Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм

Проблемы фракционирования главных типов базальтовых магм занимают центральное место в магматической петрологии, поскольку формирование химического разнообразия основных и производных расплавов (направленность магматической эволюции) обусловлено крупномасштабным разделением кристаллических фаз и жидкости. В геологических процессах проявляются различные механизмы фазового разделения, которые приводят к химическим последствиям, не всегда укладывающимся в схему простой "боуэновской" фракционной кристаллизации (Irvine, 1980; Френкель и др., 1988; Kelemen, 1990). Тем не менее, концепция кристаллизационного фракционирования оказалась эффективной при генетической интерпретации многих ассоциаций вулканических и интрузивных пород. Этот факт указывает на некоторые общие особенности физической ситуации в магматических камерах и магмоподводящих системах, определяющие эволюцию магмы именно по фракционному типу. Главной такой особенностью, по-видимому, является преобладание общей конвекции ("глобального перемешивания") над фазовой (седиментация индивидов и фильтрация расплава), которое проявляется в высокой скорости перемещения плюмов "кристаллической каши" по сравнению со стоксовскими скоростями оседания отдельных кристалликов (Френкель, 1995; Трубицын, Харыбин, 1997).

Таким образом, исследования фракционной кристаллизации "в чистом виде" по-прежнему представляют практический интерес, учитывая возможность реализации этого процесса в режимах идеального, частичного и промежуточного фракционирования (Глава 1). Эти особенности были учтены при разработке программы КОМАГМАТ, которая позволяет моделировать режим идеального фракционирования (опция Simulating Fractional Crystallization), а также промежуточные ситуации, используя опцию Simulating Layered Intrusion Formation. В действительности, оба режима вычислений задействуют один и тот же алгоритм моделирования динамики химической дифференциации в магматических камерах и различия между ними связаны заданием начальных условий. В первом случае на фоне общего перемешивания магмы постулируются высокие средние скорости оседания кристаллов (10⁴ м/год), плотность кумулуса (80-90%) и мощность камеры (10 км), а во втором - представляется возможность варьирования этих динамических параметров (Глава 6).

В этой главе мы рассмотрим несколько примеров моделирования идеальной фракционной кристаллизации, имеющих отношение к дискуссионным вопросам эволюции толеитовых магм. Будет показано, что сравнение трендов фракционирования, рассчитанных в различных окислительно-восстановительных и барических условиях, позволяет извлечь информацию о термодинамических параметрах кристаллизационного процесса, которая "записана" в форме реальных петрохимических трендов, характерных для толеитовых серий.

Термин "толеит" получил распространение после 1887 г., когда Розенбуш переопределил толеит Штейнингера (1840 г.) как "мелафировую породу с интерсертальной структурой" (Tilley, Muir, 1967). В 20-х годах толеитами называли вулканиты северной Англии и Шотландии, представленные среди пород Британо-Арктической провинции и отвечающие пересыщенным кремнеземом базальтам и их дайковым аналогам (Baily et al., 1924). Более определенную трактовку этого термина дал Кеннеди, который на примере базальтов центрального непорфирового типа Малла (Гебридские острова) ввел понятие толеитового типа магмы и рассматривал в качестве основных признаков толеитовых базальтов пересыщенность SiO₂ и присутствие субкальциевого авгита или пижонита (Kennedy, 1933). На основании этих критериев к толеитам были отнесены деканские траппы, долериты Карру и большинство платобазальтов (Washington, 1922; Walker, Poldervaart, 1949). Кеннеди указал также на характерный ряд дифференциатов толеитовой магмы:

базальт толеитового типа -> ферроандезит -> риолит,

позднее получивший название толеитовой серии (Carmichael, 1964; Tilley, Muir, 1967; Miyashiro, 1974).

К середине 60-х годов с толеитами были отождествлены базальты пижонитовой серии Восточной Японии (Kuno, 1950, 1960), ряд низкощелочных базальтов Гавайских островов (Tilley, Scoon, 1961) и дифференцированной серии вулкана Тингмули (Carmichael, 1964). При этом к толеитам стали относить также насыщенные (содержащие нормативный Opx) и недосыщенные кремнеземом (с нормативным Ol) базальты, примером которых являются многие океанические толеиты (Yoder, Tilley, 1962; Basaltic volcanism..., 1981).

