Светов С.А., Светова А.И., Назарова Т.Н.
Вариолитовые лавы Ялгубы, Центральной Карелии - классический пример ликвационной дифференциации в природных силикатных системах
УРАН Институт геологии Карельского Научного Центра РАН, г. Петрозаводск
Ликвационная дифференциация (ликвация) - процесс разделения при кристаллизации гомогенных силикатных расплавов на два или более несмешивающихся расплава часто встречается в природных магматических системах и комплексах на микро и макро уровнях.
Физико-химическая теория силикатных расплавов, результаты экспериментального изучения продуктов несмесимости подтвердили возможность существования процесса ликвации в природных расплавах при стандартных температурах магматического процесса [1-6]. Одним из самых распространенных проявлений ликвационной дифференциации в природных геологических системах является образование вариолитов, отражающее локальное проявление несмесимости в силикатном расплаве.
В последние годы, к нашему сожалению, интерес специалистов к изучению природных проявлений ликвационной дифференциации угас, что не позволяет развивать данную концепцию и применять ее в качестве действующей альтернативной модели классической теории магматической дифференциации расплава.
Целью данной работы является геохимическая характеристика контрастных силикатных фаз (расплавов), сформировавшихся в ходе ликвационной дифференциации пикробазальтов в пределах «эталонного объекта» - Ялгубского кряжа (разрез суйсарского комплекса в районе дер. Ялгуба, Центральная Карелия), ставшего классическим районом описания и изучения глобулярных пород в России, благодаря работам А.А.Иностранцева (1874 г.) и Ф.Ю.Левинсон-Лессинга (1949г). Основное внимание в работе уделено описанию морфологических типов вариолитов и детальному микрозондовому исследованию продуктов ликвационной дифференциации с целью выяснения закономерностей распределения петрогенных элементов и оценки условий возникновения силикатной несмесимости в природной системе.
Геологическая характеристика структуры
В Центральной Карелии в пределах палнопротерозойской Онежской мульды широко развиты пикриты и пикробазальты, которые совместно с базальтами, трахибазальтами и их туфами, а также терригенными осадками образуют суйсарскую свиту, являющуюся стратотипической для людиковийского горизонта карельского комплекса [7].
В разрезе суйсарской свиты, в пределах области развития которой описано несколько вулканических центров, выделяется 4 уровня общей мощностью до 400 м. [7]. К нижнему уровню приурочен Кончезерский силл перидотитов (Sm-Nd возраст составляет 1974+27 млн.лет [8], который является подводящим каналом для вулканитов и слагает вместе с ними единую вулкано-плутоническую ассоциацию. Рассматриваемый в работе разрез Ялгубского кряжа, характеризующий верхнюю часть суйсарского вулканогенно-осадочного комплекса Центральной Карелии, расположен на берегу Онежского озера, напротив дер. Ялгуба (высота с отметкой 123.3 м) в 20 км на северо-восток от г.Петрозаводска.
Ялгубский кряж (Рис.1) сложен мощными лавовыми потоками подушечных и массивных базальтов, чередующихся с потоками плагиоклаз-пироксеновых базальтовых порфиритов. Породы комплекса метаморфизованы в условиях не превышающих зеленосланцевую фацию метаморфизма, при этом они сохранили большую часть первичной минеральной ассоциации (отмечается лишь наложенная хлоритизация, окварцевание и
карбонатизация, которые проявлены не значительно) и структурно-текстурную характеристику литотипов.
Рис.1. Схема геологического строения Ялгубского кряжа, Центральная Карелия. Условные обозначения: 1-массивные миндалекаменные лавы базальтов, 2- массивные вариолитовые лавы с ликвационными линзами и единичными глобулами, 3- лавобрекчии, подушечные лавы, 4- пелитовые туфы, 5- агломератовые туфы, 6- пластовые тела и секущие дайки базальтов, 7- тектонические нарушения, 8- элементы залегания.
