Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм

Лавы Ключевского вулкана представляют везикулярные или массивные базальты, порфировой структуры, где в качестве минералов-вкрапленников присутствуют Ol, Cpx и Pl. Размеры фенокристаллов варьируют в диапазоне 0.1-1 мм, иногда наблюдаются изометричные зерна оливина и пироксена до 5-7 мм диаметром. Во всех типах пород распространены гломеропорфировые сростки кристаллов, размер которых может достигать 10 мм. Парагенезис вкрапленников и сростков имеет тенденцию к изменению от Ol-Cpx (с преобладанием Ol - ВМБ; а Cpx - магнезиальные и глиноземистые базальты) к обогащенным Pl (ВГБ). В отдельных случаях зерна Pl фиксируются в магнезиальных базальтах, однако систематическое присутствие этого минерала в виде фенокристаллов и в составе сростков отмечается в породах III и IV типов. Opx редок: случайные зерна, иногда в сростках с Pl и Cpx, обнаружены только в глиноземистых базальтах и ВГБ; при детальных микрозондовых исследованиях его присутствие устанавливается по составам твердофазных включений в зернах Ol и Cpx, отобранных из высоко-Mg и высоко-Al базальтов (Хубуная и др., 1993; Озеров и др., 1996). Обогащенная хромом шпинель распространена в виде микровключений в оливинах, особенно из древних ВМБ прорывов Булочка и магнезиальных базальтов Туйлы (Табл. 5.2). Для высокоглиноземистых базальтов характерно наличие мелкой вкрапленности титаномагнетита, иногда в сростках с Ol и Cpx; включения Ti-Mt весьма распространены и в плагиоклазе.

Суммарное количество вкрапленников в ВМБ и магнезиальных разностях колеблется в пределах 3-7 об.%, в высоко-Al базальтах может достигать ~ 20%. Для последующего рассмотрения важно отметить, что среди ВГБ при общем преобладании типичных порфировых пород с размером кристаллов плагиоклаза 0.5-1 мм встречаются микропорфировые, вплоть до субафировых разновидностей. Структура основной массы базальтов варьирует от витрофировой до интерсертальной. В ее составе преобладают тонкие лейсты плагиоклаза и мелкие сростки Ol, Cpx (авгит, пижонит) и Ti-Mt. Мезостазис представлен слабоизмененным или девитрифицированным стеклом, которое в глиноземистых базальтах имеет андезит-дацитовый состав (Озеров, 1993).

К середине 90-х годов информация о химизме породообразующих минералов из лав Ключевского вулкана была приведена в работах (Озеров, 1993; Хубуная и др., 1993; Kersting, Arculus, 1994). Эти данные указывают на несколько основных особенностей:

(1) Установлено, что среди минералов-вкрапленников и их сростков присутствует весьма магнезиальная ассоциация кристаллов клинопироксена (MGN=87-90) и оливина (MGN=88-92), содержащих многочисленные включения обогащенной Cr, Al и Mg шпинели и, реже, включения Opx (максимальные значения MGN ортопироксена около 89 установлены среди включений в оливинах из базальтов прорыва Заварицкого - Озеров, 1993). Зерна высоко-Mg минералов преобладают среди ВМБ и магнезиальных базальтов, но распространены также и в других породах, включая глиноземистые и ВГБ разновидности.

(2) По составам центральных зон фенокристаллов и минеральных включений для всех типов пород диагностируется широкий спектр составов Ol, Cpx и Opx, от магнезиальности MGN~ 90 до значений MGN=65-70 c параллельным изменением химического состава сосуществующей шпинели в сторону обеднения хромом и обогащения титаномагнетитом (напр., Озеров, 1993). Характерно, что наиболее магнезиальные клинопироксены с MGN около 90 установлены по составам включений в наиболее магнезиальных оливинах; среди вкрапленников и в сростках подобные составы Cpx практически отсутствуют (Хубуная и др., 1993).

(3) Для многих фенокристаллов оливина и пироксена характерна нормальная зональность, проявляющаяся в более железистом составе внешних зон, однако эти различия обычно не превышают первых номеров (мол.%). В некоторых случаях, например для прорыва Билюкай, устанавливается сложная картина зональности, от нормальной к обратной и наоборот, которая наиболее четко проявлена в зернах Cpx (Kersting, Arculus, 1994). Это рассматривается как свидетельство неоднородности состава магмы вследствие смешения жидких продуктов фракционирования до стадии извержения (Sakuyama, 1981). В пользу смешения свидетельствует и резко выраженная бимодальность распределения составов Cpx в лавах Билюкая (Хубуная и др., 1993).

