Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 505, № 2, стр. 129-136

ВВЕДЕНИЕ

Существование богатых железом расплавов, в виде Ti‒P‒Fe-силикатных, Ti‒Fe-, P‒Fe-, Ti‒P‒Fe-, Fe-оксидных и Ti‒Fe-, P‒Fe-карбонатных жидкостей активно обсуждается в петрологии и учении о рудных месторождениях. Допущение о том, что высокожелезистые низкокремнистые расплавы существуют, позволяет объяснить многие феномены высокожелезистых пород в эффузивном и интрузивном залегании. Например, магнетитовые лавы вулкана El Laco, ильменитовые дайки в анортозитовых комплексах и нельсонитовые дайки на месторождениях типа Кируна [1].

В ферробазальтах несмесимость силикатных, высоко-Fe и сульфидных расплавов установлена как в экспериментальных исследованиях, так и в природных объектах – ферробазальтах из крупных магматических провинций (Декан, Парана и др., см. обзор в [2]). В массивах анортозит-рапакивигранитной (анортозит-мангерит-чарнокит-гранитной, AMCG) ассоциации, с которыми связаны ферродиориты, дайки нельсонитов и Fe‒Ti‒V‒(Р)-руды, роль несмесимости как механизма, формирующего богатые Fe расплавы, остается дискуссионной и конкурирует с представлениями о ведущей роли фракционной кристаллизации феннеровского типа (см. обзор в [3]). Возможность несмесимости для расплавов, связанных с анортозитами, показана экспериментально [1, 4], однако в природных объектах AMCG-ассоциации ее прямые геологические, геохимические и петрографо-микроструктурные свидетельства редки [2, 5]. Основные доказательства проявления несмесимости Si- и Fe-богатых жидкостей базируются на исследованиях расплавных включений [1] и интерпретации текстурно-структурных взаимоотношений в полнокристаллических породах [6]. Это связано, в том числе с тем, что в магматических комплексах этой ассоциации, имеющих преимущественно протерозойский возраст, редко присутствуют вулканические породы (обычны только дайки), вероятно не только из-за проблем с их сохранностью, но и в силу того, что для богатых железом высокоплотных жидкостей подъем к поверхности затруднен [7].

Ферробазальты Салми, входящие в мезопротерозойскую AMCG-ассоциацию Ладожского грабена на севере Восточно-Европейского кратона, предоставляют редкую для древнего магматизма возможность исследовать породы, содержащие неизмененное стекло. Это обстоятельство позволило получить прямые свидетельства несмесимости Si- и Fe-богатых жидкостей в ферробазальтах из анортозит-рапакивигранитной ассоциации. В настоящем сообщении мы приводим описание проявления такой несмесимости, обнаруженное в базальтовых покровах, вскрытых одной из скважин, и на этом примере показываем особенности проявления процесса в природных условиях.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ И ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ФЕРРОБАЗАЛЬТОВ

Ладожский грабен входит в Финско-Ботническо-Балтийскую рифтовую систему, развившуюся на северо-западе Восточно-Европейского кратона в области распространения мезопротерозойского магматизма AMCG-типа. Он был заложен в начале мезопротерозоя в области сочленения архейского Карельского кратона и палеопротерозойского свекофенского орогена. Грабен выполнен 650-метровой толщей осадков и вулканитов, в его восточном борту расположен крупный Салминский плутон гранитов рапакиви-кварцевых диоритов-анортозитов-габброноритов возрастом 1.55‒1.52 млрд лет [8]. Центральная часть рифта вмещает крупный Валаамский силл феррогаббро-монцонитов с возрастом 1.46 млрд лет [9], в центральной и восточной частях распространены покровы ферробазальтов и дайки ферродиоритов с возрастом 1.45 млрд лет [10].