Доминирующим развитием пользуются подушечные лавы базальтов формирующие потоки мощностью от 5-7 до 18-20 м. Массивные лавовые потоки имеют мощность от 3-5 до 15-18 м. Для многих из них характерно проявление внутренней дифференциации, выраженной в наличии различных по морфологии зон ликвации или миндалекаменных зон формирующих линзовидные скопления со следами остаточных течений и четко диагностируемых афанитовых зон закалки. Потоки секутся многочисленными жилами кварц-хлоритового состава малой мощности. Между лавовыми потоками выявлены маломощные прослои от 0,4 до Зм основных туфов различной размерности. Субвулканические породы Ялгубского кряжа представлены дайками и силлами. По вещественному составу среди них выделяются пикробазальтовые, базальтовые разности.
Ликвационные текстуры (вариолиты, скопления вариолей, линзы контрастного состава) отмечаются в массивных и подушечных лавовых потоках и покровах независимо от их мощности. В большинстве лавовых тел концентрация вариолей по направлению к кровле значительно возрастает. Типичным является тот факт, что в центральных и прикровельных частях потоков, вариоли образуют линзовидные скопления, чередующиеся с участками матрикса, в котором встречаются единичные глобулы. Распределение вариолей по потоку не равномерно, общей закономерностью является их максимальные концентрации в верхних частях потоков, где их содержание может достигать 85-90%, в этом случае матрикс выглядит как редкие "включения"(Рис.2а, 2г).
Структура у вариолей - сферолитовая. Наиболее характерный размер вариолей 0.3-5.2см, и чаще всего в породе сосуществуют вариолиты и микровариолиты (размером менее 2 мм) (Рис.2в, г), их форма близка к идеальной шарообразной.
Встречается несколько подтипов глобул, например, однородные вариоли без зональности и вариоли с четко проявленной внутренней зональностью (Рис.2в, 2г), в которых присутствует тонкая краевая зона (мениск) мощностью до 1мм, далее более крупнозернистая зона (чаще имеет мощность 1-10 мм), сформированная сноповидными игольчатыми кристаллами плагиоклаза в авгит-актинолитовом агрегате, и ядро (мощностью от 1 до 8 мм) контрастного темного цвета, сложенное кварц-полевошпат-хлоритовой стекловатой массой.
На отдельных участках лавовых потоков присутствуют крупные, единичные, идеально округлые вариоли размером 2- 5 см с четкими границами фазового раздела (краевая зона 0.5-0.8 мм) и однородным внутренним строением. В большинстве кровельных зон матрикс содержит примерно до 40% микровариолей размером до 0.2-0.8 мм. Он представлен
стекловатой массой с единичными кристаллами пироксена и амфибола, чаще всего хлоритизирован и эпидотизирован.
Процессы коалесценции (слияния единичных глобул при столкновении) отражены повсеместно, типичными являются плавные переходы от зон разрозненных вариолей к ликвационным линзам (Рис. 26) с исчезновением границ фазового перехода между отдельными вариолями. Линзы прослеживаются по простиранию потоков, их ориентировка совпадает с элементами залегания (простирание СЗ 300 и падение 25-30и ЮЗ). В отдельных случаях происходит чередование линз и зон разрозненных вариолей (Рис.26). Размер линз изменяется от 5-10 см до 3-4 м при мощности зон одиночных вариолей от 6-8 см до 5-7 м.
Рис. 2. Морфология вариолитов Ялгубского кряжа: а - выветрелая поверхность вариолитовых лав, скопление глобул формирует кровлю лавового потока на 85-90%; б - чередование ликвационных зон (светлое), представленных скоплением глобул, с прослоями расплава (темная полоса), содержащего единичные вариоли; в - кровля лавового потока содержащая скопления и единичные крупные зональные глобулы с более темными ядрами (размер глобул от 0.3 до 1.2 см); г - прикровельная часть лавового потока. Формирование линз ликвата размером от 3 до 10 см в результате коалесценции отдельных глобул (границы фазового перехода сливаются, ядра глобул объединяются, но внутренняя неоднородность ликвационных зон сохраняется, при этом матрикс представлен небольшими реликтовыми фрагментами).
