Физика Земли, 2022, № 6, стр. 134-161

Протолит

Протолитом для всего ряда образцов ПСТ, собранных в разных метаморфических зонах Приладожья (рис. 1), являлись схожие по валовому химическому составу метапсаммиты и метапелиты исходно флишоидной формации ладожского комплекса со сквозным парагенезисом: биотит (Bi) – плагиоклаз (Pl) – кварц (Q) ± мусковит (Mus)/серицит (Ser) ± калиевый полевой шпат (KFs) ± хлорит (Сhl).

В зеленосланцевой и ставролитовой зонах метаморфизма исходные породы частично сохраняют признаки осадочного происхождения – флишоидную расслоенность, обломочные и градационные структуры, карбонатные конкреции. С ростом температуры метаморфизма особенности, связанные с осадочным генезисом, исчезают и доминирует метаморфическая сланцеватость, гнейсоватость и полосчатость. В силлиманит-ортоклазовой и гранулитовой зонах этот субстрат дополнялся и перерабатывался продуктами интенсивной гранитизации и мигматизации на глубинах порядка 15–20 км.

В ходе тектоно-метаморфической эволюции во время свекофеннского тектогенеза (1.89–1.80 млн лет [Морозов и др., 2018а]) все породы подвергались неоднократной вещественной и структурно-текстурной переработке, включая милонитизацию, бластокатаклаз и хрупкий катаклаз субстрата в разломах нескольких последовательных генераций. Бластокатаклазиты обычно состоят из ромбовидных порфирокластов – обломков кварца, полевых шпатов, редко – слюд, окаймленных микрообломочным агрегатом тех же минералов, с прорастаниями новообразованных чешуек серицита, хлорита и биотита (рис. 2а). В протомилонитах формируются ячеисто-ромбовидные и ленточные структуры, в которых в едином направлении вытянуты длинные оси деформированных обломков, полоски облекающей их крошки дробления с мелкими слюдяными чешуйками в ней (рис. 2б). Слюды неравномерно гидратированы, замещены иллитом и хлоритом, причем интенсивность преобразований (диафтореза) близка во всех зонах метаморфизма, что указывает на однотипные и более приповерхностные (7–8 км) условия проявления таких наложенных процессов (возраст порядка 1.79–1.55 млн лет [Морозов и др., 2018а]), вне зависимости от исходного уровня (глубины) метаморфизма пород протолита.

Морфоструктурные признаки плавления

ПСТ-обособления, в виде протяженных, прямолинейных или ветвящихся, тонких (от первых мм до 1 см) прожилков с раздувами и короткими расширенными (до 3–5 см) апофизами, в обнажениях, как правило, сопряжены с упомянутыми более ранними бластокатаклазитами и милонитами, часто дискордантно срезая их деформационные текстуры и структуры (рис. 2 и рис. 3). Полученные нами ⁴⁰Ar/³⁹Ar возраста ПСТ в диапазоне 1.59–1.30 млн лет [Морозов и др., 2020] свидетельствуют о существенном временном отрыве процессов ПСТ-образования от предшествующих деформационных событий с образованием бластокатаклазитов, но их пространственная совмещенность указывает на определенную генетическую взаимосвязь, что будет оговорено ниже.

Сам микрозернистый, криптокристаллический или стекловатый субстрат ПСТ-прожилков неоднороден по сложению и своему составу и бывает тонко полосчатым или же хаотично структурированным. На этом фоне встречаются сопряженные участки и зоны со свидетельствами как чисто механического измельчения породы (микрокатаклазиты, глинки трения), так и с явными или затушеванными признаками ее плавления. С учетом упомянутой дискуссии по генетическим типам тектонических ПСТ и, порой, неоднозначности их разделения [Морозов и др., 2019], остановимся несколько подробнее на морфоструктурных признаках прошедшего частичного или полного плавления субстрата.

В самом общем случае, признаки плавления в ПСТ и объем расплавленного материала могут видоизменяться в зависимости от условий их генезиса, включающих глубинность формирования, температуру окружающего субстрата, минерально-фазовый состав протолита, индивидуальные температуры плавления минералов, скорость охлаждения расплава и др. Они также варьируют в связи с расположением либо в зонах генерирующих их разрывных поверхностей, либо в участках нагнетания перемещенного раздробленного и расплавленного материала (трещины отрыва, оперяющие поверхность сместителя, раскрывающиеся полости взломанного субстрата и др.), а также в тех и других при их полосчатом строении – в центральных и краевых участках прожилков ПСТ.