Базальтовые потоки слагают две толщи, разделенные маломощной пачкой осадочных пород, общая мощность осадочно-вулканогенной последовательности достигает 155 м. Мощности отдельных потоков варьируют от первых м до 60 м, для кровли потоков характерны шлаки и лавобрекчии, центральные части мощных потоков имеют микродолеритовый облик. Базальты в подошве и кровле потоков миндалекаменные, в центральных частях – массивные, переходящие в долериты. Базальты имеют афировую структуру, редкие вкрапленники представлены зернами плагиоклаза. Ткань породы микродолеритовой или интерсертальной структуры сложена плагиоклазом (40‒50%); клинопироксеном (10‒20%), ортопироксеном (15‒17%); рудными минералами ‒ ильменитом, титаномагнетитом (10‒20%); оливином (5‒7%); апатитом (до 2%); иногда появляется калиевый полевой шпат (доли %); в интерсертальных разностях присутствует неизмененное стекло (5‒7%). Проявления несмесимости были обнаружены в виде мелких силикатных, обогащенных железом и серой глобул в стекле в оливин-ортопироксен-клинопироксеновых базальтах нижней толщи, из потоков как в ее верхней, так и в нижней части.

МЕТОДЫ

Породы изучались в прозрачно-полированных шлифах с помощью оптического микроскопа Olimpys в проходящем и отраженном свете. Микроструктуры изучались с помощью сканирующего электронного микроскопа в ИГЕМ РАН. Состав минералов и стекол определялся энергодиспер-сионным методом в ИГЕМ РАН на спектрометре X-MaxN (“Oxford Instruments”, GB) со сверхтонким окном и площадью активной зоны кристалла 50 мм², установленный на базе сканирующего электронного микроскопа JSM-6480LV (“Jeol”, Japan). Измерение состава глобул выполнялось сканированием площадей 10 мкм². Породы также изучались методом волновой дисперсии в Лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН на рентгеновском микроанализаторе JXA-8200 (“Jeol”). Состав пород определен рентгенофлуоресцентным методом в ИГЕМ РАН на спектрометре PW-2400 производства компании “Philips Analytical B.V”.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Микроструктурные особенности. В выполненных неизмененным стеклом интерстициях, преимущественно между кристаллами плагиоклаза, мы наблюдали следующие прямые микроструктурные свидетельства сосуществования двух жидкостей: (1) многочисленные относительно равномерно распределенные мелкие силикатные глобулы богатого Fe состава в кислом стекле (рис. 1а, б); (2) одиночные относительно крупные силикатные глобулы, обогащенные Fe и S, погруженные в кислое стекло, обычно с мелкими обильными кристаллитами Fe-оксидов, часто выстроенными в цепочки, и очень мелкими (1‒2 мкм) футляровидными кристаллами апатита (рис. 1в, г); (3) мелкие (<1 мкм) капли (полусферы) богатого Fe состава, инкрустирующие грани кристаллов плагиоклазов, замыкающих интерстиции с кислым стеклом (рис. 1а, б); (4) эпитаксиальные обрастания магнетитом и пироксеном кристаллов ильменита, имеющие фестончатые края (рис. 1д, е).

Мелкие глобулы эмульсионного типа (1) имеют в основном размеры 1 мкм и менее, редко достигая 2‒3 мкм и в единичных случаях – 5 мкм. На площади 10 × 10 мкм располагается от 10 до 20 мелких глобул. Вблизи поверхности кристаллов уменьшения количества глобул не фиксируется. Осевшие на грани кристаллов капли имеют близкие размеры, но различную кривизну поверхности, что отражает вариации величины угла смачивания. Наблюдаются интерстиции, где количество прикрепленных глобул выше, чем свободно расположенных в них. Иногда можно заметить мелкие столбики плагиоклаза, растущие внутрь капель, что отражает более высокие скорости диффузии компонентов плагиоклаза в менее вязком Fe-богатом расплаве [11].

Крупные глобулы типа (2) имеют размеры 15‒20 мкм, обычно они присутствуют в объеме отдельных интерстиций в единичном количестве. Как правило, они частично закристаллизованы, прежде всего, по внешнему контуру, а выполняющий внутреннюю часть глобулы криптокристаллический агрегат представляет собой, вероятно, частично закристаллизованное стекло. Внешняя оболочка глобул может быть выполнена пирротином (моносульфидным твердым раствором, mss) или агрегатом мелких кристаллов (1‒2 мкм) магнетита и ортопироксена либо магнетита и пирротина. В центре таких глобул часто располагаются сульфидные обособления близкого к халькопиритовому составу (Ni‒Cu‒Fe твердый раствор, iss), их размер может быть до 3 × 3 мкм, они обычно изометричные с неправильными контурами. Иногда в Fe-оксидных каплях отмечаются кристаллы щелочных полевых шпатов, растущие снаружи внутрь глобулы, пересекая ее границы; также мы наблюдали проявления коалесценции ‒ слипшиеся глобулы.

