Ликвация в базальтовых расплавах палеопротозоя Карелии: морфологические признаки, геохимическая характеристика и причины возникновения

УДК 552.125.3

Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2013. Вып. 3

С. А. Светов, А. И. Голубев

ЛИКВАЦИЯ В БАЗАЛЬТОВЫХ РАСПЛАВАХ ПАЛЕОПРОТОЗОЯ КАРЕЛИИ: МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ, ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА И ПРИЧИНЫ ВОЗНИКНОВЕНИЯ

Под процессом ликвационной дифференциации (ликвации) в геологии, как правило, подразумевается разделение первичного гомогенного силикатного расплава при кристаллизации на несколько (две или более) несмешивающихся фаз, которые в ходе кристаллизации могут застывать как совместно, так и отделяться друг от друга под влиянием гравитационного фракционирования, приводя к образованию контрастных магматических пород [1].

Данный процесс в петрогенезисе магматических ассоциаций имеет неоднозначный характер. Такие исследователи как Ф. Ю. Левинсон-Лессинг, А. А. Иностранцев считали ликвацию основным инструментом ранней дифференциации магматических расплавов, а по мнению Д. Грейга с соавторами ликвация имеет место только в случае разделения сульфидной и силикатной систем [1], при этом существование самого процесса силикатной несмесимости никем из исследователей под сомнение не ставится.

Многочисленные исследования подтвердили возможность существования процесса ликвационной дифферециации в природных системах при стандартных температурах магматического процесса [2-8], ликвационные структуры в породах воссоздавались экспериментально в ходе кристаллизации основных-ультраосновных расплавов [9-11].

Существующие обширные полевые геологические наблюдения ликвационной неоднородности пород [12-18] являются убедительным подтверждением широкого проявления ликвационных процессов в природе.

Следует подчернуть, что самым распространенным и часто документируемым проявлением ликвационной дифференциации в геологических системах является образование вариолитовых (сферолитовых) текстур в породах базальтового ряда.

Свое название «вариолиты» получили за характерную бугристую «оспенную» поверхность, образующуюся после их интенсивного выветривания [1]. Подобные образования привлекали внимание геологов еще с середины XIX в. В России, согласно сведениям Ф. Ю. Левинсона-Лессинга [12], впервые исследование вариолитов начато А. А. Иностранцевым в 1874 г. с изучения петрографии базальтовых вариолитовых лав Ялгубского кряжа Центральной Карелии. Работа «Вариолиты Ялгубы Олонецкой губернии» опубликована им в 1884 г. В зарубежной геологической литературе классические описания вариолитовых лав приводятся для архейских базальтовых

Светов Сергей Анатольевич — д-р геол.-минерал. наук, руководитель лаборатории, Институт геологии Карельского Научного Центра РАН; e-mail: ssvetov@krc.karelia.ru

Голубев Анатолий Иванович — канд. геол.-минерал. наук, руководитель лаборатории, Институт геологии Карельского Научного Центра РАН; e-mail: golubev@krc.karelia.ru

© С. А. Светов, А. И. Голубев, 2013

коматиитов зеленокаменного пояса Барбертон (ЮАР) [16, 18] и толеитовых лав района Роюн-Наранда зеленокаменного пояса Абитиби [6], базальтовых лавовых озер вулканов Килауэ и Макапухи о. Гавайи, высокожелезистых базальтов Гренландии [19] и многих других объектов.

Многочисленные исследования показали, что вариоли и матрикс имеют контрастный геохимический состав, до ликвационного разделения первичная система отвечает основным-ультраосновным породам, а после ликвационной дифференциации происходит формирование «капель» (вариоли, линзы) кислого андезидацито-вого расплава в основной матрице. В ходе гравитационного фракционирования вариоли всплывают и формируют крупные линзовидные скопления в средних и кровельных частях лавовых потоков.

Для породных ассоциаций Балтийского щита ликвационное разделение силикатного расплава на несколько несмешивающихся фаз широко проявлено в ряде высокомагнезиальных серий, в том числе в коматиитовых лавах мезоархейского возраста (Койкарская [13, 20], Костомукшская структуры), высокомагнезиальных андезибазальтовых ассоциациях (сумийского) палеопротерозойского возраста Центральной Карелии (Кумсинская, Эльмусская, Семченская структуры), а также пи-критовой-ферропикритовой сериях палеопротерозоя (Печенгская [15] и Ялгубская структуры [12, 14, 21]).

Целью данной работы является морфологическая типизация и детальное прецизионное геохимическое изучение (акцент сделан на распределении редких и редкоземельных элементов) ликвацион-ных образований «эталонного объекта» — Ялгубского кряжа — верхней части разреза палеопротерозоя (суйсарская свита) в районе д. Ялгуба, Центральная Карелия (рис. 1), ставшего классическим полигоном изучения глобулярных пород в России, благодаря работам Ф. Ю. Левинсона-Лес-синга, а также сумийских (2,4 млрд лет) вариолитовых лав андезибазаль-тов Кумсинской структуры, ранее детально описанной в работах [22-24]. Главная задача исследования — оценка факторов инициализации силикатной несмесимости в базальтовых магматических системах.

Следует кратко остановиться на определении терминов, используемых авторами. Под термином «ва-риолит» понимается вулканическая порода с характерными ликвацион-ными текстурами (микровариоли, вариоли, линзы контрастного состава). Термины «вариоль» и «матрикс» обо-

Рис. 1. Упрощенная схема геологического строения палеоархейского Водлозерского блока и палеопротерозойского комплекса Онежской структуры.

Черным цветом показаны мезоархейские зеленокаменные структуры, темно-серый цвет — архейские комплексы Водлозерского блока, светлосерый цвет — перекрывающие палеопротерозойские породные ассоциации. Район работ: 1 — Ялгубская структура; 2 — Кумсинская структура.

