Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых магм

Очевидно, ни один другой интрузив в мире не сравнится со Скергаардским по тому воздействию, которое оказали результаты его исследований на развитие идей и теории в магматической петрологии. Это своего рода природная лаборатория, представляющая почти идеальный пример фракционирования магмы в закрытых условиях крупной магматической камеры. Методы интерпретации химического состава и структуры магматических пород, впервые апробированные на этом объекте (Wager, Deer, 1939; Уэйджер, Браун, 1970), стали обычным атрибутом исследований крупных расслоенных комплексов и долеритовых силлов (Нестеренко, Альмухамедов, 1973; Morse, 1981; Hunter, Sparks, 1987; Френкель и др., 1988; Chalokwu, Grant, 1990 и многие др). Установленный Уэйджером с коллегами тренд дифференциации скергаардской магмы в течение 60-ти лет рассматривается в качестве классического примера кристаллизационного фракционирования толеитовых магм.

Новый импульс интереса к Скергаардскому интрузиву проявился в конце 80-х годов, после открытия коммерческими компаниями в 1987 г. горизонтов, несущих промышленное оруденение на золото и платиноиды. С этим периодом совпала дискуссия по проблемам фракционирования скергаардской магмы, которая развернулась в петрологических изданиях, см. обзор (Арискин, 1998). Основное содержание этой дискуссии касалось аргументов, поставивших под сомнение корректность оценок направленности эволюции скергаардской магмы посредством масс-балансовых расчетов, основанных на относительных объемах кумулятивных пород (Hunter, Sparks, 1987). При этом важнейшее значение приобрели оценки валового состава исходной магмы и/или магматического расплава, из продуктов фракционирования которого формировались породы Скергаардского интрузива.

В последующих разделах данной главы будет дана оценка состава исходного магматического расплава, полученная посредством геохимической термометрии скергаардских кумулятов, слагающих эндоконтактовые зоны так называемой Боковой краевой группы (см. ниже). Вопросы, касающиеся условий фракционирования и химической эволюции ферробазальтовых расплавов на примере скергаардской магмы будут подробно рассмотрены в Главе 4.

Скергаардский интрузив расположен на восточном побережье Гренландии и представляет собой массив расслоенных пород основного состава размером примерно 6*11 км (Рис. 3.3). Максимальная мощность его разреза, оцененная по эрозионному срезу и доступная прямым наблюдениям, составляет более 3.5 км (Уэйджер, Браун, 1970). Предполагаемая скрытая часть интрузива (Скрытая расслоенная серия), по-видимому, не превышает 10-15% первичного объема (McBirney, 1989). Главные структурные подразделения Скергаардского интрузива включают Расслоенную серию и Верхнюю краевую группу, относительные пропорции которых в разрезе составляют примерно 2:1 (Wager, Deer, 1939). Кроме того, в качестве принципиально важного подразделения выделяется Боковая краевая группа, окаймляющая интрузив вдоль его контактов с вмещающими породами - Рис. 3.3.

По мнению Уэйджера с коллегами Расслоенная серия формировалась в результате фракционной кристаллизации толеитовой магмы и аккумуляции кристаллов на дне магматической камеры. Процесс накопления кристаллического материала привел к формировании серии кумулятов, сменяющих друг друга снизу вверх в последовательности, отвечающей порядку кристаллизации исходного расплава (Уэйджер, Браун, 1970).

В пределах Верхней краевой группы развиты обогащенные плагиоклазом габброиды и ферродиориты, а также пластовые тела гранофиров. Формировалась она, видимо, по механизму направленной кристаллизации в результате продвижения верхнего фронта затвердевания вниз от кровли камеры. Своеобразной границей между породами Расслоенной серии и Верхней краевой группы является сандвичевый горизонт - пласт мощностью в несколько метров, состав пород и минералов которого отвечает наиболее поздним стадиям фракционирования скергаардской магмы.

Породы Боковой краевой группы, представляют эндоконтактовую зону Скергаардского интрузива, которая образовалась in situ, посредством направленной кристаллизации от стенок магматической камеры (Hoover, 1989a). Породы этой зоны составляют не более 5% вскрытой части интрузива, причем порядок кристаллизации и составы слагающих их минералов закономерным образом сменяются по мере удаления от контакта. В результате направленной кристаллизации здесь образовалась серия пород (включая кумулятивные), которые по минеральным особенностям воспроизводят последовательность пород Расслоенной серии. В обоих случаях установленный порядок кристаллизации минералов -

- проявлен в смене кумулятивных парагенезисов. Эти соотношения фиксируются независимо от пространственного расположения пород Боковой краевой группы, что позволяет предполагать общий состав исходной магмы с породами Расслоенной серии.