Насыщенность породы вариолями по отношению к матриксу меняется от 1-2 % в подошвенных участках лавовых тел до 90% в кровле потоков. В редких случаях видны следы остаточного течения, когда линейная ориентировка вариолей приобретает четкую волновую картину. Для массивных лавовых тел с вариолитовой текстурой характерно наличие зон закалки в кровле, представленных афанитовой породой с единичными микровариолями, мощность не превышает 1м. Следует подчеркнуть, что вариолитовая текстура встречается не только в лавовых телах, в единичном случае она описана в маломощной (около 80 см) дайке
имеющей тонкие зоны закалки (1см), краевую афанитовую зону (5-6 см) с обеих краев и центральную крупнозернистую часть (10-16 см), сложенную микровариолями на 80-85%.
Методы исследования
Изучение морфологии вариолитов, их внутреннего строения и структуры, состава минеральных фаз и геохимического состава отдельных зон вариолитов проводилось на сканирующем электронном микроскопе VEGA II LSH (фирмы Tescan) с энергодисперсионным микроанализатором INCA Energy 350 (фирмы Oxford instruments) в УРАН Институте Геологии КарНЦ РАН, на нем же проводилось исследование фазовых границ между несмешивающимися компонентами и мультиэлементное картирование отдельных микроглобул. Компьютерная обработка микрозондовых анализов минералов проводилась с помощью программ TPF 7.0 (ФонаревВ.И., и др.) и РХ 3.0 (CebriaJ. М.).
Петрографическая характеристика вариолитов
Для микрозондового изучения вариолитовых лав были взяты 15 образцов из верхнего массивного лавового потока на вершине Ялгубского кряжа в районе тригопункта (высота 123м., Рис.1.). Изучение внутреннего строения глобул показало, что большая их часть имеет четкие, легко диагностируемые границы фазового перехода ликват-матрикс (Рис.За), в том числе и у глобул, подвергшихся процессу коалесценции, в то время как у слившихся вариолей граница раздела вариоль-вариоль после слияния отсутствует.
Для большинства глобул, имеющих размер больше 1,5-2 мм, характерна зональная
структура, представленная наличием двух зон: краевой и центральной (Рис.36), при этом
радиально-лучистые структуры проявлены редко, уступая место игольчатым микролейстам
клинопироксена - авгита в стекловатой однородной массе. Матрикс вариолита выполнен
плагиоклаз-пироксен-амфибол-хлоритовым материалом и хлоритизированным,
биотитизирован-ным и эпидотизированным стеклом. В некоторых глобулах ядра имеют лучисто-волокнистое строение, сложены волокнами и микролитами плагиоклаза.
Рис. 3. Морфология глобул вариолитов в пикробазальтах Ялгубского кряжа (микроскоп VEGA II LSH Tescan) а - слияние (коалесценция) глобул, размер поля 8 мм; б - зональное строение одиночной глобулы размером 2 мм (темное - ядро, серое - краевая зона, светлая - зона матрикса).
Микрозондовое изучение минеральных агрегатов вариолитов показало, что клинопироксены в глобулах, имеют внутреннюю зональность. В кристаллах от центра к краю уменьшаются содержания БЮг - от 54.77 масс. % до 48.14 % и MgO - от 18.38 масс. % до 10.38 %, содержание в краевой зоне ТЮг - 2.26 масс. %. Концентрация щелочей в них
минимальна, лишь отдельные анализы содержат Na20 до 1.79-1.82 мас.% и КгО до 0.5 мас.% в краевых частях.
