Петрогенетическая интерпретация ассоциаций минералов-вкрапленников плейстоценовых- голоценовых вулканитов Эльбруса (Северный Кавказ)

Обсуждение результатов

Многие андезиты, андезидациты, дациты, особенно в орогенных областях, содержат вкрапленники, состав и морфология которых явно свидетельствуют о неравновесных соотношениях как между собой, так и с вмещающей их основной массой породы. Обратная зональность кристаллов, резорбированные кристаллы, кристаллы с текстурами быстрого роста/растворения (например, ситовидные плагиоклазы), реакционные каймы, одновременное присутствие минеральных фаз, которые не могли равновесно кристаллизоваться из расплава, - основные признаки вкрапленников из таких вулканитов [39; 40; 41; 44; 48; 49; 52; 34]. Описанные выше особенности морфологии, составов и трендов кристаллизации минералов-вкрапленников и их парагенезисов из эльбрусских вулканитов показывают, что они принадлежат к типу вулканитов с ярко выраженными признаками неравновесной кристаллизации на некоторых этапах своего становления.

Полагают, что появление в вулканитах сложных, в том числе неравновесных ассоциаций минералов-вкрапленников связано со смешением расплавов, сильно отличающихся по составу и температуре [41; 44; 35; 52 и др.], либо с их полибарической кристаллизацией при подъеме (декомпрессией) [31; 49; 40]. Также рассматривается модель автосмешения [34], предполагающая смешение кислого расплава из нижней части магматической камеры, разогретого в результате инъекции туда высокотемпературного основного расплава, с более холодным кислым расплавом из верхних горизонтов камеры.

Анализ ассоциаций вкрапленников в эльбрусских вулканитах показывает, что ведущими процессами в эволюции их расплавов, сопровождавшими фракционную кристаллизацию, были смешение контрастных по составу расплавов, автосмешение и кристаллизация расплавов при декомпрессии (подъеме). Рассмотрим некоторые признаки проявления этих процессов.

Рис. 8

Некоторые составы остаточных стекол из риодацитов и дацитов близки к составам-минимум в системе Ab-Or-Qz-H₂O при давлении около 2-5 кбар (рис. 8, табл. 8). Однако, большая часть фигуративных точек стекол отклоняется от водонасыщенных минимумов относительно высоких давлений к стороне Qz-Or и группируется вблизи котектик низких давлений. Тренд этих составов демонстрируют обогащение Qz-компонентом при слабых вариациях отношения Ab/Or. Такой характер эволюции остаточного расплава, с сильным накоплением кремнезема, наиболее вероятен при уменьшении давления, т.е. декомпрессии при подъеме магмы [31]. На рис. 8 показан расчетный тренд изменения состава остаточного расплава при адиабатическом подъеме водоненасыщенной гранитной магмы с начальной T=920C в исходных: магме (1 вес.% H₂O) и расплаве (2 вес.% H₂O), с перепадом давлений от 8 до 0,5 кбар, по [38]. Фигуративные точки стекол из эльбрусских вулканитов расположены вблизи этого тренда при давлениях 5 кбар и ниже, что может свидетельствовать в пользу существования этапа декомпрессии в эволюции расплавов этих вулканитов.

Появление реакционных кайм у роговой обманки I типа из парагенезиса I и биотита из парагенезиса II свидетельствует об их неустойчивости (неравновесности) в определенный момент существования расплава. Роговая обманка I типа замещается агрегатом безводных фаз (плагиоклаза, ортопироксена, магнетита) и стекла. Очевидно, это отвечает ситуации частичного плавления и быстрой кристаллизации оплавленной оболочки без существенного диффузионного обмена (за исключением воды) с окружающим высокотемпературным расплавом. Если бы имело место медленное реакционное взаимодействие с высокотемпературным расплавом, то амфибол скорее всего замещался бы клинопироксеном либо клино- и ортопироксеном, как это следует из экспериментальных работ [8]. Биотит, для которого характерен оплавленный облик краев зерен и нарастание на них ортопироксена, а на некоторых горизонтах замещение ассоциацией магнетит + флогопит, также несет признаки термического разложения и окисления. Таким образом, характер реакционных кайм амфиболов и биотитов, присутствие в них только безводных фаз, указывает на снижение P_H2O и общего давления в ходе кристаллизации расплава, а замещение биотита флогопитом совместно с магнетитом - на повышение температуры расплава. При этом частичная дегидратация биотита может приводить к его окислению.