В этой связи можно заметить, что широкий спектр составов фенокристаллов ключевских лав в отдельных образцах сам по себе указывает на неоднородность (неравновесность) сосуществующих минералов и расплава, что может свидетельствовать не только о смешении магм, но также о возможности продолжительной циркуляции более ранних и тугоплавких кристаллов в низкотемпературных дериватах исходной магмы.

Составы фенокристаллов плагиоклаза варьируют от An_84-85 до ~ An₆₀. Вкрапленники такого состава распространены в глиноземистых и высоко-Al базальтах, часто в сростках с фемическими минералами. При этом важно, что магнезиальность оливинов и пироксенов из включений в Pl не превышает MGN=72-76 (Озеров, 1993). Это позволяет рассматривать плагиоклаз в качестве фазы, выделявшейся из поздних продуктов фракционирования исходного ВМБ расплава, возможно в процессе или непосредственно перед извержением магмы. В поддержку этой гипотезы мы представили новые данные по эволюции составов сосуществующих минералов, представленных в сростках и твердофазных включениях (Арискин и др., 1995).

Для изучения составов минералов были выбраны образцы из 10 базальтовых потоков, представляющие высоко-Mg (КЛ-3,12), глиноземистые (КЛ-35,40) и высоко-Al (КЛ-2,8,25,27,30,31,33) базальты. Аналитические определения проводились в микрозондовой лаборатории университета штата Орегон на тонких шлифах, предварительно сканированных экспресс-анализатором с целью идентификации полиминеральных сростков. Эта процедура отличает проведенное исследование от других работ, главным содержанием которых являлось определение общего диапазона составов фенокристаллов (Kersting, Arculus, 1994) или акцент на изучение минеральных включений (Озеров, 1993; Хубуная и др., 1993). При этом подразумевается, что составляющие гломеропорфировые сростки кристаллы представляют котектические ассоциации сосуществующих фаз, кристаллизовавшихся из родоначальных и производных магматических расплавов. В случае наличия силикатных и железорудных твердофазных включений их составы также рассматривались как котектические. В общей сложности нами получено около 700 анализов, в том числе для Ol - 266, Aug - 187, Pl - 104, Sp - 107 и Opx - 33.

Следует отметить, что решение поставленной задачи осложнено проявлениями зональности кристаллов, размах которой в фемических минералах составляет обычно 2-3 мол.% (Озеров, 1993; Kersting, Arculus, 1994). Чтобы свести эту проблему к минимуму, мы анализировали, главным образом, зоны кристаллов вблизи границ минеральных зерен и включений, полагая, что эта процедура гарантирует определение наиболее равновесных составов. Как видно из нижеследующих графиков, предложенная методика позволяет идентифицировать достаточно четкие эволюционные тренды составов сосуществующих минералов.

Рис. 5.3 характеризует наблюдаемый диапазон составов отдельных фенокристаллов, гломеропорфировых сростков и включений для пироксенов, оливина, шпинели и плагиоклаза. Высоко-Са пироксен представлен здесь авгитами с содержанием 37-45 мол.% Wo при вариациях MGN от 91 до 67. Субкальциевые разности и Pig имеют повышенную железистость и относятся к краевым зонам кристаллов авгита; некоторые из этих разновидностей отмечены в виде микрофенокристаллов, однако, детальных исследований основной массы нами не проводилось.

Ортопироксен содержит 2-3 мол.% Wo и имеет MGN в диапазоне 85-68. Наиболее магнезиальноый состав с MGN=85 представляет единственное включение Opx в Aug, обнаруженное в высоко-Mg базальте КЛ-12; остальные составы Opx представляют глиноземистые базальты и ВГБ. Составы оливинов и плагиоклазов укладываются на четкие тренды: содержание Fo в Ol варьирует от 90 до 60 мол.% при монотонном обогащении Mn и накоплении CaO примерно от 0.12 до 0.25 мас.%; содержание An в крупных, хорошо оформленных кристаллах Pl колеблется в пределах 85-58 мол.% при одновременном накоплении калия. Краевые зоны кристаллов плагиоклаза обогащены альбитовой составляющей, а микрофенокристаллы имеют состав An_20-40.

Составы шпинелидов изменяются в широких пределах: от обогащенных Mg и Al хромитов до магнетитов, варьирующих по соотношениям магнетитового и ульвошпинелевого компонента (отдельные включения Ti-Mt содержат около 16 мас.% TiO₂). Распределение этих составов носит бимодальный характер, что позволяет предполагать в кристаллизационной истории быструю смену одного типа составов шпинели на другой (Озеров, 1993). Наличие промежуточных разностей по соотношению Cr³⁺ и Fe³⁺ свидетельсвует о том, что серия шпинелидов представляет единый ряд твердых растворов, а скачкообразное изменение их состава отражает достаточно резкое изменение (окислительно-восстановительных?) условий кристаллизации.

