УДК 552.333(571.63)

С.А. Щека, А.А. Вржосек, А.В. Гребенников, Й. Савада*

Again on liquid immiscibility of the natural silicate melts. S.A. SHCHEKA, A.A. VRZHOSEK, A.V. GREBENNIKOV, Y. SAWADA* (Far East Geological Institute, 159, Stoletiya Vladivostoka Av., Vladivostok, 690022. *Shimane University, Matsue 690, Japan).

Характерными особенностями природных расплавов являются широкие вариации состава, причем известны случаи одновременного излияния из одного жерла полярных по химизму магм. В то же время отмечается, что разнообразные магматические породы одного цикла во всех случаях образуют вполне закономерные ассоциации, родство членов которых подчеркивается геохимической общностью исходной магмы. Причинами таких вариаций до недавнего времени считались или кристаллизационная дифференциация расплава, или одновременное сосуществование нескольких очагов с различным субстратом, фракционное плавление, ассимиляция и т.п.

Однако петрологические и экспериментальные исследования последних лет показали [5], что в природном петрогенезисе значительную роль играют процессы ликвации, столь знакомые технологам и незаслуженно преданные забвению в геологической петрологии. По мнению А.А. Маракушева [3], эти процессы могли играть ведущую роль и в расслоении вещества планет земной группы. Тем не менее, ввиду сложности силикатных систем большинство петрологов до сих пор относится с недоверием к реальности ликвации в существенных масштабах. Ранее авторами [7, 10] отмечались некоторые примеры несмесимости щелочно-ультраосновных расплавов, однако в последние годы получены новые аналитические и геологические данные, которые позволяют считать ликвацию реальным процессом петрогенезиса.

Явления сосуществования двух стекол различного состава широко проявлены в щелочно-ультраосновном и щелочно-базальтовом комплексах Приморья. Эти комплексы к настоящему времени изучены достаточно детально, поэтому ограничимся лишь краткими сведениями.

Щелочно-базальтовый комплекс миоцен-четвертичного возраста проявлен вдоль всего западного материкового обрамления Тихого океана - от Чукотки до Австралии [8]. Ранние стадии этого магматизма (12-9 млн лет) представлены обширными плато континентальных насыщенных толеитов, которые на поздних стадиях (8-1 млн лет) испытывают постепенное ощелачивание, сменяясь в кровле плато фельдшпатоидно-нормативными породами. Мощность покрова в Приморье достигает 460 м. Завершается процесс формированием существенно пирокластических щелочных построек центрального типа. В этом же направлении изменяется и химизм пород - от пикритовых нефелиновых или лейцитовых базальтов до лейкократовых, с нарастанием калиевости магм. В одном из вулканов (Подгелбаночный, верх. р. Арсеньевки) в верхней части самой поздней экструзии в базальтах наблюдаются округлые выделения фонолитов, и лишь в одном случае (г. Острая, правобережье среднего течения р. Бикин) излияния пикритовых базальтов чередуются с потоками фонолитов-трахитов. Мощность потоков от 20 м до 190 м, доля фонолитов достигает 60 %, венчают разрез щелочные трахиты. Многократное чередование потоков фонолитов и пикритов не оставляет сомнения в одновременном существовании фонолитового и пикритовых расплавов, причем они появляются практически одновременно, чередуясь на протяжении всего разреза покрова. Здесь же маломощные (3-4 м) дайки пикритов, прорывающие меловые вулканиты, включают прожилковидные выделения фонолитов, т.е. после кристаллизации меланократовой (пикритовой) матрицы фонолитовый расплав оставался в жидком состоянии. Современные излияния (вулкан Пектусан, КНДР) представлены калиевыми трахитами. Большая часть пирокластических построек в Приморье к настоящему времени уничтожена эрозией, поэтому преобладают тела монолитных околожерловых фаций - некки, дайки, экструзии, субвулканические интрузии.