Химический состав клинопироксенов в пределах стекловатого матрикса показывает их подобие с ядрами клинопироксенов из центра вариолей. На классификационной диаграмме En-Fs-Wo [9] точки составов пироксена образуют линейные тренды (отражение вариация состава зональных кристаллов от центра к краю) вытянутые под углом 40 к оси En-Fs, с величиной изменения железистости (F) от 19.70 % до 42.40 %. При этом все клинопироксены относятся к группе авгитов (Рис.4). Таким образом, геохимический состав авгитов позволяет говорить о сквозном характере данного минерального индивида, кристаллизующегося до начала и непосредственно во время ликвационного разделения расплава, что отражается в его зональности, реагирующей на постепенную смену основности равновесного расплава. Изучение стекловатых зон в ядрах глобул показало, что стекло выполнено мелкокристаллическим дендритовидным, игольчатым, радиально-лучистым агрегатом калиевого полевого шпата, с размером кристаллов до 50-60 мкм, достаточно однородного по своему химизму, вариации содержания SiCb - 62.74 - 66.29 масс. %, АЬОз - 16.49 - 17.98 мас.% и КгО от 13.67 до 15.39 мас.%. В стекловатой массе в виде вытянутых кристаллов присутствует плагиоклаз размером до 20 мкм состава Ab12.21-13.50, сходного состава плагиоклаз выявлен и в матриксе вариолитов.
Рис. 4. Составы авгитов из глобул вариолитовых базальтов Ялгубского кряжа на классификационной диаграмме [9]. Стрелками показано изменение составов зональных авгитов от центра к краю.
В качестве акцессорных минералов как в матриксе так и глобулах встречаются: эпидот, сфалерит, халькопирит, галенит, магнетит и единичные зерна самородного серебра (размер зерен до 10 мкм).
Геохимическая характеристика продуктов ликвации
В рамках данной работы наибольший интерес вызывает химическая характеристика вариолей и ликвационных линз в пределах дифференцированных лавовых потоков. Данный этап проведенных исследований показал более значимую вариативность составов продуктов ликвационного разделения базальтового (пикробазальтового расплава). В результате детального площадного сканирования отдельных зон в системе «глобула-матрикс» были установлены пределы концентраций петрогенных элементов (Табл. 1). Содержания SiCb в глобулах варьируют от 56.62 до 84.66 мас.%, Ti02 -1.25-1.82, А1203 - 5.36- 16.78, FeO* - 2.84 -7.40, MgO- 0.36-9.95, CaO - 1.53-11.77, Na20 - 0.29-8.03, K20 - 0.35-10.39 мас.%. Ликват по своему составу соответствует породам ряда андезитов-риолитов (доминируют в ликвате дацит-риодацитовые составы с кремнекислотностью на уровне 62-75 мас.%) большая часть их относится к породам известково-щелочной, реже субщелочной серии (3-5<Na2O+Ka2O<7-10 мас.%), и лишь часть может быть классифицирована как щелочные составы. Причем
повышенной щелочностью обладают чаще всего краевые зоны крупных глобул и микровариоли. Для микровариолей, не имеющих дифференцированного строения, вариации химического состава минимальны и ближе всего могут сопоставляться с краевыми зонами крупных глобул. Для них концентрации петрогенных элементов находятся в следующих пределах: Si02 - 58.52-60.42 мас.%, Ti02 -1.08-1.47, А1203 - 11.43- 14.34, FeO* - 4.75-5.60, MgO- 2.96 - 6.49, CaO - 6.13 - 8.53, Na20 < 0.39, K20 <10.63 мас.%.
В пределах вариолитовых лав Ялгубского кряжа по мнению ранних исследований доминировали ликваты с кремненислотностью не превышающей 59-60 мас.% [10, 11], проведенный нами анализ показал существование и более кислых фракций (Si02 до 84 мас.%), представленных кремнистыми стеклами в центральных частях глобул.