В рассматриваемых нами примерах на генерирующих поверхностях разрывов (рис. 2) ПСТ-материал слагает, как правило, весьма тонкие (первые мм – до 1 см) и достаточно прямолинейные зоны с видимой протяженностью в десятки сантиметров и первые метры

Оптическая микроскопия субстрата генерирующих поверхностей показывает такие же резкие, прямолинейные очертания прожилков ПСТ и элементы симметричной (рис. 3а) или асимметричной (рис. 3б) зональности внутри них, обусловленной отчетливой витрификацией (остеклованием) расплава у контакта с (холодным) протолитом и его наполненностью микролитами (подробнее о микролитах см. ниже) слюды в осевой зоне. Ориентированный характер микролитов (рис. 3а) указывает на синкинематическую раскристаллизацию в еще подвижной, неполностью консолидированной расплавной матрице. Их расположение под острым углом к границам прожилка, с разворотом против часовой стрелки, а также присутствие дискретных поверхностей почти поперек простирания определяется, можно полагать, направлениями сопряженных сколов Риделя, в обстановке, в данном случае, правого сдвига. В других ситуациях зональность прожилка бывает связана с обогащением прибортовых участков нерасплавленным кластическим материалом, при заметном уменьшении его содержания в осевой части (или наоборот), заполненной витрифицированной матрицей (рис. 3б). Полосчатое строение прожилка также иногда определяется разным характером структурирования ПСТ-субстрата – ориентированными потоками микролитов у бортов и хаотичной обломочно-расплавной субстанцией в центре, что указывает на стадийность формирования матрицы (рис. 3г).

В участках внедрения перемещенного из генерирующих зон расплавного материала картина заметно усложняется за счет проявления структур неустойчивого течения расплавной матрицы (рис. 4а, 4б, 4в) и появления в апофизных ответвлениях дополнительных ориентированных текстур микролитов вдоль оси ее нагнетания (рис. 4г).

Помимо этого, признаками плавления служат зоны активного взаимодействия расплава с субстратом вмещающих пород, выраженные появлением у их контакта или вокруг литокластов (рис. 5а) матрицы, обогащенной К, Ti, Fe и Mg из ассимилированных минералов протолита [Bestmann, 2011]. Этот процесс частично затрагивает и приконтактовые зоны исходной породы, где часто встречаются следы “разъедания” протолита расплавной субстанцией вдоль его структур гнейсоватости (рис. 5б). Точно также затрагиваются расплавом и сохраняющиеся кластические обломки минералов протолита (преимущественно плагиоклаза и кварца), которые теряют свою угловатость и становятся более округлыми (рис. 5в) или приобретают фестончатые очертания (структуры эмбаймента) за счет чередования выпуклостей (bulge) и заливов (embayment) по своему контуру (рис. 5г, 5е). Более того, воздействие расплава проявляется и в его проникновении вдоль границ зерен литокластов, создавая своего рода “ситовидные” структуры (рис. 5д), и даже вдоль субдоменных границ отдельных зерен (рис. 5д, 5е). Это объясняется особенными свойствами поверхности кристалла или его субдоменов, облегчающими плавление – скоплением некомпенсированных зарядов в приповерхностном слое, наличием там дефектов кристаллической решетки и неустойчивостью межатомных связей [Соболев, 2017].

Важнейшим доказательством плавления является присутствие в основной массе ПСТ новых выкристаллизованных из расплава фаз, часто образующих типично магматические структуры – микролитовые, сферулитовые и др. [Sarkar, Chattopadhyay, 2020; Barker, 2005; Bestmannl et al., 2011; Hetzel et al., 1996; Di Toro, Pennacchioni, 2004]. Их многообразие в ПСТ Приладожья обсуждается ниже.

Признаки неоднократного плавления

Во многих образцах рассматриваемой нами подборки ПСТ имеются структурные и минерально-вещественные признаки явного неоднократного формирования и внедрения расплавленного материала, позволяющие с той или иной степенью достоверности расшифровывать особенности развития во времени и от места к месту процессов преобразования пород в зонах сейсмогенных подвижек (рис. 6).

Так, можно видеть несколько последовательных обособлений расплавно-кластического материала (обозначены на рисунках цифрами), разных цветовых оттенков и, соответственно, различных по составу, дискордантно срезающих друг друга в пределах единого тела ПСТ (рис. 6а, 6б). Встречаются и отчетливо инъекционные внедрения в субстрат бластокатаклазитов (Бк) различных порций расплава, различающихся по составу и структуре матрицы (рис. 6в, 6г). В некоторых случаях гетерогенность стекловатого матрикса распознается на микронном уровне по его мозаичности или пятнистости муарового типа в оттенках серого цвета, обусловленной не только размерностью и составом микролейст в субстрате (рис. 6д, 6е), но и вариациями его элементного состава, фиксируемых в характеристическом излучении конкретных элементов (рис. 7). На картах элементного состава видно, что более светлые домены матрицы обогащены Al, Mg, Fe, K, более темные – Na и Si. Светлые домены ВSЕ-изображений имеют в среднем субслюдистый состав, темные – субальбитовый. Такая дифференциация вполне может соответствовать порционному поступлению расплава из различающихся по исходному составу участков протолита с его разделением на меланократовую (биотит-мусковитовую) и лейкократовую (кварц-полевошпатовую) части. С другой стороны, она может также свидетельствовать и о локализованности очагов фрикционного расплава, его плохом перемешивании при высокой скорости охлаждения, препятствующей миграции элементов и смешиванию расплавных ореолов [Di Toro, Pennacchioni, 2004] вокруг таких контрастных по составу минералов, как плагиоклаз, биотит, мусковит или кварц.

