Origin of the Earth’s first felsic material: a hydrogen perspective?

Full Text

«Единственное, что нам надежно известно – это то, что (в Гадейской Земле) образовался и каким-то образом сохранился минерал циркон (ZrSiO₄).» (Harrison, 2009).

ВВЕДЕНИЕ

Самым древним сохранившимся веществом Земли являются детритовые зерна циркона из метаконгломератов Джек Хиллс, Западная Австралия (Compston, Pigeon, 1986; Harrison, 2009), возраст которых составляет 4.4–4.1 млрд лет. Данные по изотопному составу и содержанию редких элементов в этих цирконах отчетливо указывают на их кристаллизацию из расплавов среднего–кислого состава (intermediate-felsic melts) (Harrison, 2009; Burhman, Berry, 2017). Происхождение этих расплавов – их источники и процессы, приведшие к их образованию, широко обсуждаются уже более 20 лет (Amelin et al., 1999; Harrison, 2009; Burhman, Berry, 2017; Carlson et al., 2019; Borisova et al., 2021; Laurent et al., 2022). Предложенные в этих (и многих других) работах геодинамические (и, соответственно, физико-химические) режимы плавления сильно различаются – от близких к современным субдукционным обстановкам (например, Borisova et al., 2021) до тектоники устойчивой крышки (stagnant lid tectonics; Amelin et al., 1999; Burhman, Berry, 2017; Laurent et al., 2022). Однако все они схожи в том, что кристаллизация циркона происходила из богатых кремнеземом водосодержащих расплавов, причем источником воды служила гипотетическая более ранняя гидратированная океаническая (серпентиниты) (Borisova et al., 2021) или континентальная (Carlson et al., 2019) кора. Если для раннеархейских (≤4 млрд лет) пород серии TTG (тоналит-трондьемит-гранодиорит) такое предположение может быть оправданным, то наличие свободной воды на поверхности в Гадее только через 120–150 млн лет после начала аккреции представляется сомнительным, особенно в связи с принятой в современной геологической литературе концепцией существования на ранней стадии формирования планеты магматического океана с температурой на поверхности выше 2000 К (Elkins–Tanton, 2012; Кузьмин и др., 2021).

Многочисленные современные данные указывают на то, что аккреция каменных планет земного типа, по крайней мере, на ранних стадиях, могла происходить в окружении мощной небулярной атмосферы (например, Маракушев, 1992; Olson, Sharp, 2019; Kite et al., 2019 и ссылки там), состоящей почти на 90% из водорода. В наших предыдущих работах при экспериментальном исследовании особенностей взаимодействия водорода с природными базальтовыми расплавами (Persikov et al., 2019, 2020) был обнаружен существенный сдвиг состава остаточных расплавов в сторону обогащения кремнеземом и водой вследствие выделения самородного железа. В настоящей статье приведены результаты дополнительных экспериментов по плавлению пород под давлением H₂. Новые эксперименты с модельным веществом, соответствующим современным представлениям о составе силикатной Земли, были необходимы, чтобы показать, что эти эффекты – выделение металлического Fe и образование водосодержащих расплавов с повышенным содержанием кремнезема – сохраняются. Также важно было провести опыты с исходными составами, не содержащими Fe₂O₃, присутствие которого в предыдущих экспериментах могло несколько повлиять на полученные ранее результаты. В свете экспериментальных данных рассматривается новый механизм формирования первого сиалического вещества планеты.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ И АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Техника и процедура экспериментов. Эксперименты проведены с использованием оригинального сосуда высокого газового давления с внутренним нагревом (IHPV). Сосуд включает систему сжатия газа (Ar), создающего давление. Внутри этого сосуда установлен молибденовый реактор, оснащенный независимой системой напуска водорода, с помещенной в нем молибденовой ампулой с исходным веществом, что обеспечивает проведение достаточно длительных экспериментов при высоких температурах и давлениях водорода. Детали конструкции установки и процедуры напуска водорода в реактор описаны в (Persikov et al., 2020).