Можно отметить, что представители англо-американской петрологической школы, указывая на реакционные соотношения между Ol и низкокальциевым пироксеном как важный минералогический признак толеитовых базальтоидов, не проводили принципиальных различий между породами, содержащими в основной массе Pig или Opx (Yoder, Tilley, 1962Tilley, Muir, 1967). Куно, напротив, придавал им типоморфное значение, подчеркивая, что к толеитам следует относить Pig-содержащие базальты (Kuno, 1950, 1960). Эти минералогические критерии, основанные на данных по модальному и нормативному составу, были дополнены петрохимическими классификациями (Irvine, Baragar, 1971; Miyashiro, 1974; Бородин, 1987) и геохимическими наблюдениями, которые позволяют теперь достаточно надежно отделить толеиты от продуктов кристаллизации других базальтовых магм (Богатиков и др., 1987; Фролова, Бурикова, 1997; Large igneous provinces..., 1997).

Главная особенность толеитовых серий заключается в последовательном обогащении остаточных расплавов оксидами железа на ранних и средних стадиях фракционирования с последующим обеднением на конечных (Рис. 4.1). Накопление FeO_общ является результатом низкобарного фракционирования базальтовой магмы, когда в составе кристаллизующихся ассоциаций плагиоклаз преобладает над фемическими минералами (см. пропорции кристаллизации котектик Ol-Pl и Ol-Pl-Px Mt в Табл. 2.11).

Рис. 4.1. Дискриминационные диаграммы для разделения пород  толеитовых (TH) и известково-щелочных (CA) серий А - Miyashiro (1974), Б - Irvine, Baragar (1971).

Детальная фазовая интерпретация этой особенности изложена в работе (Grove, Baker, 1984). Основываясь на результатах экспериментальных исследований фазовых соотношений в системах базальтового и андезитового состава, эти исследователи представили обобщенную диаграмму эволюции толеитовых и известково-щелочных магм (Рис. 4.2). Эта фазовая диаграмма была построена путем проектирования на плоскость OLIV-CPX-QTZ составов экспериментальных стекол, закаленных в присутствии разнообразных Pl-содержащих ассоциаций (поле Ol соответствует здесь Ol-Pl котектике, котектики Ol-Aug - ассоциации Ol-Pl-Aug и т.д.).

Рис. 4.2. Фазовая диаграмма расплавов базальтов и андезитов, насыщенных плагиоклазом и фемическими минералами (сухие условия, Р=1атм.) Проекция на плоскость OLIV-CPX-QTZ (Grove, Baker, 1984)  T - температурный максимум, разделяющий пути эволюции через реакционные точки А (Ol+Pl+Aug+Pig+l) и B (Ol+Pl+Opx+Pig+l)

Важной особенностью данной диаграммы является наличие температурного максимума - точки T, расположенной между реакционными точками A (Ol+Pl+Aug+Pig+l) и B (Ol+Pl+Opx+Pig+l). Этот максимум служит естественным барьером, разделяющим пути эволюции магматических расплавов, варьирующих по содержанию нормативного CPX. Как можно понять из Рис. 4.2, фракционирование исходных толеитовых расплавов, фигуративные точки которых лежат выше линии OLIV - A, происходит за счет кристаллизации ассоциаций Ol-Pl, Ol-Pl-Aug и Pl-Aug-Pig. Содержание FeO_общ по мере выделения этих фаз монотонно возрастает, причем наиболее резкое обогащение железом происходит после прохождения реакционной точки A. Содержание кремнезема в расплаве на начальных стадиях кристаллизации возрастает слабо, а в точке A возможно даже некоторое уменьшение SiO₂. Эта схема в дальнейшем была уточнена и детализирована (Tormey et al., 1987; Grove, 1993), но в целом хорошо согласуется с минералогической спецификацией пижонитовых серий Куно (Kuno, 1950, 1960) и многочисленными данными по плавлению океанических толеитов.

На Рис. 4.1 приведено только 3 примера типичной эволюции толеитовых магм, представляющих две эффузивные серии (базальты Тингмули и стекла Галапагосских о-вов) и серию остаточных магм Скергаардского интрузива (Уэйджер, Браун, 1970). Тем не менее они демонстрируют существо дискуссий, касающихся эволюции толеитовых магм. Эти проблемы включают: [1] максимально возможную степень обогащения железом, [2] направленность трендов в отношении SiO₂ на ранних стадиях - обогащение (Тингмули) или обеднение (Скергаард) и [3] относительный объем богатых SiO₂ фракций на поздней стадии? Здесь уместно вспомнить о характере принципиальной дискуссии между Боуэном и Феннером (Bowen, 1928; Fenner, 1929).

