Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм

В этой главе будут представлены результаты петролого-геохимических исследований базальтовых лав Ключевского вулкана на Восточной Камчатке и обоснована гипотеза декомпрессионной фракционной кристаллизации исходной высокомагнезиальной магмы. Полевой материал, составляющий основу исследования, был собран в ходе экспедиции на Ключевской вулкан, организованной в 1987 г. С.А.Хубуная (ИВ ДВО РАН). Часть данных по составам минералов выскоглиноземистых базальтов была предоставлена А.Ю.Озеровым (ИВ ДВО РАН). Основные результаты этих работ обобщены в публикациях (Арискин и др., 1995; Ariskin, 1999), текстовая часть которых с небольшими изменениями изложена ниже.

Выделение высокоглиноземистых базальтов (далее ВГБ) в качестве самостоятельного типа базальтовых магм было впервые проведено К.Тилли на основании повышенных (до 18 мас.%) содержаний Al₂O₃ в некоторых афировых вулканитах северной Калифорнии (Tilley, 1950). Х.Куно в своей известной работе (Kuno, 1960) предложил ряд минералогических и петрохимических критериев для отделения ВГБ от ассоциирующих толеитовых и щелочных пород, рассматривая высокоглиноземистые базальты как один из наиболее распространенных базальтовых типов на Японских о-вах. Именно Куно впервые поставил вопрос о природе ВГБ, полагая, что эти вулканиты представляют первичную магму, формирующуюся в результате частичного плавления мантийного перидотита.

Позднее была высказана альтернативная точка зрения, согласно которой накопление Al₂O₃ в магмах может быть обусловлено задержкой кристаллизации плагиоклаза из водосодержащих пикрит-базальтовых магм (Yoder, Tilley, 1962). В течение последующих десятилетий эта альтернатива первичности и непервичности высокоглиноземистых магм составляет ядро дискуссий о происхождении ВГБ (см. обзоры Crawford et al., 1987; Кадик и др., 1990; Myers, Johnston, 1996).

Современное состояние проблемы включает несколько гипотез, в соответствии с которыми высокоглиноземистые базальты рассматриваются как: (1) продукты частичного плавления погружаюшейся океанической коры (включая поступление в зоны плавления осадочного материала - Бабанский и др., 1983; Baker, Eggler, 1983; Brophy, Marsh, 1986; Johnston, 1986); (2) остаточные расплавы, возникшие в результате фракционирования высоко-магнезиальных мантийных магм (Perfit et al., 1980; Kay, Kay, 1985; Nye, Reid, 1986; Uto, 1986; Gust, Perfit, 1987; Кадик и др., 1989,1990; Draper, Johnston, 1992); (3) продукты переуравновешивания первичных расплавов и их дериватов с веществом стенок магмовода (Kelemen, Ghiorso, 1986; Kelemen, 1990); (4) кумулятивные породы, образованные за счет механического накопления кристаллов плагиоклаза, циркулирующих в кристаллизующихся магнезиальных магмах (Crawford et al., 1987; Plank, Langmuir, 1988; Brophy, 1988, 1989; Fournelle, Marsh, 1991).

Можно заметить, что первые две гипотезы указывают на возможность формирования собственно высокоглиноземистых расплавов, тогда как гипотеза аккумуляции представляет скорее дополнительный механизм для объяснения широкого спектра содержаний Al₂O₃ в породах толеитовых и известково-щелочных серий, вызванного вариациями количества вкрапленников плагиоклаза. В какой-то мере, эти противоречия между сторонниками первичности и непервичности ВГБ разрешаются с обнаружением весьма примитивных высокоглиноземистых расплавов, равновесных с высокомагнезиальным Ol состава Fo₉₀ (Соболев и др., 1988), хотя в данном случае речь идет о первичных магмах океанических толеитов, а не пород островодужных серий. В этой связи представляются важными данные геологических наблюдений, свидетельствующие, что для многих крупных вулканических центров островных дуг характерна совместная встречаемость ВГБ и высокомагнезиальных базальтов (далее ВМБ), содержащих более 10 мас.% MgO (Perfit et al., 1980) и обогащенные форстеритом фенокристаллы оливина - Fo_88-92 (Kay, Kay, 1985). Подобные ассоциации установлены для вулканов Окмок и Макушин на Алеутских о-вах (Nye, Reid, 1986; Gust, Perfit, 1987), Ключевского вулкана (Хренов и др., 1989; Хубуная и др., 1993; Озеров и др., 1996), а также Большого трещинного Толбачинского извержения на Камчатке (Сборник БТТИ 1975-1976 гг.).