значают контрастные продукты ликвационного разделения первично гомогенного расплава, диагностируемые как на макро-, так и микроуровне, при этом понятие «вариоль» применяется для описания округлых, овальных образований наиболее кислого состава, а «матрикс» — для описания основной части расплава, выступающей в роли «цементирующего» субстрата. Также используется термин «глобула» в качестве аналога термину «вариоль» при геологических описаниях объектов.

Геологическая характеристика обьектов

Ялгубский комплекс (относится к верхней части разреза суйсарской свиты) приурочен к центральной части Онежской структуры, которая формировалась в палеопротерозое (2,5-1,7 млрд лет) в юго-восточной части Карельского массива на территории современной площади Онежского озера и прилегающих районов. В геологическом строении территории выделяются четыре структурных этажа: 1 — архейский фундамент, 2 — сумийско-сариолийский рифтовый пояс, 3 — ятулий-ско-вепсийский протоплатформенный чехол с двумя подэтажами (ятулийско-ка-левийский и вепсийский), 4 — вендско-фанерозойский платформенный чехол [24]. Суйсарская свита (название комплексу дано В. М. Тимофеевым [25] по «суйсарскому побережью» Онежского озера) сформирована высокомагнезиальными вулканитами пикро-базальтового ряда, имеющими возрастные аналоги также на территории Приладожья, Лапландии, Печенги Фенноскандинавского щита. Свита сложена существенно вулканогенными породами основного и ультраосновного состава, формирующими 5 пачек, и развита в западной части Северо-Онежского синклинория на площади около 2 тыс. км2. Выделяются следующие пачки: 1-я пачка — сформирована базальтовыми туффитами (мощность 12 м); 2-я пачка — массивными лавами пикро-базальтов в переслаивании с туффитами (мощность 75 м); 3-я пачка — выполнена плагиоавгитовыми базальтами в чередовании с туфами и алевритами (мощность 100 м); 4-я пачка представлена лавами массивных авгитовых базальтов в переслаивании с кристаллокластическими туфами (мощность 200 м); 5-я пачка — выполнена серией лавовых потоков и покровов базальтов (сохранившаяся мощность пачки 30 м). Разрез свиты перекрывается четвертичными отложениями. Общая мощность современного редуцированного разреза суйсарской свиты — 420 м (лавовая фация составляет около 75%, а вулканогенно-осадочная — 25% разреза) [24]. Детально свита описана в работах [22-24].

Субвулканические породы комплекса представлены некками, дайками и сил-лами долеритов, перидотитов, комагматичными лавами суйсарской свиты [26]. Sm-Nd и РЬ-РЬ возрасты субвулканитов составляют 1975 ± 24 и 1980 ± 57 млн лет, соответственно, отвечают времени внедрения Кончезерского силла и времени излияний лав [27].

Рассматриваемый детально в работе разрез Ялгубского кряжа, характеризующий верхнюю часть суйсарского вулканогенно-осадочного комплекса Центральной Карелии, расположен на берегу Онежского озера, напротив д. Ялгуба, в 20 км на северо-восток от г. Петрозаводска. Разрез кряжа сложен мощными лавовыми потоками подушечных и массивных базальтов, чередующихся с потоками авгит-плагио-фировых базальтов с маломощными прослоями основных туфов (до 3 м мощности) различной размерности.

В данном исследовании основное внимание уделялось изучению геохимической характеристики (трасс-элементы) ликвационных образований комплекса, детальное минералого-геохимическое описание образований приведено в работе [14].

Кумсинская структура характеризует разрез обширной палеопротерозойской магматической провинции Балтийского щита, сформированной в интервале 2,552,40 млрд лет андезибазальтовой ассоциацией с повышенной магнезиальностью (4,5 < МдО < 10,5 мас. %). В Кумсинской структуре вулканиты сумийского возраста формируют мощную стратифицированную толщу, представленную переслаиванием большого числа лавовых потоков, покровов общей мощностью около 1200 м с прослоями туфового материала. Следует подчеркнуть, что характер внутренней стратификации сумийской породной ассоциации близок во многих структурах, таких как Койкарская, Эльмусская, Семченская, Краснореченская, описанных в работе [24]. Лавовые толщи сумийского комплекса представлены в Кумсинской структуре 35-ю лавовыми потоками общей мощностью 1200 м, в Койкарской структуре — 16-ю потоками общей мощностью 630 м, в Эльмусской структуре — 20-ю потоками мощностью около 700 м, в Семченской структуре — 21-м потоком общей мощностью 650-800 м, в районе д. Красная речка — 12-ю потоками, формирующими 270-ти метровый вулканический разрез [23]. Наиболее полное и подробное описание разреза свиты было ранее осуществлено А. П. Световым и А. И. Голубевым [21]. Впоследствии доизучение свиты проводилось при подготовке экскурсий для Международного геологического конгресса в 1984 г. и продолжалось в связи с выделением данных структур в качестве опорных полигонов докембрия Балтийского щита [22].

Разрез Кумсинской свиты представлен многопокровной вулканогенной толщей андезибазальтового состава с редкими прослоями туфов. Для лавовой толщи наиболее типичными породными литотипами являются массивные и вариолитовые лавы, лавы с яркорозовыми альбитовыми миндалинами, лавы со слоистыми кварцевыми миндалинами, плагиофировые андезибазальты, миндалекаменные, брекчированные лавы, лавобрекчии, подушечные, пенистые лавы (для большинства лав отмечается повышенная газонасыщенность на момент излияния). В пределах структуры лавовые потоки существенно отличаются структурно-текстурными характеристиками и имеют значительные вариации в химическом составе.

Морфология вариолитов

Среди основных фациальных разновидностей вариолитов нами выделяются массивные вариолитовые лавы, вариолиты подушечных лав и вариолитовые дайко-вые тела.

Массивные вариолитовые лавы. Данный морфологический тип преобладает в разрезе Ялгубской и Кумсинской структур (рис. 2). Мощность лавовых потоков с вариолитовыми текстурами изменяется от 5 до 20 м. Максимальные концентрации продуктов ликвационного фракционирования отмечаются в верхних частях потоков.