В начале эксперимента давление аргона в сосуде и, соответственно, водорода в реакторе поднимали в течение одного часа до необходимого значения (100 МПа). Далее поднимали температуру опыта до 1300^оС. Погрешность измерения температуры составляла ±5^оС, давления – ±1 МПа. При указанных параметрах образцы выдерживались в автоматическом режиме в течение необходимого времени опытов, после чего осуществлялась изобарическая закалка при выключенном внутреннем нагревателе установки. Высокая скорость закалки (~300^оС/мин) обеспечивала получение стекол (закаленных расплавов) в продуктах опытов. После закалки устройство извлекалось из сосуда, и Мо-ампула с образцом извлекалась из молибденового реактора для последующего анализа фаз, образовавшихся во время опыта.

Исходные вещества. В качестве исходных веществ использовали синтетические стекла, приготовленные из смесей, предварительно тщательно просушенных в муфельной печи при 180^оС карбонатов щелочных металлов и оксидов остальных элементов. Состав смесей соответствовал упрощенному модельному энстатитовому хондриту, ЕСН (Javoy et al., 2010), и модельному базальтовому коматииту, ВК (№ 5 в Tabl. 2 из Guo et al., 2020).

Состав ЕСН отвечает принятому в современной геохимической литературе составу первичной силикатной Земли (Javoy et al., 2010; Dauphas, 2017). Состав ВК выбран как аналог наиболее древних магматических пород, дифференциация которых потенциально могла бы привести к образованию первого сиалического вещества.

Стекла наплавлялись в высокотемпературной вертикальной трубчатой печи Nabertherm RHTV 1700 (ГЕОХИ РАН) при Т = 1550^оС в восстановительной атмосфере, создаваемой газовой смесью H₂-CO₂ с летучестью кислорода fO₂ ≈ 10^–9 бар. Гомогенные стекла, полученные при этом значении fO₂, практически не содержат трехвалентного железа (Borisov et al., 2018) (табл. 1).

Аналитические методы. Химический состав исходных и полученных в опытах стекол (закаленных расплавов) и металлической фазы определяли с помощью цифрового электронного рентгеновского микроскопа CamScan MV2300 (VEGA TS 5130 MM), с приставкой для энергодисперсионного микроанализа INCA Energy 450 и WDS Oxford INCA Wave 700 (ИЭМ РАН, Черноголовка). Анализы проводились при ускоряющем напряжении 20 кВ с током пучка до 400 нA и времени набора спектров 50–100 с. Были использованы следующие стандарты: кварц для Si и О, альбит для Na, микроклин для K, волластонит для Cа, корунд для Al, чистое железо для Fe, периклаз для Mg. Для пересчета данных микрозондового анализа использовали программы: INCA Energy 200 и ее модифицированную версию. Содержание воды, образовавшейся в закаленных образцах в ходе опытов (табл. 1), определяли методом титрования по Карлу Фишеру с использованием прибора KFT AQUA 40.00.

РЕЗУЛЬТАТЫ ОПЫТОВ

Составы исходных стекол и продуктов опытов приведены в табл. 1.

 

Таблица 1. Состав расплавов и фазовый состав (мас. %) в опытах и расчетах фракционной кристаллизации по программе pMELTS (Ghiorso et al., 2002)

Компоненты	ВК			ECH
	Исходное стекло	*	**	Исходное стекло	*	**
SiO2	53.6	55.2	67.4	46.8	51.7	77.9
Al2O3	12.2	12.6	5.4	5.3	5.7	10.5
FeO	11.8	8.3	3.9	32.2	24.6	2
MgO	10.3	10.9	0.1	12.6	14.2	0
CaO	9.1	9.4	18.6	0.7	0.8	0.2
Na2O	2.7	2.8	1.8	1.9	2.2	2.5
K2O	0.3	0.3	0.6	0.5	0.6	2.8
H2O	–	0.6	2.2	–	0.3	4.1
melt		100	28		100	12
Ol			29			59.3
Amp			0.8			–
Pl			39.6			20
Qz			2.6			8.7

*Состав стекла в опыте при 1300^оС/100 МПа; **расчет при 800^оС. melt – расплав.

 

В опытах, независимо от состава исходных веществ, образовывалась металлическая фаза, состоящая практически из чистого железа, и стекло – закаленный расплав (рис. 1а, 1б). В продуктах опыта ЕСН помимо стекла основного состава и металла в большом количестве присутствовали зерна оливина, который, судя по отчетливой структуре типа спинифекс (рис. 1а), является закалочной фазой при Р–Т параметрах опыта. В табл. 1 для этого опыта приведен состав стекла, полученный усреднением при сканировании по площади 300 × 300 мкм пяти участков образца.