"Ситовидные" или "пористые" плагиоклазы - это плагиоклазы, переполненные включениями стекла. Они были многократно описаны в вулканических породах и воспроизведены в экспериментах [40; 39; 52; 44; 49;34 и др.]. Образование кристаллов с сетью связанных каналов, заполненных расплавом, сечение которых дает ситовидную картину, связывают либо с растворением (резорбцией) кристаллов [44; 35; 52], либо с их неравновесным (скелетным, ячеистым) ростом [39; 49]. Ситовидные плагиоклазы парагенезиса III из эльбрусских дацитов, очевидно, образовались при росте кристаллов, поскольку в породе, в том же парагенезисе, присутствуют и обычные кристаллы идентичного состава, что является признаком роста плагиоклазов при декомпрессии и сопровождающей ее дегазации в случае водонасыщенного расплава [49; 40]. В пользу этого вывода свидетельствует и небольшой размер включений стекла (рис. 4в): для текстур растворения более типичны грубые, крупные включения [44]. Очевидно, что появление ситовидных кристаллов было связано с относительно медленным переохлаждением, и имела место гетерогенная нуклеация: во многих случаях затравкой для ситовидных плагиоклазов служили кислые плагиоклазы парагенезиса II.

Но, в отличие от описанного [40] случая декомпрессии водонасыщенного расплава щелочных базальтов вулкана Ришири (Япония), где ситовидные плагиоклазы никогда не нарастают на ранние кристаллы (по-видимому, реализуется механизм гомогенной нуклеации), для эльбрусских вулканитов имела место декомпрессия магматического расплава, предварительно испытавшего смешение и автосмешение, так как в породах мы наблюдаем многочисленные его признаки. К ним, прежде всего, относится: 1) одновременное присутствие плагиоклазов с кислыми ядрами и основными внешними зонами и плагиоклазов с основными ядрами и кислыми внешними зонами; 2) присутствие железо-магнезиальных силикатов с обратной зональностью (пироксены, роговые обманки); 3) наличие неравновесных минеральных ассоциаций; 4) явления термического разложения биотита и роговой обманки; 5) как показано [28], наличие двух типов расплавных включений, контрастно различающихся по составу (риолитовых и трахиандезитовых), в плагиоклазах парагенезиса I. На интенсивные процессы смешения в очагах магмогенерации указывает также присутствие большого количества зерен плагиоклаза типа "dusty". Такие плагиоклазы представляют собой результат частичного плавления и диффузионного привноса-выноса компонентов плагиоклаза с сохранением его кристаллографических очертаний [48]. Экспериментальным путем показано, что такие плагиоклазы возникают при растворении вкрапленников кислого состава, когда они попадают в более основной расплав [52].

Известны различные процессы, приводящие к появлению обратной зональности в плагиоклазах, в частности: уменьшение давления в ходе кристаллизации, увеличение активности H₂O в расплаве, возрастание температуры расплава и, очевидно, рост концентрации Са в расплаве (при смешении расплавов).