Структура вариолей в массивных лавовых потоках — сферолитовая, характерный размер глобул варьирует от 0,3 до 5,2 см, при этом в породе наряду с вариолями сосуществуют микроглобулы (размером < 2 мм), форма данных ликвационных образований близка к идеальной шарообразной. Следует отметить, что выявлено два

Рис. 2. Морфология вариолитовых лав Ялгубского кряжа (а—в) и Кумсинской структуры (г—е). Ялгубская структура: а — выветрелая «оспенная» поверхность вариолитовых лав Ялгубского кряжа, кровля лавового потока сформированная единичными глобулами и скоплениями вариолей; б — переслаивание ликвационных зон (левая и правая часть фотографии), представленных скоплением глобул, с прослоями матрик-са, содержащего отдельные вариоли (центр фото); в — прикровельная часть лавового потока, содержащая ликвационные пятна, сформированные в результате коалесцен-ции единичных глобул, которые имеют зональное строение, в матриксе присутствуют единичные микровариоли размером до 3 мм. Кумсинская структура: г — кровля лавового потока, область скопления единичных зональных глобул и микровариолей; д — граничная область между матриксом, содержащим крупные вариоли, и крупной лик-вационной областью (правая часть фото), сформированная в результате коалесценции единичных глобул; е — слияние крупных вариолей и формирование ликвационных обособлений, в которых в виде реликтов сохраняются участки матрикса

типа глобул: однородные вариоли без зональности (наиболее типичны для вариоли-тов Кумсинской структуры) и вариоли с четко проявленной внутренней зональностью (широко распространены в вулканитах Ялгубы).

В зональных глобулах выделяется тонкая мелкозернистая краевая зона (мениск) мощностью около 1 мм, крупнозернистая зона (мощностью 1-10 мм), сформированная сноповидными игольчатыми кристаллами плагиоклаза в авгит-актинолитовом агрегате, и ядро (диаметром 1-8 мм) контрастного темного цвета, сложенное кварц-полевошпат-хлоритовой стекловатой массой.

На отдельных участках лавовых потоков присутствуют единичные крупные идеально округлые вариоли размером 2-5 см с четкими границами фазового раздела (краевая зона 0,5-0,8 мм) и однородным внутренним строением.

Процессы слияния (коалесценции) глобул при столкновении проявлены повсеместно, типичными являются плавные переходы от зон разрозненных вариолей к ликвационным линзам, с исчезновением границ фазового перехода между отдельными глобулами. Ликвационные линзы прослеживаются по простиранию потоков, их ориентировка совпадает с элементами залегания. В отдельных случаях происходит чередование линз и зон разрозненных вариолей. Размер линз изменяется от 5-10 см до 3-4 м при мощности зон одиночных вариолей от 6-8 см до 5-7 м.

Насыщенность породы вариолями по отношению к матриксу меняется от 1-2% в подошвенных участках лавовых тел до 90% в кровле потоков. Для массивных лавовых тел с вариолитовой текстурой характерно наличие зон закалки в кровле, представленных афанитовой породой с единичными микровариолями, мощность закалочных зон не превышает 1 м.

Ваpиолиты подушечных лав выявлены и детально изучены в обеих структурах. Подушечные лавы образуют потоки мощностью от 5 до 20 м. Размер подушек в диаметре варьирует от 5-10 см до 1,8-2,5 м. Наиболее распространены мелкие подушки диаметром до 1 м, в потоках они имеют плотную упаковку с четко диагностируемыми хвостами провисания, по которым определяются элементы залегания.

Межподушечное пространство выполнено смесью литокластического лавового материала с мелкозернистым кварц-кальцитовым агрегатом (по которому в Ялгуб-ской структуре развивается хлорит, в Кумсинской — эпидот) и туфовым материалом.

В строении отдельных подушек можно выделить следующие зоны.

Зона закалки мощностью 0,5-5 см, представленная тонкозернистой породой темно-зеленого, серо-зеленого цвета. При выветривании в этой зоне наблюдается скорлуповатая отдельность, хорошо подчеркивающая округлую форму подушек. В отличие от подушек андезибазальтовых лав Кумсинской структуры в пикроба-зальтах Ялгубы краевая зона подушек в крупных образованиях (больше 0,8 м в диаметре) представлена раскристаллизованой породой, более лейкократовой. В ней встречаются единичные микровариоли (1-3 мм в диаметре) и отмечаются полосчатые пленочные текстуры, представленные чередованием маломощных светлых (1-2 мм) пленок ликвата, следующих, как правило, параллельно контуру подушки, в чередовании с тонкими прослоями матрикса. В отдельных подушках отмечается около 20-ти чередующихся «пленочных» слоев ликвата и матрикса.

Центральная зона подушек — наиболее лейкократовая из-за большого содержания вариолей (до 70% от общего объема). В данной зоне глобулы сливаются, формируя линзы контрастного состава. В единичных подушках можно наблюдать все стадии плавного перехода от разрозненных вариолей к их скоплениям и слипанию в линзоподобные образования, причем максимальный размер линз достигает 1,21,3 м. В центральной зоне фрагменты реликтового материала матрикса могут приниматься за магматические включения, так как они формируют темные изометричные пятна небольшого размера в ликвате.

Вариолитовые дайковые тела. Следует подчеркнуть, что вариолитовая текстура встречается не только в лавовых телах. В единичном случае она выявлена

в маломощной (около 80 см) дайке (в центральной части Ялгубского кряжа), имеющей тонкие зоны закалки (1 см), краевые афанитовые зоны (5-6 см) с обоих краев и центральную крупнозернистую часть (10-16 см), сложенную микровариолями на 80-85%.

Методы исследования

В связи с тем что выбранные нами объекты ранее неоднократно изучались, мы сфокусировали работу на применении современных прецизионных методов анализа вещества, недоступных ранее.

