Н.Л. Миронов, М.В. Портнягин, П.Ю.Плечов, С.А. Хубуная "Заключительные этапы эволюции магм Ключевского вулкана (Камчатка) по данным изучения расплавных включений в минералах высокоглиноземитсых базальтов".

Физико-химические условия кристаллизации минералов-вкрапленников высокоглиноземистых базальтов.

Состав расплавов

Для восстановления состава расплавов, из которых кристаллизовались минералы высокоглиноземистых базальтов, были использованы составы стекловатых расплавных включений, то есть включений состоявших только из закалочного стекла и флюидного пузырька (Рис.3 а,б,г). Необходимым условием корректности использования данных по составу включений является доказательство их равновесности с минералом-хозяином включения. Как видно из данных в Таблице 3, большинство расплавных включений в оливине и клинопироксене характеризуются K_d ^Fe-Mg между минералом и расплавом систематически более низкими, по сравнению с равновесными, которые составляют ~0.3 для оливина (Roeder, Emslie, 1970) и ~0.28 для клинопироксена (Aрискин и др., 1986). Дочерние кристаллические фазы в изученных включениях отсутствовали, следовательно, изменение состава включений после их захвата может быть полностью связано с кристаллизацией минерала-хозяина на стенках включения (Anderson, 1974). Количеством силикатного материала растворенного в дочерней флюидной фазе можно в данном случае пренебречь, учитывая малый объем флюида (обычно <10 об.%) и крайне низкую растворимость силикатов во флюиде при низких давлениях (Eggler, 1987).

Коррекция составов расплавных включений до равновесия с минералом-хозяином была проведена методом моделирования фракционного сплавления оливина и клинопироксена со стенок включения в расплав с помощью прикладного пакета программ “Петролог” (Danyushevsky et al., 1998). Для включений в оливине использовалась модель Форда с соавторами (Ford et al., 1983), для включений в клинопироксене – модель Арискина с соавторами (Арискин и др., 1986). Расчет производился для безводных условий, давления 1 кбар и фугитивности кислорода, соответствующей равновесию Ni-NiO. Корректировка составов расплавных включений в плагиоклазе производилась по модели (Pletchov, Gerya, 1998).

Полученные в соответствии с изложенной выше методикой составы расплавов показаны в Таблице 3 и на рис. 4,5. В отличие от составов пород Ключевского вулкана большинство расплавов равновесных с минералами высокоглиноземистых базальтов располагаются в толеитовой области составов согласно критерию (Miyashiro, 1974). Также обращает на себя внимание значительный интервал концентраций петрогенных окислов в изученных расплавах, в целом расширяющий поле базальтовых магм Ключевского вулкана в область более дифференцированных андезитовых, дацитовых и риолитовых составов.

Рис.4. Классификационная диаграмма для расплавов высокоглиноземистых базальтов потока Апахончич. Составы расплавов получены по данным изучения расплавных включений: 1 - в оливинах, 2 – в клинопироксенах, 3 – в плагиоклазах. 4 – средний состав высокоглиноземистых базальтов потока Апахончич (вне масштаба) (см. табл.1). Полем показаны составы базальтов Ключевского вулкана (по Арискин и др., 1995). Линия разделяет области толеитовых (Т) и известково-щелочных составов (ИЩ) (по Myashiro,1974) FeO* - общее содержание железа

Около 30 % всех расплавов, установленные главным образом в оливине Fo_76-79 и в виде редких включений в клинопироксене, имеют концентрации петрогенных элементов, полностью соответствующие составам высокоглиноземистых базальтов Ключевского вулкана и, в частности, лавам потока Апахончич (рис.5). Для этих расплавов характерны содержания MgO=5.7-4.6 мас.%, отрицательно коррелирующие с Al₂O₃=17.1-19.8 мас.%, умеренные содержания SiO₂, не превышающие 54 мас.%, TiO₂=1-1.3 мас.%, FeO_t=9.2-10.2 мас.%, CaO=7.9-9.4 мас.%, Na₂O=3.2-4.5 мас.% и K₂O=0.8-1.1 мас.%. Остальные 70% изученных расплавов не имеют аналогов среди пород Ключевского вулкана. Наиболее примитивные среди них характеризуются содержаниями MgO близкими с высокоглиноземистыми расплавами, но имеют систематически более низкие концентрации Al₂O₃ менее 17 мас.%, повышенные концентрации SiO₂, TiO₂ и FeO. Менее магнезиальные расплавы c MgO<4 мас.% эволюционируют в область дацитовых и риолитовых составов, что сопровождается повышением концентраций SiO₂, K₂O и понижением FeO, CaO и TiO₂. Содержания Na₂O в дифференцированных расплавах ведут себя несистематически, варьируя от 2.5 до 4.9 мас.%. Собственно риолитовые расплавы были установлены только во включениях во вкрапленниках плагиоклаза и описаны ранее в работе (Плечов и др., 2000). По составу эти расплавы близки интерстициальным стеклам в лавах потока Апахончич.