В целом, описанные ситуации могут соответствовать, на наш взгляд, как мультистадийности единого сейсмического события (режим stick-slip), так и неоднократной реактивации разрывной зоны, определяющими в обоих случаях дискретное во времени формирование расплава. Последний вариант выявляется более определенно в случае последующего взламывания уже застывшего и раскристаллизованного стекловатого матрикса новыми порциями расплава, в котором сохраняются разобщенные и изолированные фрагменты первого (рис. 6ж, 6з).

Морфометрические признаки плавления

Помимо отмеченных морфоструктурных признаков плавления при сейсмогенной подвижке, проявление этого процесса можно распознать и с помощью морфометрического анализа обломочных фрагментов, сохранившихся в расплавном матриксе ПСТ, если обратиться к оценке характера распределения этих обломков по их размерности, а также к морфологии кластов. Исходя из общего фрактального характера фрагментирования породы, ожидается, что в случае ее чисто механического дробления такое распределение имеет нормальный логарифмический характер, отмеченный обобщающей прямой линией с наклоном, соответствующим коэффициенту фрактальности [Shimamoto, Nagahamo, 1992]. Однако, если происходит плавление материала, то в первую очередь, естественно, расплавом будут ассимилированы наиболее мелкие фракции обломков, в диапазоне размеров которых должно произойти изменение этого наклона. Проведенный нами статистический анализ распределения обломков по размерности на основе микрофотоизображений матрицы ПСТ (рис. 8а) с использованием программы “ImageJ”, показал явное отклонение от нормальной логарифмической последовательности в микронном диапазоне (рис. 8б), указывающее на очевидное уменьшение количества малоразмерных обломков, начиная с рубежа 700–800 микрон, и позволяющее связывать это с их растворением в расплаве [Lin, 1999].

Вывод о присутствии расплава в афанитовом матриксе и его воздействии на класты можно сделать и на основании уже упоминавшегося нами факта уменьшения угловатости обломков и их нарастающего округления по мере расширения процесса плавления в зоне генерации ПСТ. Оценки степени округлости обломочных фрагментов, как следствие такого воздействия, можно сделать в соответствии с соотношением R_d= Σ (r_i/R)/n, где: r_i – радиус кривизны в одном из выступов обломка фестончатых очертаний; R – радиус максимальной вписанной внутри класта окружности; n – число измеренных углов класта в данном сечении. С помощью такого подхода было статистически показано [Behera et al., 2017], что параметр округлости <0.4 характерен для обломков чисто катакластической природы, а > 0.4 – для ПСТ, возникших с участием плавления. Для одного из образцов нашей подборки (ЛВ-1744), на отдельных его участках (рис. 8в) с помощью программы “ImageJ” был визуализирован характер округлости оплавленных литических обломков (рис. 8г), осредненный параметр которой оказался >0.6 (рис. 8д).

Таким образом, два независимых формальных метода также подтверждают факт проявления процесса плавления в матрице ПСТ, частично затушеванного явлениями раскристаллизации расплава и последующими гидротермальными изменениями породы.

Степень плавления пород в сопоставлении с температурой вмещающего субстрата

Значимую информацию для понимания условий реализации описываемых процессов формирования ПСТ можно извлечь из оценок степени плавления протолита по соотношению доли расплава (большей частью раскристаллизованного) и суммарной доли сохранившегося в нем обломочного материала. Этот показатель, также получаемый на основе микрофотоизображений матрицы с помощью программы “ImageJ”, позволяет оценить изменчивость интенсивности проявления плавления не только от места к месту в пределах единой разрывной зоны (например, на генерирующих ПСТ-поверхностях и в апофизах), но и на всей эпицентральной площади проявления активных сейсмогенных событий – в нашем случае, в разных зонах метаморфизма пород ладожской формации, поднятых с различных глубин на единый эрозионный срез.