Изучение морфологии ликвационных образований, геохимического состава отдельных зон в глобулах проводилось на сканирующем электронном микроскопе VEGA II LSH (Tescan) с энергодисперсионным микроанализатором INCA Energy 350 (Oxford Instruments). Химический состав вариолей и матрикса определялся методом площадного микрозондового сканирования. В ликвационных фазах Fe определялось как суммарное, не измерялось содержание P2O5, H2O и летучих компонентов, которые по данным более ранних исследований (силикатный анализ) в изучаемых породах составили (мас. %): P2O5 (вариоль, матрикс) — 0,27-0,29; H2O (вариоль) — 0,25-0,27; H2O (матрикс) — 0,3-0,67; потери при прокаливании (вариоль) — 1,291,60; п.п.п. (матрикс) — 5,40-6,21 [21]. Таким образом, отклонение реальных содержаний петрогенных окислов в ликвационных образованиях (глобулах и линзах) от измеренных может быть завышено не более чем на 2%, для матрикса — около 5-7%.

Прецизионный анализ содержания редких и редкоземельных элементов в ликвационных фазах проводился на квадрупольном масс-спектрометре X-SERIES 2 (Terhmo Scientific) с приставкой лазерной абляции UP-266 Macro (New Wave Research). Система UP MACRO включает в себя учетверенный по частоте лазер Nd: YAG с длиной волны 266 нм. Анализ химического состава проводился при следующих параметрах работы лазера: энергия — 0,133 мДж, скорость сканирования — 70 мкм/сек, частота повторения импульсов — 10 Гц. Размер пятна в эксперименте (площадной анализ химического состава) составлял 515 мкм. Для очистки возможного загрязнения поверхности исследуемого образца верхняя часть пробы испарялась холостым проходом лазера без проведения измерений (с идентичными параметрами работы лазера). Количественный анализ осуществлялся по внешней калибровке (стандарт — NIST 612). По результатам исследования была сформирована база данных, включающая более 100 прецизионных анализов составов ликвационных фаз, выполненных на 42 элемента (Li, Be, Sc, Ti, V, Fe, Co, Ni, Cu, Zn, Ga, Ge, As, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Ag, In, Sn, Sb, Ba, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu, Hf, Ta, Au, Th, U).

Термический анализ параметров кристаллизации силикатных фаз (ликват, матрикс, порода в целом) для образцов Ялгубского вариолита выполнялся на синхронном термоанализаторе STA 449 F1 Jupiter в интервале температур от 0 до 1550°С с шагом 5°С (в диапазоне температур 700-1550°С), навеска образца составляла 10 мг.

Характеристика ликвационных фаз

Для изучения вариолитов были взяты в общей сложности 12 образцов из верхнего массивного лавового потока на вершине Ялгубского кряжа в районе тригопунк-та и образцы ликвационных зон в подушечных лавах. Кроме того, проанализировано 10 образцов вариолитов из массивных и подушечных лав Кумсинской структуры, что позволяет надеяться на достаточно полную характеристику ликвационных образований в структурах.

Изучение внутреннего строения глобул показало, что для них характерны четкие, хорошо диагностируемые границы фазового перехода «ликват—матрикс», в том числе и у глобул, подвергшихся процессу коалесценции. В случае формирования ликвационных обособлений фазовые границы в системе «ликват—ликват» отсутствуют, что является веским аргументом в пользу ликвационного происхождения контрастных фаз.

Для большинства глобул пикробазальтов Ялгубского кряжа, имеющих размер > 1,5-2 мм, характерна зональная структура, представленная наличием двух зон: краевой и центральной, при этом радиально-лучистые структуры в ядрах глобул не проявлены, уступая место игольчатым микролейстам клинопироксена — авгита в стекловатой однородной массе. Матрикс вариолита выполнен плагиоклаз-пироксен-амфибол-хлоритовым материалом и хлоритизированным, биотитизированным и эпи-дотизированным стеклом. В некоторых глобулах ядра имеют лучисто-волокнистое строение, сложены волокнами и микролитами плагиоклаза, расположенными ради-ально вокруг центра, в этой массе встречаются вкрапленники моноклинного пироксена, которые расположены и внутри вариолей, и в основной массе. В редких случаях в ядрах крупных глобул, размером около 2,5 см, обнаружены миндалины размером до 0,5 мм, выполненные кварц-карбонатным материалом с включениями пирита. Для микровариолитов (глобулы размером < 0,8 мм) характерно однородное внутреннее строение. Вариоли представлены тонкокристаллической стекловатой массой с игольчатыми или таблитчатыми микролейстами авгита. Микроглобулы формируют небольшие скопления в зонах матрикса, часто образуя небольшие пятна в результате коалесценции, при этом фазовые границы во всех случаях четко проявлены.

Анализ химического состава минералов из вариолитов Ялгубы, показал, что клинопироксены в глобулах, имеют внутреннюю зональность. В кристаллах от центра к краю уменьшаются содержания SiO2 — от 54,77 до 48,14 мас. %, и МдО — от 18,38 до 10,38 мас. %, содержание АЬОэ в краевой зоне достигает 8,43 мас. %, ТЮ2 — 2,26 мас. %. Концентрация щелочей в клинопироксене минимальна, лишь отдельные краевые зоны кристаллов содержат до 1,79-1,82 мас. % и К2О до 0,5 мас. %. Химический состав клинопироксенов в пределах стекловатого матрикса показывает их подобие с ядрами клинопироксенов из центра вариолей. При этом все клинопирок-сены относятся к группе авгитов. Геохимический состав авгитов позволяет говорить о сквозном характере данной минеральной фазы, кристаллизующейся как до начала, так и непосредственно во время ликвационного фракционирования расплава, что отражается в его зональности, реагирующей на постепенную смену основности равновесного расплава.

Изучение стекловатых зон в ядрах глобул пикробазальтов Ялгубы 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 (мас. %): SiO2 — 62,74-66,29, А1203 — 16,49-17,98, и К20 — 13,67-15,39. В стекловатой массе присутствуют вытянутые кристаллы плагиоклаза (АЬ12,21-1з,50) размером до 20 мкм. Сходного состава плагиоклаз присутствует и в матриксе вариолитов.