Полибарическая кристаллизация плагиоклаза в многокомпонентных (Ab+An+Di; Ab+An+Qz) системах приводит к изменениям в его составе: при уменьшении давления кристаллизуется более основной плагиоклаз, причем изменение состава может достигать 20 мол.% An [44]. Это связано не только с тем, что высокобарический плагиоклаз обогащается Ab-компонентом, но главным образом с тем, что, как показали теоретические [43] и экспериментальные исследования, при уменьшении давления в многокомпонентных системах, по сравнению с бинарной, происходит сильное сжатие (коллапс) плагиоклазовой "рыбки", т.е. выполаживание и сближение поверхностей ликвидуса и солидуса в Т-Р-Х пространстве. Это приводит к возможности кристаллизации более основного, чем в бинарной системе, плагиоклаза из расплава данного состава [37; 42; 44 и др.]. Если в качестве дополнительного компонента выступает кварц, то этот эффект проявляется как в сухой, так и в водных системах [37]. Однако, как показано [37; 24], для природных систем характерна метастабильная кристаллизация плагиоклаза, при которой его состав отклоняется от равновесного в сторону уменьшения анортитового минала.

Известно, что из водонасыщенного расплава, при данной температуре, будет осаждаться более кальциевый плагиоклаз, чем из того же расплава (с той же X_Ca) в сухих условиях [50; 46]. Анализ соотношения Са / (Са+Na) в расплаве и плагиоклазе на основе соответствующей диаграммы для сухой и водонасыщенной систем [21] показывает, что в нашем случае плагиоклаз кристаллизовался из не насыщенного водой расплава. Однако уменьшение P_H2O вследствие декомпрессии будет приводить к кристаллизации более натрового плагиоклаза.

Вследствие действия отмеченных факторов эффект уменьшения давления на состав кристаллизующегося плагиоклаза при подъеме расплава может нивелироваться.

Если за счет смешения расплавов или конвекционного перемещения в камере кристалл кислого плагиоклаза попадет в область более высокотемпературного, чем равновесный с ним, расплава, на кристалле начнет образовываться внешняя зона более кальциевого плагиоклаза, и он приобретет обратную зональность. Скачок составов при смешении контрастных по составу магм может составить 10-25 мол.% An, а при автосмешении (рециклинге кристаллов) он обычно существенно меньше: 5-10 мол.% An [49].

В эльбрусских дацитах мы наблюдаем резкое (до 20% An) изменение состава плагиоклаза при переходе от ядер к внешним зонам плагиоклазов подтипов Iб и IIб, что указывает на большую вероятность процессов смешения различных по составу и температуре расплавов.

В тоже время в в кристаллах плагиоклазов III и IV типов отмечается монотонное нарастание An-составляющей по мере роста кристалла. В этом случае наиболее вероятным механизмом, определяющим такой тренд состава кристаллов, представляется разогрев расплава. Он может происходить за счет поступления в магматическую камеру порции более высокотемпературного и основного расплава. Возникающий над последним слой дополнительно прогретого кислого расплава в силу меньшей плотности, чем вышележащий относительно холодный кислый расплав, будет гидромеханически неустойчив. Это приведет к образованию горячих конвективных струй в верхние горизонты магматической камеры [34]. Быстрый подъем расплава будет препятствовать полному смешению разогретого и относительно холодного расплава [34], что позволит сохраниться в породе минеральным ассоциациям, отвечающим различным стадиям этого процесса автоминглинга.

Появление ортопироксенов II типа из парагенезиса III, характеризующихся присутствием в кристаллах более магнезиальной и кальциевой, чем ядро, внешней зоны (табл. 7, рис. 6), наиболее вероятно, вызвано повышением температуры расплава (согласно описанному выше механизму) и окислением среды. К последнему очень чувствительно Mg/Fe отношение в темноцветных минералах. Возможно, причиной увеличения fO₂ в расплаве послужила дегидратация водосодержащих фаз (амфибол, биотит), проявления которой были отмечены выше.

Таким образом, описанные признаки неравновесной кристаллизации в дацитах Эльбруса характерны как для смешения и автосмешения расплавов и ассимиляции ими твердых фаз, так и для декомпрессии при подъеме расплавов к поверхности. Свидетельством смешения контрастных по составу расплавов является присутствие в одной породе плагиоклазов с кислыми ядрами и основными внешними зонами и плагиоклазов с основными ядрами и кислыми внешними зонами. На процесс разогрева расплава при автосмешении (конвекции в магматической камере) указывает появление безводного парагенезиса III с обратно-зональными основными плагиоклазами ситовидного облика и магнезиальными ортопироксенами. В пользу декомпрессии свидетельствуют: безводные парагенезисы III и IV с основным плагиоклазом и магнезиальным ортопироксеном; появление очень кремнекислых остаточных стекол в дацитах; разложение роговой обманки.