Фестончатые и бахромчатые оторочки присутствуют в виде эпитаксиальных обрастаний магнетита и пироксена на кристаллах ильменита, они являются характерной микроструктурой, возникающей при быстрой кристаллизации фаз в граничном слое кристалла, обогащенном элементами, не входящими в этот кристалл [11].

Валовые составы пород, в которых наблюдалась несмесимость. Составы таких пород соответствуют ферробазальтовым – в них содержания FeO достигают 17.1 вес. % при низких концентрациях SiO₂ (до 46.1 вес. %) (рис. 2, табл. 1). Они содержат до 4.3 вес. % MgO и их магнезиальность (Mg# = = Mg/(Mg + Fe), моль) составляет 0.32‒0.35. В той же толще покровов присутствуют более магнезиальные породы, характеризующиеся Mg# = = 0.47‒0.48, т.е. имеющие относительно примитивные составы. По сравнению с такими примитивными составами, породы с признаками несмесимости имеют более низкие концентрации TiO₂ (5.0‒5.1 и 4.0‒4.1 вес. % соответственно), фосфора (1.5‒1.6 и 1.2 вес. % Р₂О₅) и натрия (3.8‒5.1 и 2.8 вес. % Na₂O) и более высокие концентрации СаО (2.7‒6.3 и 8.0‒8.4 вес. % соответственно).

Составы глобул и стекол. Как мелкие глобулы типа (1), так и крупные глобулы типа (2) имеют близкие составы, они обогащены железом и содержат 31–34 вес. % FeO и обеднены SiO₂, содержание которого составляет 32‒44 вес. %. Кислое стекло, в котором располагаются глобулы, имеет 60‒69 вес. % SiO₂ и 5‒10 вес. % FeO. Средние составы высокожелезистых глобул типа (2) и вмещающих их высококремнистых стекол приведены в табл. 1. Дефицит суммы в высоко-Fe глобулах составляет от 9 до 2 вес. %, в высоко-Si стеклах – не более 2 вес. %. Во всех случаях в железистом агрегате в глобулах по сравнению с кислыми стеклами и валовым составом породы концентрируются Mg, S, Co, Ni, Cu, Zn; в кислых стеклах – Al, Na, K. Поведение Ti и Р не столь отчетливо, но в целом титан обогащает железистые составы, тогда как фосфор – кислые стекла. Кальций демонстрирует тренд в обогащении кислого стекла относительно железистого агрегата глобул.

Условия кристаллизации расплавов – Т, fO₂. Параметры кристаллизации ферробазальтов Салми, полученные с помощью моделирования в программе СОМАGMAT [12], отвечают высоким температурам (1070‒1150°С) и низкой фугитивности кислорода – ниже уровня буфера кварц-фаялит-магнетит на полпорядка. Эти оценки хорошо сходятся с определением T-f O₂ параметров (Т = 1080‒1180°С, lg f O₂ = ‒10.4–+9.3 или 0.7‒0.8 лог. единиц ниже QFM-буфера) с помощью ильменит-магнетитового термооксибарометра [13] для тех же пород. Для валовых составов пород, в которых обнаружены железистые глобулы, мы рассчитали температуры ликвидуса, используя программу COMAGMAT, предназначенную для расчета толеитовых составов [12]. Полученные температуры составили 1102–1122°C.

ОБСУЖДЕНИЕ

Несмесимость появляется в толеитовых магмах, фракционирующих по феннеровскому тренду, с обогащением Fe относительно щелочей вследствие восстановительных условий, препятствующих ранней кристаллизации магнетита. В природных ферробазальтах составы несмесимых Fe- и Si-расплавов широко варьируют и обозначают более широкое поле несмесимости, чем установленное в экспериментах (например, [15]). Это может быть связано с влиянием кинетических эффектов [16], кристаллизацией не содержащих Fe фаз, обогащающей им прилегающий слой расплава [11], и проявлением несмесимости в области более высоких температур, чем было установлено в экспериментах.

