CC BY
34
УДК 552.321:51
Вестник СПбГУ. Сер. 7, 2003, вып. 1 (№ 7)
С. Р. Котов, И. К. Котова
Жидкостная и кристаллизационная дифференциация как процессы, определяющие структуру контрастной расслоенности массива Кивакка (Северная Карелия)1
Вопрос о механизме формирования контрастной ритмики расслоенных («критических») серий основных-ультраосновных интрузивов до сих пор остается не решенным. («Критические» зоны таких интрузивов контролируют размещение месторождений Сг, 1\д Си, элементов группы Р^) Число конкурирующих гипотез в данном случае соизмеримо с числом известных интрузивов. Одна, из причин сложившейся ситуации — многообразие возможных интерпретаций минералого-петрографических и геохимических закономерностей, выявленных для природных объектов. Нами предпринята попытка комплексного рассмотрения результатов детального (послойного) изучения части разреза критической зоны массива Кивакка. характеризующегося типичными для расслоенных интрузивов строением и составом: при этом сопоставляются распределение и ассоциации химических элементов (Ре, Мь Со, Сг, Т1, V. Ъх, У, Эг, ЯЬ, РЬ), структура минеральных парагенезисов и геометрия расслоенности интрузива.
Минеральные ассоциации расслоенной се и массива Кивакка. Структура минирсиюптх ассоциаций магматических пород расслоенной герии определяется четырьмя минеральными фазами: бронзитом бобовидной и округлой («шарики») формы с однородным строением зерен (Орх1): таблитчатым ортопироксеном (ОрхП) с характерными структурами распада твердых растворов, проявляющимися в виде тонких субпараллельных полос клинопироксена по всей площади зерна; плагиоклазо.м (Р1) и 'клинопироксеном (Срх), рис. 1; на отдельных уровнях появляется оливин, до 5%. Соответственно расслоенная серия представлена ритмичным чередованием норитов. лейко-и меланоноритов, пироксенитов (преимущественно бронзититов), анортозитов. Всегда отчетливо устанавливается последовательность кристаллизации в ряду Орх11-Р1-Срх: в меланократовых породах гипидиоморфные удлиненные пластины ОрхП «цементируются» плагиоклазом; в норитах-лейконоритах-анортозитах матрица породы слагается гипидиоморфными таблитчатыми кристаллами Р1 и ОрхП, нередко проявляющими структуры взаимного прорастания, реже ксеноморфные выделения ОрхП заполняют межзерновое пространство плагиоклаза; клинопироксен всегда кристаллизуется последним, образуя ойкокристаллы с включениями других минералов или заполняя межзерновые интерстиции.
Достаточно неоднозначна позиция Орх1 (его содержание в породах варьирует от 5 до 60%, в большинстве случаев составляя 15-20%). Не обнаружено структур, позволяющих говорить о более раннем или более позднем появлении Орх1 по отношению к кристаллам ОрхП: в норитах-лейкопоритах округлые (зачастую идеальные «шарики») зерна Орх1 так же, как и пластины ОрхП, встречаются в виде отдельных кристаллов в плагиоклазовой матрице; в меланократовых породах «шарики» Орх1 разных размеров (от 0,02 до 0,5 мм) и пластинчатые зерна ОрхП (1-2 мм) «цементируются» интерстици-
1 Использованные первичные данные были получены при участии С. Р. Котова в период 1994-1996 гг. в рамках международного проекта «Хромит» при финансовой поддержке Института математической геологии РАЕН.
© С. Р. Котов, И. К. Котова, 2003
Рис. 1. Структура минеральных ассоциаций магматических пород расслоенной серии, а —скопление «слипшихся» зерен Opxl разных размеров, округлой формы (указаны стрелками) в окружении пластинчатых зерен Opxlï с «полисинтетическими» структурами распада (в межзерновом пространстве — PLII.; меланонорит; шлиф 313; с анал.; увел. 33); б—слипающиеся «шарики» орто-пироксена I (указано стрелкой), пойкилитически включенные в клинопироксен II (норит-лейконорит; шлиф 1-CD; с анал.; увел. 140); е—два сливающихся зерна Opxl, соединенные перемычкой третьего зерна ортопироксена I (указаны стрелками) (межзерновое пространство выполнено плагиоклазом II; меланонорит; шлиф 313; с анал.; увел. 33); г—деформированные «раздавленные» «шарики» ортопироксена I в плагиоклазе (указаны стрелками) (меланонорит; шлиф 311; с анал.; увел. 33).