Наиболее подробно разработанную модель эволюции и генезиса дацитов Эльбруса, основанную на детальном изучении химизма и минералогии этих пород, предложили В.Г. Молявко с соавторами [18]. Основой этой модели является представление о химически зональном глубинном очаге, расположенном в нижней коре, расплав в котором был дифференцирован от риолита в верхах до дацита в более низких горизонтах магматической камеры. Быстрый подъем расплавов и их дегазация способствовали резорбции ранних вкрапленников, в первую очередь кварца и санидина. Поздние вкрапленники формировались в близповерхностной (2-9 км) камере в нестабильных условиях частых извержений, сопровождавшихся дегазацией и окислением расплавов.

Имеющиеся в нашем распоряжении данные о последовательности излияний, составах пород и минералов позволяют дополнить и уточнить эту модель.

Парагенезис I, содержащий средний-основной плагиоклаз (Pl2) и железистые ортопироксен (Opx1) роговую обманку (Hbl2) клинопироксен (Cpx), кристаллизовался из расплава предположительно андезитового состава, вероятно, имевшего гибридное (мантийно-коровое) происхождение, как это предполагается в модели В.С. Попова [23; 9]. Содержащиеся в дацитах многочисленные включения основного-среднего составов (от габбронорита до трахиандезита), при преобладании трахиандезитов, представляют продукты кристаллизации этого расплава на разных стадиях его эволюции. Возможно, магма близкого состава изливалась на поверхность в небольших позднеплейстоценовых вулканах-сателлитах рр. Худес и Таш-Тебе докальдерного цикла (табл.9). Плагиоклаз и ортопироксен имеют нормальную зональность, указывающую на кристаллизацию из остывающего расплава. В то же время, эти минералы несут отчетливые признаки дробления, резорбции и реакционных взаимоотношений с расплавом. Можно полагать, что эти вкрапленники попадали в более кислый расплав в результате актов смешения.

Парагенезис II, включающий кислый-средний плагиоклаз (Pl1) и биотит (Bi) либо роговую обманку (Hbl1), кристаллизовался из риодацитового расплава. Кристаллизация происходила в камере, по геофизическим данным находящейся на глубине 23-40 км. В очаг кислой магмы произошло поступление более основного расплава (андезитового с парагенезисом I), и последовало смешение этих расплавов.

В качестве кислого конечного члена можно предполагать позднеплиоценовые риодациты г.Тузлук докальдерного цикла, составы которых приведены в табл. 9. На рис. 9 показаны средние составы вулканитов изученных толщ и риодацитов Тузлука и трахиандезитов Худеса и Таш-Тебе. Как видно, распределение микроэлементов в дацитах Эльбруса имеет тот же характер, что и в конечных членах, а уровни их содержаний - промежуточные между таковыми в конечных членах. Как показывают балансовые расчеты методом наименьших квадратов, для образования гибридных дацитовых составов, при смешении риодацитовых (соответствующих риодацитам г. Тузлук) и трахиандезитовых (соответствующих трахиандезитам Худеса и Таш-Тебе) расплавов, при формировании риодацитов первой толщи доля трахиандезитового расплава должна составлять 20%, при формировании дацитов второй толщи 61%, третьей - 62%, четвертой - 68%. Таким образом, в ходе эволюции доля основного расплава, участвующего в смешении, возрастает. Общий источник риодацитов и трахиандезитов, очевидно, отражает подобный вид распределения микроэлементов в них (рис. 9), и процесс в целом носит характер смешения родственных расплавов.