Щелочно-ультраосновной магматизм юрского возраста (160-152 млн лет) также широко проявлен по восточной окраине Азии - в Корякском нагорье, на Сахалине, в Приморье, Китае, Корее, Вьетнаме, Индонезии [1, 9]. В Китае и Индонезии с этим комплексом связаны кимберлиты и лампроиты. В Приморье толща вулканитов мощностью более 1 км состоит из многократно переслаивающихся щелочных базальтоидов, пикритов и фонолитов (рис. 1) и включает субвулканические тела меймечитов и трубки взрыва слюдистых пикритов, которые вместе с дунит-верлитовыми и карбонатит-сиенит-пироксенитовыми интрузивами объединяются в единую вулкано-плутоническую щелочно-ультраосновную ассоциацию. В жерловых фациях обоих комплексов обильны включения шпинелевых лерцолитов. Принадлежность всех пород к щелочному ряду доказывается повышенными (в сравнении с толеитовыми аналогами) железистостью, титанистостью, концентрациями фосфора, циркония, рубидия, бария и ниобия. Особенностью комплексов является повышенная газонасыщенность магм, что проявляется не только в высокой пористости всех пород и обилии пирокластики, но и в повышенной концентрации фосфора, фтора, воды и углекислоты.

Для пород обоих комплексов весьма характерны разности глобулярной текстуры. Глобулы имеют или пикритовый, или более лейкократовый щелочно-базальтоидный состав. Генезис подобных пород вызывает острые дискуссии, поэтому остановимся на некоторых наиболее типичных примерах.

Чаще всего глобулярно-ликвационные текстуры отмечаются в неоген-четвертичных базальтах, отличающихся свежестью стекла и минералов. Такие породы обычно приурочены к верхним частям экструзий, запирающих жерло вулкана, а также встречаются в виде самостоятельных вспученных бомб в пирокластике заключительных этапов извержения. Вмещающие базальты представляют собой микродолеритовый агрегат оливина, титанавгита, санидина, апатита и высокотитанистого магнетита, в котором неравномерно распределены редкие вкрапленники оливина и титанавгита. Основная масса представлена слабо буроватым прозрачным стеклом, доля которого не превышает 15 %. В этой массе встречаются выделения более темного стекла иногда с единичными зернами всех перечисленных минералов. Форма их шарообразная, размеры не превышают 2-3 мм (рис. 2), при частичном слиянии соседних шаров возникают гантелевидные глобулы. Более крупные (до 40 мм) выделения имеют форму пережатой жидкой капли (рис. 3). Характерной особенностью “капель” является краевая оторочка рудного минерала. “Капли”, как правило, окружаются каемками микролитов, что указывает на более высокую вязкость глобул в момент раскристаллизации матрицы. Контакты стекла матрицы и глобул резкие, что свидетельствует о быстрой закалке магмы.

В юрском комплексе базальтоиды более изменены и раскристаллизованы и характеризуются более лейкократовым составом (ряд пикрит-трахит). Все глобулы имеют округлые очертания, иногда наблюдается слияние нескольких “капель” (рис. 4). Более крупные (до 2 см) “капли” обычно окружаются ореолом мелких (0,1 мм). Нередки случаи, когда контуры глобул отделяются от такой же по составу основной массы породы каемками стекла (рис. 5). В отдельных случаях глобулы составляют основную массу породы, а стекло выполняет интерстиции между шарами (рис. 6). На сочленении глобул между собой и с вмещающим стеклом отмечаются трещинки, каждая глобула несет следы индивидуальной раскристаллизации.

Строение индивидуальных глобул однообразно - периферия их сложена пористым или дендридовидным агрегатом ортоклаза (без Na-компонента) или альбита и микролитами высокотитанистого (до 7 % TiO₂) биотита (рис. 4, светлая каемка), к ядру возрастает (до 20 %) количество темного стекла. Внутри глобул, как и в матрице, встречаются вкрапленники апатита и ильменита (рис. 7) с округлыми включениями такого же, как и в матрице, стекла, что не оставляет сомнения в ликвационной природе “капель”. По данным дифрактометрии ортоклаз и альбит представлены “низкими” (упорядоченными) модификациями.

В ортоклазовых глобулах (или матрице) стекло замещено темно-бурым смектитом (селадонитом), в то время как в альбитовых - бледноокрашенным хлоритом, биотит гидратируется с выделением сыпи рутила, ильменит подвергается лейкоксенизации.