альным плагиоклазом, а очень мелкие «шарики» пойкилитически включены в него — рис. 2: не выявлены для Opxl и OpxII структуры ни взаимного срастания, ни каемчатого обрастания, ни замещения. По отношению к плагиоклазу устанавливается в одних и тех же слоях двойственная позиция зерен Opxl: в лейкократовой породе и на границе лейкократового и мелаиократового слоев ксеноморфные зерна Opxl заполняют про-
странство между таблитчатыми кристаллами плагиоклазов (рис. 2. а) и одновременно встречаются округлые включения Орх1 в этих плагиоклазах (рис.2, б). Трудно интерпретировать сочетание указанных выше взаимоотношений в рамках предположения о кристаллизации данных минералов из одного расплава.
а
Рис. 2. Ортопироксен I в межзерновом пространстве РЩ(а) и «шарики» Opxl в РШ (б) (лейконорит; шлиф 1-CD; с анал.; увел. 140).
Микрозондовые определения составов пироксенов (табл. 1) показывают, что Орх1 представлен бронзитом (относительно низкокальциевым), Орх11 состоит из «материнской» матрицы бронзитового состава и тонких полосовидных выделений «дочернего» авгита (по данным химического анализа ортопироксенов со структурами распада [1], содержание Са в них близко или превышает предельно допустимое и составляет 0,087-0,107 атомов на шесть атомов кислорода). Поздний клинопироксен представлен авгитом или диопсидом. Имеющаяся в пределах расслоенной серии рудная (сульфидная) вкрапленность, заполняя межзерновые интерстиции в породах, в большинстве случаев
Таблица 1. Результаты микрозондовых определений составов пироксенов из пород расслоенной серии массива Кивакка (образец
Образец № точки Диагностируемая фаза Окислы, % Формульные единицы Минерал
Б) Т1 А1 Ре Мп Са На К Сг
Слой С — пиро-ксенит 12 Орх1, включенный в Срх 54,479 1,973 0,166 0,004 1,895 0,079 11,565 0,344 0,215 0,006 29,457 1,561 1,500 0,057 — 0,639 0,018 Броизит
13 То же 54,626 1,973 2,053 0,086 11,363 0,337 0,197 0,006 29,817 1,576 1,072 0,041 0,627 0,018 »
15 Орх1, включенный в Р1 54,810 1,944 1,294 0,054 11,122 0,33 0,242 0,007 30,500 1,613 1,063 0,04 0,700 0,02
18 Зерно Орх11, матрица 54,104 1,923 0,151 0,004 2,069 0,087 11,129 0,331 0,332 0,01 29,982 1,588 1,303 0,05 0,748 0,021
17 Дочерняя фаза (Срх) в зерне Орх11 50,195 1,866 0,310 0,009 2,938 0,129 4,785 0,149 15,568 0,863 24,256 0,966 0,580 0,042 1,211 0,036 Диопсид
14 Срх интерсти-циальный 50,452 1,867 0,292 0,008 2,806 0,122 6,223 0,193 0,223 0,007 17,901 0,988 20,111 0,798 0,684 0,049 1,261 0,037 Авгит
Слой Б -лейко-норит 3 Орх1 в межзерновом пространстве Р1 54,395 1,938 1,711 0,072 12,097 0,36 0,313 0,009 29,633 1,573 1,144 0,044 0,579 0,579 Бронзнт
9 Орх1 в матрице плагиоклаза 54,473 1,936 0,229 0,006 1,558 0,065 10,854 0,323 0,293 0,009 29,716 1,574 2,258 0,086 0,589 0,017 "
7 ОрхП матрица 54,616 1,94 0,147 0,004 1,446 0,061 11,540 0,343 0,214 ' 0,006 30,270 1,603 1,171 0,045 0,439 0,012
6 Дочерняя фаза (Срх) в зерне ОрхП 52,917 1,925 0,222 0,006 1,686 0,072 6,892 0,21 21,520 1,167 15,625 0,609 0,323 0,023 0,628 0,018 Авгит
11 ОрхП матрица 54,069 0,147 1,933 10,782 0,315 29,447 2,388 0,746 Бронзит
1,925 0,004 0,081 0,321 0,009 1,562 0,091 0,021
10 Дочерняя фаза (Срх) в зерне ОрхП 52,121 1,905 0,247 0,007 2,357 0,102 5,900 0,18 0,272 0,008 19,741 1,075 18,099 0,709 0,963 0,028 Авгит
тяготеет к скоплениям зерен Орх1. а если сульфиды концентрируются непосредственно в пределах зерна Орх1, то образуют формы краевых кайм и внутриминеральных «заливов» с ровными резкими ограничениями. Во всех случаях сульфиды сопровождаются «флюидонасыщенными» фазами — актинолитом, биотитом, флогопитом, хлоритом, цоизитом, которые образуют срастания с рудными минералами и заполняют зоики сквозьминеральной трещиноватости (рис.3).