Истоки расхождений этих авторов во взглядах на пути эволюции базальтовых магм по сути носили фазовый характер. Боуэн изначально опирался на данные по системе Ab-An-Di, фракционирование в пределах которой приводит к образованию богатых альбитом расплавов - отсюда следовал вывод о неизбежности эволюции базальтовых магм по линии накопления щелочей и кремнезема. Феннер обратил внимание, что эта логика применима к твердым растворам клинопироксенов, фракционирование которых должно приводить к образованию обогащенных железом расплавов. Таким образом, природа различий боуэновского и феннеровского трендов дифференциации сводилась к оценке относительной роли плагиоклаза и железо-магнезиальных силикатов при кристаллизации базальтовых магм. Данные современных исследований фазовых равновесий силикатных систем трактуют эту альтернативу как результат зависимости от исходного состава и условий кристаллизации.

В работе (Shi, 1993) представлены данные изучения стабильности ассоциации Ol-Pl-Aug в системе Na₂O-CaO-FeO-MgO-Al₂O₃-SiO₂ при температуре 1100^оС и давлении 1 атм. Эти результаты включают составы изотермических жидкостей, равновесных с "габбровым" парагенезисом, и позволяют оценить возможные пути эволюции модельной магмы в зависимости от состава. Область устойчивости ассоциации Ol-Pl-Aug в координатах Na₂O-SiO₂ охватывала диапазон ~ 38-52 мас.% SiO₂ при "щелочности" расплава около 2 мас.% и ~ 40-60 мас.% SiO₂ при ~ 6 мас.% Na₂O в жидкости (Рис. 4.3). С учетом данных по составам минералов это указывает на возможность эволюции базальтовых магм с образованием Ne-нормативных и пересыщенных SiO₂ расплавов (Shi, 1993).

Эти выводы подтверждают данные по составам расплавов природных образцов, полученные в области устойчивости ассоциаций Ol+Pl+Aug Pig и Mt+Pl+Aug Pig Ol (Рис. 4.3). Они представляют результат поиска по системе ИНФОРЭКС с ограничениями на продолжительность опытов (не менее 12 часов) и общую щелочность экспериментальных стекол (Na₂O+K₂O 6 мас.%). Как видно из графика, природные котектики допускают возможность обеднения и обогащения кремнеземом на стадии кристаллизации клинопироксена, хотя преобладающей тенденцией является все-таки понижение содержания SiO₂ в жидкости. В случае появления магнетита на ликвидусе (Pl+Aug)-содержащих ассоциаций наблюдается заметный сдвиг в область обогащенных SiO₂ составов. Отсюда можно сделать предварительный вывод, что для конечных стадий фракционирования в системах низкой и умеренной щелочности следует ожидать обеднения кремнеземом и обогащения FeO, если на ликвидусе отсутствует магнетит (напомним, что Px и Mt являются 3-й или 4-й кристаллизующейся фазой - Рис. 2.30 и 2.31). Кристаллизация оксида железа должна приводить к изменению тренда фракционирования и накоплению SiO₂ в жидкости. При этом поведение FeO неоднозначно - как будет показано ниже, эволюция содержаний этого компонента определяется конкретным режимом f_O2.

Данные по химизму пород и минералов показывают, что в природных объектах проявлены и боуэновская и феннеровская тенденции: накопление SiO₂ и щелочей характерно для конечных стадий эволюции толеитовых и известково-щелочных серий, а накопление FeO - для ранних этапов кристаллизации толеитов (Рис. 1.1). Что касается степени накопления FeO и поведения SiO₂ на начальных этапах фракционирования толеитовых магм, то здесь существуют расхождения, связанные с отличием трендов эволюции вулканических серий от составов остаточных расплавов, оцененных для дифференцированных интрузивов.

Используя данные по относительным объемам и средним составам кумулятов Скергаардского интрузива, Уэйджер с коллегами рассчитали составы остаточных расплавов, аппроксимирующих эволюцию состава исходной толеитовой магмы при внутрикамерной дифферециации (Wager, Deer, 1939; Уэйджер, Браун, 1970). Согласно этим данным, в интервале степени затвердевания массива 0 < F < 88% рассчитанная серия составов демонстрирует монотонный тренд увеличения суммы оксидов железа FeO_общ от 9.6 до 18.2 мас.% при последовательном понижении SiO₂ от 48.1 до 46.9 мас.%. Конечные стадии кристаллизации 88 < F < 98% характеризуются небольшим увеличением FeO_общ до 21.7% и SiO₂ до 49.8%, которое сменяется на понижение концентрации оксидов железа и образование весьма необычных ферроандезитовых составов: при F=99.3% содержание FeO_общ и SiO₂ в модельных дифференциатах составляет 18.5% и 55.0%, соответственно (Рис. 4.4). Рассчитанный таким образом тренд на многие годы стал эталоном эволюции толеитовых магм по линии максимального обогащения железом, был продублирован массбалансовыми расчетами для некоторых других интрузивов (напр., Киглапайт - Morse, 1981) и рассматривался как главное подтверждение "феннеровской эволюции".