Направленность показанных на Рис. 5.3 композиционных трендов не противоречит гипотезе фракционной кристаллизации, как главному механизму формирования наблюдаемого спектра составов. Однако, приведенные для отдельных минералов, эти данные сами по себе не могут рассматриваться как свидетельство в пользу крупномасштабного фракционирования, отражая общие особенности эволюции минеральных составов при понижении температуры расплавных базальтовых систем. Из проведенного выше анализа петрохимических данных был сделан вывод, что серия ключевских базальтов могла формироваться как результат одновременного фракционирования оливина и пироксенов. Поэтому доказательством реалистичности этого процесса будет являться установление попарной эволюции составов минералов и соответствие этих соотношений имеющимся экспериментальным данным по фазовым равновесиям. Многочисленные сростки Ol и Aug представляют для этого идеальный петрологический материал.

На Рис. 5.4 проводится сопоставление магнезиальности оливинов и авгитов, сосуществующих в ключевских базальтах и полученных разными авторами в экспериментах по плавлению природных образцов. Экспериментальные данные по составам Ol и Aug извлечены из базы данных ИНФОРЭКС. В представленную выборку вошли результаты 20 работ, включающие 55 низкобарных ( P=1 атм ) и 44 высокобарных (2 20 кбар) опыта, проведенных в системах низкой и умеренной щелочности (Na₂O+K₂O 5 мас.%). При использовании поисковой процедуры системы ИНФОРЭКС среди низкобарных опытов отбирались эксперименты продолжительностью не менее 48 часов, в случае более высокотемпературных и высокобарных опытов минимальная продолжительность опытов составляла 12 часов.

Рис. 5.4. Составы сосуществующих Ol и Aug, наблюдаемые в ключевских базальтах  полученные при проведении экспериментов Природные составы по данным (Арискин и др., 1995). Экспериментальные данные из системы ИНФОРЭКС

Оба графика показывают тренды, практически перекрывающиеся в диапазоне MGN 65-90, хотя в случае природных данных дисперсия магнезиальности Aug при одних и тех же содержаниях Fo заметно выше. Последнее обстоятельство выглядит естественным, если учесть проблему зональности и более сложную историю остывания реальных лав по сравнению с продуктами экспериментальной закалки.

Принципиально важным является распределение экспериментальных составов в зависимости от давления. Как видно из Рис. 5.4, большинство атмосферных экспериментов попадают в область наиболее железистых составов, отражая тот факт, что клинопироксен при низком давлении обычно является третьей кристаллизующейся фазой.

В интервале давлений 2-9 кбар составы Cpx перекрывают диапазон значений MGN 74-85, причем авгиты, имеющие MGN более 80, представляют высокотемпературные (T >1200^оC) опыты при давлении 8-9 кбар. Подавляющее большинство наиболее высоко-Mg клинопироксенов с MGN около 90, относятся исключительно к высокобарным экспериментам при P > 15 кбар. Во всех случаях полученная экспериментально высокомагнезиальная ассоциация Ol и Aug равновесна с высокомагнезиальным базальтовым расплавом, содержащим более 10 мас.% MgO.

Таким образом, идентичность наблюдаемых и экспериментальных трендов эволюции составов оливинов и клинопироксенов может рассматриваться не только как аргумент в пользу фракционирования исходного ВМБ расплава, но позволяет также дать предварительную оценку давления в процессе кристаллизации ключевских магм. Судя по реальному диапазону составов сосуществующих Ol и Aug процессы фракционной кристаллизации вероятно протекали в неизобарических условиях, при вариациях давления примерно от 15-20 до 2-5 кбар. Независимые подтверждения этих оценок будут даны при рассмотрении результатов ЭВМ-моделирования фазовых соотношений и фракционной кристаллизации ВМБ магмы. Рассмотрим теперь попарные эволюционные тренды для остальных фаз данной котектической ассоциации (Рис. 5.5).