Наименее фракционированные породы Скергаардского интрузива представлены именно среди пород Боковой краевой группы и идентифицируются по тонкозернистой (закалочной) структуре, отсутствию признаков кумулятивного (ликвидусного) клинопироксена и наиболее примитивному составу вкрапленников Ol (~Fo_75-80) и Pl (~An_65-70). Эти породы, получившие название "закаленного габбро" (Уэйджер, Браун, 1970), наблюдаются на расстоянии до 1 м от внешнего контакта и не случайно привлекли внимание в качестве главного кандидата на роль исходной магмы Скергаардского интрузива (Hoover, 1989b). Как будет показано ниже, некоторые составы закаленного габбро действительно близки составу исходного захваченного расплава, рассчитанного по результатам геохимической термометрии примитивных кумулятов Боковой краевой группы.

Для проведения вычислений мы выбрали 5 исходных составов, представляющих примитивные кумуляты из Боковой краевой группы (Hoover, 1989b), и один образец закаленного габбро EG4507, состав которого был предложен Уэйджером и Брауном (1970) в качестве исходного состава скергаардской магмы (Табл. 3.1). Кумулятивные базиты были отобраны из представительной серии слабо измененных пород, опробованных на расстоянии не более 8.5 м от внешнего контакта интрузива. Выполнение этого условия позволяет предполагать, что мы имеем дело с наименее фракционированными породами, для которых первичный состав захваченного расплава не претерпел изменения. В эту группу вошли наиболее контрастные составы, включающие высокомагнезиальные (существенно оливиновые - UT-04, EC-10 и KT-47) и высокоглиноземистые (существенно плагиоклазовые - UT-08 и MEO-10) породы. Сделано это умышленно, поскольку метод геохимической термометрии позволяет получить четкие пересечения эволюционных линий только в случае сильно различающихся исходных составов¹⁴. Состав закаленного габбро EG4507 оказался при этом промежуточный по содержанию MgO и Al₂O₃.

Табл. 3.1. Составы кумулятивных пород из Боковой краевой группы и закаленного габбро EG4507, использованные для оценки состава исходного магматического расплава Скергаардского интрузива

Примечания. При расчете молекулярного отношения Mg/(Mg+Fe) использовалось общее содержание FeO; d - расстояние от контакта с вмещающими породами; W&B - Уэйджер, Браун (1970).

Условия вычислений. Используя составы этих 6-ти пород как исходные, при помощи программы КОМАГМАТ-3.51 были рассчитаны траектории равновесной кристаллизации в диапазоне 0-80% затвердевания (Ariskin, 1999). Расчеты проводились с шагом мол.% при давлении 1 атм, сухих условиях и летучести кислорода, определяемой буфером QFM. Это обеспечивало умеренную окисленность расплава и отсутствие Mt и Ilm среди ликвидусных фаз на ранних и средних стадиях процесса.

Кристаллизационная последовательность. Рассчитанный порядок появления минералов на ликвидусе хорошо коррелирует с исходным составом, демонстрируя широкое поле кристаллизации Ol для высокомагнезиальных образцов и раннее выделение Pl для высокоглиноземистых составов:

UT-04: Ol (1443^oC) ->Aug (1233^oC) -> Pl (1174^oC),

UT-08: Pl (1332^oC) -> Ol (1231^oC) -> Aug (1164^oC),

EC-10: Ol (1385^oC) -> Aug (1199^oC) -> Pl (1187^oC),

MEO-10: Pl+Ol (1248 ^oC) -> Aug (1161^oC),

KT-47: Ol (1346^oC) -> Pl (1191^oC) -> Aug (1189^oC),

EG4507: Pl (1242^oC) -> Ol (1225^oC) -> Aug (1163^oC).

Два образца MEO-10 и EG4507 указывают на субкотектические соотношения (Pl+Ol) в диапазоне температур 1225-1248^oC. Важно отметить, что в 4-х случаях, когда авгит являлся третьей кристаллизующейся фазой, температура его появления составляла не менее 1161^оС. Эта оценка дает нижний предел температуры того исходного расплава, который был захоронен в интеркумулусе приконтактовых пород, поскольку петрологические данные по Расслоенной серии свидетельствуют, что высоко-Са клинопироксен начал кристаллизоваться после выделения небольшого количества Ol-Pl котектики (McBirney, 1989).

Эволюция состава модельных расплавов. Рассчитанные траектории состава жидкой фазы показаны на Рис. 3.4. В координатах состав - температура они образуют характерный веер линий, сходящихся в область температур ниже 1180^оС. Этот факт можно интерпретировать как доказательство того, что все 6 пород из Табл. 3.1 представляют смеси некоторого количества одного и того же исходного расплава и кристаллической ассоциации, включающей оливин и плагиоклаз ( небольшое количество Aug). Исходя из модельных содержаний Al₂O₃, FeO, MgO, CaO, Na₂O и точности используемых геотермометров, можно принять, что наиболее компактное пересечение этих эволюционных линий приурочено к температуре 1165 10^oC.