Парадокс состоит в том, что несмотря на обнаружение среди базальтов и природных закалочных стекол сильно обогащенных железом составов, включающих до 18-19 мас.% FeO_общ (Brooks et al., 1991), эффузивных аналогов расчетных ферроандезитов, как крайних продуктов дифференциации скергаардской магмы, до сих пор не обнаружено. Для большинства толеитовых вулканических серий характерно умеренное обогащение FeO_общ в области базальтовых составов, обычно до 13-15%, при этом понижения концентрации SiO₂ не наблюдается (Carmichael, 1964; Арискин и др., 1988). Заслуживает внимания и тот факт, что составы базальтов Галапагосских островов, которые обычно приводятся вместе с данными по Скергаарду, как доказательство феннеровского тренда (Рис. 4.1Б), не несут признаков обеднения кремнеземом с ранних стадий эволюции (Рис. 4.1А). Не случайным представляется также соответствие трендов обогащения SiO₂ для эффузивных серий и субвулканических пород толеитового ряда (Рис. 4.4), которое может указывать на общность механизма и условий формирования крайних продуктов дифференциации толеитовых магм в вулканических камерах.

С другой стороны, мы уже отмечали, что результаты экспериментов по плавлению скергаардских кумулятов, продуциирующие бедные SiO₂ и аномально обогащенные железом расплавы (McBirney, Nakamura, 1974; McBirney, Naslund, 1990), подкреплены результатами расчетов равновесной кристаллизации закаленного габбро EG4507 (Рис. 3.4). О реальности существования подобных жидкостей свидетельствуют также находки некоторых тонкозернистых ферробазальтов из дайкового комплекса, ассоциирующего со Скергаардским интрузивом (Brooks, Nielsen, 1978). Физико-химическое объяснение этим фактам предложено Осборном (Osborn, 1959; Осборн, 1983).

Рис. 4.4. Соотношения между "феннеровским" трендом эволюции скергаардской магмы и "боуэновской тенденцией для толетитов Исландии, Галапагосских о-вов и восточной Камчатки.

В результате экспериментов с системой MgO-FeO-Fe₂O₃-SiO₂ установлено, что различия направленности трендов кристаллизации расплавов связаны с различиями условий выделения магнетита, которые в свою очередь контролируются окислительно-восстановительными условиями (Osborn, 1959). При кристаллизации в режиме закрытой системы (при постоянстве валового состава и соотношения FeO/Fe₂O₃) выделение Mt не приводит к обеднению расплава FeO_общ, тогда как при открытии системы по кислороду (f_O2=const) содержание оксидов железа в расплаве после начала кристаллизации магнетита резко падает. Анализ этих химических особенностей привел к выводу, что внутрикамерная дифференциация толеитовых магм, в частности скергаардской, может протекать в закрытых условиях, а фракционирование исходных магм вулканических серий - в режиме заданного давления кислорода (Osborn, 1959; Осборн, 1983). В пользу этого вывода свидетельствовали данные новых экспериментов с системой CaO-MgO-FeO-Fe₂O₃-SiO₂ (Presnall, 1966; Eggler, Osborn, 1982), а также результаты опытов по плавлению образцов природных базальтов и андезитов (Бабанский и др., 1983; Лапин и др., 1985; Кадик и др., 1986,1990;Snyder et al., 1993; Thy, Lofgren, 1994; Toplis, Carroll, 1995).