 

Рис. 1. Изображения в обратно рассеянных электронах (BSE) продуктов опытов ЕСН (а) и ВК (б). Светлые выделения амебовидной и округлой формы – металлическое железо, темное – стекло. Обратите внимание на многочисленные закалочные зерна оливина на (а), где фиолетовые прямоугольники – области сканирования (см. текст). Масштаб на (а) и (б) одинаковый.

 

Металлическая фаза выделяется в виде мелких округлых и амебовидных зерен, формируя структуру, похожую на эмульсию (как бы указывающую на ликвацию). Образование такой структуры было описано нами ранее (Persikov et al., 2019), а также наблюдалось А.А. Борисовым (Борисов, 2021) в опытах по определению растворимости Fe в расплавах диопсид-анортитового состава в восстановительных условиях, задаваемых смесью газов СО-CO₂. При этом температура опытов и в нашей работе, и в (Persikov et al., 2019, 2020; Борисов, 2021) была на 150–200^оС ниже температуры плавления чистого железа. Анализ относительно крупных (25–30 мкм) зерен металла показал, что в нем содержится небольшое, но заметное количество кремния (0.017–0.023 мас. %), в 1.5–2 раза превышающее предел обнаружения, а также около 0.2 мас. % кислорода. Очевидно, что это количество примесей так же, как и очень низкое при параметрах опытов содержание H₂ (Sugimoto, Fukai, 1992), не могли существенно понизить температуру плавления Fe, которая при 100 МПа близка к 1550^оС (Kubaschewski, 1982).

Для последующего обсуждения важно отметить, что состав расплавов, образовавшихся в опытах, существенно смещается от состава исходных стекол в сторону обогащения всеми оксидами за исключением FeO, в первую очередь кремнеземом. Это, очевидно, связано с образованием самородного железа. Кроме того, в новообразованных расплавах в заметных количествах присутствует вода. В отличие от результатов работы (Persikov et al., 2019), в которой в качестве исходного вещества использовался природный базальт со значительным содержанием Fe₂O₃, количество воды, образовавшейся в расплавах в наших опытах, примерно на 20–30 отн. % ниже (табл. 1). Относительная доля железа, выделившегося в металлическую фазу, также заметно меньше, что, очевидно, связано с присутствием Fe₂O₃ в экспериментах (Persikov et al., 2019).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Буферирование H₂-H₂O и оценки летучести кислорода. Сравнение содержания FeО в стеклах (закаленных расплавах) продуктов опытов с исходными составами показывает, что, несмотря на высокий восстановительный потенциал системы силикатный расплав–H₂, не происходит полное восстановление оксида железа из расплавов. Прекращение окислительно-восстановительных реакций обусловлено образованием H₂O в изначально сухих расплавах в соответствии со схематической реакцией:

${\text{Fe}}_{\text{2}}{{\text{SiO}}_{\text{4}}}^{\text{m}}+{{\text{2H}}_{\text{2}}}^{\text{g}}={\text{2Fe}}^{\text{s/m}}+{{\text{SiO}}_{\text{2}}}^{\text{m}}+{\text{2H}}_{\text{2}}{\text{O}}^{\text{m/g}}$,                                                        (1)

где надстрочные индексы m, s и g обозначают соответственно частицы в силикатном расплаве, твердой и газовой (флюидной) фазах.

Вода, образующаяся по реакции (1), растворяется в силикатном расплаве, а также в небольшом количестве переходит во флюид (Persikov et al., 2019, 2020). Количество H₂O в H₂-H₂O флюиде можно оценить по модели (Papale et al., 2006), исходя из измеренного в опытах содержания H₂O в расплавах и их состава в отношении главных оксидов, поскольку при Р–Т параметрах опытов свойства смешения флюидов H₂O-H₂ и H₂O-CO₂ близки между собой (Aranovich, 2013). Эти оценки приведены в табл. 1, они соответствуют ХH₂O = 0.1 для опыта ВК 2163 и ХH₂O = 0.07 для опыта ЕСН 2174. Зная состав флюидной фазы, можно рассчитать летучесть кислорода в опытах из условий равновесия реакции разложения H₂O:

$H_2+\raisebox{1ex}{${\displaystyle 1}$}\!\left/ \!\raisebox{-1ex}{$2O_2$}\right.=H_{2}O$,                                                                                                  (2)

$\raisebox{1ex}{$f\left(H_{2}O\right)$}\!\left/ \!\raisebox{-1ex}{$/\left(\left(f(H_2\right){\left(f{O}_2\right)}^{0.5})\right)$}\right.=\exp \left(\raisebox{1ex}{$-\Delta G^0\left(2\right)$}\!\left/ \!\raisebox{-1ex}{$RT$}\right.\right)$,                                                  (3)

В выражении (3) f(i) – летучесть i-й частицы во флюиде, ΔG^o(2) – стандартная свободная энергия Гиббса реакции (2) при фиксированной температуре Т (К), R – газовая постоянная, 8.314 Дж/K/моль.

Решение уравнения (3) относительно fO₂ при Т = 1573.15 К, Р = 100 МПа с учетом ΔG^o(1573.15) = = −160380 Дж (Barin 1995), ХH₂O + ХH₂ = 1 и f(i) по (Aranovich, 2013) приводит к log fO₂ = −12.57 для оп. ВК 2163 и log fO₂ = −12.84 для оп. ЕСН 2174.

Для оценки летучести кислорода в опытах можно также использовать метод, предложенный в работе (Арискин и др., 1992), где на основе экспериментальных данных выведено уравнение, позволяющее рассчитывать значения fO₂ для железосодержащих силикатных расплавов, равновесных с металлическим железом, при известных составе расплава и P–T параметрах. Расчет по этому уравнению дал следующие значения log fO₂: −12.24 для опыта ECH и −12.54 для опыта BK.

 

Рис. 2. Летучесть кислорода в опытах по взаимодействию водорода с силикатными расплавами (квадраты с отрезками погрешностей; значения при 1173, 1273 и 1373 К – из работ (Persikov et al., 2019; Persikov et al., 2020), при 1573 К настоящая работа). Сплошная кривая соответствует буферу Fe-FeO (IW) по (O’Neill, Pownceby, 1993), пунктир – температурный тренд по экспериментальным данным.

 

Хотя уравнение (Арискин и др., 1992) выведено для атмосферного давления, оценки fO₂, выполненные двумя независимыми способами, хорошо согласуются между собой (рис. 2), что указывает на слабую зависимость от давления реакции (4) (см. ниже), по крайней мере, в интервале от 0.1 до 100 МПа. На рис. 2 показаны также оценки fO₂ по данным из работ (Persikov et al., 2019, 2020). Видно, что все они образуют на диаграмме logfO₂–Т (К) отчетливый тренд, практически параллельный кривой буфера Fe-FeO (IW) по (O’Neill, Pownceby, 1993) и смещенный относительно нее вниз примерно на 2 лог. ед. Этот тренд показывает, что при постоянном давлении H₂ главным фактором, определяющем летучесть кислорода в равновесиях основной силикатный расплав–металлическое железо, является температура, а небольшие вариации активностей Fe₂SiO₄ и SiO₂ в расплавах оказывают незначительное влияние. Очень близкие оценки logfO₂= IW−2.06 были недавно получены в (Young et al., 2023) на основе термодинамических расчетов равновесий в системе магматический океан–металлическое ядро Земли под воздействием первичной водородной атмосферы.

Дифференциация силикатных расплавов. В отличие от наиболее принятых в геологической литературе схем выделения металлического железа при высоком давлении (Frost, McCammon, 2008; Hirshmann, 2022):

 ${\text{FeO}}^{\text{m}}={\text{Fe}}^{\text{s/m}}+\raisebox{1ex}{${\displaystyle \text{1}}$}\!\left/ \!\raisebox{-1ex}{$2O_2$}\right.$,                                                                                     (4)

 $3{\text{FeO}}^{\text{s/m}}={\text{Fe}}_{\text{2}}{\text{O}}_3+{\text{Fe}}^{\text{s/m}}$,                                                                                (5)

при выделении металлического ядра под воздействием водорода по реакции (1) в силикатном расплаве образуется значительное количество H₂O, что, наряду с увеличением содержания SiO₂ и других литофильных оксидов, кардинально меняет возможность его дифференциации.