Рис. 3. Сульфидные (халькопирит-пирротиновые) скопления и сопряженные с ними зонки вторичных изменений в плагиоклазовых пироксенитах расслоенной серии.
Черное — сульфиды; стрелками указаны некоторые из трещин, выполненных цоизитом. биотитом, актинолитом, хлоритом и сульфидной «пылью», а — сквозьминеральные и внутриминеральные трещины, сопровождающие межзерновые скопления сульфидов; б—«паутина» межминеральных и внутри-минеральных трещин, заполненных сульфидами и вторичными минералами; в —сульфидные «заливы» и каймы вокруг Орх1.
Микроэлементные ассоциации. Обсуждаемые результаты получены при изучении элементного состава 100 образцов, отобранных по разрезу вкрест простирания
слоистости и характеризующих расслоенную серию. Содержания элементов (Мп, Ре, Тк Сг, N1, Си, Са, Бг, ва, Ъа, У, РЬ. Со, V) определялись методом рентгенофлуоресцентно-го анализа (кафедра ядерной геофизики СПбГУ, аналитик К.В.Букин); контрольные определения (40 проб) выполнялись в ИГГД РАН (УЛА-ЗО, аналитик В. А. Артеева). Для выявления закономерностей распределения элементных ассоциаций применен метод главных компонент (МГК) факторного анализа.
Обратимся теперь к элементным ассоциациям, выделенным МГК для пород расслоенной серии (в расчетах, помимо содержаний элементов, использовались данные о количественном минеральном составе пород). В факторе 1, на долю которого приходится около 60% дисперсии системы, проявились две антагонистические ассоциации (рис. 4). Распределение значений этого фактора по разрезу выявляет жесткое разделение меланократовых слоев (положительные величины) и лейкократовых (отрицательные). В факторе 2 отчетливо выделяется ассоциация У, Ъс, Т1, Срх (± Си, Бг. Са. ва, Орх11, Р1 в зависимости от участка разреза и набора переменных в исходной выборке), в противовес которой — факторные нагрузки с противоположным знаком — выступает Орх1 (± Сг). Вариации значений фактора по разрезу (рис. 4) разделяют слои с высоким суммарным содержанием группы Р1+Срх4-0рх11 (отрицательные величины) и слои с повышенным количеством Орх1 (более 25%).
Фактор 3 формируется «рудогенными» для массива Кивакка элементами, связанными с пирротин-халькопиритовой минерализацией, и характеризуется высокими нагрузками на Си (до 0,80), Гм (до 0,57) и РЬ (до 0,60). Его вес составляет 8-9% в общей дисперсии системы. Обращает на себя внимание, что при совместном анализе элементного и минерального составов в ассоциацию с Си, №, РЬ попадает Орх1 с нагрузками 0,50-0,60.
Распределение микроэлементов в рамках модели фракционной кристаллизации. Теоретические кривые распределения микроэлементов снизу вверх по разрезу от слоя к слою, рассчитанные в рамках модели фракционной кристаллизации с учетом минерального состава пород и коэффициентов распределения К между минералом и. расплавом, не согласуются с эмпирическими наблюдениями (рис.5).