Рис. 5.5. Составы Opx, Pl и шпинелидов, представленных в виде сростков или включений в Ol и Cpx из базальтов Ключевского вулкана Данные А.Ю.Озерова представляют минеральные включения из высоко-Al базальтов прорыва Заварицкого (Озеров, 1993) MGN=100* Mg/(Mg+Fe2+), An=Ca/(Ca+Na+K), CRN=Cr3+/(Cr3++Al3++Fe3+)

Учитывая, что по распространенности и протяженности эволюционных трендов главными кристаллизующимися фазами ключевских лав являются оливин и клинопироксен, данные по остальным сосуществующим минералам представлены в зависимости от содержания Fo в Ol и магнезиальности авгита MGN(Aug). Для полноты картины мы использовали также данные по составам твердофазных включений, полученные при детальных микрозондовых исследованиях высокоглиноземистых базальтов прорыва Заварицкого (Озеров, 1993; Озеров и др., 1996).

Верхняя пара графиков на Рис. 5.5 представляет эволюцию составов ортопироксена. Отчетливые тренды охватывают диапазон MGN (Opx) 89-72, не оставляя сомнений, что этот минерал присутствовал в кристаллизующейся ассоциации если не с начальных, то ранних стадий фракционирования исходного расплава. При этом данные оптических исследований указывают на весьма низкую распространенность Opx, которая по нашим оценкам в высоко-Mg, магнезиальных и большинстве глиноземистых базальтов не превышает первых %.

Характерно распределение составов плагиоклаза: при широком разбросе содержаний An этот минерал не показывает сколь нибудь значимой корреляции с составами сосуществующих фемических фаз. Средняя магнезиальность Ol, Aug и Opx в сростках и включениях в Pl составляет ~ 75 и не превышает 77-78. Очевидно, эти значения маркируют первое появление Pl в качестве кристаллизующейся фазы, тогда как наиболее железистые составы с MGN ~ 65 фиксируют заключительные стадии фракционирования в этой системе. Отсюда следует, что объяснение наблюдаемому широкому спектру составов плагиоклазов ключевских лав следует искать за рамками моделей длительного фракционирования Pl, возможно в связи с вариациями режима летучих компонентов на заключительных стадиях кристаллизации.

На нижних графиках Рис. 5.5 проведено сопоставление данных по составам включений шпинели в Ol и клинопироксене. В первом случае наблюдается понижение содержания Cr в Sp по мере обеднения Fo, что находится в согласии с гипотезой фракционной кристаллизации примитивной магмы. Однако в зернах Aug (даже наиболее магнезиальных) нам не удалось обнаружить ни одного включения со значением CRN более 25.

Это наблюдение, противоречит гипотезе фракционирования, поскольку в сосуществующих Ol и Cpx следовало ожидать аналогичные тренды эволюции состава для включений шпинелида. На наш взгляд, "магнетитовый" состав Sp в клинопироксенах можно объяснить высокой растворимостью Cr в минерале-хозяине и вызванным этим практически полным переуравновешиванием хромитовых включений за счет обменной реакции . Признаки подобного переуравновешивания первичных составов минералов в последние годы активно обсуждаются в литературе, но применительно к равновесию Sp-Cpx необходимы экспериментальные доказательства.

Не было установлено хромитовых включений и в Pl. Однако, в отличии от Aug, в данном случае можно предполагать котектические соотношения между Pl и Ti-Mt, что подтверждает присутствие Px-Pl-магнетитовых сростков в высоко-Al базальтах. Показательно, что резкий переход от обогащенных Cr шпинелей к Ti-Mt происходит в том же диапазоне магнезиальности Ol, который фиксирует начало кристаллизации Pl: 75-77% Fo (Рис. 5.5). Это дает основания для вывода, что обильное выделение Pl и магнетита началось практически одновременно, на конечных стадиях фракционирования исходной магмы.

Таким образом, результаты изучения составов сосуществующих (котектических) минеральных сростков и твердофазных включений позволяют сформулировать 2 главных вывода о природе базальтов Ключевского вулкана. Во-первых, широкий диапазон составов темноцветных минералов в одних и тех же образцах свидетельствует, что эти базальты к моменту извержения представляли неравновесные ассоциации расплава и взвешенных минеральных фаз. Это предполагает, что в подводящем канале происходило смешение расплавов и кристаллов, отвечающих разным стадиям фракционирования исходных магм. Во-вторых, закономерные вариации составов минералов указывают на однотипность процессов фракционирования, которые независимо от времени формирования прорывов отвечают определенной последовательности кристаллизации минералов из предполагаемого исходного ВМБ расплава:

Ol(Fo_90-92) + Aug(MGN_89-91) ± Sp(CRN_70-72) =>
Ol(Fo_87-88) + Aug(MGN_86-87) ± Opx(MGN_88-89) ± Sp(CRN_65-70) =>
Ol(Fo_75-77) + Aug(MGN_79-80) + Opx(MGN_78-79) + Sp(CRN_20-30) + Pl(An_65-77).