Микроструктуры несмесимости: свидетельства равновесной ликвации. Глобулы высокожелезистого состава типа (2), представленные в образце 871–271 (рис. 1 в, г),  демонстрируют микроструктуры, типичные для проявлений несмесимости при относительно длительно протекающем процессе охлаждения, что позволяет системе приблизиться к равновесию. Эти микроструктуры хорошо изучены для сплавов (например, [17]). Такие микроструктурные признаки, как довольно крупные размеры глобул типа (2), появление внутри этих глобул выделений сульфидов, агрегация сульфидного вещества iss-типа в центре глобулы и появление внешних оторочек mss у глобул, коалесценция глобул ‒ указывают, что в системе протекали процессы диффузионного роста, слияния капель и их оствальдова созревания, что приводило к укрупнению капель высокожелезистой жидкости, а внутри глобул ‒ вторичной жидкостной несмесимости с выделением сульфидного расплава и миграция вещества за счет эффектов Марагони и Стокса, что формировало структуры “ядро‒оболочка” и “ядро‒оболочка‒корона”.

Составы ферробазальтов Салми и область несмесимости. Составы ферробазальтов Салми на диаграмме SiO₂‒FeO (рис. 2) лежат левее поля несмесимости, определенного в экспериментах [16]. Такую же позицию занимают практически все ферробазальты, в которых установлены проявления несмесимости, что указывает на специфические условия, в которых может проявиться несмесимость [3]. В ферробазальтах область несмесимости разделяет высоко-Fe- и высоко-Si жидкости: первые обычно содержат от 25 до 40 вес. % FeO и не более 45 вес. % SiO₂, вторые – более 55 вес. % SiO₂ и не более 5‒10 вес. % FeO [3, 5]. Железисто-силикатное вещество, заполняющее изученные нами Fe-глобулы, содержит сопоставимое количество FeO и SiO₂: отношение FeO/SiO₂ варьирует от 0.7 до 1.1, что в целом перекрывается как с природными обогащенными Fe стеклами, образованными за счет несмесимости в ферробазальтах, так и с величинами FeO/SiO₂ в экспериментальных железистых стеклах (0.5–0.9, [16]). На диаграмме (рис. 3) видно, что в системе лейцит‒фаялит‒SiO₂ составы высоко-Fe глобул и вмещающих их кислых стекол расположены в области полей несмесимости в этой системе [14].

Рис. 1.

BSE-изображения микроструктур жидкостной несмесимости между высокожелезистыми и высококремнистыми расплавами в ферробазальтах Салми: а – эмульсионная вкрапленность мелких капель высоко-Fe силикатного состава в кислом стекле в интерстиции между кристаллами плагиоклаза и ильменита; б – то же, поверхность кристалла плагиоклаза инкрустирована мелкими каплями высоко-Fe силикатного расплава, в виде полусфер; в – глобула зонального строения, состоящая из раскристаллизованного высоко-Fe силикатного стекла с сульфидным центром и сульфидной внешней оболочкой (в центре кадра), погруженная в кислое стекло с многочисленными кристаллитами магнетита в интерстиции; г – глобула, сложенная высоко-Fe силикатным стеклом и сульфидной внешней оболочкой; д, е – кристаллы ильменита с эпитаксиальным обрастанием магнетитом с фестончатыми краями. Фото а, б, д, е – образец 1003-226; в, г – образец 871-271.

Рис. 2.

Составы ферробазальтов Салми на диаграмме SiO₂–FeO_total. Показаны поле несмесимости богатых Fe и Si силикатных расплавов по [16].

Рис. 3.

Составы богатых железом силикатных глобул (коричневые кружки) и вмещающих их богатых кремнеземом стекол (голубые кружки) на псевдотройной диаграмме системы фаялит‒лейцит‒SiO₂, c полями несмесимости для вулканитов (зеленое) и лунных базальтов (голубое), показано по [14].

