Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм

В этом разделе будут рассмотрены результаты термометрии пород двух других пластовых интрузивов, имеющих мощность менее 200 м. Силл Каменистый (Кроноцкий п-ов) представляет слабо дифференцированное тело высокоглиноземистых диабазов, осложненное в верхней трети разреза маломощным горизонтом магнетитовых габбро и ферродиоритов (Бармина и др., 1989, 1991). Оценка условий образования этого силла оказалась важна для генетической интерпретации островодужных толеитов кроноцкой серии. Представляющие второй объект долериты Вельминского силла (р. Подкаменная Тунгуска) дают пример явной и скрытой расслоенности, образованной в результате внутрикамерной дифференциации толеит-базальтовой трапповой магмы. На этом интрузиве нами впервые была отлажена методика последовательной геохимической термометрии долеритов вдоль вертикального разреза дифференцированного тела и оценки эволюции исходных составов кумулятивных минералов и фазового состава магмы по мере фракционирования (Бармина и др., 1988; Френкель и др., 1988). Эти работы составляют полный цикл петролого-геохимических исследований, включая 3 полевых сезона в Якутии (1976 г.) и на Камчатке (1982, 1984 гг.), химические анализы пород и минералов, дополнительные калибровки модели КОМАГМАТ, расчеты и интерпретацию полученных результатов.

В пределах восточной части Кроноцкого полуострова выделяется мел-палеогеновая вулкано-плутоническая формация общей мощностью ~ 5 км (Разницын и др., 1985; Хубуная, 1987). Эффузивная часть формации представлена покровами и потоками шаровых лав и гиалокластитов плагиофировых толеитовых базальтов, ферробазальтов, ферроандезитобазальтов и ферроандезитов; гипабиссальная - силлами плагиодолеритов и лейкократовых габбро. Специфика вмещающих вулканогенно-осадочных толщ и геохимические особенности представленных базальтоидов позволяют относить период формирования этой высокоглиноземистой плагиотолеитовой формации (Хубуная, 1987) к наиболее ранней (эмбриональной) стадии развития Курило-Камчатской островной дуги (Разницын и др., 1985).

Характеристика района исследований. Нами изучен химический состав пород и минералов плагиодолеритовых силлов палеоцен-эоценовой кроноцкой серии, а также распределение петрогенных и примесных элементов по вертикальным разрезам трех пластовых интрузивов. Район исследований простирался от отрогов г. Дикой в приустьевой части р. Каменистой на юге до устья реки Большая Чажма в наиболее северной точке и охватывал прибрежную полосу шириной 1-5 км и протяженностью ~ 50 км. В результате полевых работ было опробовано восемь геологических тел, включающих силлы и отдельные выходы хорошо раскристаллизованных пород, мощностью от 10-15 до 200 м. Строение трех интрузивов (силлы Каменистый, бухты Тихонькой и мыса Чажма) было изучено детально, от нижнего до верхнего контакта - 24, 21 и 34 образца пород соответственно.

Геологическое положение силла Каменистый. В нижнем течении р. Каменистой вдоль левого берега прослеживается слабо изогнутый безымянный отрог, протягивающийся на расстоянии ~ 1,5 км в юго-восточном направлении от г. Дикой. На южных и юго-западных склонах отрога из долины реки хорошо видна цепь разобщенных скальных выходов и курумников, основания которых перекрыты снежниками. Скальные выходы сложены плагиодолеритами, а сам отрог представляет собой напластование ряда силлов, разделенных прослоями вулканогенно-осадочных пород. Последние падают под углом ~ 15^о на ССВ и относятся предположительно к наиболее нижней части разреза кроноцкой серии.

В верхней части горы нами опробовано четыре гипабиссальных тела, но детально изучено лишь строение силла Каменистый-1¹⁵ (Бармина и др., 1989). Выходы его пород наблюдаются в виде отдельных гривок на склонах и водораздельных грядах, окружающих юго-западную вершину отрога, к которой приурочен и верхний контакт силла с перекрывающими песчаниками. Истинная мощность интрузива составляет около 200 м - разрез, по которому с интервалом 8-15 м было отобрано 24 пробы. 15 нижних проб представляют более 140 м практически непрерывных коренников. Непосредственный эндоконтакт в основании силла не обнаружен, но расстояние от самых нижних плагиодолеритов до коренных выходов осадочных пород не превышает 4-5 м.