Информативным явилось изучение зон фазового перехода между несмешивающимися фазами (профиль «матр икс-вар ноль») (Рис.5). Площадное сканирование проводилось с целью охарактеризовать изменения содержаний петрогенных окислов в самых однородных (стекловатых) участках. Его результаты показали, что ядра глобул химически гомогенны, самые значительные различия состава наблюдаются в области краевого мениска глобулы, как со стороны матрикса, так и самой вариоли.
Табл.
1. Валовый состав
(петрогенные элементы) вариолитов Ялгубского
кряжа
Проба
28 П
29 П
30 П
31П
32 П
Т.н.
KB
KB
ЦВ
1 -ЦВ
2-KB
4-М
1-М
2-КВ
Si02
60.98
60.96
61.71
75.52
61.08
46.88
38.22
58.96
тю2
1.29
1.45
1.51
1.66
1.53
0.61
5.84
1.77
А1203
14.5
12.97
16.77
9.91
15.8
7.5
12.89
14.19
FeO*
5.48
6.18
5.5
4.11
4.58
19.4
23.46
6.02
MnO
-
-
-
-
-
0.54
-
-
MgO
2.34
4.82
1.55
1.2
1.15
13.93
9.66
3.61
CaO
4.56
7.19
4.48
3.08
3.52
11.13
9.93
5.88
Na20
0.47
5.75
8.03
4.51
-
-
-
-
K20
10.39
0.69
0.46
-
12.35
-
-
9.58
Сумма
100.01
100.01
100.01
99.99
100.01
99.99
100.00
100.01
Проба
35 П
36 П
37 П
38 П
39 П
40 П
41 П
42 П
Т.н.
ЦВ
KB
MB
M
KB
KB
ЦВ
ЦВ
Si02
84.66
67.56
59.65
58.56
63.11
60.84
69.15
65.72
тю2
1.44
1.76
1.32
1.60
1.21
1.45
1.47
1.72
А1203
5.67
13.07
12.99
17.66
15.74
15.41
14.11
12.52
FeO*
2.84
7.16
4.56
7.40
6.45
4.06
3.28
5.31
MnO
-
-
-
-
-
-
-
-
MgO
0.64
1.60
4.61
2.02
1.48
1.77
0.73
3.19
CaO
1.53
3.03
6.80
5.39
5.52
4.45
3.10
5.36
Na20
1.96
5.80
0.49
6.56
6.03
0.29
5.36
4.55
K20
1.27
-
9.59
0.79
0.46
11.72
2.81
1.64
Сумма
100.01
99.98
100.01
99.98
100.00
99.99
100.01
100.01
Примечание. Т.н.- точка наблюдения; KB- краевая зона вариоли; ЦВ - центральная часть вариоли; М-матрикс; MB- микровариоль (полностью). Содержания петрогенных элементов определены методом площадного сканирования (тонкокристаллических зон в системе вариоль-матрикс) на сканирующем микроскопе VEGA II LSH (Tescan) с энергодисперсионным анализатором INCA Energy 350 в Институте геологии КарНЦ РАН, обработка и расчет анализов проведена в пакете «Microanalysysis Suite. PNCA 4.07», в анализе не учтены содержание воды в породе и летучих компонентов (в среднем для данного типа вариолитов они составляют от 2.5 до 6.2%).
При этом важно подчеркнуть, что смена химического состава на границе вариоль-матрикс происходит скачкообразно, что подтверждает правомерность интерпретации данной области как зоны фазового раздела между расплавом и ликватом.
Нами рассматривались различные варианты подобных границ, характеризующие как обрамление единичной глобулы из кровли мощного (около 20м) лавового потока, так и зоны раздела «матрикс-вариоль» в области линзовидного скопления глобул, в данном случае матрикс в породе выглядит как небольшие «реликтные включения». Большинство крупных обособлений ликвата имеют мениск в размере от 70 до 300 микрон, при размере глобулы до 1-2 см., в пределах которого резко увеличивается содержание SiCb и щелочей при значительном снижении концентраций FeO*, MgO, по отношению к матриксу.