Несмесимость в высоко-Mg расплавах. Природные железистые стекла во многих случаях характеризуются низкими концентрациями MgO (1.0–1.5 вес. %) и величинами Mg# в пределах 0.05‒0.07 [3, 5]. Эксперименты показывают, что несмесимость в низко-Mg расплавах фиксируется при относительно низких температурах, около 1020°С [16]. Если же несмесимость наступает при высоких температурах, то ее признаками служат высокие содержания MgO и не столь значительные различия в содержаниях FeO и SiO₂ между сосуществующими жидкостями, указывающие на позицию вблизи купола бинодали [18]. Железистые глобулы в ферробазальтах Салми относительно обогащены магнием, они содержат 4.7‒8.7 вес. % MgO и имеют Mg# 0.18‒0.32. Различия между средними содержаниями FeO и SiO₂ в глобулах и вмещающем их стекле составляют 24 и 25 вес. % соответственно, тогда как в природных стеклах могут достигать 28 и 32 вес. % соответственно [3]. Подобные высокие содержания MgO и сопоставимые различия в составах установлены в расплавных включениях в плагиоклазах из ферробазальтов (например, [18, 19]). Определение температур гомогенизации включений в плагиоклазе из богатых Mg ферробазальтовых расплавов и эксперименты с такими расплавами показали, что несмесимость здесь проявляется при более высоких температурах, чем в экспериментах [16], около 1100°С [18] или даже выше [11, 19]. Полученную нами оценку ликвидусной температуры около 1100°С мы использовали как максимально возможную, чтобы показать позицию несмешивающихся жидкостей из наших ферробазальтов на бинодали (рис. 4). Однако несмесимость, скорее всего, имела место после кристаллизации части расплава, т.е. при температуре ниже ликвидусной, и точки составов могут отвечать более низким температурам. Поэтому мы показали на диаграмме рис. 4 области, в которых расположены наши составы, и участки бинодали, установленной для природных объектов [11] и в экспериментах [16], на которые они могут проецироваться. Как видно, наши данные хорошо согласуются с областью расслоения в ферробазальтовых расплавах, предложенной в [11, 16].

Рис. 4.

Составы богатых железом силикатных глобул (кружки в коричневой области) и вмещающих их богатых кремнеземом стекол (кружки в голубой области) на бинарной диаграмме Т,°С–NBO/T с полями несмесимости в силикатных расплавах, обогащенных железом, по экспериментальным данным [16] и в природных объектах по [11]. Коричневая и голубая области соответствуют возможному положению в пространстве диаграммы составов богатых железом глобул и вмещающих их кислых стекол соответственно. Кружки показаны для максимальной температуры, рассчитанной как ликвидусная для пород, в которых была зафиксирована несмесимость (см. текст). Жирными линиями показаны участки бинодали, на которые могут быть проецированы точки несмесимых составов. Показатель NBO/T (отношение немостиковых кислородов (NBO) к мостиковым (Т)) был рассчитан по ([20], T = Si + Al + P + Ti).

Наши данные, учитывая высоко-Mg состав железистых глобул, также подтверждают, что процесс расслоения в природных ферробазальтовых системах может происходить в области относительно высоких температур, сопоставимых с температурами, которые определяются при изучении расплавных включений с признаками силикатно-железистой несмесимости [18, 19].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные исследования носят предварительный характер, тем не менее они убедительно показали природный пример проявления несмесимости между двумя силикатными расплавами: высокожелезистым и высококремнистым, в вулканитах, принадлежащих к AMCG-ассоциации. Как известно, фракционирование по феннеровскому тренду с накоплением железа типично для пород толеитовой серии. Породы этой серии наиболее распространены в областях внутриплитного магматизма и на континентах связаны с формированием крупных магматических провинций, в составе которых присутствуют расслоенные интрузивы и базальтовые потоки со свидетельствами разделения высоко-Fe и высоко-Si жидкостей [3]. Для расплавов анортозит-рапакивигранитной ассоциации, формирующейся на посторогенном этапе развития кратонов, предполагается, что появление составов, обогащенных Fe и другими компонентами, такими как Ti, P (йотунитовых), происходит за счет ранней кристаллизации и ухода в кумулус плагиоклазов. Планируемое дальнейшее исследование ферробазальтов Салми и комагматичного им Валаамского силла позволит рассмотреть механизмы обогащения расплавов Fe вплоть до появления несмесимости, что может пролить свет на природу завершающих проявлений магматизма Ладожского грабена.