Строение силла Каменистый. Основной разрез силла слагают высокоглиноземистые и низкокалиевые плагиодолериты. По химическому составу эти породы образуют компактный кластер, вариации в пределах которого обусловлены комплементарными колебаниями содержаний CaO, Al₂O₃ и фемических компонентов (Рис. 3.12). Валовые составы плагиодолеритов близки комагматичным плагиофировым базальтам кроноцкой серии (Табл. 3.6). Характерной особенностью силла Каменистый является наличие горизонта сильно выветрелых бурых пород (мощностью 6-7 м), расположенного на расстоянии ~ 50 м от верхнего контакта. Изучение двух наименее измененных образцов из "бурого" горизонта показало, что они представляют феррогаббродиориты или магнетитовые габбро, не имеющие прямых аналогов среди эффузивных пород провинции (обр. КР-119 и КР-120 в Табл. 3.6).

При сопоставлении графиков содержаний и петрохимических отношений в породах силла Каменистый (Рис. 3.12) и интрузива Партридж Ривер (Рис. 3.7) можно заметить определенную корреляцию поведения FeO и TiO₂, несмотря на различное положение максимумов в породах. На этом аналогии кончаются: в случае силла Каменистый феррогаббродиориты представляют дериват исходного расплава, а не продукт его отжима из расплавно-кристаллической каши.

Структура пород. Набор главных породообразующих минералов в плагиодолеритах и ферродиоритах одинаков - плагиоклаз, высоко-Са пироксен, оливин и магнетит, однако количественные и структурные взаимоотношения между ними заметно варьируют. По морфологическим особенностям и способу заполнения пространства минеральные индивиды в плагиодолеритах разделены на три группы. Первая представлена крупными (1.5-3 мм) интрателлурическими вкрапленниками Pl, содержание которых в отдельных образцах достигает 30 об.%. Как правило, эти зерна имеют отчетливые каймы более кислого состава. Ко второй группе относятся лейсты и таблитчатые кристаллы Pl размером от 0.4-1.5 мм, редкие крупные (0.8-1.5 мм) или более мелкие (0.1-0.3 мм) изометричные зерна Ol, количество которых уменьшается снизу вверх, и призматические кристаллы Aug, появляющиеся с высоты ~ 40 м от подошвы интрузива. Индивиды третьей структурной группы представлены ксеноморфными зернами клинопироксена, цементирующими лейсты Pl, скелетными кристаллами Mt и мелкими угловатыми зернами ильменита, кристаллизующимися между индивидами I и II групп.

Табл. 3.6. Типичные составы базальтов кроноцкой серии, плагио-долеритов, ферродиоритов и исходной магмы силла Каменистый

(по данным Бармина и др., 1989)

Примечания. ПТ и ФБ - средний плагиотолеит (n=60) и ферробазальт (n=28) кроноцкой серии (Хубуная, 1987), PRIM - средневзвешенный состав, рассчитанный для 24 пород с учетом мощности горизонтов, которые они представляют. Все составы приведены к безводной основе (мас.%); содержания элементов-примесей даны в ppm.

К III группе мы относим также мелкие кристаллики Pl, апатита, биотита и выделения гранофира, т.е. фазы, слагающие интерстициальный материал и представляющие наиболее низкотемпературный этап кристаллизации магматического расплава. Содержание рудной фазы и гранофира в долеритах нарастает снизу вверх и достигает максимального значения в ферродиоритах. Это массивные крупнозернистые породы с характерной пегматоидной структурой. Интрателлурические вкрапленники Pl здесь практически отсутствуют: в основном ферродиориты сложены крупными сростками кристаллов Pl и Aug (размером иногда до 6-8 мм) и соизмеримыми с ними изометричными зернами титаномагнетита; Ol присутствует в единичных зернах. Содержание мезостазиса в ферродиоритах составляет не менее 50 об.% и представлен он тем же набором низкотемпературных минералов III группы, что и в долеритах. Структура мезостазиса микропегматитовая.

Состав минералов. Данные микрозондовых анализов показывают существенные вариации составов Pl, Aug и Mt (зерна Ol нацело изменены) в отдельных образцах и между индивидами различных структурных групп (Бармина и др., 1989). Наиболее основной Pl долеритов представлен ядрами интрателлурических вкрапленников, состав которых колеблется от An₇₉ до An₉₁. Краевые зоны этих кристаллов заметно кислее и близки по составу индивидам II группы - An_65-75. Спектр составов Pl в ферродиоритах еще более смещается в кислую область: An_40-60. Предположительно кумулятивные клинопироксены II структурной группы из обр. КР-116 с высоты 115 м от нижнего контакта имеют состав En₄₀Wo₄₃, но наиболее магнезиальный Aug обнаружен среди зерен III группы из приконтактового долерита КР-103 (En₄₆Wo₄₂). Составы отдельных зон клинопироксенов эволюционируют вплоть до субкальциевых разностей (En₃₇Wo₂₄).