Как видно из результатов оценки соотношения “класты (W)/расплав (M)" в разных точках опробованных обнажений Приладожья (табл. 1), доля расплава заметно и закономерно изменяется от места к месту, а также в разных участках отдельных жильных обособлений ПСТ. В последнем случае бывают ощутимы изменения этой доли от краев к центру ПСТ-прожилков, в случае их полосчатого строения, и между разностями ПСТ на генерирующих поверхностях и в оперяющих их ответвлениях и раздувах инъекционных форм. В первой ситуации, это может быть отражением либо более длительного проявления процесса плавления в осевой части генерирующей зоны подвижки, либо исполнением ею роли канала перемещения расплавленного материала. Во второй, представляется очевидным нарастание доли расплава в апофизах и раздувах прожилков его нагнетанием. В целом же, во всем ряду опробования и осреднения данных получается так, что наиболее высокая степень плавления (до 73%) проявилась в наиболее низкотемпературных (более приповерхностных) зонах метаморфизма (в зеленосланцевой и ставролитовой), где высока роль хрупких деформаций, а наименьшая – в зоне гранулитового метаморфизма (50%), где наложенные деформационные процессы этапа ПСТ-образования происходили в несколько иных температурных условиях.

Об этом можно судить более детально, если обратиться к результатам оценки температуры среды формирования ПСТ на основе эмпирического геотермометра К. Охара [O’Hara, 2001], как раз основанного на соотношении долей реликтов обломочного материала (W) и расплава (M), предположительно зависимого от температуры плавления отдельных минералов протолита (T_melt) и температуры окружающего субстрата (Т_crust) в момент формирования ПСТ: Т_crust = (1 – W/M) T_melt.

При подсчете температур в конкретных образцах из разных зон метаморфизма были учтены вариации количества обломков в стекле для разных полос ПСТ и значения температур плавления слюд (850°C) и плагиоклазов (1100–1200°C), что подробнее обсуждается ниже. Для последних здесь была принята температура в 1000°C с учетом их частичного плавления (подплавления), которая во внешних, механически нарушенных оболочках обломков существенно снижается [Соболев, Мальцев, 2015]. Результаты расчетов T_crust для всех измеренных точек даны в табл. 2, где можно видеть диапазоны вариаций температур, связанных с различием выбранных температур плавления слюд и плагиоклазов. На основании средних температур среды для каждой точки можно судить о приблизительных уровнях глубинности формирования ПСТ в разных зонах метаморфизма ладожского комплекса. С учетом температурного градиента в 40–43°С/км, характерного для метаморфизма андалузит-силлиманитового типа, эти уровни можно приблизительно оценить в диапазоне от 7–8 км для низко- и среднетемпературных зон (зеленосланцевой и ставролитовой), до 10–11 км для пород, ранее находившихся на глубинах проявления гранулитовой фации метаморфизма. Эти отличия глубинности можно связывать, на наш взгляд, с проявлением максимального прогибания территории, обусловленного явлениями посторогенного коллапса растяжения (1.59–1.30 млрд лет), охватившего в наибольшей степени осевую часть подвижного пояса свекофеннид (гранулитовая зона) и сопряженные с ней объемы, что привело к формированию выше упомянутой рифтогенной Ладожско-Пашской грабен-синклинали [Морозов и др., 2020]. Соответствующее повышение температур уменьшало возможность реализации хрупких деформаций, способствующих фрикционному плавлению пород при сейсмогенных подвижах, что и отразилось в последовательном снижении доли расплава по направлению к зоне гранулитового метаморфизма (см. табл. 1).

Минерально-фазовые пропорции в протолите и в кластовом сообществе ПСТ

В дополнение к вышеприведенным данным, сравнительный анализ пропорций отдельных породообразующих минералов в протолите и в кластовом сообществе позволяет извлечь информацию о последовательности и степени их плавления в ходе формирования и эволюции ПСТ.

В качестве примера такого анализа можно привести столбчатые диаграммы для осредненных данных по породообразующим минералам из протолита и ПСТ трех зон метаморфизма: зеленосланцевой (ЛВ 1940-4), силлиманит-мусковитовой (ЛВ 1744) и гранулитовой (ЛВ 1100) (рис. 9).

Соотношения минералов в кластовом сообществе заметно изменились по сравнению с их пропорциями в исходной породе. Это означает избирательность в плавлении минералов: мусковит (Mus, Sеr) плавится полностью, биотит (Bi) – почти полностью (сохраняются единичные чешуйки), содержание плагиоклаза (Pl) заметно снижается, особенно в центральных частях жил, по сравнению с протолитом, кварц (Q) затронут плавлением в наименьшей степени.

Оценки механизма и температур плавления минералов

В динамичных условиях сейсмической подвижки процесс фрикционного плавления происходит за несколько секунд [Spray, 2003]. При таких высоких скоростях невозможно взаимодействие между минералами, они плавятся независимо друг от друга [Jiang et al., 2015]. Подобный механизм описан Дж. Спреем: фрикционное плавление начинается с механически более слабых фаз (в ладожских ПСТ это слюды) и развивается в порядке возрастания индивидуальных температур плавления: Mus (650°C) → Bi (850°C) → Pl (олигоклаз; 1200°C) → Q (1700°C) [Spray, 1992]. Тот же порядок установлен и для ПСТ Приладожья. Следовательно, механизм плавления здесь соответствовал ряду Спрея.