Следует отметить, что в рассматриваемом разрезе толщи основную массу составляют монолитные гомогенные породы, соответствующие по составу и структуре как глобулам, так и матрице, однако встречаются горизонты глобулярных пород (рис. 8). Единственной, не вполне понятной особенностью рассматриваемых пород является полная упорядоченность полевых шпатов, что мы связываем с высокой газонасыщенностью магм (газовый пузырек в

гомогенизированных включениях расплава в апатите ~7 об. %) и, как следствие этого - с пониженной температурой их кристаллизации (1040-1070^оС по данным гомогенизации расплавных включений в апатите), однако не исключено и влияние позднего диафтореза, сопровождающегося образованием смектита и хлорита.

В пикритовых разностях глобулы имеют близкие размеры (2-4 мм) и равномерно распределены в матрице, доля которой колеблется от 70 до 10 %. При выветривании в силу больших различий в коэффициенте термического расширения глобулы легко выкрашиваются из матрицы (рис. 9). Последняя сложена микрозернистым агрегатом титанавгита и ильменита с небольшой (5-10 %) примесью стекла. Вкрапленники представлены титанавгитом, оливином и редкими зернами зональной хромшпинели. Всегда присутствуют хорошо ограненные пластинки апатита и ильменита. Глобулы состоят из девитрифицированного стекла с мелкими вкрапленниками титанавгита. Стекло густо пронизано сетью взаимно перпендикулярных игл (толщина 1-3 мкм) ильменита. Контакты глобул с основной массой резкие и пересекаются лишь ксенокристами (фрагментами включений) оливина, иглами апатита и крупными пластинками ильменита.

Последние два минерала в виде крупных вкрапленников присутствуют во всех породах, пересекают границы глобул и являются первыми ликвидусными фазами, которые, видимо, кристаллизовались из первично гомогенного расплава до его расщепления. Несмотря на контрастные различия в составе матрицы и глобул, апатит и ильменит в них имеют специфический (“щелочной”) и одинаковый состав (табл. 1). Это выражается в обогащенности апатита фтором и редкими землями, а ильменита - марганцем.

Таблица 1

Химический состав ликвидусных апатита (1) и ильменита (2)

Примечание. Дополнительно определены: Y₂O₃ - 1M - 0,08; 1Г - 0,06; La₂O₃ - 1M - 0,19; 1Г - 0,12; Ce₂O₃ - 1M - 0,34; 1Г - 0,43; SrO - 1M - 0,89; 1Г - 0,78; Na₂O - 1M - 0,09; 1Г - 0,15; K₂O - 1M - 0,02; 1Г - 0,08; М - матрица, Г - глобула. JXA-5a. Аналитик В.И. Сапин

Для установления генетического родства глобул и матрицы в университете Шимане (Япония) было выполнено несколько определений изотопов Sr в породах матрицы, глобул и объемных масс гомогенных фаз, соответствующих по составу или матрице, или глобулам (табл. 2).

Значения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в юрских и в неоген-четвертичных породах в общем находятся в пределах величин, характерных для щелочных базальтоидов как океанов, так и континентов. Интересно отметить, что современные отношения в юрских породах аналогичны показателям неоген-четвертичных, что указывает на сходный механизм выплавления этих расплавов. Как и ожидалось, несмотря на

Таблица 2

Изотопный состав глобулярных пород

Примечание. Составы пород см. табл. 3. В обр. 7 - п - пироксенит, к - карбонатит. изм. - измеренное, перв. - первичное

контрастность химизма глобул и матрицы, отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в них разнятся на 1-2 единицы в четвертом знаке. Следует также подчеркнуть, что эти отношения в пироксенитах и карбонатитах юрского Кокшаровского массива (обр. 7), который относится к тому же щелочно-ультраосновному комплексу, также близки, что может свидетельствовать об образовании карбонатитов за счет флюидного расщепления первичного силикатно-карбонатного расплава, подобного кимберлитовому. Следовательно, изотопные исследования лишний раз подчеркивают несомненное единство исходного расплава. В заключение отметим, что одинаковый изотопный состав Sr в неогеновых толеитовых и щелочных базальтах [4] подтверждает высказанное нами ранее [8] мнение о единстве их глубинного очага.