Мы провели расчет изобарической (Р = 100 МПа) фракционной кристаллизации расплавов с исходными составами, соответствующими полученным в опытах, моделирующих выделение железа под давлением H₂ при 1300^оС (табл. 1), в температурном диапазоне от 1300 до 800^оС. В расчетах использовался программный пакет pMELTS (версия 5.6.1; Ghiorso et al., 2002).

 

Рис. 3. Эволюция состава расплава (a, б) и фазового состава (в, г) расплавов базальтового коматиита (ВК) и энстатитового хондрита (ЕСН). Начальные составы при Т = 1300оС соответствуют полученным в опытах при РH₂ = 100 МПа. Расчет по программе pMELTS (Ghiorso et al., 2002). Аббревиатура минералов на (в), (г) по (Warr, 2021).

 

Результаты расчета приведены на рис. 3. Для обоих исходных составов по мере снижения температуры фракционная кристаллизация приводит к существенному обогащению остаточных расплавов кремнеземом. Поведение других литофильных оксидов заметно различается: в расплавах, производных от ЕСН, концентрация всех этих оксидов плавно увеличивается (рис. 3б), а при кристаллизации исходного состава ВК ниже 1150^оС в расплаве начинает снижаться содержание Al₂O₃, а СаО возрастает заметно больше, чем для ЕСН (рис. 3а). При 800^оС расчетный состав исходно более богатого SiO₂ коматиита оказался близким к гранодиориту, тогда как расчет для исходного энстатитового хондрита соответствует граниту (табл. 1). Фазовый состав кумулатов также несколько отличен (рис. 3в, 3г): для обоих исходных расплавов он соответствует троктолиту, но в ВК при Т < 850^оС кристаллизуется небольшое количество амфибола.

Расчет полной кристаллизации остаточных расплавов провели по программе THERIAK-DOMINO (De Capitani, Petrakakis, 2010) с термодинамической базой данных (Holland, Powell, 2011) (обновление dt62-nov30; http://dtinkham.net/peq.html), поскольку она включает важные для гранитоидных систем слюды, пока отсутствующие в программах MELTS. Минеральный состав продуктов полной кристаллизации приведен в табл. 2. Состав, соответствующий остаточному расплаву ЕСН, кристаллизуется в кварц-двуполевошпатовый гранит с небольшой примесью биотита и мусковита, а ВК – в гранодиорит, состоящий из двух полевых шпатов, клинопироксена и кварца с небольшой примесью черной слюды.

Кристаллизация циркона. Минеральный состав продуктов полной кристаллизации остаточного расплава, соответствующего дифференциации ЕСН, хорошо согласуется с составом включений в наиболее древних зернах циркона, изученных в (Bell et al., 2015). Мы использовали состав этого расплава для оценки возможности кристаллизации из него циркона (Zrn). Исходная концентрация Zr в примитивной мантии по оценке (Palme, O’Neill, 2014) составляет 10.3 г/т. При 800^оС доля расплава составляет 12 мас. % (табл. 1), т. е. в нем максимально (если предположить полностью несовместимое поведение Zr в кумулатах) может накопиться 86 г/т Zr. В соответствии с уравнением растворимости Zrn в силикатных расплавах (Borisov, Aranovich, 2019), этой концентрации Zr недостаточно для начала его кристаллизации (рис. 4).

 

Рис. 4. Расчетные кривые температурной зависимости насыщения расплавов цирконом по (Borisov, Aranovich, 2019) и изменения содержания Zr в расплаве. Точки пересечения кривых характеризуют температуру начала кристаллизации циркона (пояснения см. в тексте).

 

При дальнейшем снижении температуры Zr накапливается в расплаве, и концентрация насыщения цирконом достигается около 750^оС, когда общая доля расплава снижается на 45 отн. %. Если учесть возможность вхождения Zr в плагиоклаз (около 3 г/т) и биотит (около 0.7 г/т) (Bea et al., 2006), температура начала кристаллизации циркона незначительно понизится до 735^оС (рис. 4). Оба эти значения температуры существенно выше средней ее оценки (~680^оС), полученной в (Harrison, 2009, 2020) на основе содержания Ti в Zrn. Однако оценка температуры в (Harrison, 2009, 2020) вполне могла быть занижена на 50–60^оС, вследствие принятого в этих расчетах допущения о насыщенности расплавов, из которых кристаллизовался Zrn, TiO₂ (т. е. а_TiO₂ = 1), что далеко не всегда справедливо для кислых расплавов (Borisov, Aranovich, 2020). Тем не менее наши результаты в целом согласуются с результатами оценки температуры кристаллизации наиболее древних зерен Zrn 720–780^оС, приведенными в (Bell et al., 2015).

 

Таблица 2. Состав расплавов и фазовый состав (мас. %) в расчетах кристаллизации по программе THERIAK-DOMINO (De Capitani, Petrakakis, 2010)

Компоненты	ВК			ЕСН
	800оС	750оС	550оС	800оС	750оС	550оС
SiO2	67.4	66.7		77.9	74.1
Al2O3	5.4	4.5		10.5	12.6
CaO	3.9	4.0		2.0	0.1
MgO	0.1	12.9		0.0	0.0
FeO	18.6	2.2		0.2	1.5
Na2O	1.8	5.3		2.5	3.5
K2O	0.6	0.9		2.8	4.4
H2O	2.2	3.4		4.1	3.8
melt	100	21	0	100	64	0
Cord*					4.9
Pl		26	21		4.1	26
Kfs			3			5
Mu			-			9
Bt			3			6
Qz		29	33		27	54
Amp			27
Cpx		24	13

 

Следует отметить, что при 735–750^оС мусковит отсутствует в субликвидусной ассоциации (табл. 2). Его появление во включениях в цирконах Джэк Хиллс, скорее всего, связано с низкотемпературной раскристаллизацией включений кислого водосодержащего материнского расплава, захваченного цирконом-хозяином, что подтверждают результаты расчета, приведенные в табл. 2.

Предлагаемая модель образования первого гранитоидного вещества предполагает формирование в Гадее (не позднее 4.4 млрд лет назад), наряду с жидким металлическим ядром, достаточно мощной, не менее 7–8 км, протокоры основного–ультраосновного состава. Схема ранней эволюции планеты показана на рис. 5.

 

Рис. 5. Схема планетарной эволюции, иллюстрирующая выделение металла из магматического океана под воздействием водорода атмосферы (а) и кристаллизацию циркона (крап в виде ромбов см. (б)) в поздних дериватах магмы, внедрившейся в протокору Земли (б). Подстрочные индексы на (а): (g) – частицы газов в атмосфере, (diss) – частицы летучих, растворенные в магматическом океане.

 

На самых ранних этапах Земля окружена мощной, преимущественно водородной атмосферой. Вследствие взаимодействия с силикатным веществом магматического океана в ней образуется небольшое количество водяного пара (Olson, Sharp, 2019; Kite et al., 2020), а в магматическом океане происходит выделение металлического железа и начинается формирование ядра (рис. 5а). Длительность существования небулярной атмосферы составляет, по разным оценкам, от 10 до 60 млн лет (Olson, Sharp, 2019 и ссылки там). Ее эрозия сопровождается остыванием планеты и формированием протокоры, внедрение в которую обогащенных кремнеземом, другими литофильными оксидами и водой расплавов и их последующая дифференциация приводит к появлению первого гранитоидного вещества, из которого кристаллизуется циркон (рис. 5б).

Схема, иллюстрирующая взаимодействие ювенильной водородной атмосферы с магматическим океаном (рис. 5а), близка к схеме, показанной в работе (Young et al., 2023, Fig. 3, stage 3). Однако есть и существенные различия: схема на рис. 5а предполагает взаимодействие силикатного расплава с H₂ и, соответственно, выделение металла и образование H₂O в расплаве (реакция 1), преимущественно на границе раздела с ювенильной атмосферой, т. е. при сравнительно невысоком (хотя и не поддающемся пока строгой оценке) давлении, тогда как в (Young et al., 2023) образование растворенной в расплаве воды происходит по реакциям, отличным от (1), а в силикатном расплаве (мантии) увеличение содержания FeO происходит только на границе с ядром за счет реакций, обратных (1). Основная причина этих различий заключается в принятом в (Young et al., 2023) начальном состоянии logfO₂ ≈ IW−5.8, которое предполагает наличие металлического железа и очень низкое содержание FeO в силикатном расплаве на самых ранних стадиях формирования планеты (Yang et al., 2023, Fig. 3, stages 1, 2) .