Краевые зоны вариолей (мениски) сформированы стекловатой породой с преобладанием калиевого полевого шпата, что и подчеркивается высокими концентрациями в них КгО до 12 мас.% при очень низких содержаниях Na20, пониженных FeO* и СаО.
Дополнительно было проведено изучение распределения петрогенных элементов в матриксе, по мере удаления от зоны ликвационных линз и отдельных глобул. Результаты многочисленных анализов показали значительное обогащение материала матрикса FeO* на уровне от 10 до 28 мас.%., при этом стандартными величинами являются концентрации - 24-29 мас.%, что является типичным для процессов ликвационной дифференциации. Данный факт уже отмечался ранее для матрикса из вариолитовых образований пикробазальтов Ялгубы [10] и матрикса архейских вариолитов толеитовых базальтов района Норанда, зеленокаменный пояс Абитиби, Канада [6] и не был выявлен в архейских вариолитовых лавах коматиитов Койкар, Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса, Карелия [12].
Рис.5. Распределение петрогенных элементов в области фазовой границы «вариоль-матрикс», на основе площадного сканирования тонкокристаллических участков в вариоле, по зонам: 1- ядро вариоли, 2- мениск вариоли, 3- матрикс.
Распределение петрогенных элементов на двухкомпонентных диаграммах окисел -MgO (мас.%) (Рис.6) показывает близкие к линейным (реже полиномиальным) тренды дифференциации для Si02, Т1О2, FeO*, СаО. Значительные вариации состава, контрастирующие с полиномиальными трендами по основным окислам, выявлены для AI2O3 и щелочей.
Данная геохимическая особенность пород не может интерпретироваться как результат метаморфической проработки пород (в связи с тем что глинозем является устойчивым к подобным явлениям элементом) и скорее всего связаны с инструментальными погрешностями аналитического метода. Таким образом, новый этап геохимических исследований показал большую вариабильность составов ликвата, что отражает более глубокий уровень дифференциации в системе «пикробазальт-риолит». Возникает вопрос: отвечает ли описываемый процесс магматической дифференциации в пикробазальтах условиям стабильной высокотемпературной ликвации? Вероятнее всего нет, так как стабильная равновесная ликвация не может оказывать значительного влияния на формирование структур в маг-
матических расплавах, в связи с тем, что область несмесимости в магматической системе исчезнет еще до начала основных кристаллизационных процессов.
Максимальный эффект на эволюцию расплава оказывает метастабильная ликвационная дифференциация, которая происходит в природных силикатных расплавах одновременно с кристаллизационной дифференциацией. Области подобной несмесимости существуют под кривыми ликвидуса в системах альбит-фаялит, лейцит-форстерит-кварц и многих других, причем включение в систему дополнительных компонентов зачастую приводит к образованию куполов стабильной ликвации. Кроме этого, область метастабильной ликвации может существенно расширяться за счет эффектов «неидеальности расплавов» (которые отражают несмесимость жидкостей), что вызывает смещение изотерм ликвидуса и фазовых границ в сторону увеличения области несмесимости [13].
Так в системе лейцит - фаялит - SiCb область низкотемпературной метастабильной ликвации (при низких давлениях) находится в поле составов обогащенных щелочами и глиноземом и отделена от поля высокотемпературной ликвации, локализованной по краевому сечению «фаялит-БЮг» фазовой диаграммы [13].
уо
9Р
80
70
60
; °^°°*6%А
?
Й 40
Щгл_
30
20
10
MgO
п2 -
?
О
Н "ОС?'
1 -
о
ев
о
? о с8о
о.
MgO
?
?
?
Рис. 6.
Вариационные
диаграммы:
петрогенные
элементы - MgO
для вариолитов,
ликв анионных
линз, матрикса и
массивных
пород
Ялгубского
кряжа.