В качестве акцессорных минералов в ликвационных фазах встречаются: эпидот, сфалерит, халькопирит, галенит, магнетит и единичные зерна самородного серебра (размер зерен до 10 мкм).

В отличие от вариолитов Ялгубы андезибазальты Кумсинской структуры подвергнуты более высокому метаморфизму на уровне эпидот-амфиболитовой фации. Вариолитовые лавы андезибазальтов сформированы вторичным минеральным па-рагенезом: широкое распространение в породе имеет плагиоклаз (первичный — олигоклаз и наложенный альбит), роговая обманка, актинолит, хлорит, биотит, эпидот, акцессорные фазы представлены магнетитом, гематитом, сфеном, пиритом, халькопиритом. При этом более кислые вариоли имеют близкий минеральный па-рагенез, представленный хлоритом, эпидотом, биотитом, с включениями цоизита и плагиоклаза. Процентное содержание минералов в вариолях: хлорит — 60, биотит — 15, эпидот — 12, плагиоклаз — 7-8, цоизит — 5-7. Первичные радиально-лу-чистые структуры в глобулах сохранились лишь в отдельных случаях.

В рамках данной работы сделан акцент на химической (редкие и редко-земельные элементы) характеристике ликвационных фаз и матрикса в базальтовых расплавах. Поскольку ликвационные образования Ялгубского комплекса имеют прекрасную сохранность, остановимся более детально на их характеристике.

Для Ялгубской структуры нами установлена существенная вариативность составов продуктов ликвационного разделения пикробазальтового расплава. В результате детального микрозондового площадного сканирования отдельных зон в системе «гло-була—матрикс» были установлены пределы концентраций петрогенных элементов. Содержание основных оксидов в глобулах (мас. %): SiO2 56,62-84,66, ТЮ2 1,25-1,82, АЬОв 5,36-16,78, FeO 2,84-7,40, МдО 0,36-9,95, СаО 1,53-11,77, №20 0,29-8,03, К2О 0,35-10,39. Ликвационные фазы по своему составу соответствуют породам ряда ан-дезитов—риолитов (доминируют дацитовые, риодацитовые составы с кремнекислот-ностью на уровне 61-75 мас. %), большая их часть относится к известково-щелочной, реже субщелочной серии (3-5 < №20+Ка20 <7-10 мас. %). Составы отдельных глобул могут быть классифицированы как щелочные, причем повышенной щелочностью обладают чаще всего краевые зоны крупных глобул и микровариоли. Для микроварио-лей вариации химического состава минимальны и ближе всего могут сопоставляться с краевыми зонами крупных глобул. Концентрации петрогенных элементов находятся в следующих пределах (мас. %): Si02 58,52-60,42, ТЮ2 1,08-1,47, А2О3 11,43-14,34, Fe0 4,75-5,60, МдО 2,96-6,49, СаО 6,13-8,53, №20 < 0,39, К2О 7,97-10,63.

В вариолитовых лавах Ялгубского кряжа по данным предыдущих исследований доминировали ликвационные фазы с кремнекислотностью, не превышающей 59-60 мас. % [28, 29]. Проведенный анализ зональных глобул и крупных линз лик-вата показал существование более кислых фракций до 84 мас. %), например, в стекловатых центральных частях глобул.

Изучение зон фазового перехода между несмешивающимися фазами (профиль «матрикс—вариоль») показало, что значительные различия состава наблюдаются

в области краевого мениска глобулы, при этом смена химического состава на границе происходит скачкообразно, что подтверждает правомерность интерпретации данной области как зоны фазового раздела между несмешивающимися расплавом и ликватом.

Дополнительно проведено изучение распределения петрогенных элементов в матриксе по мере удаления от ликвационных линз и отдельных глобул. Результаты многочисленных анализов показали значительное обогащение материала матрикса FeO (до 29 мас. %), что является характерным явлением при ликвационной дифференциации расплава. Подобное обогащение матрикса FeO характерно и для архейских вариолитов толеитовых базальтов района Норанда, зеленокаменный пояс Аби-тиби, Канада [6], однако не было выявлено при изучении архейских вариолитовых лав коматиитов Койкарской структуры Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса Центральной Карелии [13].

Прецизионный LA-ICP-MS анализ содержания редких и редкоземельных элементов в ликвационных фазах (матрикс, микро- и макроглобулы, линзы и крупные обособления) показал геохимическую неоднородность самого матрикса, что ранее не отмечалось исследователями и позволило выделить два его характерных типа (рис. 3).

I тип матрикса (сохранены в виде реликтов) характеризуется пологим распределением REE, подобным N-MORB базальтам, с низким уровнем LREE (рис. 3а), высокими концентрациями N1 (150-180 ррт), Сг (350-500 ррт). Данный тип матрикса имеет явные следы коровой контаминации, что маркируется аномально высокими содержаниями Rb, Ва, Sr, Ш и Zr. Матрикс выявлен на участках лавовых потоков с единичными крупными (до 3 см в диаметре) вариолями или скоплениями мелких (< 1 см) вариолей в виде небольших пятен и линз площадью 1-5 см2.

II тип матрикса (основная масса) выявлен в областях ликвационной пленочной расслоенности в подушечных лавах, в зонах скопления микро- и макровариолей. Для него установлено значительное обогащение LREE (рис. 3а), а также отрицательные аномалии по Т1; содержания Ва и Rb ниже чем в I типе; слабофракциониро-вано распределение HREE элементов.

По концентрациям (ррт) и (0,3-0,5), Ш (3,8-5,1), Y (17-22), Zr (140-150) весь матрикс (I и II типы) имеет сходные характеристики и значительно обогащен флюид-мобильными элементами (Ве, Li, Аз), что также может быть связано с постепенным увеличением уровня контаминации корового материала первичным пикроба-зальтовым расплавом.