Демонстрация образования андезитов и более кислых расплавов при кристаллизации Mt-содержащих ассоциаций минералов инициировала разностороннее изучение проблемы, включая анализ геологических наблюдений, масс-балансовые расчеты, рассмотрение термодинамических аспектов выделения Mt, построение и исследование численных моделей фракционной кристаллизации. Косвенным указанием на реальность фракционирования магнетита явились исследования трендов дифференциации базальтовых магм в лавовых потоках Японии, Калифорнии, Сицилии и Гавайских островов, на основании которых Куно пришел к выводу о том, что переход от феннеровского к боуэновскому тренду прямо коррелирует со степенью окисления железа в исходных магмах (Kuno, 1965). В пользу кристаллизационного механизма образования толеитовых андезитов и риолитов Исландии свидетельствовали результаты моделирования по методу наименьших квадратов (Поляков, Муравьева, 1981 - Рис. 1.3). Оценки взаимосвязи перегибов эволюционных трендов (при появлении на ликвидусе Mt) со степенью кристаллизации экспериментальных базальтовых расплавов позволили дать фазовую интерпретацию бимодального характера распределения основных и кислых дифференциатов в андезит-базальтовых сериях (Луканин, 1985).

Основное возражение оппонентов гипотезы фракционной кристаллизации сводилось к тому, что понижение содержания окислов железа и титана при переходе от базальтов к андезитам "очень велико и требует массового отделения ильменита и магнетита", тогда как в магматических породах нет признаков аккумуляции магнетита в требуемых размерах (Маракушев, 1984). Результаты масс-балансовых расчетов демонстрируют, что это количество несколько варьирует для известково-щелочных и толеитовых серий, но в целом не превышает 10-15 мас.% (Поляков, Муравьева, 1981; Grove, Kinzler, 1986; Рябчиков, 1987). В первой главе было показано, что подобные оценки, основанные на использовании МНК или вытекающие из данных по фазовым равновесиям, справедливы лишь при условии полного разделения расплава и кристаллических фаз и потому всегда представляют максимально возможные значения (раздел 1.3). Явления типа захвата остаточного расплава могут существенно снижать долю средних и кислых дифференциатов, соответственно - количество необходимого для их образования титаномагнетита.

Определенную ясность в эти вопросы внесли первые результаты прямого моделирования фракционной кристаллизации оливинового толеита Тингмули в условиях буфера QFM (Ghiorso, Carmichael, 1985). При проведении вычислений эти авторы использовали одну из первых версий ЭВМ-программы MELTS (Ghiorso, 1985), при помощи которой для давлений 2 кбар и низкого содержания H₂O в исходной системе (0.1 мас.%) удалось смоделировать последовательность кристаллизации минералов, установленную в лавах Тингмули по данным петрографических наблюдений (Carmichael, 1964, 1967): Ol -> Pl -> Aug -> Mt -> Opx (в природе Pig). Главный результат этих расчетов состоял в том, что при P=1 атм модельные линии эволюции состава жидкой фазы с хорошей точностью воспроизвели петрохимические тренды, характерные для этой вулканической серии, и прежде всего - соотношения между FeO и SiO₂, включая резкий перегиб в области содержаний FeO ~ 15 мас.% (Рис. 4.4). По результатам расчетов Mt начал выделяться при температуре 1125^оС (степени фракционирования ~ 55 мас.%), причем пропорция его кристаллизации монотонно понижалась примерно от 18 мас.% вблизи точки появления на ликвидусе до 11% при кристаллизации низкотемпературных риолитовых расплавов (Ghiorso, Carmichael, 1985). Общее количество дифференциатов с содержанием SiO₂ > 60 мас.% составило 12% от массы исходного расплава, при этом было выделено около 6 мас.% титано-магнетита.

Этим результатам созвучны данные ЭВМ-моделирования фракционной кристаллизации магм Тингмули, которые мы провели при помощи программы ТОЛЕМАГ для сухого расплава оливинового толеита при давлении 1 атм в интервале буферных равновесий WM-QFM (Арискин и др., 1987, 1988). При общем соответствии порядка кристаллизации, составов минералов и масс-балансовых оценок мы отметим здесь совпадение трендов эволюции SiO₂ на ранней стадии выделения Ol и Pl - в обоих случаях кремнезем накапливался вплоть до появления Aug. Кристаллизация этого минерала привела к непродолжительному понижению SiO₂, которое вновь сменилось накоплением при фракционировании Mt. Соответствие природных и модельных трендов эволюции указывали на умеренную окисленность магм Тингмули (~ QFM) и протекание процесса в условиях открытой по кислороду системы (Ghiorso, Carmichael, 1985; Арискин и др., 1987). Эти условия объясняют формирование относительно богатых железом ("неокисленных") андезитов, названных ранее исландитами (Carmichael, 1964).