Универсальность ряда Спрея при фрикционном плавлении отмечена для протолитов разного состава по всему земному шару [Bestmann et al., 2011; Оtsuki, Monzawa, 2003; Di Toro, Pennacchioni, 2004]. В отличие от статичных условий в ряду Спрея учитывается и механическая прочность минералов.

Субстратом для плавления ладожских ПСТ служат бластокатаклазит и микробрекчия (глинка трения), сочетающие в себе тонкодиспергированную шихту в основной массе (преобладают слюды) и кварц-полевошпатовый зернистый агрегат в кластах. Процесс осложняется неравномерностью степени плавления по объему жилки из-за неоднородности субстрата, из-за снижения температуры плавления в поверхностном слое мелких обломков и в измельченных средах [Соболев и др., 2020], из-за наличия особо горячих точек в шероховатой поверхности плоскости скольжения и других факторов. Здесь важно обратить внимание на то, что “…фрикционный нагрев неравномерен в плоскости сдвига и зависит от степени измельчения, топографии поверхности и других факторов” [Spray, 2010] и “…локальные температурные вспышки могут быть существенно выше, чем на основной части плоскости скольжения” [Spray, 1992]. При этом “… высокие температуры преобладают всего несколько секунд и поэтому не достигается равновесия между матрицей псевдотахилита и порфирокластами…” [Hetzel et al., 1996].

Тем не менее, можно приблизительно оценить температурную эволюцию расплава описываемых нами ПСТ Приладожья. Полное исчезновение мусковита (Тпл = 650°С) и почти полное – биотита (Тпл = 850°С) заведомо указывает на преодоление нижнего предела в 650°С, и частое – в 850°С. Начало плавления плагиоклаза можно обозначить в интервале 1000–1100°С [Соболев и др., 2020], а полное исчезновение плагиоклазовых кластов говорит о прогреве до 1200°С. Наблюдаемые в наших ПСТ недоплавленные реликты этого минерала напоминают, что плавление было локальным, и повсеместно требуемый температурный уровень не достигался. Более высокие температуры, по-видимому, проявлялись в отдельных случаях в центральных зонах прожилков, в частности, там, где наблюдаются сферулитовые структуры (см. ниже), так как их формирование, исходя из расчетного моделирования, происходит при раскристаллизации перегретого (более 1450°С) расплава [Di Toro, Pennacchioni, 2004]. Наконец, некоторое подплавление кварцевых кластов с краев и по трещинам свидетельствует о точечном достижении температуры поверхностного плавления кварца, которая составляет около 1600°С. Таким образом, интервал расплавных температур в наших примерах колеблется от 650 до 1200°С, с локальными вспышками до 1600°С.

Процессы остывания и раскристаллизации расплава

С прекращением фрикционного воздействия расплав остывает, образуются микролиты и стекло. Микролиты занимают интерстиции между кластами (рис. 10а, 10г) или образуют прорастания в плагиоклаз-кварцевом базисе (рис. 10б, 10в) и представлены слюдами (биотитом и иллитом). Это наноразмерные чешуйки, пластинки и иголочки длиной менее 1 мкм. Они образуют срастания в виде снопов, розеток вокруг затравок, но встречаются и единичные чешуйки. Их торцы иногда имеют форму “ласточкина хвоста”, что говорит о незавершенности кристаллографических форм. Погруженные в базис чешуйки образуют структуры, схожие с микролитовой структурой вулканических пород, отличаясь от последних наноразмерностью, поскольку “темпы роста микролитов в ПСТ-жилках (10^–4 см/с) на шесть порядков выше, чем в лавовых озерах” [Di Toro, Pennacchioni, 2004].

Базис выглядит однородным как стекло (рис. 10б, 10в), но состав его отвечает стехиометричным олигоклазу, реже кварцу, что для стекла не характерно. Однако есть работы, доказывающие, что локализоваться таким образом может остаточный расплав при слабой диффузии, затрудненной быстрым охлаждением [Bestmann, 2011; Di Toro, Pennacchioni, 2004], и мы интерпретируем базис как форму расплава, стекловатого или тонко раскристаллизованного при девитрификации. “Не является принципиальным, аморфная это фаза или криптокристаллическая, так как для зональной жилы толщиной 20 мм расстекловывание псевдотахилитового стекла возможно менее чем за год” [Lofgren, 1970]. Базис рассечен цепочками черных пустот, которые “разъедают” его и обломки [Mukoyoshi et al., 2006], и трассируют, как показал автор работы [Bestmann, 2011], пути прохождения флюида (рис. 5г, рис. 6е, рис. 10б).

Как уже отмечалось выше, помимо неупорядоченно-хаотичной кристаллизации микролитов, в отдельных полосах ПСТ встречаются “потоки” микролитов, видимые в оптическом микроскопе (рис. 3а, 3г; рис. 4г) – это полосы субпараллельных слюдистых чешуек, которые трактуются нами как продукт магматической кристаллизации расплавных струй. Чешуйки в “потоках” имеют стехиометричные составы, соответствующие иллиту (на эту тему готовится отдельная публикация).