Химизм рассматриваемых пород характеризуется рядом специфических особенностей (табл. 3). Все образцы имеют повышенную, в сравнении с толеитовыми аналогами, железистость, более высокую в калиевых разновидностях. Особенностью пород является также обогащение титаном, фосфором и фтором. Последние два элемента ведут себя индифферентно по отношению к матрице и глобулам, что связано с выделением их только в одной (ликвидусной) фазе - апатите. Анализ его показывает, что содержание F (1-1,9 %) и Cl (0,2-0,3 %) в зернах из матрицы и глобулей одинаково, что свидетельствует о равенстве фугитивности этих элементов в исходном расплаве.

На диаграмме (рис. 10), отражающей соотношение кремнеземистости и меланократовости (м) породы, выделяются две области ликвации - пологая к оси SiO₂ - полевошпатовая (Б) и крутая - фельдшпатоидная (А), что дает различные пределы меланократовости и кремнеземистости Б - m - 1,3; SiO₂ - 15 %; А - m - 3,7; SiO₂ - 22 %. Соответственно этому в первом поле (лейкократовых базальтоидов) наблюдается расщепление в ряду базальт-трахит. Во втором поле расщепление расплавов формирует ряд пикрит-базальт-фонолит. Практически каждая из фаз имеет петрохимические аналоги в виде гомогенных пород крупнообъемных тел, которые по составу соответствуют или матрице, или глобуле. Полученный по расчету объемных соотношений пород (40 % пикритов, 60 % фонолитов) в разрезе покрова г. Острой первичный состав расплава (SiO_2- 53,2 мас. %; TiO_2- 1,2; Al₂O₃ - 16,6; Fe₂O₃ - 3,1; FeO - 5,7; MnO - 0,15; MgO - 5,7; CaO - 4,9; Na₂O - 5,0; K₂O - 4,3; P₂O₅ - 0,4) не имеет аналогов среди щелочных базальтоидов Дальнего Востока [8], что говорит о его неустойчивости и последующем расщеплении на два компонента.

По соотношению кремнезема и щелочей (рис. 11) выделяются два типа ликвации: I - с изменением соотношения Na₂O и SiO₂ при постоянном отношении K₂O/SiO₂; II - с изменением соотношения Na₂O и K₂O при постоянном отношении (Na₂O + K₂O)/SiO₂. Первый тип соответствует ряду пикрит-фонолит, второй - базальт-трахит. В фельдшпатоидной ветви намечается слабая тенденция к росту щелочей относительно кремнезема в лейкократовой части (№ 1-2, 9, 11). Так же, как и на предыдущей диаграмме, отдельным членам расщепившегося расплава соответствуют аналоги из самостоятельных гомогенных фаз.

Таблица 3

Химический состав глобулярных пород

Продолжение таблицы 3

Окончание таблицы 3

Полученные результаты позволяют считать ликвацию основным механизмом дифференциации магм щелочного ряда. Процессы кристаллизационной дифференциации не могут быть ведущими в петрогенезисе магм, поскольку они характеризуют регрессивную в энергетическом отношении стадию, и возникновение при этом значительных объемов гомогенных расплавов практически нереально. Тем не менее, эти процессы могут играть определенную роль при консолидации магмы в замкнутых интрузивных очагах (например, в расслоенных массивах). В частности, к кумулятам пикритового расплава следует относить меймечиты, поскольку стекла существенно оливинового состава не известны, а расплавные включения в оливине и матриксе меймечитов во всех случаях имеют щелочно-пикритовый состав. При этом нельзя также считать лейкократовый расплав остаточным продуктом какой-либо дифференциации, поскольку с самого начала магматической деятельности внедрения обоих расплавов (меланократового и лейкократового) многократно чередуются.

Еще более нереальным представляется совмещение в пространстве и синхронное поступление к поверхности производных двух различных (особенно по глубинности) очагов. Этому противоречат одинаковые составы первых ликвидусных фаз и отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в матрице и глобуле. Последнее отвергает также вариант появления двух расплавов за счет фракционного плавления единого субстрата, ибо обогащенная калием (и Rb) выплавка возможна только за счет фаз с высоким отношением ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (т.н. “обогащенная мантия”), в то время как меланократовая - за счет фаз с низким ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (“деплетированная мантия”).

Перечисленные примеры находят удовлетворительное объяснение с позиции теории Д.С. Коржинского [2] о кислотно-основном взаимодействии элементов в расплавах в условиях потока сквозьмагматических растворов, приводящем к появлению контрастных по составу и вязкости составляющих высокополимеризованной (и вязкой) кислотной (Al, Si) и обогащенной основаниями - “модификаторами” (Fe, Mg, Ca) меланократовой (жидкой).