Это значение исходной температуры формирования скергаардских пород выбрано визуально, с учетом отмеченного выше ограничения T > 1161^oC. Средний состав жидкой фазы, рассчитанный для 6-ти модельных траекторий при температуре 1165^oC, представляет модельный состав исходного магматического расплава и приведен в Табл. 3.2. В этой таблице показан также состав экспериментального расплава, полученного при температуре 1160^oC в результате плавления одного из кумулятов Боковой краевой группы (EC-22 - Hoover, 1989b). Можно отметить, что оба состава оказываются близки, хотя для рассчитанного расплава характерны несколько более высокие содержания CaO и MgO. О реалистичности этой оценки свидетельствует и сопоставление модельных траекторий кристаллизации и продуктов плавления приконтактового кумулята EC-22, показанное на Рис. 3.4 (незалитые ромбики). Как видим, методика геохимической термометрии дает результат, сопоставимый с данными экспериментальных исследований.

Несомненный интерес представляет сопоставление состава исходного расплава, захваченного в интеркумулусе, с составом закаленного габбро KT-39, предложенного Гувером в качестве модели скергаардской магмы (Табл. 3.2). Эта порода, обнаруженная на расстоянии 0.5 м от внешнего контакта, была выбрана на основании геохимических и структурных данных из серии, включающей более 80 образцов контактовых пород Скергаардского интрузива (Hoover, 1989b). Несмотря на общее сходство, здесь можно заметить, что отличия этого состава от модельной и экспериментальной жидкости несколько выше, чем различия между двумя составами захваченного расплава.

Таблица 3.2. Составы исходного расплава Скергаардского интрузива, оцененные по методу геохимический термометрии, в результате экспериментов и данных геологических наблюдений

В первую очередь, это касается содержаний несовместимых компонентов, таких как TiO₂, K₂O и P₂O₅. Природа этих различий не ясна: либо они находятся в пределах экспериментальных, аналитических и вычислительных неопределенностей, либо обусловлены какими-то принципиальными отличиями в истории остывания и дифференциации в приконтактовых зонах. В любом случае эти данные свидетельствуют о необходимости рассмотрения более широкого спектра составов, чем следует из какой-то одной методики. По этой причине, при анализе условий фракционированиия ферробазальтовых расплавов в связи с проблемой дифференциации скергаардской магмы нами будут использованы два состава - расчетный и KT-39 (см. раздел 4.3).

Мак-Бирни с коллегами также предпринял попытку экспериментальной оценки состава расплава, захваченного в интеркумулусе скергаардских пород (McBirney, Nakamura, 1974; McBirney, Naslund, 1990). Для этой цели были проведены опыты по плавлению природных образцов, представляющих 3 главные зоны Расслоенной серии. Составы закалочных стекол, полученных при температурах 1090-1150^оС на образце из Нижней зоны, показаны на Рис. 3.4 (черные ромбики). Приведенные данные свидетельствуют, что составы захваченного при этих температурах расплава демонстрируют монотонный тренд накопления FeO_общ и обеднения SiO₂, который переходит в область несмесимости силикатного расплава с разделением на обогащенные железом и кремнеземом субстанции (McBirney, Nakamura, 1974). Этот экспериментально установленный тренд практически совпадает с направленностью фракционирования скергаардской магмы, представленной Уэйджером и Брауном (1970), и данными по составам некоторых дайковых пород, ассоциирующих со Скергаардским интрузивом (Brooks, Nielsen, 1978) - см. Рис. 4.18.

Подобная ситуация указывает на определенное противоречие между данными Мак-Бирни с одной стороны, с другой - результатами геохимической термометрии, а также экспериментальными и петролого-геохимическими данными, полученными Гувером (Hoover, 1989b). Оно может быть разрешено на основе анализа показанных на Рис. 3.4 соотношений: очевидно, что относительно низкотемпературные составы Мак-Бирни следует рассматривать как остаточные расплавы, представляющие более высокие степени закристаллизованности (% кумулятивных зерен) в системе. Жидкости подобного состава были получены в результате ЭВМ-моделирования равновесной кристаллизации расплава закаленного габбро EG4507 при 70< 80% и температурах ниже 1150^оС (см. жирную линию на Рис. 3.4).

Таким образом, данные геохимической термометрии приконтактовых пород Скергаардского интрузива не только решают проблему состава родоначальной магмы, но и поднимают дополнительные вопросы, касающиеся возможных пространственных вариаций исходного расплава, степени кристалличности магмы в момент внедрения и специфики процессов фракционирования в сильно закристаллизованных магматических системах. Наглядный пример такой системы будет представлен в следующем разделе.

Примечание:

¹⁴ Очевидно, что при совпадении или близких составах модельные траектории кристаллизации представляют систему субпараллельных линий, которые не дают однозначных пересечений в координатах состав - температура.