Новые проблемы возникли при интерпретации результатов моделирования фракционной кристаллизации скергаардской магмы (Арискин и др., 1987; Френкель и др., 1988). При проведении этих вычислений в качестве исходного состава был выбран образец закаленного габбро EG4507 (Табл. 3.1), рекомендованный Уэйджером и Брауном (1970). Расчеты проводились при давлении 1 атм в условиях открытой (буферы IW и QFM) и закрытой по кислороду системы. Полученные данные реалистично воспроизводили порядок кристаллизации скергаардской магмы, установленный по смене кумулятов Расслоенной серии и Боковой краевой группы (см. раздел 3.2):

Ol+Pl -> Ol+Pl+Aug -> Ol+Pl+Aug+Pig -> Pl+Aug+Pig+Mt (буфер QFM)

Ol+Pl -> Ol+Pl+Aug -> Ol+Pl+Aug+Mt -> Ol+Pl+Aug+Mt+Ilm (буфер IW),

за исключением ильменита, который кристаллизовался позже титаномагнетита и только в наиболее восстановительных условиях буфера железо-вюстит. Модельные составы Ol, Pl, Aug и Pig совпали с результатами петрологических наблюдений в пределах 2-4 мол.% миналов: это позволяло надеяться, что по данным расчетов удастся идентифицировать приемлимый диапазон редокс-условий кристаллизации скергаардской магмы, как это было сделано для магм Тингмули. Результаты сравнения модельных трендов фракционирования и составов остаточных магм Скергаарда выглядели обескураживающе (Рис. 4.5).

Рис. 4.5.  Сравнение рассчитанных линий фракционирования расплава закаленного краевого габбро EG4507 с серией дифференциатов скергаардской магмы по данным работы (Арискин и др., 1987) 1 - составы остаточных расплавов и поздних дифференциатов скергаардской магмы (Уэйжер, Браун, 1970); линии фракционирования, рассчитанные по модели ТОЛЕМАГ: 2 - условия буфера QFM, 3 - условия буфера IW, 4 - закрытая система

На диаграмме AFM природные и модельные траектории практически совпадают и до появления на ликвидусе титаномагнетита характеризуются существенным накоплением железа при обеднении MgO. Кристаллизация Mt в условиях буферов IW и QFM приводит к повороту этого (феннеровского) тренда дифференциации в сторону резкого обеднения расплава FеО_общ и обогащения щелочами. Максимальное обогащение расплавов железом наблюдается в более восстановительных условиях - как видно из диаграммы FeO-SiO₂ оно достигает ~ 20 мас.% (Рис. 4.5). В закрытых условиях¹⁸ тенденция накопления FеО_общ в расплаве выражена слабее, поскольку при появлении Mt наблюдалось лишь замедление "темпа" обогащения расплава железом, которое обусловлено понижением пропорции его кристаллизации примерно в 1.5-2 раза по сравнению с данными расчетов для открытой системы. Как было предсказано ранее (Osborn, 1959; Presnall, 1966; Рябчиков, 1987), кристаллизация Mt и силикатов в закрытой системе сопровождалось понижением отношения Fe³⁺/Fe²⁺ в расплаве и эволюции состава титаномагнетита в сторону обогащения ульвошпинелевым компонентом.

При сопоставлении составов остаточных магм и данных моделирования в координатах FeO-SiO₂ отличия в направленности трендов выглядят более контрастно (Рис. 4.5). Можно сказать, что они коррелируют с теми различиями, которые обсуждались выше при рассмотрении данных для интрузивных и эффузивных толеитовых серий (Рис. 4.4). Мы проанализировали возможные причины этих расхождений и пришли к выводу, что рассчитанный Уэйджером с коллегами тренд дифференциации скергаардской магмы не совпадает в деталях с данными петрологических наблюдений и информацией по фазовым равновесиям - эти расхождения можно суммировать следующим образом (Арискин и др., 1987):

(1) кристаллизация Ol(Fo₈₁) и Pl(An₇₇) в котектических пропорциях (Табл. 2.11) должна приводить к накоплению в расплаве SiO₂. Нетрудно показать, что для обеднения кремнеземом, показанного на Рис. 4.4, необходимо совместно с Ol (Fo₈₁) кристаллизовать Pl более кислый, чем An₅₅. Плагиоклаз такого состава впервые появляется на средних стадиях дифференциации скергаардской магмы, после начала кристаллизации клинопироксена (Уэйджер, Браун, 1970);

(2) Вне зависимости от степени открытости системы по кислороду кристаллизация магнетита должна приводить к обогащению расплава SiO₂ (Рис. 4.5), однако по данным Уэйджера накопление кремнезема в остаточных магмах отмечается значительно выше уровня появления в разрезе первого кумулятивного титаномагнетита;

(3) Обеднение остаточных расплавов SiO₂ на ранних стадиях предполагает комплементарное обогащение этим компонентом кумулятов нижней зоны Скергаардского интрузива. Согласно балансовым расчетам (Уэйджер, Браун, 1970), содержание SiO₂ в нижней приконтактовой зоне массива составляет 51 мас.%, а в целом для нижней половины Расслоенной серии превышает среднее содержание в интрузиве - 48.7 мас.%. Результаты наших расчетов показывают, что это возможно при нереально высокой пористости кумулятов: содержание кремнезема в троктолитах, заключающих 30-40% интеркумулятивного расплава не превышает 48 мас.%.