Таблица 9

Оксид, элемент	Номер образца
	59	75	77	50
	Порода
	риодацит	трахиандезиты
SiO2	70,5	62,3	63	63,2
TiO2	0,5	1,0	0,87	1,08
Al2O3	14,8	15,6	16,9	15,75
Fe2O3	0,35	0,28	2,38	2,06
FeO	1,8	4,02	2,42	4
MnO	0,03	0,08	0,07	0,07
MgO	0,91	2,56	2,21	2,57
CaO	2,37	4,5	2,64	2,96
Na2O	3,79	3,81	4,22	3,78
K2O	3,98	3,38	3,85	3,18
P2O5	0,16	0,43	0,26	0,12
H2O	0,28	0,66	0,25	0,32
CO2	0,11	0,11	0,16	0,1
F	0,1	0,13	0,11	0,09
S	0,05	0,05	0	0,05
Сумма	99,73	98,91	99,34	99,33
Cr	20	79	57	77
Ni	28	60	18	27
Co	5	11	11	12
Sc	5	9	9	9
Rb	204	120	128	123
Cs	10	5	5	4
Ba	468	456	495	495
Sr	254	533	439	486
Ga	24	21	28	22
Ta	1,20	0,98	1,08	0,94
Hf	5,0	6,6	6,8	6,5
Zr	250	547	521	450
Y	21	26	28	30
Th	26	20	21	18
U	5,8	2,9	4,2	3,0
La	36	60	54	61
Ce	63	102	96	105
Nd	38	55	48	46
Sm	4,9	7,5	7,1	7,2
Eu	0,92	1,54	1,55	1,58
Tb	0,53	0,74	0,61	0,69
Yb	1,46	1,68	1,55	1,96
Lu	0,21	0,21	0,19	0,23

Кристаллизация парагенезиса II продолжалась и после смешения, так как минералы этого парагенезиса (с некоторым изменением составов) нарастают на минеральные фазы парагенезиса I.

Рис. 9

Парагенезис III, представленный основными с обратной зональностью ситовидным плагиоклазом (Pl4) и непористым плагиоклазом (Pl3), а также магнезиальным обратно-зональным ортопироксеном (Opx2), отвечает разогреву расплава при конвективном теплопереносе нагретым расплавом из нижних частей камеры и быстрому подъему этого гибридного расплава к поверхности и его декомпрессии с возможным перепадом давления до 5 и более кбар. Минералы этого парагенезиса в дацитах характеризуются признаками быстрой кристаллизации: прежде всего, скелетным ростом, зональностью обратного характера в плагиоклазах и в ортопироксенах с монотонным нарастанием основности плагиоклазов и магнезиальности ортопироксенов к краям кристаллов. Появление плагиоклаз-ортопироксеновых реакционных кайм у роговых обманок свидетельствует о неустойчивости и распаде амфибола. Исходя из особенностей поведения плагиоклаза и амфибола при уменьшении давления и потере летучих, модель декомпрессии и дегазации расплава представляется наиболее реалистичной при кристаллизации парагенезиса III.

Парагенезис IV, содержащий основной плагиоклаз с нормальной зональностью (Pl5) и ортопироксен (Opx3), появляется на последнем этапе, когда начинается охлаждение потерявшего летучие расплава в близповерхностных изобарических условиях. Для этого парагенезиса характерны высокомагнезиальные ядра ортопироксенов и высокоанортитовые ядра плагиоклазов (такие, как у внешних зон плагиоклазов и ортопироксенов парагенезиса III) с нормальными трендами изменения составов к краям, указывающими на нормальный ход дифференциации расплава с понижением температуры.

Парагенезис V, включающий микролиты и каймы вкрапленников, вероятно, кристаллизовался уже в поверхностных условиях.

Таким образом, дациты Эльбруса образовались в результате сложных процессов, включавших смешение расплавов (риодацитового и трахиандезитового), конвекционный разогрев и декомпрессию (полибарическую кристаллизацию) при подъеме. Причем, все процессы приводили к возникновению конвергентных "неравновесных" текстур минералов (обратная зональность, скелетный рост и др.).