Несмотря на относительно низкую распространенность, высокомагнезиальные базальты привлекли внимание как возможные родоначальные для этих ассоциаций расплавы, имеющие своим источником перидотитовое вещество верхней мантии. Эта гипотеза получила развитие в серии экспериментальных работ, направленных на изучение фазовых равновесий в образцах островодужных ВМБ при давлениях от 1 атм до 20 кбар (Gust, Perfit, 1987; Кадик и др., 1989, 1990; Draper, Johnston, 1992). В результате этих исследований было установлено, что продуктом фракционирования ВМБ при давлениях более 8 кбар в сухих условиях являются расплавы, содержащие 16-18 мас.% Al₂O₃ и близкие по другим петрохимическим параметрам природным высокоглиноземистым базальтам. Вместе с тем, по некоторым характеристикам, напр. соотношениям СаО и MgO, породы островодужных ВМБ-ВГБ серий не находят аналогов среди экспериментальных закалочных стекол (Draper, Johnston, 1992), что оставляет открытым вопрос об условиях реализации в природе механизма полибарического фракционирования первичных магм.

Задача данной работы состоит в том, чтобы в комплексе петролого-геохимических данных (включая методы ЭВМ-моделирования), показать возможность формирования высокоглиноземистых базальтов из исходной ВМБ магмы посредством декомпрессионного (по мере подъема) фракционирования в водосодержащих условиях (Бармина, Арискин, 1992; Арискин и др., 1995). В качестве модельного объекта выбрана серия лав Ключевского вулкана, представляющая непрерывный тренд от высокомагнезиальных до высоко-глиноземистых базальтов (Хренов и др., 1989; Kersting, Arculus, 1994).

Ключевской вулкан расположен в пределах Восточно-Камчатского вулканического пояса Камчатки, к которому приурочена основная часть действующих вулканов полуострова. Он является главным вулканом Курило-Камчатской вулканической зоны и по объему изверженного материала относится к числу наиболее активных вулканов мира (Федотов и др., 1987). Этот гигантский стратовулкан имеет высоту около 4800 м и сформировался на склонах более древнего вулкана Камень; возраст Ключевского вулкана - около 7 тыс. лет (Мелекесцев и др., 1992).

Начиная с первых описаний Ключевского вулкана XVIII века и до 1932 г. в его эруптивной деятельности отмечались только извержения из вершинного кратера. Они имели эксплозивный, реже эксплозивно-эффузивный характер, поэтому объем пирокластического материала в постройке вулкана существенно превышает объем лавовых потоков. В 1932 г. произошло резкое изменение режима вулканической деятельности: на фоне продолжающейся активности центрального кратера на склонах вулкана начались побочные извержения, в среднем 1 раз в 4 года (Федотов и др., 1987). С 1932 г. по настоящее время произошло 18 крупных побочных извержений с образованием протяженных, от сотен метров до 7-8 км, лавовых потоков. Кроме того, на склонах вулкана сохранилось более 100 шлаковых паразитических конусов.

Вулканическая постройка на 90% сложена глиноземистыми базальтами; остальные вулканиты относятся к магнезиальным и промежуточным разностям (Хренов и др., 1989). Наряду с лавами вершинных извержений вещество побочных прорывов представляет один из главных источников петрологической информации. По данным тефрохронологических исследований побочные извержения подразделяются на 6 возрастных групп (Богоявленская и др., 1985): I. 1932-1991 гг., II. 150-1000 л.н. (лет назад), III. 1500-2000 л.н., IV. 2000-2500 л.н., V. 2500-4000 л.н., VI. более 4000 л.н. Прорывы приурочены, главным образом, к северо-восточному, восточному и юго-восточному секторам вулкана (Рис. 5.1), при этом излияния магмы чаще происходили по радиальным трещинам; реже наблюдались одиночные эруптивные центры и лишь дважды зафиксированы многовыходные боковые прорывы. Гипсометрические отметки выхода магмы на поверхность варьируют в интервале высот 450-4000 м. Начиная с 1984 г. в кратере вулкана отмечается высокое стояние магмы при одновременном возрастании высоты побочных прорывов: в 1987-1989 гг. извержения происходили на отметках не ниже 2800 м.

По оценкам Г.С.Горшкова (1956) магматический очаг Ключевского вулкана расположен на глубинах 50-60 км и имеет форму плоской линзы диаметром около 30 км и мощностью не менее 10-12 км. Эти представления получили развитие в последующих работах, где наличие под Ключевским вулканом сейсмических "теней" интерпретировалось как сочетание мантийного диапира и вертикального магматического канала, поднимающегося от верхней границы диапира с глубин 60-70 км (Ермаков и др., 1971).

