WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Светов С.А., Светова А.И., Назарова Т.Н. Вариолитовые лавы Ялгубы, Центральной Карелии - классический пример ликвационной дифференциации в природных силикатных системах

Научная статья

 

Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»       209      http://zhumal.ape.relarn.ru/articles/2008/017.pdf

Вариолитовые лавы Ялгубы, Центральной Карелии -

классический пример ликвационной дифференциации

в природных силикатных системах

Светов С.А. fssvetov@krc.karelia.ru), Светова А.И., Назарова Т.Н.

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


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»       210      http://zhumal.ape.relarn.ru/articles/2008/017.pdf

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


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»       211      http://zhumal.ape.relarn.ru/articles/2008/017.pdf

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


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»       212      http://zhumal.ape.relarn.ru/articles/2008/017.pdf

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


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»       213      http://zhumal.ape.relarn.ru/articles/2008/017.pdf

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


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»       214      http://zhumal.ape.relarn.ru/articles/2008/017.pdf

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.


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»       215      http://zhumal.ape.relarn.ru/articles/2008/017.pdf

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-


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»       216      http://zhumal.ape.relarn.ru/articles/2008/017.pdf

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


Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»       217      http://zhumal.ape.relarn.ru/articles/2008/017.pdf


[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

  1. 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.
  2. 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.
  3. 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.
  4. Наличие границы фазового раздела (мениска) - микроскопически диагностируемая резкая граница смены фазовых составов между вариолей и матриксом, что подтверждается микроскопическим, микрозондовым анализом.

Электронный научный журнал «ИССЛЕДОВАНО В РОССИИ»       218      http://zhumal.ape.relarn.ru/articles/2008/017.pdf

Выводы

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.

Литература

  1. Greig J.W. Immiscibility in silicate melts // Am.J.Sci., No. 73, 1927, pp.133-154.
  2. Roedder E. Low temperature liquid immiscibility in the system K20-FeO-Al203-Si02// Am. Min. 1951,36, pp.282-286.
  3. 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

73, pp.352-354.

  1. Gelinas L., Brooks C, Trzcienski W.E. Archean variolites-quenched immiscible liquids // Can.J.Earth Sci., 1976, No. 13, pp.210-230.
  2. 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.
  3. 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.
  4. 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 //

Геохимия, 1982, No 1, с.35-46.

  1. Голубев А.И., Светов А.П. Геохимия базальтов платформенного вулканизма Карелии. Петрозаводск, Карелия. 1983. 191с.
  2. Светов С.А. Магматические системы зоны перехода океан-континент в архее восточной части Фенноскандинавского щита // Петрозаводск. КарНЦ РАН, 2005. 230с.
  3. Эволюция изверженных пород. М.: Мир. 1983. 528с.
  4. 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

процессов. Тезисы докладов. Москва, 1999. С. 55.

 



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.