Минеральный состав продуктов полной кристаллизации остаточного расплава, соответствующего дифференциации ВК, сильно отличается от состава включений в цирконе по данным (Bell et al., 2015; Harrison, 2009, 2020), что позволяет исключить расплав, производный от ВК, как источник первого сиалического вещества. Поскольку коматииты рассматриваются как продукты высоких степеней плавления верхней мантии в условиях высокой потенциальной температуры, характерной для раннего архея (Barnes, Arndt, 2019 и ссылки там), можно с определенной осторожностью сделать вывод, что гадейские цирконы образовались до формирования устойчивого расслоения мантии.

ВЫВОДЫ

Проведенные эксперименты и основанные на них расчеты показывают, что расплавы, образующиеся при выделении металлической фазы из силикатного магматического океана в результате взаимодействия с богатой водородом атмосферой, заметно обогащаются кремнеземом, литофильными оксидами и водой. При этом, несмотря на высокое давление водорода, вследствие образования воды, растворенной в расплаве, а также частично переходящей в равновесный флюид, не происходит полное восстановление FeO. Равновесная летучесть кислорода примерно на 2 лог. ед. ниже буфера железо–вюстит (logfO₂ ≈ IW−2).

Фракционная дифференциация расплавов приводит к образованию остаточных магм кислого–среднего состава. Минеральная ассоциация, соответствующая полной кристаллизации остаточного расплава, образующегося из исходного энстатитового хондрита, хорошо согласуется с описанной во включениях в наиболее древних цирконах из метаконгломератов Джэк Хиллс. Оценки температуры кристаллизации циркона из этого расплава также хорошо согласуются с результатами расчетов на основе содержания Ti в зернах циркона.

В основе предлагаемой модели образования самого древнего кислого вещества Земли лежит предположение о взаимодействии магматического океана с мощной первичной водородной атмосферой. Модель объясняет образование воды внутренними процессами планетарной эволюции и не требует предварительного формирования гидратированной верхней коры.

Вполне вероятно, что условия проведенных нами экспериментов не вполне соответствуют параметрам, существовавшим на самых ранних этапах формирования Земли. В первую очередь это относится к мощности первичной небулярной атмосферы (т. е. к давлению H₂ на границе атмосфера–магматический океан) и к начальной температуре магматического океана. Оценка этих параметров не представляется возможной. Также неизвестны длительность существования первичной атмосферы и время ее формирования и мощность протокоры, необходимой для создания условий, способствующих дифференциации первичной магмы. Тем не менее принципиальные черты предлагаемой модели: низкие значения летучести кислорода при выделении металлического ядра; связанное с выделением металла обогащение силикатного расплава литофильными оксидами и водой; последующая дифференциация магмы вплоть до образования кислого, богатого водой расплава, из которого возможна кристаллизация циркона, очевидно, должны сохраниться независимо от деталей параметров наиболее ранних этапов планетарной эволюции.

***

Благодарности. Авторы признательны В.В. Ярмолюку за доброжелательный отзыв и А.А. Борисову за критические замечания, способствовавшие улучшению рукописи.

Источники финансирования. Исследования выполнены при финансовой поддержке гранта РНФ 22-17-00052.

About the authors

L. Y. Aranovich

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry RAS; D.S. Korzhinsky Institute of Experimental Mineralogy RAS

Author for correspondence.
Email: lyaranov@igem.ru
Russian Federation, Moscow; Chernogolovka

E. S. Persikov

D.S. Korzhinsky Institute of Experimental Mineralogy RAS

Email: lyaranov@igem.ru
Russian Federation, Chernogolovka

P. G. Bukhtiyarov

D.S. Korzhinsky Institute of Experimental Mineralogy RAS

Email: lyaranov@igem.ru
Russian Federation, Chernogolovka

A. N. Koshlyakova

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry RAS; V.V. Vernadsky Institute of Geochemistry and Analitical Chemistry RAS

Email: lyaranov@igem.ru
Russian Federation, Moscow; Moscow

N. M. Lebedeva

Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry RAS

Email: lyaranov@igem.ru
Russian Federation, Moscow

References

Supplementary files