Надежные сейсмические данные в настоящее время имеются лишь для верхней 25-ти км части питающей магматической системы Ключевского вулкана (Федотов и др., 1988). Согласно этой информации, наиболее сейсмоактивная часть этой зоны имеет диаметр около 5 км, причем на глубинах от 5 до 20 км отмечается наличие асейсмичной области с поперечным размером около 3 км (предположительно зона пластичных пород, окружающих основной питающий канал). Важный вывод геофизических исследований состоит в том, что в пределах сейсмоактивной зоны не установлены асейсмичные области размером более 5 км, которые можно было бы аппроксимировать с крупными промежуточными магматическими очагами. Об этом свидетельствует и примерно одинаковая интенсивность землетрясений в интервале 0-25 км, что также интерпретируется как отсутствие крупных неоднородностей (магматических очагов) в питающей системе вулкана на этих глубинах (Федотов и др., 1988).

Таким образом, геофизические данные по Ключевскому вулкану указывают, что эта магматическая система имеет мантийное питание при отсутствии в магмоводе крупных коровых или периферийных очагов (Озеров и др., 1997).

В основе исследования лежит коллекция из 45 образцов, отобранных на шлаковых конусах и побочных прорывах нижней части Ключевского вулкана, в интервале высот 500-2000 м. В этой коллекции представлены, главным образом, древние конуса возрастом около 2000 лет - всего 24, а также некоторые исторические извержения: Туйла (1932 г.), Билюкай (1938 г.), Былинкиной (1951 г.), Белянкина (1953 г.) и Пийпа (1966 г.) - 17 образцов. Аналитические исследования пород проведены в ЦАЛ ГЕОХИ РАН: методом рентгено-флуоресцентного анализа определены содержания главных элементов; 15 представительных образцов анализировались на РЗЭ и другие микроэлементы. Содержания Ni, Co, Sr, Ba и Li определялись методом ICP, Cr и Cu - методом атомной абсорбции, Rb - методом пламенной фотометрии, для РЗЭ и Sc применялся нейтронно-активационный анализ.

Ниже будет показано, что данная серия образцов охватывает по составу практически полный спектр составов базальтов и может являться основой для построения и тестирования ЭВМ-моделей дифференциации магм Ключевского вулкана. Следует отметить, что до недавнего времени геохимические данные по ключевским базальтам носили весьма отрывочный характер (Леонова, Кирсанов, 1974; Хренов и др., 1989), поэтому полученная нами информация (наряду с данными Kersting, Arculus, 1994) представляет одну из первых попыток систематизации этого материала.

При классификации вулканических пород в работе была использована наиболее полная сводка составов по базальтам шлаковых конусов и побочных прорывов, любезно предоставленная А.П.Хреновым, а также отдельные анализы лав вершинных извержений из коллекции В.Н.Андреева (Институт Вулканологии ДВО РАН). Согласно этим данным (Рис. 5.2), серия лав Ключевского вулкана варьирует по составу от высокомагнезиальных (~ 12% MgO, 13.5% Al₂O₃) до высокоглиноземистых (4-5% MgO, 18-19% Al₂O₃) базальтов, образуя на вариационных диаграммах практически непрерывные тренды для главных и примесных элементов (Хренов и др., 1989; Kersting, Arculus, 1994).

Рис. 5.2. Вариационные диаграммы базальтов Ключевского вулкана Выборка составов включает 242 анализа, представляющих данные А.А.Арискина и Г.С.Барминой, А.П.Хренова и В.Н.Андреева (Институт Вулканологии ДВО РАН). Разделение на группы проведено при помощи программы ПЕТРОТИП: 1 - высокомагнезиальные, 2 - магнезиальные, 3 - глиноземистые, 4 - высокоглиноземистые базальты. Римские цифры отвечают петрохимическим типам в Табл. 5.1.

Разрывы в составах на этих трендах для главных компонентов не превышают 0.3-0.5 мас.%, тем не менее в литературе по Ключевскому вулкану традиционно используется двучленное деление этой серии на магнезиальные и глиноземистые базальты. Под промежуточными разностями подразумеваются породы, содержащие около 7% MgO и 16-17% Al₂O₃ (Хренов и др., 1989). Для магнезиальных базальтов IV возрастной группы (см. выше) отмечаются небольшие, порядка 0.2 мас.%, но систематические отличия в содержании К₂О от лав исторических извержений I-II групп, однако, учитывая однородность изотопных составов по Sr, Nd и Pb (Kersting, Arculus, 1995), нет оснований предполагать различные источники для базальтов разного возраста. Двучленное деление ключевских базальтов основано на использовании одной вариационной диаграммы - MgO-Al₂O₃, что вносит трудности при сопоставлении с данными по другим островодужным вулканическим центрам (Crawford et al., 1987; Plank, Langmuir, 1988).