Прецизионный анализ химического состава глобул показал их большую однородность (рис. 3б) и позволил выявить следующие тенденции: от мениска ко внешней краевой зоне глобул повышается содержание La, Се, Рг и сохраняется повышенный уровень Ш и Zr; а в ядре резко увеличивается концентрация Ей при сохранении низких концентраций Rb, Ва и

По химическому составу мениски вариолей близки к матриксу I типа, о чем свидетельствует высокий уровень содержания трасс-элементов.

Для микровариолей спектр распределения редких и редкоземельных элементов максимально близок составам краевых зон крупных глобул и валовому составу ва-риолитовых лав.

Для Кумсинской структуры получена геохимическая характеристика вариоли-товых лав. Содержания петрогенных элементов в глобулах варьируют в следующих

од..........................

ЯЬ Ва ТЬ и №> Та Ьа Се Рг Бг N(1 Бт Ъх Hf Ей Т\ Ос1 ТЬ Оу 1л У Но Ег ТтУЬ Ьи

Рис. 3. Спайдерграммы для матрикса (а) и ликвационных фаз (б) (вариоли, микровариоли, линзы) пикробазальтов Ялгубского кряжа. Нормировано по хондриту [30]

пределах (мас. %, микрозондовый анализ): SiO2 63,2-65,3, ТЮ2 1,1-1,2, А1203 18,2— 19,1, FeO* 1,7—2,2, MgO 0,6—0,9, СаО 1,5—3,1, №а2О 9,1—11,1, К2О 0,8—1,4. Для матрикса получены следующие значения (мас. %): SiO2 55,5—58,2, ТЮ2 0,9—1,2, А1203 11,8—14,9, FeO* 11,0—14,8, MgO 4,6—5,6, СаО 2,4—6,6, №а2О 4,1—5,6, К2О 1,2—4,7. Несмешивающи-еся фазы (матрикс и глобулы) имеют контрастный состав, однако контрастность фаз менее значительна, чем в случае вариолитов Ялгубы.

Для матрикса характерны высокие содержания MgO (от 4,5 до 10,3 мас. % при среднем значении 6,42 мас. %), повышенные концентрации Сг (21—890 ррт), № (73— 259 ррт) в сочетании с повышенным SiO2 (от 53,2 до 58,2 мас. % при средних концентрациях 55,08 мас. %) и низким уровнем содержания тяжелых РЗЭ. Основываясь на концентрации SiO2, вулканиты сумийской ассоциации принадлежат к ряду базаль-тов-андезибазальтов-андезитов с нормальной щелочностью (№а2О+К2О = 3—6 мас. %), при этом лишь несколько проб имеют повышенные (до 7 мас. %) суммарные значения. По содержанию К2О сумийские андезибазальты принадлежат к умеренно и высоко калиевым разностям.

Детальное изучение распределения редких и редкоземельных элементов в ма-триксе вариолитовых лав Кумсинсткой структуры (рис. 4а) позволило также выявить в нем отдельные гетерогенные («реликтовые») участки, имеющие контрастную геохимическую специфику. Нами выделены следующие типы:

I тип матрикса (сохранен в виде небольших областей в зонах развития крупных вариолей и реликтно между ликвационными линзами) характеризуется слабо деплетированным в области LREE спектром, близким по топологии к N-MORB базальтам (см. рис. 4а). Матрикс имеет повышенные концентрации N1 (90-150 ррт), Сг (150-450 ррт), Со (27-30 ррт) и в то же время несет следы контаминации корового материала, что маркируется аномально высокими содержаниями Ва, Sr, Ш и Zr.

II тип матрикса (основная масса (~90% объема) матрикса в вариолитовых лавах) имеет контрастную относительно I типа геохимическую характеристику. Для него установлено значительное обогащение LREE (см. рис. 4а), а также отрицательные аномалии по ЫЪ, Т1, Li, при этом содержания Ва и Rb выше, чем в I типе матрикса, и отмечаются более высокие концентрации HREE элементов при их слабофрак-ционированном распределении.

Рис. 4. Спайдерграммы для матрикса (а) и ликвационных фаз (б) (вари-оли, микровариоли, ликвационные линзы) андезибазальтов Кумсинской структуры. Нормировано по хондриту [30]

По концентрациям (ррт) и (0,1-0,8), Ш (3,7-9,4), 7г (80-300) весь матрикс (I и 11-типы) имеет сходные характеристики и значительно обогащен флюид-мобильными элементами (Ве, Аз), что также может быть отражением увеличивающейся степени контаминации корового материала первичным базальтовым расплавом.

Прецизионный анализ химического состава вариолей, ликвационных зон и скоплений глобул в массивных и подушечных лавовых потоках показал их однородность (рис. 4б). Все продукты ликвационной дифференциации андезибазальтовых расплавов имеют близкую топологию спектров на спайдерграммах и генетически связаны с процессами ликвационного фракционирования вероятнее всего с ма-триксом II типа.

Обсуждение результатов

Полученная в ходе исследования геохимическая характеристика ликвационных фаз позволяет достаточно детально охарактеризовать силикатную систему, подвергнутую ликвации. Однако возникает вопрос: при каких условиях природный базальтовый, андезибазальтовый расплав испытает фракционирование?

В многочисленных экспериментальных работах [30-34] исследователями отмечается существование области стабильной высокотемпературной ликвации, которая не может оказывать значительного влияния на природные силикатные расплавы в связи с тем, что область несмесимости исчезает еще до начала кристаллизационных процессов. Максимальный эффект на эволюцию природного расплава должна оказывать метастабильная ликвационная дифференциация, происходящая в силикатных расплавах одновременно с кристаллизационной дифференциацией. Области метастабильной ликвации в силикатных системах присутствуют под кривыми ликвидуса в системах альбит—фаялит, лейцит—форстерит—кварц и многих других, причем включение в систему дополнительных минеральных фаз зачастую приводит к образованию куполов стабильной ликвации в этих системах. Важно подчеркнуть, что область метастабильной ликвации может существенно расширяться за счет эффектов «неидеальности расплавов», это приводит к смещению изотерм ликвидуса и фазовых границ в сторону увеличения области несмесимости [35].