Отмеченные несоответствия могут быть обусловлены тем, что в основу балансовых расчетов Уэйджер с коллегами положили заниженные оценки распространенности в Скергаардском интрузиве средних и кислых дифференциатов. Из данных ЭВМ-моделирования следует, что идеальное фракционирование скергаардской магмы должно приводить к образованию ~ 10% дифференциатов с содержанием Si0₂ > 55 мас.% - это значительно выше оценки в 0.5%, принятой на основании геологических наблюдений (Wager, Deer, 1939; Уэйджер, Браун, 1970). Другое реалистичное объяснение этих расхождений допускает, что исходная скергаардская магма представляла собой "кристаллическую кашу", для которой в принципе не применима идеология расчета составов остаточных магм, основанная на допущении полного (идеального) разделения кристаллов и расплава.

С этих позиций классический тренд фракционной кристаллизации скергаардской магмы, рассчитанный с использованием средних составов главных зон интрузива, надо воспринимать как первое приближение, позволяющее оценить главные тенденции фракционирования магмы, если она действительно внедрилась в камеру свободной от взвешенной кристаллической фазы. Независимо от наших работ в 1987 г. вышла публикация британских петрологов, также поставивших под сомнение "феннеровский" тренд дифференциации магм Скергаарда (Hunter, Sparks, 1987).

Хантер и Спаркс (1987) привели дополнительные аргументы относительно некорректности предшествующих оценок эволюции скергаардской магмы. По мнению этих авторов главное противоречие подхода Уэйджера заключается в том, что установленный путем массбалансовых расчетов тренд суперобогащения железом при монотонном понижении содержания SiO₂ не согласуется с оценками состава исходной скергаардской магмы и экспериментальными данными по фазовым равновесиям базальтовых систем. Это касается, как степени накопления железа, так и тренда убывания содержания кремнезема, который трудно (если не невозможно) согласовать с низким содержанием SiO₂ (44-46%) в продуктах кристаллизации "габбровой ассоциации" Ol-Pl-CPx Mt. Было также отмечено, что "классический" изгиб линии накопления железа и переход к обогащению расплавов кремнеземом (Рис. 4.4) не совпадают с началом кристаллизации титаномагетита, появление которого в кумулятивной последовательности отмечается еще на стадии обеднения модельных расплавов SiO₂ и накопления FeO_общ (Уэйджер, Браун, 1970).

Таким образом, было высказано предположение, что дифференциация скергаардской магмы представляет в действительности пример обычной для вулканических серий эволюции толеитовых магм по линии ферробазальт - андезит-базальт - исландит (ферроандезит) - дацит. Этот процесс на ранних и средних стадиях характеризуется кристаллизацией ассоциаций Ol-Pl CPx, что приводит к монотонному накоплению в расплаве FeO_общ при приблизительно постоянном содержании кремнезема; появление Mt вызывает резкое обеднение расплавов FeO_общ и комплементарное обогащение SiO₂ (Hunter, Sparks, 1987). Подобная интерпретация подразумевает, что главное отличие "реальной" скергаардской серии расплавов (недоступной определению прямыми аналитическими методами) от типичных ассоциаций толеитовых вулканитов (Carmichael, 1964) состоит в повышенной, но не аномальной степени обогащения оксидами железа, по-видимому до 17-18 мас.% FeO_общ, которая связана с относительной задержкой кристаллизации магнетита вследствие более восстановительных условий в интрузивной камере. Эти выводы перекликаются с результатами Ирвина, который показал, что по ряду петрологических признаков исходная магма Скергаарда близка составу глубоководных толеитов, обнаруженных в пределах Исландской активной зоны (Ирвин, 1983).