, с5 = Кс°ехр( /Л; ——¿х ) , (1)
у./о М ~х J
где — концентрация микроэлемента в твердой фазе; с0 — концентрация микрокомпонента в системе до начала кристаллизации (определяется с учетом комбинированного коэффициента распределения из анализа самой первой пробы); М — масса системы; Мс —общая масса выпавших на интересующий момент кристаллов; К — комбинированный коэффициент распределения, т.е. К = Kia■¿, здесь К^ —
г
коэффициент распределения микрокомпонента между г-й кристаллической фазой и расплавом, аг — доля г-й фазы в кристаллизующейся породе [2]. (Интеркумулус рассматривается как самостоятельная фаза с Кг =1.)
В работе [2] зависимость (1) выводится из предположения о чистом фракционировании элементов в ходе кристаллизации (т. е. считается, что долей кристаллов, находящихся в данный момент времени в равновесии с расплавом, можно пренебречь по сравнению с долей остаточного расплава; захороненные на дне магматической камеры кристаллы не обмениваются веществом с расплавом) и закрытости системы (т.е. постоянстве массы всей системы и массы отдельных компонентов). Такая схема в идеале соответствует представлениям о направленном снизу вверх затвердевании расплава при условии его интенсивного перемешивания (например, в результате конвекции), а также моделям кристаллизационной дифференциации при достаточно высокой скорости оседания кристаллов на дно камеры (см., например, [3]). Также принимается, что составы минеральных фаз и расплава, а также Р-Т-условия кристаллизации остаются примерно постоянными для моделируемой части разреза (а следовательно, остаются постоянными и частные коэффициенты распределения). Такое предположение представляется оправданным для норитовой контрастно-расслоенной части массива Кивакка, что подтверждается предыдущими исследователями [1].
((пироксениты -*-) Фактор I (62%) <
(нориты, лейконориты +Мп Ре Сг 7л М "Л Орх11 Орх1 Д\,Срхт
98 97 96 90 79 г П г 33 г 2'
Фактор 2 (12%) □
+ Орх!
- Срх У вя Т]
к М Л 31 43
-4-3-2-10 1 2 3
Рис. 4- Структуры факторов и вариации их значений по разрезу расслоенной серии массива Кивакка.
Вертикальная ось — точки опробования снизу вверх по разрезу и их номера, горизонтальная -значения факторов.
Различия выражаются или в эпизодической полной несогласованности теоретических и наблюдаемых значений концентраций, или в согласованном поведении с различающимися в 2-4 раза концентрациями. Также для некоторых элементов необходимо отметить отсутствие теоретически ожидаемых трендов (определяемых обогащением или, наоборот, обеднением остаточного расплава компонентом при фракционировании) в реальных распределениях в пределах как изученного разреза, так и отдельных слоев. Полученные различия можно объяснить участием в формировании расслоенности, ломимо фракционирования, еще какого-либо процесса (например, ликвации).
С, ррт 400 г 350 300 250 200 г
150 г
-
100 ^ 50 |
тпЯв *
3500 3000 2500 2000 1500 1000 500 0
! —,
:1 --;Ц | * 1 1—! ! 1 ! ■1
| Й
* +
35 30 25 20 15 10 5 О
1_1 «и
! I
И
2000 4000 6000 8000 10 000 12 000 Расстояние вдоль
линии профиля, см
Рис.5. Распределение Эг (а), Сг (б) и 2г (в) в рамках фракционной кристаллизации (сплошная линия) и наблюденные содержания в породе (звездочки).
Рисунок расслоенности (геометрические и стохастические особенности).
Вкрест простирания слоистости изучен непрерывный разрез контрастно-ритмично чередующихся пироксенитов. меланоноритов, норитов, лейконоритов и анортозитов общей мощностью около 1000 м. Мощности отдельных слоев варьируют от первых миллиметров до первых десятков метров. В подавляющем большинстве слои имеют резкие границы и однородное строение.
Существующие гипотезы появления в интрузиях ритмической расслоенности можно условно разделить на две группы. К первой относятся гипотезы, описывающие формирование расслоенности как последовательное снизу вверх приращение новых слоев. При этом за основу моделей принимаются представления из теории металлических отливок (см. [4, 5]), идеи фракционной кристаллизации [6, 7] и др. Ко второй группе гипотез, объясняющих появление ритмичной расслоенности, отнесем те, которые рассматривают процесс формирования слоев сразу во всем объеме магматической камеры. Теряя при этом понятие направления в последовательности слоев, мы приобретаем возможность изучать интрузив в целом как геометрический объект. К этой группе, в частности, относятся представления о формировании слоев вследствие ликвации и жидкостной дифференциации магматического расплава. Осуществимость указанных процессов подтверждалась в разные годы экспериментальными работами, в частности Л. М. Делицыным и Б. Н. Мелентьевым для силикатно-солевых систем [8], А. А. Маракушевым для кислых магм [9], Н. И. Безменом для базитовых расплавов в присутствии во-дородсодержащего флюида [10].