Так, в системе лейцит—фаялит—8Ю2 поле низкотемпературной метастабиль-ной ликвации (при низких давлениях) находится в области составов, обогащенных щелочами и глиноземом, и отделено от поля высокотемпературной ликвации, локализованной по краевому сечению «фаялит—8Ю2» фазовой диаграммы. Проведенный ранее анализ составов известных ликвационных образований Балтийского щита [14] показал, что вариолиты пикробазальтов Ялгубского кряжа, вариолиты пи-критов Печенги, вариолиты коматиитовых лав Койкарской структуры и сумийских андезибазальтов Центральной Карелии попадают в область метастабильной низкотемпературной ликвации. Температурный интервал метастабильной ликвации (по данным экспериментов) в силикатной системе лейцит—фаялит—8Ю2 (максимально приближенной к природным базальтам) находится в интервале 1270-1155°С, а область стабильной высокотемпературной ликвации — > 1690°С [31].

Для определения реальных значений температур кристаллизации ликвационных фаз пикробазальтов Ялгубского кряжа в атмосферных условиях, был проведен термический анализ продуктов ликвационной дифференциации, позволивший

установить температуры кристаллизации пиробазальтовой системы. Температура начала кристаллизации матрикса составляет 1162—1190°С, для ликвационных обособлений — 1024—1070°С, что близко к температурам метастабильной ликвации. Таким образом, температурный градиент ликвационного процесса в пикробазаль-товой системе варьировал в интервале 1020—1160°С. При этом отмечавшееся ранее присутствие флюидной фазы и воды в пикробазальтовом расплаве могло существенно понизить и расширить полученные значения.

Проблема возникновения метастабильной ликвационной дифференциации в силикатных природных (как открытых, так и закрытых) магматических системах обсуждается длительное время. Многие исследователи отводят основную роль насыщенности расплава флюидной фазой, что и является в настоящее время основной гипотезой, объясняющей инициализацию ликвационной дифференциации.

Полученные нами данные по изучению матрикса вариолитовых лав показывают, что первичный расплав до начала ликвационного разделения испытал контаминацию коровым материалом, что маркируется реликтами матрикса I типа в исследуемых лавах, а также обогащением первичного расплава Rb, Ва, 8г, Ш и Zг.

На наш взгляд, коровая контаминация, вероятнее всего, стала причиной мета-стабильного состояния базальтового расплава и инициализировала в нем ликва-ционное фракционирование. Оценочные расчеты по объемам контаминируемого материала дают величину от 3 до 10% от общего объема. Предполагаемая модель заключается в том, что в ходе контаминации базальтовым расплавом кислого (гранитного) материала и его ассимиляции происходит формирование неравновесного гибридного расплава, для которого процесс ликвационного разделения является наиболее энергетически выгодным путем развития.

На основе изученного материала следует обобщить и сформулировать основные признаки существования ликвационного фракционирования в природных расплавах.

1. Сосуществование в породе химически контрастных фаз (кислый расплав (ва-риоли) — остаточный основной расплав (матрикс)).

2. Контрастность физических свойств в системе ликват—матрикс (разница в плотностях между несмешивающимися расплавами может достигать 0,4—0,8 г/см3, что приближается к разнице в плотностях в системе расплав—кристалл).

3. Коалесценция ликвационных образований, наличие следов течения в лавовых потоках — следствие того, что температура солидуса вариолей примерно на 100—120°С ниже, чем температура солидуса матрикса.

4. Наличие границ фазового раздела (мениска) — микроскопически диагностируемой резкой границы смены фазовых составов между ликватом и матриксом.

Выводы

Полученный в ходе нового этапа исследования ликвационных образований Ял-губской и Кумсинской структур материал позволяет обобщить результаты в ряде выводов.

Установлено, что ликвационной дифференциации был подвержен расплав базальта (пикробазальт Ялгубской структуры и базальт Кумсинской структуры), испытавший коровую контаминацию при подъеме на дневную поверхность, его пер-

вичный химический состав максимально приближен к выделяемому нами I типу матрикса.

Ликвационное фракционирование в базальтовом расплаве было непосредственно инициировано коровой контаминацией, о чем свидетельствуют неоднородность химического состава матрикса (I и II типы) и обнаруженные в нем реликтовые участки с повышенным содержанием двуокиси кремния и щелочей.

Ликвационная дифференциация связана с процессами «низкотемпературной» метастабильной ликвации, проходящей в режиме in situ в пределах лавовых потоков, покровов и отдельных подушек после их излияния. Возможный температурный интервал ликвационного процесса соответствует 1020-1160°С, при этом в ходе ликвационной дифференциации первичный пикробазальтовый расплав разделяется на базальтовую и андезит-дацит-риолитовую составляющие, причем объемы не-смешивающихся фракций не зависят от масштаба геологической системы (лавовый покров, поток или отдельная подушка) и могут варьировать от 1-2 до 60-90%.

Ликвационная дифференциация привела к формированию более кремнистых, обедненных мафической составляющей и обладающих большей щелочностью силикатных фракций, в то время как остаточный матрикс обогащался FeO и MgO.

Скорость ликвационной дифференциации в изучаемой системе значительная и проходит на начальной стадии кристаллизации породы, о чем свидетельствует геохимическое сходство составов ликвационных пленок в зонах закалки подушечных лав, а также крупных глобул и линз в кровлях мощных лавовых потоков.

Литература

1. Геологический словарь: в 2 т. / под ред. К. Н. Паффенгольца и др. М.: Недра, 1978.

2. Greig J. W. Immiscibility in silicate melts // Am. J. Sci. 1927. Vol. 73. P. 133-154.

3. Roedder E. Low temperature liquid immiscibility in the system K2O-FeO-Al2O3-SiO2 // Am. Min. 1951. Vol. 36. P. 282-286.

4. Currie K. L. A criterion for predicting liquid immiscibility in silicate melts // Nature Physic. Sci. 1972. Vol. 240 (1). P. 66-68.