Клинопироксены ферродиоритов представлены двумя железистыми разновидностями - субкальциевым пироксеном (En₁₂Wo₂₄) и фазой, близкой геденбергиту (En₁₂Wo₄₂). Магнетиты плагиодолеритов содержат от 15 до 41 мол.% ульвошпинеливого компонента, причем наиболее титанистые разности наблюдаются именно в ферродиоритах и содержат до 65 мол.% ульвошпинели. Ильмениты содержат 48-50 мас.% TiO₂; их состав по разрезу существенно не меняется.

Скрытая расслоенность силла. Колебания валового минерального состава плагиодолеритов по разрезу силла Каменистый не велики и явление макроскопической расслоенности наблюдается здесь в простейшей форме: один горизонт ферродиоритов заключен между двумя горизонтами плагиодолеритов. Данные по содержаниям в породах главных и примесных элементов позволили однако выявить скрытую расслоенность этого пластового тела (Рис. 3.12). Она проявляется в поведении микроэлементов, прежде всего в понижении содержаний Ni и Cr от подошвы в направлении горизонта ферродиоритов (Табл. 3.6). Характерно, что для этих элементов отмечается возврат к исходным содержаниям вблизи верхнего контакта (Рис. 3.12). Такая ситуация типична для многих дифференцированных траппов Сибирской платформы (Нестеренко, Альмухамедов, 1973; Френкель и др., 1988).

Подобный характер распределения Ni указывает на то, что процессы перемещения и сортировки оливина играли важную роль в формировании скрытой расслоенности силла, начиная с ранних этапов внедрения и затвердевания интрузивной магмы. Это утверждение представляется важным по той причине, что общее обогащение пород силла Al₂O₃ вызывает определенный соблазн отождествить высокоглиноземистый состав исходной магмы (см. состав PRIM в Табл. 3.6) с составом некоторого гипотетичного пересыщенного плагиоклазом родоначального магматического расплава. Эти представления не находят поддержки по данным расчета фазовых равновесий.

Результаты геохимической термометрии. Возможность оценки условий внедрения исходной магмы методом геохимической термометрии обусловлена небольшими различиями в составе между нижними приконтактовыми долеритами (КР-103) и средневзвешенным составом силла (PRIM), Табл. 3.6. Учитывая незначительное расстояние обр. КР-103 от подошвы интрузива (<5% мощности), эти отличия валовых составов следует отнести за счет вариаций относительных количеств исходного расплава и твердых фаз. В таком случае рассчитанные для расплавов обр. КР-103 и исходной магмы линии равновесной кристаллизации обязаны пересекаться при температуре, отвечающей условиям внедрения в камеру начальной расплавно-кристаллической смеси (магмы).

Практической реализации данного метода способствуют два обстоятельства. Во-первых, специфика сингенетичных с базальтоидами кроноцкой серии осадков свидетельствует о малоглубинности ее образования (Разницын и др., 1985), что позволяет при последующих расчетах обоснованно использовать модель кристаллизации, разработанную для низких давлений. Во-вторых, несмотря на обогащение феррогаббродиоритов магнетитом, петрографические данные по плагиодолеритам не дают оснований считать, что Mt присутствовал в качестве ликвидусной фазы в исходной расплавно-кристаллической ассоциации. Это позволяет ограничиться анализом систем в условиях низкой и умеренной летучести кислорода (QFM-WM ).

При проведении геохимической термометрии для обр. КР-103 и PRIM использовалась одна из ранних версий модели КОМАГМАТ в условиях общего давления 1 атм и буфера WM (Бармина и др., 1989). Шаг кристаллизации при моделировании составлял 1 мол.%. Расчеты велись до максимальной степени кристаллизации 80 мол.%. Кроме того, для тех же условий были рассчитаны траектории равновесной кристаллизации двух феррогаббродиоритов - КР-119 и КР-120 (Табл. 3.6): эти вычисления проводились в интервале 0 40%. Модельные линии эволюции составов расплавов показаны на Рис. 3.13.

С методической точки зрения этот пример интересен тем, что здесь мы имеем дело с траекториями, не сильно различающимися по исходному составу и потому не образующих четких пересечений для главных компонентов. Исключением являются линии для MgO, пересекающиеся вблизи 1170^оС, и СаО, дающие ~ 1150^оС. Для более уверенного определения начальной температуры желательно иметь аналогичные пересечения для других компонентов. Здесь помогает использование данных об эволюции содержаний микроэлементов. На Рис. 3.13 приведены результаты расчетов для Sr и Ni. В первом случае наблюдается простое сближение модельных траекторий, отражающее общую пересыщенность исходных расплавов плагиоклазом. Для Ni точка пересечения идентифицируется однозначно и приурочена к температуре 1170^оС. При данной температуре различия между содержаниями в жидкости SiO₂, Al₂O₃, FeO и СаО для обеих траекторий не превышают 0.5-1 мас.%. Средний состав этого исходного PRIM расплава приведен в Табл. 3.7.

Примечательно, что рассчитанный состав магматической жидкости является котектическим (Ol+Pl) и близок комагматичным ферробазальтам кроноцкой серии. С учетом относительной точности термометрии общая степень закристаллизованности исходной магмы в момент внедрения составляла 42 3 мас.%, а интрателлурическая фаза практически нацело представлена плагиоклазом (~ 41%) состава An_73-77.

Таблица 3.7. Сравнение модельного состава исходного расплава силла Каменистый и некоторых ферробазальтов кроноцкой серии

Содержание Ol, взвешенного в исходной магме, не превышало 1 мас.% (Fo_73-75), в то время как долерит КР-103 включает ~ 6 мас.% первичного "кумулятивного" оливина. Количество первичных кристаллов Pl в КР-103 составляет 49 3 мас.%.

Рассчитанный при 1170^оС средний состав "равновесных" кристаллов Pl отвечает ~ An₇₅. Это на 5-10% ниже содержания анортита в большинстве ядер крупных вкрапленников, но близок составу их кайм и наиболее "анортитовых" индивидов II структурной группы для обр. КР-103. Иными словами, ядра вкрапленников и захваченного расплава оказываются неравновесны, что должно приводить к некоторому смещению модельных линий эволюции состава жидкости от реальных для Al₂O₃, СаО и Na₂O. На содержании Ni, MgO, FeO, TiO₂ и К₂О данный фактор практически не сказывается. Представляется, что эти отклонения не дискредитируют главный результат геохимической термометрии: исходная магма силла Каменистый в момент внедрения имела температуру ~ 1170 10^оС и представляла собой "кристаллическую кашу", содержащую более 40% Pl, порядка 1% Ol и 57 3% ферробазальтового расплава.

Как следует из показанных на Рис. 3.13 данных, исходные и производные составы феррогаббродиоритов располагаются несколько в стороне от модельных траекторий обр. КР-103 и PRIM. Эти, на первый взгляд небольшие отличия, принципиально меняют фазовый состав и химизм ликвидусной ассоциации. Оливин здесь отсутствует; модельная котектическая ассоциация представлена плагиоклазом (An_57-58) и субкальциевым клинопироксеном (En_36-38Wo_32-34). Эти составы характерны для реальных пегматоидных сростков в феррогаббро-диоритах и индивидов в плагиодолеритах, промежуточных между минералами II и III структурной группы (см. выше). Таким образом, феррогаббродиориты нельзя рассматривать как исходный расплав, обособленный в результате фильтр-прессинга; более вероятно их формирование в результате фракционирования исходного ферробазальтового расплава. Численные модели фракционной кристаллизации, свидетельствующие в пользу реальности такой связи представлены нами ранее (Бармина и др., 1989, 1991).

Сильные отклонения соотношений вкрапленников Pl и Ol от равновесных пропорций (Табл. 2.11) предполагают два возможных механизма формирования плагиодолеритовой магмы - кристаллизацию высокоглиноземистого расплава с накоплением Pl или фракционирование котектической (Ol+Pl) толеитоподобной магмы с эффективным гравитационным разделением фаз. Последняя гипотеза не требует специфического мантийного источника исходных магм и согласуется с постоянным присутствием фенокристаллов Ol в высокоглиноземистых лавах кроноцкой серии (Хубуная, 1987).

Геологическое положение и строение. Выходы Вельминского траппового интрузива прослеживаются на протяжении ~ 20 км вдоль правого берега р. Подкаменная Тунгуска, с расстояния примерно 250 км от ее впадения в Енисей (Лебедев, 1962). Интрузив имеет пластовую форму, максимальная видимая мощность его вертикального разреза составляет 140-150 м. Фации верхнего эндоконтакта здесь не обнаружено, однако по данным геологических наблюдений ее мощность не превышала первых метров. Нижний контакт доступен наблюдениям только в годы низкого уровня воды в реке.

Для силла характерно расслоенное строение, которое выражается в изменении по разрезу структуры и модального состава пород (Коптев-Дворников и др., 1976). Структурное положение авгита является критерием для петрографического выделения двух основных типов пород Вельминского интрузива - такситоофитовых долеритов и залегающих выше по разрезу призматически зернистых трахитоидных габбродолеритов. Граница между ними приурочена к верхней трети разреза интрузива (Рис. 3.14) и носит фациальный характер: на расстоянии 1-2 м наблюдается постепенное возрастание степени идиоморфизма Aug и одновременное увеличение его количества относительно Pl. Габбродолериты постепенно сменяются ферро-габбродолеритами, в которых резко увеличивается количество рудного минерала. В верхней части горизонта феррогаббродолеритов наблюдаются линзовидные выделения пегматоидных феррогаббро.

Специфика пород и минералов. Основными породообразующими минералами силла являются оливин, плагиоклаз, высоко-Са клинопироксен и титаномагнетит. По форме минеральных индивидов, способу заполнения пространства и химическим особенностям в этих породах выделяются две структурно-генетические группы минералов (Коптев-Дворников и др., 1979). К I группе отнесен предположительно высоко-температурный парагенезис ядер таблитчатых кристаллов основного Pl, магнезиальных и высокохромистых ойкокристаллов Aug и Ol. Идиоморфные индивиды I структурной группы, слагают около половины объема породы и образуют ажурный кристаллический каркас, промежутки которого выполнены агрегатом второй группы.

II структурная группа включает менее основные внешние зоны лейст плагиоклаза, относительно железистые низкохромистые каймы крупных индивидов и мелкие кристаллы авгита, зерна ортопироксена и рудных минералов, а также мелкие выделения биотита и гранофира. Данные микрозондовых исследований указывают на существенные различия составов минералов I и II группы: они составляют не менее 8-12 мол.% En в Aug и An в Pl (Коптев-Дворников и др., 1979; Бармина и др., 1988).

Скрытая расслоенность силла. Составы пород Вельминского силла показывают систематические вариации по содержаниям главных и примесных элементов (Рис. 3.14). Они выражаются в общем понижении снизу вверх содержаний MgO, Al₂O₃, CaO, Ni и Cr при одновременном обогащении FeO, TiO₂, щелочами и другими несовместимыми компонентами (Бармина и др., 1982). На фоне этих химических трендов отмечаются взаимно коррелируемые локальные флуктуации содержаний оксидов и микроэлементов (больше глинозема - меньше FeO и MgO, выше Ni - больше MgO). Это может свидетельствовать о взаимосвязи химических вариаций и колебаний минерального состава. Применение геохимической термометрии позволяет дать этим колебаниям количественную интерпретацию.

Обоснование методики. Характер распределения химических элементов по разрезу Вельминского силла указывает на внутрикамерную дифференциацию исходной трапповой магмы и ее возможную эволюцию по механизму фракционной кристаллизации. Эта эволюция подразумевает последовательное изменение состава расплава, минералов и, соответственно, пород, формирующихся по мере затвердевания интрузива. В качестве механизма, обеспечивающего фракционирование, традиционно привлекаются направленная кристаллизация от подошвы интрузива или оседание кристаллов в конвектирующей магме (Naslund, McBirney, 1996). В любом случае, главная масса пород формируется последовательно, снизу вверх, что приводит к важному следствию: усреднив по составу вышележащую часть интрузива, для каждой породы можно получить оценку той расплавно-кристаллической смеси, из которой она образовалась. При этом различие составов породы и соответствующей смеси на каждом уровне должно быть связано с изменением относительных пропорций кумулятивных минералов, но не их составов. Как можно понять из предыдущих разделов, данные такого рода представляют совершенный объект для применения геохимической термометрии.

Техника метода в данном случае состоит в численном моделировании температурных зависимостей состава расплава для пары исходных материалов: один включает состав породы (в нашем случае вельминского долерита), другой - отвечает средневзвешенному составу залегающей над этой породой части интрузива (остаточной магме). Точка пересечения составов двух модельных расплавов показывает условия формирования данной породы, включая фазовый состав и особенности химизма остаточной магмы в зависимости от положения в разрезе. Идея этого неординарного подхода принадлежит М.Я.Френкелю (Френкель и др., 1987), который развил идеологию расчета состава остаточных магм, предложенную на примере Скергаардского интрузива (Уэйджер, Браун, 1970). Принципиальное отличие новой методики от подхода Уэйджера состоит в том, что понятие магмы включает теперь не идеализированную жидкую фазу, а взвесь кристаллов в магматической жидкости, доля которых может быть оценена по результатам геохимической термометрии. Этот по сути термодинамический подход приводит к важным оценкам динамических параметров формирования интрузивов, в частности изменения пористости кумулятов и первичных фазовых пропорций (Френкель и др., 1988).

Исходный материал и условия вычислений. Для проведения геохимической термометрии мы использовали данные по составам 27 пород Вельминского силла. Пробы этих пород были отобраны с шагом 3-5 м по вертикальному разрезу интрузива в районе Вельминского порога (Рис. 3.14). На основании этих составов по описанной выше методике было рассчитано 26 составов остаточных магм. В Табл. 3.8 приведены 2 примера таких пар, включающие такситоофитовый долерит В-2/76 (3 м от самой нижней пробы) и габбродолерит B-20/76 (90 м)¹⁶ . Фактически геохимическая термометрия проводилась для 24 пар составов: образцы B-7/76 и B-8/76 были исключены по причине сильной измененности, а феррогаббро B-27/76 представляет крайний дифференциат вельминской магмы (его состав на всех графиках отвечает самой верхней точке).

Табл. 3.8. Представительные пары исходных составов и их первичные фазовые характеристики по результатам геохимической термометрии долеритов Вельминского силла

который обеспечивал появление магнетита в расплавах феррогаббродолеритов из верхней части интрузива. Равновесная кристаллизация осуществлялась с шагом 1 мол.% до максимального значения = 80%. Два примера геохимической термометрии для составов из Табл. 3.8 показаны на Рис. 3.15.

Результаты ЭВМ-моделирования. Как видно из Рис. 3.15, точки пересечения модельных линий эволюции расплавов идентифицируются здесь достаточно уверенно и указывают на общий диапазон температур кристаллизации вельминской магмы ~ 1160-1135^оС (Бармина и др., 1988). В то же время при реализации этой методики для полной выборки составов пород и соответствующих магм возникли трудности, связанные с мелким шагом опробования. Понятно, что при общем размахе температур порядка 25^оС и 24 точках опробования изменение температуры формирования пород составляет ~ 1^оС, что намного ниже чувствительности метода геохимической термометрии 10-15^оС. По этой причине мы решили сконцентрировать внимание не на оценках абсолютных температур для каждого долерита, а проследить изменение первичных фазовых и химических характеристик пород и магмы при условии монотонного понижения температуры от 1160 до 1135^оС с шагом ~ 1^оС.

Результаты этой работы и соответствующий графический материал представленны в серии публикаций (Френкель и др., 1987, 1988; Бармина и др., 1988). Подведем главные итоги. В отношении состава магматического расплава наблюдается закономерная эволюция снизу вверх (от более высоких температур к низким), которая выражается в обогащении FeO, TiO₂ и щелочами при обеднении SiO₂, Al₂O₃, CaO, MgO и Ni (Рис. 3.15). Опыт работы с экспериментальными данными по фазовым равновесиям показывает, что подобный характер эволюции характерен для кристаллизации котектических ассоциаций Ol-Pl-Aug в условиях относительно низкого исходного содержания SiO₂ (~ 48 мас.%).

Рис. 3.16. Вариации содержаний кумулятивных (А) и взвешенных в магме (Б) минеральных зерен по мере формирования расслоенной серии Вельминского силла 1 - Ol, 2 - Aug, 3 - Pl, 4 - Mt, 5 - суммарная доля кумулятивных фаз; Z - относительная высота

Модельные оценки первичных фазовых составов кумулятивных долеритов и их исходных магм также указывают на присутствие клинопироксена с ранних стадий внутрикамерной дифференциации. Примеры этих оценок для двух представительных составов даны в Табл. 3.8. Полная сводка результатов геохимической термометрии по всем точкам опробования показана на Рис. 3.16. В соответствии с этими данными, наиболее тугоплавкие долериты основания расслоенной серии представлены трехминеральными кумулятами Ol-Pl-Aug-l (Рис. 3.16А). При этом первичные пропорции минералов и расплава сильно варьируют: количество кумулятивного Pl составляет в них 20-47 об.%, содержание кристаллов пироксена 5-14%, а количество первичного Ol достигает 17% при общих колебаниях около 5 об.%.

Переход к габбродолеритам отмечен резким увеличением доли кумулятивного пироксена относительно Pl при общем понижении количества первичных зерен Ol до 1-2%. Одновременно, примерно с этого уровня в породах появляется кумулятивный Mt. Заметим также, что в области перехода наблюдается скачкообразное увеличение суммарной доли кумулятивных фаз и уменьшение доли захваченного расплава. Эти результаты согласуются с данными независимых расчетов для Вавуканского интрузива, где также отмечается скачок пористости кумулятов и резкое увеличение доли Aug относительно Pl в габбродолеритах (Френкель и др.,1985, 1988). Таким образом, данные геохимической термометрии дают по крайней мере фазовую интерпретацию проблемы проявления в траппах трахитоидных габбродолеритов (Соболев, 1936; Масайтис, 1958), хотя и не расшифровывают физических причин подобных скачкообразных изменений пропорций минералов и расплава.

Представляет интерес проследить за эволюцией фазового состава вельминской магмы по мере фракционирования (Рис. 3.16Б). Насколько нам известно, это была первая попытка в петрологии оценить долю взвешенной в магматическом расплаве твердой фазы в зависимости от высоты интрузивного разреза (Френкель и др., 1987; Бармина и др., 1988). Как видно из этого графика, в начальный момент (т.е. для магмы, представляющей средневзвешенный состав видимой части силла), доля взвешенных кристаллов составляла около 20 об.%. Это может свидетельствовать либо о довольно высокой исходной степени кристалличности вельминской магмы, либо о наличии не вскрытой эрозией достаточно существенной нижней части интрузива.

Предположение о невскрытой части вытекает из сравнений с результатами геохимической термометрии и моделирования расслоенности других трапповых интрузивов, которые указывают на исходную кристалличность трапповых магм 1-6 об.% и обогащение расплавов кристаллической фазой в верхней части интрузивных камер (Френкель и др., 1988). Тем не менее, вполне вероятно, что в случае Вельминского интрузива мы имеем исходную магму с большим количеством интрателлурической фазы. Подобные системы несут больший потенциал для перераспределения кристаллического материала и проявления в породах скачков пропорций кумулятивных фаз (Рис. 3.16Б). Косвенно это согласуется с данными геологических наблюдений, указывающих на наличие в Вельминском силле ритмической расслоенности (Коптев-Дворников и др., 1976).

Эволюция исходных составов кумулятивных минералов показана на Рис. 3.17 и 3.18. Данные геохимической термометрии показаны здесь двумя линиями, одна из которых отвечает результатам расчетов для породы, а другая представляет модельную магму на каждом уровне. Заштрихованная область обозначает разность между этими значениями и соответствует неопределенности метода. Обычно эти неопределенности не превышают 2-4 мол.% минала. Для сравнения на этих рисунках показаны также составы наиболее высокотемпературных кристаллов Aug, Pl и Ol, установленные в каждой породе по результатам микрозондового анализа.

Рис. 3.17. Эволюция состава высоко-Са пироксена по разрезу Вельминского силла 1 - составы высокотемпературных ядер авгита по результатам микрозондового анализа, 2 - исходные составы кумулятивного Aug по данным геохимической термометрии; Z - относительная высота

Сравнительный анализ данных на Рис. 3.17 показывает, что наблюдаемые составы магнезиальных ядер Aug практически совпадают с модельными составами клинопироксена и несомненно сохраняют "память" об условиях исходного равновесия расплав - кристаллы к моменту формирования кумулятивного каркаса породы. Вероятно, этот вывод справедлив также в отношении наиболее высокотемпературных ядер плагиоклаза, хотя рассчитанные составы этого минерала в среднем на 3-5 мол.% богаче An по сравнению с результатами аналитических определений (Рис. 3.18А). Последующие тестовые расчеты показали, что эти отклонения были связаны с использованием в программе КОМАГМАТ-3.0 плагиоклазовой модели Дрейка (см. раздел 2.3).

Рис. 3.18. Эволюция состава плагиоклаза (А) и оливина (Б) по разрезу Вельминского силла 1 - составы наиболее высокотемпературных кристаллов Ol и ядер Pl по результатам микрозондового анализа, 2 - исходные составы кумулятивного Ol и Pl по данным геохимической термометрии; Z - относительная высота

Что касается оливина, то здесь наблюдается сильное расхождение аналитических и расчетных данных (Рис. 3.18Б). Наблюдаемые составы Ol систематически на 15-25 мол.% беднее Fo, чем следовало ожидать для наиболее высокотемпературных кристаллов кумулятивного генезиса. Эти различия на порядок превышают неопреденности расчета состава Ol, связанные с использованием любых Fo- и Fa-геотермометров. Интересно, что аномально высокая железистость Ol характерна не только для дифференцированных траппов (Бармина и др., 1988), но также расслоенных интрузивов большей мощности (в разделе 3.3 мы уже рассматривали этот вопрос на примере интрузива Партридж Ривер).