Во избежание последующей терминологической путаницы мы провели более систематический анализ информации о базальтах Ключевского вулкана, используя методику петрохимической типизации магматических пород, разработанную на кафедре геохимии МГУ. Эта методика реализована нами в виде компьютерной программы ПЕТРОТИП, позволяющей идентифицировать области сгущения составов в пространстве размерности, отвечающей числу заданных для классификации петрогенных оксидов. Петрохимическая типизация была проведена для выборки из 242 составов ключевских базальтов при использовании содержаний 10 петрогенных оксидов в качестве базовых параметров. Результаты этой работы приведены в Табл. 5.1.

Таблица 5.1. Химический и нормативный состав петрохимических типов базальтов Ключевского вулкана

Из Табл. 5.1 видно, что составы этих вулканитов группировались в 4 типа, равномерно распределенных в пространстве составов, которые определены нами как высокомагнезиальные (15 образцов), магнезиальные (46), глиноземистые (50) и высокоглиноземистые (131) базальты.

Средние составы этих типов показаны также на Рис. 5.2. В соответствии с этой классификацией к ВМБ относятся лавы древних конусов Булочка, Малыш, Лучицкого, Незаметный, Новограбленова. Типичные магнезиальные базальты представляет система прорывов 1932 г. - Туйла, Киргурич, Биокось, а также лавы конуса Слюнина и некоторых др. Глиноземистые базальты и ВГБ широко распространены среди древних и современных прорывов, причем наиболее высокоглиноземистые составы отмечены для привершинных прорывов и вершинных излияний последнего десятилетия. В случае прорыва Билюкай (1938 г.) примерно 2/3 образцов представляют глиноземистые, остальные - магнезиальные базальты.

В целом, переход от ВМБ к ВГБ характеризуется закономерным увеличением содержаний SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, Na₂O, K₂O и P₂O₅ при монотонном понижении концентраций MgO и CaO. Cодержание FeO остается примерно постоянным, поэтому магнезиальность пород MGN=Mg/(Mg+Fe) монотонно падает примерно от 0.7 до 0.5 в наиболее глиноземистых составах. Эти признаки указывают на то, что ведущим процессом, контролирующим формирование серии лав Ключевского вулкана, могло являться фракционирование исходной ВМБ магмы за счет кристаллизации фемических фаз при отсутствии или весьма незначительной кристаллизации плагиоклаза. В этой связи весьма информативно сопоставление приведенных в Табл. 5.1 нормативных минеральных составов для выделенных петрохимических типов.

Наиболее характерная особенность в изменении нормативных параметров от ВМБ к ВГБ - систематическое накопление компонентов Pl при понижении содержания оливина и диопсидовой составляющей. Если принять, что петрохимические типы представляют эволюцию расплава при кристаллизационном фракционировании исходной ВМБ магмы, можно сделать вывод, что основными кристаллизующимися фазами в этом процессе являлись Ol и Cpx. При этом на ранних стадиях фракционирования в диапазоне составов высоко-Mg и магнезиальных базальтов в кристаллизующемся материале преобладал оливин, тогда как при переходе к более глиноземистым составам вероятно увеличение пропорции кристаллизующегося авгита и выделение небольших количеств Opx. Эти выводы находят подтверждение в эволюции составов фенокристаллов и минеральных включений (см. ниже).

Определенный интерес представляет сравнение в Табл. 5.1 стандартных отклонений (1 ) от средних содержаний для выделенных петрохимических типов. Как видно из этих данных, при переходе от ВМБ к глиноземистым разностям отмечается систематическое увеличение 1 - отклонений для всех 10 петрогенных компонентов; ВГБ по сравнению с глиноземистыми базальтами образуют гораздо более компактную группу (Рис. 5.2). Это предполагает, что на фоне общего фракционирования в эволюции составов ключевских магм принимали участие процессы, вносящие дополнительную дисперсию в составы вулканитов, напр. аккумуляция кристаллов и/или смешение продуктов фракционной кристаллизации. Значение процессов аккумуляции в магмах Ключевского вулкана на стадии формирования генеральных петрохимических трендов, в целом, представляется незначительным в силу существующих геофизических представлений о строении питающей его магматической системы (Федотов и др., 1988), а также отчетливого, "неразмазанного" характера этих трендов (Рис. 5.2). Минералогические признаки смешения, как фактора дополнительного фракционированию, будут рассмотрены ниже. Здесь можно отметить, что менее компактный характер группы глиноземистых базальтов относительно более железистых ВГБ (Табл. 5.1) позволяет рассматривать последние как один из важных краевых компонентов, участвующих в процессах перемешивания магм на протяжении длительной истории развития данного вулканического центра.