со
0о о О,
MgO
ЙЪР
MgO
14 12
+ 8
О
i6
4 2 0
с? <&
MgO
><?
MgO
О - вариоль
• -вариоль (микрозонд) | | -матрикс
? -мактрикс (микрозонд) <^> -порода
10
Температурный интервал метастабильной ликвации находится в интервале 1270-1155 °С, стабильной высокотемпературной ликвации >1690 °С. На основе данной тройной фазовой системы состояния построена адаптированная для природных систем «псевдотройная» диаграмма в координатах Si02-Na20+Ka20+Al203- CaO+MgO+FeO+Ti02+P205 [3], которая позволяет, оперируя содержаниями петрогенных окислов, воспользоваться системой состояния. Фигуративные точки вариолитов Ялгубского кряжа большей часть попадают в область метастабильной низкотемпературной ликвации (Рис. 7), что хорошо коррелирует с изученными ранее вариолитами пикритов Печенги [14, 15], вариолитовыми лавами коматиитов Койкар
[12], однако наблюдается увеличение поля сосуществующих ликвационных расплавов в область более кремнистых разностей.
Рассчитанные температуры ликвидуса для вариолитов Ялгубского кряжа (оценочные параметры, в программе Pele 6.0) дали следующие результаты: температура ликвидуса мат-рикса вариолитов варьирует в интервале 1180-1210 °С (средняя расчетная температура -1212 °С), для глобул - 1020-1139 °С (при средней - 1100 °С), что хорошо укладывается в термальный диапазон поля возможного существования метастабильной ликвации.
Отдельный вопрос возникает о причинах возникновения метастабильной ликвационной дифференциации в силикатных природных (как открытых, так и закрытых) магматических системах. Многие исследователи отводят основную роль насыщенности расплава флюидной фазой, что и является в настоящее время основной гипотезой, объясняющей режим начала ликвационных процессов.
Обобщая имеющийся материал по изучению ликвации в природных силикатных системах пикробазальтового состава, можно выделить следующие типичные признаки существования ликвационного разделения в магматических расплавах:
SiO,
ф -вариоль
- вариоль (микрозонд)
| - матрикс
| -мактрикс (микрозонд) ф -порода
Рис.7. Псевдотройная диаграмма в координатах Si02 - Na20+Ka20+Al203 -CaO+MgO+FeO+Ti02+P205 с областью метастабильной ликвации: 1-в базальтовых расплавах по данным [6], 2-область ликвации для пикробазальтов Ялгубского кряжа.
/ 2" область метастабильной ликвации в природных \
/ системах (Gelinas et. al., 1976) \
ГО" область ликвации для вариолитовых лав А.
/ Ялгубского кряжа \
СаО + MgO + Na20 +
FeO + Fe203+Ti02 Ka20 + A1203
Геохимическая контрастность состава вариолей (ликвата) и матрикса. Пространственно, в единых магматических телах, сосуществуют контрастные по химизму фазы, при этом разность в содержании Si02 может достигать 20-40 %, для MgO - 7-12%, по Na20+K20 -10 мас.%. Для базальтовых магм наиболее типичными конечными продуктами ликвационной дифференциации являются андезидациты, риолиты.
Физическая контрастность свойств ликвантов (разница в плотностях между несмешивающимися расплавами (вариоль - матрикс) может достигать 0.4-0.8 г/см [13] (для описанных в работе вариолитов эти значения составляют 0.51 г./см., рассчитано в программе «Pele»), что приближается к разнице в плотностях в системе расплав-кристалл.
Коалесценция (слияние) вариолей и вариация их размера, а также наличие следов течения в лавовых потоках - следствие того, что температура солидуса вариолей примерно на 80-120° С ниже, чем температура солидуса матрикса, наиболее интенсивно процесс коалесценции проявлен на участках, которые кристаллизуются последними (центральные части лавовых тел, ядра подушек). Размер вариолей так же увеличивается при удалении от зон закалки к центру потока или подушки. Механизм коалесценции вариолей является одним из признаков их ликвационного происхождения.