Полученные нами [11] последовательности мощностей слоев контрастной ритмики критической зоны (несколько тысяч слоев с мощностями от миллиметров до десятков метров) являются представительным статистическим материалом, положенным в основу построения геометрико-вероятностной модели расслоенности.
В рамках первой группы гипотез (из двух указанных выше) будем адекватно рассматривать последовательность мощностей слоев (и ритмов)1 как реализацию некоторого случайного процесса или траекторию динамической системы (ДС) с дискретным «временем» (п=0,1,2.. . — номер слоя).
Простейшей моделью образования слоев можно считать строго периодическое движение некоторой ДС (например, колебание состава остаточной жидкости либо на фронте кристаллизации [4], либо во всем объеме хорошо перемешиваемого расплава [7]). Предполагая пропорциональность мощности образуемого слоя (ритма) периоду колебания ДС, следует ожидать появления простой регулярной ритмики смены пород вкрест расслоенности. Полагая для наложенного на ДС «белого шум?,? (влияние большого числа неучтенных случайных факторов) гауссово распределение (r/n ~ jV(0, гт)), получаем гауссово распределение и для последовательности мощностей слоев (ритмов): = р + г)п (где р — средняя мощность слоя), ~ N(p,a).
Допустим теперь, что распределение мощностей слоев (ритмов) соответствует полному хаосу, т. е. не подчиняется никакой закономерности. Известно, что для последовательности неотрицательных величин показательный закон распределения является необходимым условием полного хаоса как закон с максимальной энтропией [12]. Показательного закона следует также ожидать при наличии достаточно большого числа (четырех и более) процессов, формирующих границы между слоями, как это следует из теории потоков случайных событий [13]. (Принимая в качестве времени координату х на прямой вкрест расслоенности, с понятием «событие» можно отождествить встречу любой границы между слоями (ритмами) при равномерном движении снизу вверх по разрезу интрузива.) Гипотезы соответствия распределений мощностей слоев (ритмов) как показательному, так и нормальному закону распределения отвергаются с надежностью 99%, откуда следует, что ритмическая расслоенность «критической» зоны массива Кивакка не может быть результатом простой периодической динамики слоеобразования; в то же время формирование расслоенности определялось действием малого количества (скорее всего не более трех) независимых процессов.
Вывод об отсутствии хаоса также подтверждается автокорреляционными функциями (рис.6), из которых следует, что последовательность мощностей слоев квазипериодична (а следовательно, ква-зипериодична и ДС, если таковая существует). Кроме того, практически полная идентичность автокорреляционных функций для «нормальных» £п и «инвертированных» ритмов позволяет сделать предположение о том, что гипотетическая ДС определяла не только мощности ритмов, но и мощности каждого слоя внутри ритма. В противном случае одна из последовательностей ритмов несла бы в себе дополнительный шум за счет ошибки определения ритма и, следовательно, теряла бы информацию об автокорреляциях.
1 Здесь в качестве ритма рассматривается последовательность из двух слоев, с более меланокра-товым составом в нижней части и более лейкократовым в верхней (нормальный ритм, цп) или же с лейкократовой нижней и меяанократовой верхней частями («инвертированный» ритм, £тг)-
25
50
100
150
200
250
300
25
50
100
125
150
25
50
75
100
125
150
Ри
льне
.в (б
а
О
■0,5
0,0
0,5
6. Автокорреляционные функции по последова-ям мощностей всех слоев (а), «нормальных» рит-«инвергированных» ритмов (в) для профиля 101.