Рис.5. Вариационные диаграммы с составами расплавов, оцененных по данным изучения расплавных включений в минералах высокоглиноземистых базальтов потока Апахончич (петрогенные элементы, мас.%). Рис.5а-ж - зависимость составов расплавов в зависимости от содержания MgO. Расплавные включения: 1 - в оливинах, 2 – в клинопироксенах; 3 – в плагиоклазах; 4 – средний состав высокоглиноземистых базальтов потока Апахончич (вне масштаба); 5 – средний состав интерстициального стекла базальтов потока Апахончич; полем показаны составы базальтов Ключевского вулкана (по Арискин и др. 1995). Диаграмма SiO2-MgO

Рис.5б Диаграмма TiO2-MgO

Рис.5в Диаграмма Al2O3-MgO

Рис.5г Диаграмма FeO-MgO

Рис.5д Диаграмма CaO-MgO

Рис.5е Диаграмма Na2O-MgO

Рис.5ж   Диаграмма K2O-MgO Расплавные включения: 1 - в оливинах, 2 – в клинопироксенах; 3 – в плагиоклазах; 4 – средний состав высокоглиноземистых базальтов потока Апахончич (вне масштаба); 5 – средний состав интерстициального стекла базальтов потока Апахончич. Полем показаны составы базальтов Ключевского вулкана (по Арискин и др. 1995).

Рис.5з 6 – составы расплавных включений в оливинах из магнезиальных базальтов Ключевского вулкана (данные Sobolev, Chaussidon, 1996; Хубуная, Соболев, 1998). Содержания воды для 1-3 получены расчетными методами.

Оценка содержания воды в расплавах

Об активном участии H₂O в эволюции изученных расплавов прямо свидетельствует присутствие амфибола в виде дочерней фазы частично-раскристаллизованных включений, а также в виде твердофазных включений в плагиоклазе.

Метод оценки содержаний H₂O для расплавов равновесных с оливином и плагиоклазом был предложен в работе (Danyushevsky et al., 1996). Уравнение в данной работе было откалибровано для базальтов СОХ и содержаний Н₂О менее 1 мас.%, поэтому прямо не применимо для высокоглиноземистых базальтов. Используя тот же принцип, что и авторы работы (Danyushevsky et al., 1996) мы применили другое уравнение, основанное на данных (Арискин и др., 1995) по влиянию H₂O на ликвидусные температуры оливина и плагиоклаза. Согласно (Арискин и др., 1995) понижение температур кристаллизации оливина и плагиоклаза на 1 мас.% Н₂О составляет соответственно 17.5 ± 4.9 и 42.2 ± 4.8 ° С. В этом случае уравнение имеет вид С_Н2О = D Т/24.7, где С_Н2О - содержание Н₂О в расплаве, D Т - разница сухих псевдоликвидусных температур насыщения расплава плагиоклазом и оливином по моделям (Арискин и др., 1986). Проверка уравнения была проведена с использованием экспериментальных данных из работ (Sisson, Grove, 1993; Wagner et al., 1995). Точность воспроизведения содержаний воды составила 0.3 мас.%. Отметим, что для расплавов равновесных с оливином, но недосыщенных плагиоклазом, оценки содержания H₂O полученные указанным методом являются минимальными.

Содержания воды, рассчитанные на основе разницы псевдоликвидусных температур оливина и плагиоклаза, показаны в Таблице 3. и Рис.5з. Для расплавов равновесных с оливином содержание H₂O составило 0.9-5 мас.%, с Cpx - 0.1-2.2 мас.% и для расплавов c содержанием MgO>3.8 мас% равновесных с Pl - 1.3-1.8 мас.%.

Дополнительные оценки были сделаны на основе составов расплавных включений в плагиоклазе, используя сильную зависимость Kd ^Ca-Na между расплавом и плагиоклазом от содержания H₂O в расплаве (Housh, Luhr, 1991; Sisson, Grove, 1993). Как видно на Рис.6 и Таблице 3 большая часть расплавов в плагиоклазе характеризуются Kd ^Ca-Na = 5.5- 3.4, что соответствует содержанию воды около 5 мас.% в условиях водонасыщенности при давлениях ~1-2 кбар. Находка твердофазных включений амфибола в этих плагиоклазах может служить независимым подтверждением правильности сделанных оценок содержания Н₂О, поскольку по экспериментальным данным (Sisson, Grove, 1993) амфибол появляется на ликвидусе высокоглиноземистых базальтов при давлениях Н₂О около 2 кбар. Часть расплавных включений в плагиоклазах характеризуется низкими Kd=1-2, что соответствует содержаниям воды менее 2 мас.%. Важно отметить, что эти расплавы по составу близки группе умеренноглиноземистых расплавных включений в Ol и Срх. Также близкими оказались и оценки содержания воды в этих расплавах, сделанные с использованием полностью независимых методов.

Рис.6. Оценка содержания воды для расплавных включений в плагиоклазах. На диаграмму нанесены составы расплавных включений в плагиоклазах (пустые квадраты). Линии на диаграмме отражают различные содержания воды для разных Kd Ca/Na в плагиоклазе и расплаве (Kd = 5.5 – 6 мас.% H2O, Kd = 3.4 – 4 мас.% H2O, Kd = 1.7 – 2 мас.% H2O). Линии соответствуют экспериментальным данным по равновесию плагиоклаз-расплав (Sisson, Grove, 1993).