5. Gelinas L. Textural and chemical evidence of liquid immiscibility in variolitic lavas // Abstr. Am. Geophys. Union. 1974. Vol. 55. P. 486.

6. Gelinas L., Brooks C., Trzcienski W. E. Archean variolites-quenched immiscible liquids // Can. J. Earth Sci. 1976. N 13. P. 210-230.

7. Roedder E., Weiblen P. W. Silicate liquid immiscibility in lunar magmas, evidenced by melt inclusions in lunar rocks // Science. 1970. Vol. 10, N 167. P. 641-644.

8. Bogaerts M., Schmidt M. W. Experiments on silicate melt immiscibility in the system Fe2SiO4-KAlSi3O8-SiO2-CaO-MgO-TiO2-P2O5 and implications for natural magmas // Contrib. Mineral. Petrol. 2006. Vol. 152. P. 257-274.

9. Маракушев А. А., Безмен Н. Н. Специфика ликвации магм под давлением водорода в связи с генезисом хондритов // ДАН СССР. 1980. Т. 251, № 5. С. 1222-1224.

10. Хитаров Н. И., Пугин В. А. Ликвация в природных силикатных системах // Геохимия. 1978. № 6. C. 803-819.

11. Хитаров Н. И., Пугин В. А., Солдатов И. А., Шевалеевский И. Д. Ликвация в оливиновом толеи-те (экспериментальные данные) // Геохимия. 1973. № 12. C. 1763-1771.

12. Левинсон-Лессинг Ф. Ю. Избр. тр. Т. 1. М.: Изд-во АН СССР, 1949. 346 c.

13. Светов С. А. Магматические системы зоны перехода океан-континент в архее восточной части Фенноскандинавского щита. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2005. 230 с.

14. Светов С. А. Ликвационная дифференциация в базальтовых системах (на примере суйсар-ских вариолитов ялгубского кряжа) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск: ИГ КарНЦ, 2008. № 11. С. 120-134.

15. Смолькин В. Ф. Коматиитовый и пикритовый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. СПб.: Наука, 1992. 272 с.

16. Fergusson J. Silicate immiscibility in the ancient basalts of the Barberton Mountain Land, Traansvaal // Nat. Phys. Sci. 1972. № 235. P. 86-89.

17. Fujii T., Kushiro I., Nakamura Y., Koyaguchi T. A note on silicate liquid immiscibility in Japanese volcanic rocks // J. Geol. Soc. Jap. 1980. Vol. 86. P. 409-412.

18. Sandsta N., Robins B., Furnel H. The origin of large varioles in flow-banded pillow lava from the Hooggenoeg Complex, Barberton greenstone belt, South Africa // Contrib. Mineral. Petrol. 2011. Vol. 16. P. 365-377.

19. Anderson A. T., Gottfried D. Contrasting behavior of P, Ti and Nb in a differentiated high-alumina olivine-tholeiite and calc-andesite suite //Geol. Soc. Am. Bull. 1971. N 82. P. 1929-1942.

20. 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. Международный симпозиум, посвященный 100-летию академика Д. С. Коржинского. Тезисы докладов. Москва, 1999. С. 55.

21. Голубев А. И., Светов А. П. Геохимия базальтов платформенного вулканизма Карелии. Петрозаводск: Карелия, 1983. 191 с.

22. Коросов В. И. Геология доятулийского протерозоя восточной части Балтийского Щита (сумий, сариолий). Петрозаводск: КарНЦ АН СССР, 1991. 118 с.

23. Светов С. А., Голубев А. И., Светова А. И. Геохимия сумийских андезибазальтов центральной Карелии // Геохимия. 2004. № 7. C. 729-739.

24. Онежская палеопротерозойская структура (геология, тектоника, глубинное строение и мине-рагения) / отв. ред. Л. В. Глушанин, Н. В. Шаров, В. В. Щипцов. Петрозаводск, 2011. 433 с.

25. Тимофеев В. М. Геологическая карта Карелии. 1935. 44 с.

26. Куликов В. С., Куликова В. В., Лавров В. С. и др. Суйсарский пикрит-базальтовый комплекс палео-протерозоя Карелии (опорный разрез и петрология). Петрозаводск: Изд-во КарНЦ РАН, 1999. 96 с.

27. Пухтель И. С., Богатиков О. А., Куликов В. С. Роль коровых и мантийных источников в петро-генезе континентального магматизма: изотопные и геохимические данные по раннепротерозойским пикритобазальтам Онежского плато, Балтийский щит // Петрология. 1995. Т. 3, № 4. С. 397-419.

28. Пугин В. А., Хитаров Н. И. Вариолиты как пример ликвации магм // Геохимия. 1980. № 4. C. 496-512.

29. Пугин В. А., Хитаров Н. И. Геохимия ряда элементов при ликвации в базальтовых магмах // Геохимия. 1982. № 1. C. 35-46.

30. Эволюция изверженных пород. М.: Мир, 1983. 528 с.

31. Boguerts M., Schmidt M. W. Experiments on silicate melt immischbility in the system Fe2SiO4-KAlSi3O8-SiO2-CaO-MgO-TiO2-P2O5 and implications for natural magmas // Contrib. Mineral. Petrol. 2006. Vol. 152. P. 257-274.

32. Nakamura Y. The system Fe2SiO4-KalSi2O6-SiO2 at 15 kbar // Ann. Rep. Geophys. Lab. 1974. N 73. P. 352-354.

33. Roedder E. Low temperature liquid immischibility in the system K2O-FeO-Al2O3-SiO2 // Am. Min. 1951. N 36. P. 282-286.

34. Roedder E., Weiblen P. W. Silicate liquid immischibility in lunar magmas, evidenced by melt inclusions in lunar rocks // science. 1970. Vol. 10, N 167. P. 641-644.

35. Sun S. S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins / A. D. Saunders, M. J. Norry. Geol. Soc. Spec. Publ. 1989. N 42. P. 313-345.

Статья поступила в редакцию 14 марта 2013 г.