Наличие границы фазового раздела (мениска) - микроскопически диагностируемая резкая граница смены фазовых составов между вариолей и матриксом, что подтверждается микроскопическим, микрозондовым анализом.
В результате нового этапа изучения протерозойских вариолитовых лав пикробазальтового состава в районе Ялгубского кряжа было показано, что их образование связано с процессами «низкотемпературной» метастабильной ликвации, проходящей в режиме «in city» в пределах лавовых потоков, покровов и отдельных подушек после их излияния. Возможный температурный интервал ликвационного процесса соответствует 1020-1180иС, при этом в ходе ликвационной дифференциации первичный пикробазальтовый расплав разделяется на базальтовую и андезит-дацит-риолитовую составляющую, причем объемы получаемых несмешивающихся фракций не зависят от масштаба геологической системы и могут варьировать от 1-2 до 85-90%. Направление магматической дифференциации смещается в сторону формирования более кремнистых, обедненных мафической составляющей и обладающих большей щелочностью силикатных фракций, в то время как остаточный матрикс значительно обогащается FeO* (до 29 мас.%) и MgO (до 14 мас.%).
Исследования выполняются при поддержке гранта РФФИ 08-05-98817-р_север_а.
Roedder E. Low temperature liquid immiscibility in the system K20-FeO-Al203-Si02// Am. Min. 1951,36, pp.282-286.
Roedder E., Weiblen P.W. Silicate liquid immiscibility in lunar magmas, evidenced by melt inclusions in lunar rocks // Science, 1970, No 167, Vol.10, pp.641-644.
4. Currie K.L. A criterion for predicting liquid immiscibility in silicate melts // Nature
Physic.Sci.l972,No. 240, 1, pp. 66-68.
5. Nakamura Y. The system Fe2Si04-KalSi206-Si02 at 15 kbar // Ann.Rep.Geophys.Lab., 1974, No
Куликов B.C., Куликова В.В., Лавров B.C. Суйсарский пикрит-базальтовый комплекс палеопротерозоя Карелии (опорный разрез и петрология). Петрозаводск: изд. Карельского НЦ РАН, 1999. 96 с.
Пухтель И.С., Богатиков О.А., Куликов B.C. Роль коровых и мантийных источников в петрогенезе континентального магматизма: изотопные и геохимические данные по раннепротерозойским пикритобазальтам Онежского плато, Балтийский щит // Петрология. 1995. Т. 3. №4. С. 397-419.
Morimoto N., Fabries J., Ferguson A.K., Ginzburg I.V., Ross M., Seifeit F.A., Zussman J. Nomenclature of pyroxenes // Canadian Mineralogist, 1989, vol.27, pp.143-156.
10. Пугин В. А., Хитаров Н.И. Геохимия ряда элементов при ликвации в базальтовых магмах //
Светов С.А. Магматические системы зоны перехода океан-континент в архее восточной части Фенноскандинавского щита // Петрозаводск. КарНЦ РАН, 2005. 230с.
Эволюция изверженных пород. М.: Мир. 1983. 528с.
Смолькин В.Ф. Коматиитовый и пикритовый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. СПб.: Наука, 1992. 272 с.
15. Смолькин В.Ф., Светов С.А. Генезис глобулярных и вариолитовых лав коматиитов,
пикритов и ассоциирующих с ними толеитовых базальтов докембрия (Кольский
полуостровов, Карелия) // Физико-химические проблемы эндогенных геологических
Рис.7. Псевдотройная диаграмма в координатах Si02 - Na20+Ka20+Al203 -CaO+MgO+FeO+Ti02+P205 с областью метастабильной ликвации: 1-в базальтовых расплавах по данным [6], 2-область ликвации для пикробазальтов Ялгубского кряжа.