В Табл. 5.2 приведены содержания главных и примесных элементов в нескольких образцах, представляющих главные петрохимические типы базальтов Ключевского вулкана (КЛ-3,5 - ВМБ; КЛ-28,45 - магнезиальные базальты; КЛ-15,6 - глиноземистые базальты; КЛ-1,31 - ВГБ). Как и в случае главных компонентов, эти данные показывают, что для элементов-примесей характерны закономерные (хотя и с большими вариациями) изменения концентраций при переходе от высоко-Mg к высоко-Al базальтам. Они выражаются в монотонном понижении содержаний Ni, Co, Cr и Sc (т.е., компонентов предпочтительно распределяющихся в оливин и пироксены) при одновременном накоплении некогерентных элементов - Ba, Rb, Li и легких лантаноидов. Симптоматично поведение Sr: этот элемент накапливается в ВГБ, но в меньшей степени, чем типичные некогерентные элементы.

Таблица 5.2. Содержания главных и примесных элементов в базальтах Ключевского вулкана

Примечание: Аналитические исследования проведены в ЦАЛ ГЕОХИ РАН: содержания главных элементов определены методом рентгено-флуоресцентного анализа; Ni, Co, Ba и Li - методом ICP, Cr и Cu - методом атомной абсорбции, Rb - методом пламенной фотометрии, Для РЗЭ и Sc применялся нейтронно-активационный анализ. Образцы серии КЛ, прорывы: 3 и 5 - Булочка, 28 - Малеева, 45- Туйла, 15 - цирк, 6 - Белянкина, 1- Пийпа, 31 - Былинкиной

Еще меньшее обогащение демонстрируют тяжелые лантаноиды - Lu и Yb. Наблюдаемое распределение микроэлементов вполне отвечает гипотезе фракционирования, которое судя по степени накопления K, P, Li и La составляло 40-50% от массы исходной ВМБ магмы. Эволюция содержаний Sc, Sr и тяжелых лантаноидов в этом процессе контролировалась, по-видимому, кристаллизацией пироксенов. В то же время, приведенные геохимические данные не согласуются с предложенной ранее гипотезой образования магнезиальных базальтов из глиноземистой магмы (Леонова, Кирсанов, 1974; Хренов и др., 1989).

Например, 5-ти кратное увеличение содержаний Ni и 10-ти кратное обогащение хромом от ВГБ к ВМБ (Табл. 5.2) потребовало бы кристаллизации исходного ВГБ расплава примерно на 80-90% с Pl в качестве единственной ликвидусной фазы. Это запрещено экспериментальными данными по фазовым соотношениям высокоглиноземистых базальтов (Бабанский и др., 1983; Baker, Eggler, 1983; Johnston, 1986). Кроме того, в результате столь продолжительной кристаллизации плагиоклаза в конечных дифференциатах наблюдались бы аномально высокие содержания Sc и некогерентных элементов, без существенных изменений магнезиальности системы MGN. Приведенные ниже данные по эволюции составов фенокристаллов также не позволяют рассматривать глиноземистые базальты в качестве исходной магмы.

Более полная сводка полученных нами геохимических данных и анализ распределения микроэлементов даны в работе (Арискин и др., 1995). Здесь отметим только два дополнительных наблюдения. Во-первых, для некоторых элементов (Sr, Sc, Yb) наблюдается отсутствие линейной корреляции с содержанием Ni как показателя фракционирования - проявлены плавные изгибы геохимических трендов. Эта особенность была впервые отмечена для ключевских базальтов на диаграммах содержаний микроэлементов в зависимости от TiO₂ (Kersting, Arculus, 1994) и свидетельствует о невозможности формирования всех промежуточных разновидностей базальтов за счет простого смешения крайних компонентов, отвечающих ВМБ и ВГБ магмам.

Второе наблюдение касается элементов переменной валентности - Cu и V. По нашим данным для меди не отмечается зависимости от MgO, Ni или других параметров фракционирования. Содержания Cu в высоко-Mg базальтах варьируют незначительно, однако при переходе к менее магнезиальным и более глиноземистым разновидностям наблюдается расходящийся "веер" концентраций меди, охватывающий область обогащения и обеднения этим элементом. Подобное распределение отмечалось также для V (Kersting, Arculus, 1994). Это позволяет предполагать отсутствие стабильных редокс - условий на протяжении истории развития магмогенерирующей системы Ключевского вулкана.