Трудно объяснимым выглядит также расхождение в общей направленности трендов эволюции состава оливина. По результатам геохимической термометрии содержание Fo в кумулятивном Ol монотонно падает вверх по разрезу, тогда как аналитические данные указывают на заметное увеличение магнезиальности Ol при переходе от такситоофитовых к габбродолеритам (Рис. 3.18Б). В этой связи отметим, что подобные локальные "возвраты" состава фемических минералов характерны для строения многих дифференцированных интрузивов и обычно интерпретируются как результат дополнительных иньекций более высоко-температурного расплава (Layered Intrusions, 1996).

Комплексный анализ данных геохимической термометрии применительно к Вельминскому силлу позволяет дать этим фактам альтернативное объяснение. На Рис. 3.19А наблюдаемая железистость кристаллов Ol в долеритах сопоставляется с рассчитанной исходной железистостью Ol и расплава. Реальные составы оливина на этом графике попадают в интервал железистости первичных фаз, что позволяет предполагать обменную реакцию кумулятивных зерен с "захороненным" расплавом по диффузионному механизму.

Рис. 3.19. Эволюция железистости первичных кристаллов оливина и магматического расплава (А) и вариации количества захваченного исходного расплава (Б) по разрезу Вельминского силла 1 - наблюдаемые составы наиболее высокотемпературных кристаллов Ol, данные геохимической термометрии: 2 - составы первичного Ol, 3 - железистость первичного расплава, 4 - количество захваченного первичного расплава; Z - относительная высота

Если это предположение верно, то следует ожидать, что степень переуравновешивания исходного состава будет коррелировать с пористостью кумулуса, так что максимальные значения реальной железистости Ol должны быть характерны для пород с максимальным количеством захваченной жидкости. И наоборот, уменьшение пористости кумулуса должно понижать эффективность диффузионного переуравновешивания, в меньшей степени отклоняя наблюдаемый состав от исходного. Сопоставление графиков на Рис. 3.19АБ подтверждает этот вывод¹⁷ .

Диффузионный обмен между кумулятивными минералами и расплавом является главной причиной переуравновешивания составов. Скорость этого обмена лимитируется коэффициентами диффузии компонентов твердых фаз. Известно, что для ионов Fe²⁺ и Mg²⁺ коэффициенты диффузии в Ol при магматических температурах составляют примерно 10^-11 см²/сек, что на несколько порядков выше коэффициентов диффузии компонентов плагиоклаза и клинопироксена (Freer, 1981). Это объясняет, почему процессы переуравновешивания наиболее сильно проявляются для оливина и практически не затрагивают ядер Pl и Aug (Рис. 3.17 и 3.18).

Вместе с тем, установленную зависимость степени переуравновешивания минерала от пористости кумулуса следует рассматривать как условие необходимое, но недостаточное для реализации обменных равновесий. Из общих соображений ясно, что протекание этого процесса должно зависеть от соотношения пропорций Ol/расплав. Если оливиновых зерен мало, то они могут быть переуравновешены практически нацело (напр., как это имеет место в нижней зоне интрузива Партридж Ривер). Если кумулятивных кристаллов много, то общий эффект изменения состава может быть незначителен даже при существенном увеличении доли захваченного расплава.

В контексте проблемы формирования вельминских габбро-долеритов представляется важным, что область возврата к более магнезиальным (менее железистым) составам оливина определенно коррелирует с уменьшением количества захваченного расплава и первичных кристаллов Ol в области перехода от такситоофитовых долеритов. Таким образом, для объяснения "кажущегося" увеличения магнезиальности оливина нет необходимости привлекать дополнительные иньекции более магнезиального магматического расплава.

В заключение следует сказать, что вывод о диффузионной природе переуравновешивания первичных кристаллов Ol за счет реакции с расплавом не является новым и по этому вопросу накоплен большой эмпирический материал. В частности, Ирвин указывал на важность посткумуляционного диффузионного обмена ионами Fe²⁺ и Mg²⁺ между оливином и интеркумулятивным расплавом (Ирвин, 1983). Приведенные нами данные демонстрируют возможности геохимической термометрии как эффективного аппарата исследований подобных явлений.