1. Продукты несмесимости силикатных расплавов обнаруживаются в основном в околожерловых фациях вулканитов, где сохраняются фрагменты границ раздела различных порций магматической колонны. При движении магм на значительные расстояния такие границы исчезают за счет распределения по вязкости и плотности различных по составу жидких фаз. Кроме того, приуроченность глобулярных пород к жерловым частям построек связана с интенсивным флюидным потоком вдоль магмопроводников.

2. В процессе расщепления щелочных силикатных расплавов возникают меланократовая и лейкократовая составляющие, резко (на 2-3 порядка) отличающиеся по вязкости, что позволяет по наличию менисков надежно фиксировать явления ликвации.

3. По химическому составу отмечаются два генеральных направления ликвации: а) фельдшпатоидное и б) полевошпатовое, отражающие степень насыщения кремнеземом лейкократовой компоненты. В полевошпатовом ряду продукты ликвации, как правило, полярны по соотношению натрия и калия.

4. Реальность ликвации в природных условиях подтверждается наличием полных геохимических аналогов “капель и матрицы” среди крупнообъемных гомогенных магматических излияний, являющихся членами одной магматической ассоциации (ряд пикриты- базальты- фонолиты или трахиты и т.п.).

5. Широкое распространение явлений ликвации в щелочных магмах, видимо, обусловлено как контрастностью их состава (Fe, Mg ® Na, K), так и обогащенностью их летучими компонентами, что устанавливается по эксплозивному характеру извержений и по обилию минералов-концентраторов (апатит, биотит). К числу основных флюидообразователей таких магм относятся фосфор, фтор и углекислота (кимберлиты, карбонатиты). Именно определенные сочетания кислотных-основных флюидов, вызывают, согласно представлениям Д.С. Коржинского, формирование в гомогенном силикатном расплаве вещественных неоднородностей.

1. Вулканические пояса Востока Азии. М.: Наука, 1984. 504 с.
2. Коржинский Д.С. Взаимодействие магм с трансмагматическими флюидами // Зап. ВМО. 1977. Ч. 106, вып. 2. С. 173-178.
3. Маракушев А.А., Безмен Н.И. Эволюция метеоритного вещества, планет и магматических серий. М.: Наука, 1983. 185 с.
4. Мартынов Ю.А., Окамура С. Вариации изотопных отношений Sr и Nd в палеоцен-плейстоценовых базальтах восточного Сихотэ-Алиня // Докл. АН. 1993. Т. 333, № 3. С. 366-369.
5. Реддер Э. Ликвация силикатных магм // Эволюция изверженных пород. М.: Мир, 1983. С. 24-66.
6. Румянцева Н.А. Формация щелочных базальтоидов западного склона Урала // Щелочные вулканические формации складчатых областей. М.: Недра, 1967. С. 108-134.
7. Щека С.А. О явлениях ликвации базальтовых расплавов // Докл. АН СССР. 1978. Т. 238, № 3. С. 691-694.
8. Щека С.А. Базит-гипербазитовые интрузии и включения в эффузивах Дальнего Востока. М.: Наука, 1983, 162 с.
9. Щека С.А., Вржосек А.А. Ультраосновной вулканизм Тихоокеанского пояса и вопросы систематики меймечитов и коматиитов // Вулканология и сейсмология. 1983. № 2. С. 3-15.
10. Щека С.А., Вржосек А.А. Примеры несмесимости природных силикатных расплавов

// Тез. докл. 27 МГК. М.: Наука, 1984. Т. IV. С. 446-447.

11. Carstens H. On the variolitic structure // Norges Geol. Undersokelse Arb. 1963. № 223. P. 26-42.
12. Lucido G. Silicate liquid immiscibility in alkaline rocks of Western Sicily // Chem. Geol. 1981. V. 31, № 4. P. 335-346.
13. Mackenzie D.E., White A.I.R. Phonolite globules in basanite from Kiandra, Australia // Lithos. 1970. V. 3, № 4. P. 309-317.
14. Philpotts A.R. Density, surface tension and viscosity of the immiscible phase in a basic, alkaline magma // Lithos. 1972. V. 5, № 1. P. 1-18.