Нами установлено магматическое происхождение микролитов иллита в разных ситуациях: во-первых, когда их потоки образуют ПСТ-флюидальность (рис. 4г), во-вторых, когда чешуйки хаотичны, но образуют в базисе нано- и микроструктуры типа микролитовых (рис. 7а, 7б и рис. 10б–10г).

В англоязычной литературе существуют многочисленные описания иллита как продукта более поздней девитрификации стекла [Palmer et al., 1988; Dobson et al., 2018; Hodder et al., 1996; Kirkpatrick, Rowe, 2013] или как реликта протолита [Ujiie et al., 2007]. Тем не менее недавно появились единичные работы, которые рассматривают белую слюду в ПСТ как продукт магматической кристаллизации [Mukoyoshi et al., 2006; Ishikawa, Ujiie, 2019], и мы поддерживаем эту точку зрения.

Еще одним свидетельством расплавного воздействия на класты и последующей магматической кристаллизации является образование структур так называемых сферулитов – овоидальных, зонально построенных форм (рис. 11), в нашем случае возникших преимущественно в участках, обогащенных обломками кварцевого состава, судя по всему, в несколько стадий. Вначале кварцевый класт был подплавлен снаружи на постоянную по всему периметру глубину, приблизительно в четвертую-пятую часть радиуса (сгладились острые, резко выступающие края обломка). К концу нагрева образовалась новая поверхность, в сглаженном виде повторяющая первичные контуры класта. Окружающий SiO₂-расплав частично ассимилировал K, Al, Fe, Mg из соседних слюдистых доменов. Началось остывание и кристаллизация на кварцевой поверхности, как на подложке, биотитовых микролитов, нанометровая длина и игольчатая форма которых говорят о высоких скоростях на ранних стадиях остывания [Di Toro, Pennacchioni, 2004; Lofgren, 1970; Lesher et al., 1999; Otsuki, 2003]. Поздние утолщенные радиальные кварцевые наросты (собственно сферулиты) указывают на замедление остывания. Последовательность эволюции здесь такова: насыщенный кварцем расплав → Bi-микролиты → → Q-сферулиты. Важно отметить, что кристаллизация в расплаве начинается не с избыточного компонента SiO₂, образующего самую тугоплавкую фазу, а с железо-магнезиальной слюды.

Анализ всей совокупности образцов ПСТ Приладожья показывает, что слюды как биотит, так и иллит выделяются из расплава раньше, чем кварц и плагиоклаз. Несмотря на очевидные признаки плавления значительных количеств плагиоклаза, микролиты этого минерала отсутствуют, но стехиометричные олигоклазовые составы обильно представлены в стекловатом базисе. Повсеместно наблюдается одна и та же последовательность кристаллизации: расплав → микролиты Bi → микролиты Mus (иллит) → остаточный Pl-Q-базис.

Как известно, температура плавления и температура кристаллизации отдельно взятого минерала близки [Соболев, 2019]. При смене нагрева охлаждением можно было бы ожидать кристаллизации минералов в порядке убывания их индивидуальных температур плавления, начиная с наиболее тугоплавкого кварца. Однако ряд Спрея [Spray, 1992], установленный для плавления, в обратном направлении – при остывании – не работает. Очевидно, здесь задействован другой механизм, учитывающий взаимодействие компонентов в расплаве.

Если расплав образуется за первые секунды [Spray, 2003], то его остывание обычно составляет интервал до сотен секунд [Sibson, 1975], т.е. этап остывания длится дольше, чем этап плавления. Кроме того, фрикционное плавление осуществляется при сдвиговом стрессе, а остывание происходит уже преимущественно в статических условиях сразу после завершения подвижки. Некоторые исследователи рассматривают формирование ПСТ-жилок как кристаллизацию тонкой пластовой интрузии [Di Toro, Pennacchioni, 2004]. Существует мнение, что “…здесь применим порядок кристаллизации, соответствующий реакциям Боуэновской серии во время фракционирования [Bowen, 1928] расплавов среднего и основного составов, из которых в начале кристаллизуются их основные компоненты (Fe-оксиды, Bi), затем кислые Pl и Q” [Warr, Pluijm, 2005]. В нашем случае обилие микролитов иллита не вполне соответствует классическим представлениям о магматической кристаллизации, и мы ищем этому объяснение.

Оценка вязкости расплавной суспензии

В самом общем случае, оценки вязкости расплава ПСТ (η) зависят от минерально-фазового состава плавящегося субстрата, индивидуальных температур плавления отдельных фаз, температуры и литостатического давления окружающей среды, содержания водного флюида, соотношения долей расплава и нерасплавленных литических обломков. Понятно, что получаемые оценки представляют собой осредненные данные, не учитывающие локальные вариации от места к месту доли обломочной фракции, водонасыщенных минеральных фаз, температурных флуктуаций.