Здесь важно подчеркнуть, что при расчетах "новой серии скергаардских магм" Хантер и Спаркс использовали другой образец закаленного габбро - KT-39 (Hoover, 1989), содержащий ~ 50 мас.% SiO₂ в пересчете на сухой остаток (Табл. 3.2). По этой причине рассчитанные дифференциаты оказались в среднем богаче кремнеземом и для большей части разреза указывали на содержания 52-53% SiO₂ (Рис. 4.6). Кроме того, использованный метод последовательного вычитания из исходной магмы заданного количества габбровой составляющей имеет тот же недостаток, что и подход Уэйджера: при проведении массбалансовых расчетов не учитывается возможность присутствия в кумулятах захваченного расплава и наличие в магме взвешенной кристаллической фазы. В этом смысле рассчитанный тренд также носит приблизительный, оценочный характер. Об этом свидетельствуют результаты расчета линии фракционирования состава KT-39 при помощи программы КОМАГМАТ (Рис. 4.6): как видно, реальные фазовые соотношения дают важные изгибы котектических линий, которые трудно зафиксировать, оперируя средними составами кумулятов.

Рис. 4.6. Тренды фракционирования скергаардской магмы, рассчитанные по составам кумулятов (Уэйджер, Браун, 1970;Hunter, Sparks, 1987) в сравнении с результатами моделирования фракционной кристаллизации при помощи программы КОМАГМАТ-3.0  (Ariskin et al., 1993)

Попытка разрешить эти противоречия была предпринята в середине 90-х годов (Toplis, Carroll, 1995, 1996). Эти исследователи провели серию опытов по плавлению синтетического состава, аппроксимирующего наиболее примитивные ферробазальты из даек комагматичных Скергаардскому интрузиву (Toplis, Carroll, 1995). Результаты экспериментов в широком диапазоне f_O2 были приведены к виду зависимости порядка выделения фаз от степени кристаллизации, состава расплава и редокс-условий (). При помощи этой параметризации и рассчитанных фазовых пропорций была разработана эмпирическую модель, позволяющая исследовать фракционирование ферробазальтовых магм в буферированных и закрытых по кислороду условиях (Toplis, Carroll, 1996).

Главные выводы этой работы совпали с полученными ранее результатами (Арискин и др., 1987): ни одна из модельных траекторий фракционирования не воспроизвела канонический тренд остаточных магм Скергаарда. При этом особенности рассчитанных трендов скергаардской магмы отвечали данным природных наблюдений по вулканическим сериям, типа показанных на Рис. 4.4 (Toplis, Carroll, 1996). Максимальное обогащение модельных расплавов FeO было отмечено для условий буфера QFM-2 и составляло около 20 мас.%. Были зафиксированы различия линий фракционирования по степени накопления железа в открытых и закрытых по кислороду условиях. Вместе с тем, важные расхождения наметились в деталях моделирования. В отличии от моделей (Ghiorso, Carmichael, 1985; Арискин и др., 1987) Топлис и Кэрролл постулировали неожиданно высокую пропорцию кристаллизации магнетита: в буферированных условиях она понижалась примерно от 40 до 5 мас.% (в среднем 20-25%), а при закрытии системы по кислороду - от 30 до 10 мас.% (в среднем 15%). Это привело к тому, что в координатах FeO-SiO₂ обеднение железом и обогащение кременеземом проявлялись в большей степени, причем довольно резкое понижение концентрации FeO в расплаве наблюдалось и при условии "закрытости" системы (Toplis, Carroll, 1996).

Завершая этот экскурс в проблему, отметим, что попытка ревизии традиционных представлений о направленности эволюции скергаардской магмы не могла не вызвать дискуссии среди петрологов, которая до настоящего времени не разрешила противоречий между геологическими аргументами оппонентов новой интерпретации (McBirney, Naslund, 1990; Morse, 1990; Brooks, Nielsen, 1990) и данными по фазовым равновесиям, на которые опирались (Арискин и др., 1987; Hunter, Sparks, 1987, 1990; Toplis, Carroll, 1996). Очевидно, что решение этих вопросов связано с определением начальных условий внутрикамерной дифференциации (включая оценки кристалличности исходной магмы) и построением более точных моделей фазовых равновесий, основанных на учете выделения Mt- и Ilm-содержащих ассоциаций минералов. На важность разработки корректной модели равновесия Mt-расплав в программе КОМАГМАТ указывают результаты экспериментов по плавлению исландских ферробазальтов, согласно которым степень обогащения FeO в условиях QFM достигает 20 мас.% (Кадик и др., 1990), а не 15-16% как следовало из данных расчетов (Ghiorso, Carmichael, 1985; Арискин и др., 1987; Toplis, Carroll, 1996).

Примечание: