварц). [Ryabchikov, 1993] получил сходную растворимость силикатов для флюида в равновесии с лерцолитом для 150 км ?? глубины.

На распределение HFSE может влиять рутил, который является обычным титан-содержащим минералом эклогитов. С одной стороны, он является концентратором HFSE (D (рутил/флюид)  Nb-147, Ta-147, Hf-94, Zr-206 [Brenan et al.,1994]), а сдругой стороны, практически не растворяется во флюиде при этих условиях [Ayers&Watson,1993]. Находки рутила, ильменита, Ti-клиногумита  как дочерних кристаллов во флюидных включениях  свидетельствуют о том, что все-таки существуют условия в пределах эклогитовой фации при которых Ti (и другие HFSE) становятся мобильными.

[Brenan et al., 1995] показали, что добавление в систему NaCl ведет к уменьшению Kd REE минерал/флюид, т.е. увеличивает содержание REE во флюиде.

[Perfit et al., 1980] показали, что островодужные магмы содержат на порядок больше хлора (460-2000 ppm), чем магмы срединно-океанических хребтов (N-MORB 40 ppm и E-MORB 80-234) и внутриплитных базальтов (150-250 ppm). Обилие включений с высокой соленостью показывает, что именно флюид из эклогитов является источником хлора.

[Philppot et al.,1998] сравнил данные по флюидным включениям и по изотопии кислорода для офиолитовых пород с их эклогитизированными аналогами. Породы верхних слоев океанической литосферы подверглись сложному низкотемпературному изменению и имеют очень высокие дельта O18 [Gregory&Taylor,1981]. С другой стороны, глубинные океанические габбро обеднены дельта O18 за счет высокотемпературного изменения связанного с высокосолевым флюидом и образованием Cl-амфиболов. На рис. показана дельта O18 (по породам и в омфаците) от солености включений. Океанические породв взяты из СОХ (разломная зона Кане и скважины 504B, 735B) и из офиолитов Троодоса. Высокобарные породы (незакрашенные прямоугольники) из пород Францисканского комплекса, Сев. Америка (FC), Сифнос, Греция (S), Монвизо и Роккиявре, Зап.Альпы (MV и R).

Эта диаграмма показывает, что вовлечение в субдукционный процесс не изменяет значительно концентрации Cl и изотопию кислорода, сохранившиеся от первичного изменения.