Близкие оценки получаются и по модели равновесия плагиоклаза с водосодержащим расплавом в формулировке Плечова и Гери (Pletchov, Gerya, 1998). Согласно этой модели кислые расплавы установленные в виде включений в плагиоклазе An_62-83 могли быть в равновесии с минералом-хозяином в водонасыщенных условиях при давлении 1 кбар и температуре от 1000 до 900° С. Содержания воды для данных условий, расчитанные по модели (Альмеев, Арискин, 1996) отвечают 2.8-3.8 мас.%.

Суммируя вышесказанное, отметим, что содержания воды в расплавах высокоглиноземистых базальтов очень сильно варьируют, причем эти вариации значительно перекрывают погрешность наших оценок - 0.3 мас.%. Максимальные концентрации до 5 мас.% прогнозируются для высокоглиноземистых расплавов в оливине и высококремнеземистых расплавных включений в плагиоклазе. Часть низкоглиноземистых расплавов напротив не несет признаков значительных количеств H₂O в их составе. Между этими крайними по содержанию Н₂О расплавами существуют все промежуточные разности. Содержания H₂O варьируют без видимой корреляции с MgO в расплаве (рис.5з) либо с составом минерала-хозяина.

Температура кристаллизации

Температуры кристаллизации оливина, клинопироксена и плагиоклаза высокоглиноземистых базальтов были оценены на основе расчетных псевдоликвидусных температур равновесия этих минералов с конкретными расплавами. Влияние H₂O на ликвидусные температуры оценивалось в соответствии с данными (Арискин и др., 1995), исходя из сделанных выше оценок ее содержания в каждом конкретном расплаве. Оцененные температуры кристаллизации оливина составили 1030-1145° С (Fo_71-79), Срх - 1040-1135° С (#Mg_70-81) и Pl (An_59-64) – 1120-1130° С (см. Таблица 3). Температурные интервалы кристаллизации Ol и Cpx близки, что отражает совместную кристаллизацию этих минералов. Близкие оценки температур были получены с помощью Ol-Aug геотермометра (Loucks, 1996) по твердофазным включениям в оливине и клинопироксене (Таблица 2).

Давление кристаллизации

Оценки давления кристаллизации были проведены на основе данных барометрии по составу клинопироксена (Nimis, Ulmer, 1998). Полученные значения давлений не превышают 3-3.5 кбар (в среднем около 1.5 кбар). Данный геобарометр имеет среднюю точность около 2 кбар при известной температуре равновесия Cpx-расплав. Дополнительные неопределенности в оценке температуры понижают эту точность (примерно 1 кбар на 20° ошибки в оценке температуры). Таким образом, к полученным оценкам давления следует относиться с определенной осторожностью. Тем не менее, даже с учетом невысокой точности этого геобарометра, можно определенно утверждать, что кристаллизация и эволюция изученных клинопироксенов происходила в малоглубинных условиях, при давлениях менее 5 кбар. Учитывая, что клинопироксен является фазой постоянно присутствующей на ликвидусе изученных расплавов, полученные оценки давления адекватно отражают условия кристаллизации во всем изученном интервале составов минералов.

Оценка давления кристаллизации по давлению насыщения расплава водным флюидом (Альмеев, Арискин, 1996) для расплавов, близких к насыщению или водонасыщенных (к таковым можно отнести большинство наших расплавов) показывает, что кристаллизация происходила при низких давлениях <2 кбар (в среднем - 0.7 кбар).

Полученные нами давления кристаллизации минералов высокоглиноземистых базальтов сопоставимы с давлениями, создаваемыми вулканической постройкой Ключевского вулкана в ее основании (~2 кбар). Часть минералов вероятно кристаллизовалась при меньших глубинах, то есть фактически внутри вулканической постройки и, по-видимому, непосредственно перед извержением лав на поверхность в канале, питавшем поток Апахончич.

Окислительно-восстановительный режим кристаллизации

Окислительно-восстановительные условия были достоверно определены только для момента кристаллизации оливина Fo_84-88. Расчеты проводились, используя 2 независимые методики (Ballhaus et al., 1991; Danyushevsky, Sobolev, 1996) на основе данных о составах включений хромистой шпинели (Cr/(Cr+Al)=63-74 мол.%) в оливине Fo_84-88. Расчитанные по этим методикам значения lg (fO₂) -7 и -8 хорошо соответствуют друг другу. Полученные данные указывают на fO₂ при кристаллизации оливина, которая отвечает равновесию Ni-NiO и даже выше при Т=1150-1220° С. Этот результат близок к оценкам, полученным по экспериментальным данным в работе (Кадик и др., 1990), и несколько выше по сравнению с оценками для наиболее примитивного оливин-шпинелевого парагенезиса лав Ключевского вулкана (Хубуная, Соболев, 1998). Эти результаты могут свидетельствовать о некотором окислении расплавов Ключевского вулкана относительно линий буферных равновесий в ходе его эволюции от магнезиальных до высокоглиноземистых составов.

вперед содержание назад