С учетом этого, мы использовали программу Conflow 1.0.5 [Mastin, 2011] для оценки вязкости расплава (в Па ⋅ с) с содержанием кремнезема менее 70 мас. %, на основе вводных данных по его химическому составу (табл. 3), средней плотности верхних горизонтов континентальной коры (2500 кг/м³), по температурам плавления слюдистых фаз (850°С), плагиоклаза (начальная Т = = 1000°С), перегретого расплава (1450°С), переменному содержанию обломочной фракции (табл. 2), по количеству растворенной в расплаве воды (wt %) (табл. 3).

Расчеты делались для трех вариаций компонентного состава расплавной суспензии: 3к = = расплав + твердая фаза + газ; 2к = расплав + + твердая фаза; 1к = чистый расплав при допущении полного расплавления обломков. А также с учетом трех переменных величин: температур плавления минеральных фаз и перегретого расплава (850, 1000, 1450°С); литостатического давления в интервале 150–300 МПа и объемной доли обломочного материала в каждой из трех точек ПСТ. Полученные результаты по параметрам вязкости (Па ⋅ с) приведены в табл. 4 и визуализированы в графическом виде на рис. 14. Данные для двухкомпонентной 2к-суспензии здесь исключены ввиду их близости к 3к-разности. Анализ полученных значений вязкости расплавной матрицы в изученных точках опробования показывает некоторые любопытные тенденции.

Влияние на вязкость петрохимического состава

Общеизвестна значительная разница в вязкостях расплавов кислого (высоковязкого) и основного (низковязкого) состава, поэтому изменение содержания SiO₂ в ПСТ, зависимое от состава протолита, от долей в нем тугоплавких минералов (кварц, плагиоклаз) и от локально достигаемого уровня фрикционного разогрева, тоже может оказывать влияние на величины параметра η. Как можно видеть из табл. 3 составов расплава ПСТ, наибольшим содержанием SiO₂ характеризуется матрица ЛВ-1690 (56–64 вес. %), а наименьшим ЛВ-1100 (42–46 вес. %), что приводит к общему тренду на понижение параметра вязкости в рассматриваемом ряду точек опробования (на рис. 14 слева направо). Точно также из экспериментальных работ известно [Каминскас, 2003; Тимофеева и др., 2018], что на понижение температур плавления и параметра вязкости существенно влияет содержание оксида магния в породе. В нашем случае его количество в точке ЛВ-1100 в два-три раза в превышает таковое в ЛВ-1690, что должно работать на отмеченную тенденцию в ряду наших наблюдений.

Говоря о влиянии петрохимического состава на процессы плавления, нельзя обойти стороной и скорость плавления (продолжительность), которая зависит от соотношения в породе тугоплавких оксидов (числитель) и более легкоплавких (знаменатель), опредляющего так называемую “постоянную плавкость” k = (SiO₂ + TiO₂ + Al₂O₃ + + Fe₂O₃ + FeO/CaO + MgO + Na₂O + K₂O) [Татаринцева, Зимин, 2006]. В приложении к последовательности наших образцов этот параметр неуклонно снижается от 8.76 (ЛВ-1690) и 7.96 (ЛВ-1744) до 4.53 (ЛВ-1100), косвенно указывая на более быстрое (вероятно, и менее затрудненное) формирование расплавной суспензии в матрице с бóльшим показателем основности, в данном случае коррелируемом с уровнем глубины.

Среди других, видимых на рис. 14 и в табл. 4, закономерностей следует отметить ярко выраженную обратную зависимость величины параметра вязкости от повышения температуры фрикционного плавления в зоне подвижки – пониженные ее значения рассчитываются в образце ЛВ-1690, где проявлены, как уже отмечалось, сферулитовые структуры, характерные для уровня разогрева не менее 1450°С. Если же сравнивать все три точки наблюдений при одинаковых параметрах температуры (850 и 1000°С), оставив “за скобками” крайний вариант в 1450°С, то можно видеть, устойчивое снижение вязкости от ЛВ-1690 к ЛВ-1100, что может быть следствием заметного и направленного увеличения содержания летучих (воды) в расплаве (табл. 3). Этой же тенденции, вероятно, могло способствовать и нарастание литостатической нагрузки в обсуждаемой триаде точек, установленное для ряда кислых-основных расплавов в приемлемом для нас диапазоне давлений [Персиков, 1998; Персиков, Бухтияров, 2004; 2009]. В противоположность этому, рост доли в расплавной суспензии кластической фракции, приводит к отчетливому повышению вязкости ПСТ субстрата во всех точках наблюдений (залитые треугольники на рис. 14).

