Особенности процесса кристаллизации и геохимии толеитовых магм западного окончания Африкано-Антарктического хребта (хребет Шписс) в районе тройного сочленения Буве

Петрохимические особенности расплавов и оценка условий фракционирования

Рис. 3. Сопоставление средних составов кластерных групп стекол  и пород  хребта Шписс и стекол южной провинции САХ

Рис. 2. Вариации составов стекол хребта Шписс.

В табл. 1 приведены составы закалочных стекол. На корреляционных диаграммах MgO-окисел (рис. 2) отмечаются широкие вариации всех породообразующих элементов в стеклах, что связано с процессом фракционирования. Содержание MgO в наиболее дифференцированных расплавах, излившихся на поверхность океанического дна снижается вплоть до 2.5%, с закономерным накоплением SiO₂, Na₂ O и снижением концентраций FeO, TiO₂, происходящим за счет кристаллизации титаномагнетита.

Для того чтобы выяснить, насколько полно отражают составы стекол магматизм района, мы сравнили средние составы выделенных кластерных групп базальтов и стекол хребта Шписс. Выборка базальтов насчитывала около 30 анализов и включала собственные неопубликованныеданные, а также литературные [Dick et al., 1984; Le Roex et al., 1982; Simonov et al., 1996] (рис. 3). Проведенное сравнение подтвердило, что стекла хорошо отражают основную тенденцию изменения составов расплавов в ходе фракционирования. Около 10% всех магм составляют крайне дифференцированные разности. На рис. 3 приведены для сравнения составы кластерных групп, выделенных для стекол южной части САХ, выборка которых насчитывала 280 анализов [Цехоня, Сущевская, 1995. В отличии от расплавов Южной части САХ (ЮСАХ), диапазон фракционирования которых по магнию составляет от 10 до 6%, базальты хребта Шписс более дифференцированы, что указывает на существенно отличные условия дифференциации в этой области, чем под всей спрединговой зоной ЮСАХ.

Другой отличительной особенностью составов базальтовых стекол хребта Шписс является повышенное содержание в расплавах К ₂ O. В ЮСАХ такие базальты распространены в сегментах, расположенных вблизи горячих точек (район 7-14^o ю.ш., о-в Св. Елена и 35-40^o ю.ш. - Тристан-де-Кунья) [Цехоня, Сущевская, 1995; Shilling et al., 1985].

Основные закономерности составов минералов, выделенных из базальтов хребта Шписс показаны на серии гистограмм (рис. 4). Оливины по содержанию форстерита изменяются от 91 до 81%. В целом для всей выборки на гистограмме можно отметить три пика по магнезиальности Fo₈₉, Fo₈₆ и Fo₈₂. Наиболее магнезиальные оливины - относятся к высокотемпературной ликвидусной ассоциации. Пик, отвечающий Fo ₈₆ отражает средний состав оливинов, кристаллизующихся из фракционированных расплавов в промежуточной камере, а наиболее железистые оливины кристаллизовались в изливавшихся лавах. Диапазон составов оливинов хребта Шписс в общем случае отвечает типичным вариациям оливинов, наблюдаемым для Атлантики [Dmitriev et al., 1985]. Составы плагиоклазов также имеют три максимума, отвечающих определенным этапам кристаллизации. При этом отмечаются высоко кальциевые плагиоклазы - An₉₃, но

Рис. 4. Гистограммы составов минералов вкрапленников из базальтов хребта Шписс.

основной диапазон - An₈₃ - An₈₅, отражает главный этап кристаллизации базальтов в промежуточной камере. Низкотемпературные, наиболее продвинутые плагиоклазы лежат в диапазоне An₇₅ - An₆₄. Столь широкий диапазон составов плагиоклазов типичен для толеитов северной Атлантики, образующихся при фракционировании более глубинных расплавов толеитов океанических рифтов (ТОР-1) в отличии от более распространенных в спрединговых хребтах (ТОР-2) [Сущевская и др., 1983]. Подобные высоко кальциевые плагиоклазы были встречены в толеитах района FAMOUS [Dmitriev et al., 1985]. Пироксены лежат по магнезиальности в интервале 78-91%. При пересчете на миналы по [Nimis, 1995] они дают следующие составы - Wo_0.33-0.42, En_0.51-0.59, Fs_0.02-0.12. На гистограмме более четко выделяются два пика составов по магнезиальности. Более низкотемпературные пироксены, отвечающие магнезиальности 81-83%, вероятно относится к этапу эвтектоидной кристаллизации оливина, плагиоклаза и пироксена в промежуточной камере, что было видно и по изучению шлифов, когда повсеместно наблюдались в базальтах сростки фенокристов этих минералов в различных соотношениях. Содержание глинозема в клинопироксенах колеблется от 1.6 до 4.4%, что указывает на их кристаллизацию при давлениях ниже 7 кбар [Nimis, 1995].

Измеренные составы вкрапленников оливинов, плагиоклазов и пироксенов из одного образца (G9814/22) также показывают широкий диапазон вариаций составов минералов. Этот диапазон свидетельствует о широких проявлениях куммуляционных процессов, протекающих как в промежуточной камере, так и в момент излияния на поверхность дна, когда вновь поступающие расплавы могли внедряться через полузастывшую толщу, ранее излившегося потока. Главному этапу кристаллизации в очаге отвечает равновесная ассоциация вкрапленников Fo_89-88, An_86-85 и Cpx_Mg88-89. Вместе с тем встреченные более высотемпературные мегакристы отражают ликвидусные ассоциации более ранних этапов кристаллизации расплавов при их подъеме от места генерации до промежуточного очага.

Химизм отдельных минералов-вкрапленников в базальтах хребта Шписс позволяет утверждать, что породы соответствуют неравновесной смеси расплава, оливина, плагиоклаза, клинопироксена и, возможно, рудных минералов. Мы полагаем, что изученные смеси расплав - минералы образовались в пределах единой магматической системы, т.е. при участии генетически родственных магм, и, возможно, лишь на этапе излияния на поверхность. Фиксируемые максимумы эмпирических плотностей распределения составов этих минералов свидетельствуют о том, что число возможных компонент магматической смеси не превосходило двух-трех. Согласованные же распределения редких элементов в стеклах позволяют надеяться, что все компоненты смеси являлись комагматичными. Тем не менее, для математической интерпретации, мы принимаем, что большинство стекол, по-видимому, близки по составу к расплавам, генерируемым в процессе кристаллизации тройной котектики.

Представляет определенный интерес реконструкция составов "назад", т.е. от более зрелых, наблюдаемых в природе, к более примитивным, в данном случае, более магнезиальным. Для этих целей мы использовали математический аппарат, состоящий из взаимосвязанных алгоритмов предсказания появления минералов на ликвидусе, расчета химического и фазового составов системы.

Достаточно подробное описание алгоритмов приведено в работе [Френкель и др., 1988]. Эмпирические функции состава минералов и расплава от температуры и давления, используемые нами в алгоритме предсказания фазового состава системы, приведены в работах [Болиховская и др., 1995; Френкель и др., 1988].

При решении задач реконструкции возникают определенные сложности. Дело в том, что область составов потенциально родоначальных для базальтов хребета Шписс достаточно обширна. Используемый нами комплекс алгоритмов генерирует равновесные ассоциации в направлении уменьшения температуры. Таким образом, очевидно, любое получаемое нами решение задачи реконструкции является не единственным. Возможны следующие пути преодоления проблемы: поиск на месте, или экспертные оценки составов расплавов, приближающихся к исходной магме. Выбрав второй путь, мы приняли в качестве родоначальной магмы состав,близкий к ТОР-1 (см. табл. 2). В пользу последнего говорит широкая распространенность базальтов этого типа в пределах рифтовых структур Атлантики, а также некоторые минералогические признаки. По сравнению с ТОР-1, в нашей оценке повышены содержания титана и калия. Для оценки области давлений, в которой генерировались расплавы, использовался следующий прием. Мы выполнили ряд тестовых расчетов для состава базальта, поднятого из зоны разлома FAMOUS (см. табл. 2). Из имеющихся стартовых составов, использованных для закалочных экспериментов при различных давлениях, этот состав наиболее близок к составу ТОР-1. Параметры расчетов (см. табл. 3), в первую очередь давление и летучесть кислорода, были близки к использованным в полибарических закалочных опытах с тем же исходным составом [Bender et al., 1978]. Напомним, что тип ТОР-1 был выделен в базальтах именно этой рифтовой области [Sobolev and Dmitriev, 1989].

При хорошем воспроизведении последовательности кристаллизации, наши данные демонстрируют некоторую погрешность в расчете пропорций кристаллизации, что связано, по-видимому, с эффектом накопления ошибок в процессе вычислений. Все вопросы, связанные с накоплением погрешности нами детально не исследовались. По нашим оценкам, погрешность вычисления пропорций ликвидусных фаз может достигать 20%.

Рис. 5. Модельные кривые эволюции исходного состава FAMOUS, рассчитанные при различных давлениях.

Составы экспериментальных стекол и расплавов хребта Шписс представлены на рис. 5 и лежат в некотором промежуточном поле между областью ТОР-1 и стеклами хребта Шписс. Мы предполагаем, что кривые эволюции ТОР-1 в диапазоне умеренных и низких давлений будут близки по составу к экспериментальным стеклам. Это предположение оправдывает наш подход для грубой оценки давления. Судя по всему, этап эволюции из поля ТОР-1 в сторону составов стекол хребта Шписс происходил в диапазоне давлений 0-6 кбар.

Далее, используя в качестве стартового принятый состав родоначальной магмы, мы уточнили величины давления, летучести кислорода и содержания воды в расплаве. Последняя величина найдена согласно процедуре коррекции ликвидусных температур минералов в зависимости от содержания воды в магме [Альмеев, Арискин, 1996]. Ранее [Симонов и др., 1996] было установлено, что стекла района тройного сочленения Буве и хребта Шписс содержат повышенные концентрации воды, достигающие в наиболее дифференцированных образцах 1-1.5%. Кривые эволюции расплава (см. рис. 2) удовлетворительно воспроизводят картину природного распределения по большинству петрогенных окислов в диапазоне давлений 2-3 кбар, летучести кислорода в исходной магме, отвечающей величине FeO ²⁺ / S FeO=0.97 (закрытая по кислороду система). Содержание воды в магме из области ТОР-1 не превосходило 0.3 вес.% и около 0.6 вес.% при приближении к полю наименее фракционированных составов стекол хребта Шписс. Вероятная последовательность кристаллизации следующая: оливин (1310^o С), плагиоклаз (1239^o С), клинопироксен (1203^o С), магнетит (1090^o С). Вычисленные для области стекол хребта Шписс составы минералов оказались систематически более продвинутыми, чем в образце G9614/22. Наблюдаемому в природе этапу кристаллизации соответствуют оливин состава Fo_75-63, плагиоклаз - An_65-53 и клинопироксен - En₄₃ Fs₁₅ Wo₄₂.

Таким образом, изучение кристаллизации магм под хребтом Шписс показало, что они фракционируют в относительно закрытой системе при давлениях 3-2 кбар, в температурном интервале 1310-1100^o С из первичных расплавов глубинного толеитового типа ТОР-1, образующегося в ходе полибарического, куммуляционного, фракционного плавления лерцолитовой океанской мантии, в интервалах давлений 20-9 кбар, типичного для северной провинции САХ [Сущевская, Цехоня, 1995; Niu and Batiza, 1991]. В отличии от достаточно сухих условий типичных для большей части рифтовых зон Мирового океана, первичные расплавы хребта Шписс содержали около 0.3% воды и были относительно обогащены некогерентными элементами.