Также заслуживает внимания значительная разница в вязкостях между 3к-суспензией и моделируемым “чистым” 1к-расплавом: в точке ЛВ-1100 (наиболее глубокий уровень ПСТ-образования) их вязкости различаются на четыре порядка, и наоборот, в более приповерхностных условиях (последовательно, ЛВ-1744 и ЛВ-1690) разница в параметре η заметно сокращается до менее существенной при обеих заданных температурах плавления слюд и плагиоклазов (850 и 1100°С). В целом же, если сравнивать вязкости только “чистых” расплавов между всеми точками наблюдений, то она падает от достаточно высоких значений в ЛВ-1690 (максимально 10⁶ Па ⋅ с), до единичных величин в ЛВ-1100 при разнице между температурами окружающей среды формирования ПСТ (Т_crust) в 120–125°С и параметрами давления Р в 1.5 кбар.

Оценка сдвигового сопротивления расплава

Исходя из аргументации и граничных условий, представленных в работе [Kirkpatrick et al., 2012], в первом приближении можно считать, что сдвиговое напряжение Ϭ_m (Па) в расплавной матрице ПСТ при допущении постоянного градиента скорости в полосе расплава, зависит от функционального соотношения вязкости расплава η, скорости сдвигового смещения U₀ (м/с) и толщины зоны скольжения Н: .

ЛВ-1100. При наших оценках для трехкомпонентной расплавной суспензии (3к = расплав + + твердая фаза + газ) при температуре порядка 1000°С, когда слюдистые фазы были уже расплавлены, а плагиоклазы были также уже вовлечены в этот процесс, вязкость достигала η = 5 × 10⁴ Па ⋅ с для 57% доли обломков и η = 8.5 × 10² Па ⋅ с при содержании обломочной фракции ≤50%. Если принять для скоростей сейсмогенного сдвигового смещения диапазон 0.5–1 м/с [Sibson, 1975] и вариации толщины зоны скольжения 0.5–1 см, сдвиговое напряжение σ_m будет находиться в диапазоне 4.25–8.5 × 10²–2.5–5 × 10⁴ Па.

ЛВ-1744. В этой точке максимальная вязкость определена в 4.5 × 10² Па ⋅ с при 27% обломков и 1.5 × 10³ Па ⋅ с при 40%. Соответственно, сопротивление сдвигу окажется порядка 2.25–4.5 × 10² Па и 7.5 × 10²–1.5 × 10³ Па.

ЛВ-1690. Для двух крайних вариантов обломочной доли в 20 и 44%, максимальные значения вязкости расплава при Т 1000°С достигают 5 × 10³ и 6 × 10⁵ Па ⋅ с, что соответствует сдвиговому напряжению 2.5 × 10³–1 × 10⁴ и 3 × 10⁵–1.2 × 10⁶ Па. В случае перегретого расплава в сферулитовой зоне (1450°С) при вязкостях η = 3 × 10² и 1 × 10³ Па ⋅ с σ_m сопротивление сдвигу уменьшается до 1.5–3 × ×10²–2 × 10³ Па.

Иным образом, но также исходя из предположения, что большая часть механической работы во время разрывообразования преобразуется в тепло и что сопротивление сдвигу τ_ƒ фрикционного расплава остается постоянным во время скольжения, [Ujiie et al., 2007], вслед за авторами работы [Di Toro et al., 2005], использовали для оценки величины сдвигового напряжения в расплаве следующую расчетную формулу:

где: ρ – плотность породы; C_p – удельная теплота при постоянном давлении; T_m – температура плавления; T_a – температура окружающей среды; ϕ – объемная доля твердых зерен; H – скрытая теплота плавления; w – толщина слоя расплава, вызванного трением; d – смещение разлома.

Из нашего набора образцов ПСТ Северного Приладожья подобным образом мы можем оценить величину сдвигового сопротивления только для точки ЛВ-1744, единственной, где достоверно установлена точная амплитуда смещения по генерирующей ПСТ-поверхности разрывного нарушения (d = 1.7 м). Принимая усредненную плотность континентальной коры на глубинах 8–10 км порядка 2500 кг/м³, Cp = 1000 Дж ⋅ кг^–1 °C^–1, T_m = = 1000°С, T_a = 450°С (табл. 2), долю обломочного материала ϕ в двух вариантах – 27 и 40% (табл. 4), H = 3.2 × 10⁵ Дж ⋅ кг^–1 [Ujiie et al., 2007], толщину ПСТ-прожилка на генерирующей поверхности разрыва w = 0.5–1 см, получаем, что τ_ƒ варьирует на участках проявления частичного плавления от 5.88 до 11.13 МПа. Хотя эти величины превышают значения, полученные первым способом непосредственно в этой точке, но они близки к максимальным значениям сдвигового сопротивления, полученным, например, в точке ЛВ-1690. С учетом известной нам амплитуды смещения в 1.7 м полученный диапазон τ_ƒ может характеризовать сейсмические события с магнитудой порядка М7.5 [Sibson, 1989].