Фрактальная вероятностная модель расслоения магматического расплава. В рамках представлений об одновременном, в частности ликвационном, формировании слоев можно предложить две концептуальные схемы разделения вещества в магматической камере: схема I — многократно повторяющийся процесс ликвационного расслоения расплава (каждый возникший слой подвергается самостоятельному последующему расслоению) [8]; концептуальная схема II — одноактная ликвация расплава с последующим сегрегированием двух образовавшихся жидкостей в отдельные слои (расслоением) в объеме всей расслоенной серии. И та, и другая схемы приведут к формированию сходных рисунков расслоенности.
Предположив, что рисунок последующего расслоения каждого самостоятельного слоя подобен всему разрезу в целом, в пределе получим так называемое самоподобное множество2 в общем случае с фрактальной размерностью [14]. Для такого множества, в частности, характерно, что при покрытии его ячейками со стороной I количество непустых ячеек будет описываться равенством
Щ1)<хГ°, (2)
где Б — фрактальная размерность множества. Расчеты показали, что такая зависимость действительно имеет место. Более того, практически совпадающие оценки фрактальной размерности для двух независимых пересечений (£)профилью1=0,49±0,01; ^профильЮ7~0,'48±0,01) - позволяют говорить о правдоподобии предположения фрактальной структуры для множества границ между слоями.
Построим вероятностную модель множества границ между слоями. С учетом выявленных характеристик расслоенности искомое множество должно отвечать следующим требованиям: 1) должно быть случайным; 2) должно удовлетворять уравнению (2): 3) автокорреляционная функция, построенная по последовательности интервалов между его точками, должна быть квазипериодической.
Пусть исследуемый разрез (часть разреза) отображается отрезком [0,1] вещественной оси. Пусть на первом акте расслоения (концептуальная схема I) из рассматриваемого участка расплава образовалось п слоев с мощностями, пропорциональными до,- • ■ , Цп-1 соответственно, ^ Я< — 1- Обозначим pi
г
относительную способность г-го слоя к дальнейшему расслоению (заметим, что некоторые слои могут ею не обладать, т.е. рг = 0), ^ Р* = 1. Легко понять, что после реализации процесса по указанной
г
схеме p¿ будут соответствовать доле образованных слоев в-г-й части «материнского» слоя. (В рамках схемы II pi будут обратно пропорциональны интенсивности пространственного перераспределения двух жидкостей с образованием слоев при минимизации общей поверхностной энергии смеси. Значения Рг; близкие к единице, будут соответствовать начальным стадиям расслоения, приводящим к возникновению большого количества маломощных слойков; р^, близкие к нулю, отвечают наиболее глубоко прошедшему слоеобразованию, в идеале — на два слоя.)
Предположим, что на каждом акте расслоения параметры п,р; д остаются такими же для каждого самостоятельного слоя, т.е. в среднем динамика слоеобразования для каждого масштабного уровня подобна таковой для изучаемого разреза в целом (при кажущейся искусственности такого предположения тем важнее представляется результат проверки адекватности обсуждаемого построения реальным разрезам). Тогда множество границ между слоями можно рассмотреть как множество реализаций случайной величины ^ = ^ц .т72.... с одинаково распределенными (^-символами [15| тц, которые принимают значения 0, 1, . . . , п-1 с вероятностями po.pi,... ,рп-1 соответственно.
Замечание. Известно, что любое число х € [0, 1] можно однозначно представить в виде последовательности символов х — Аа1:а2,■■ .> где —номер (символ) интервала длиной дак ■ П^г1 9<=ч> в который попадает точка х на А>м шаге разбиения вмещающего интервала на п подынтервалов, пропорциональных числам до,.... д-п-г ■ <?г = 1.
2 Рассматривается множество пересечений границ слоев с прямой вкрест их простирания, т. е. точечное множество, вложенное в одномерное пространство.
Случайная величина £ полностью определяется функцией распределения
О,
2 < 0:
F(A,х) =
^к(х)- 1
Е Рг Раг(х), 2 6 [0,1],
»-1
X > 1,
которая относится к классу чисто сингулярных распределений с самоподобным носителем (т. е. множеством значений, которые может принимать случайная величина), полностью удовлетворяет сформулированным выше требованиям и, следовательно, может служить моделью для множества границ между слоями (ритмами). Более того, критерий Колмогорова-Смирнова позволяет не только проверять адекватность выбранной модели реальному разрезу, но и оценивать параметры модели Л = (до, • ■ ■ , Цп— 1,ро, ■ • •,Рп— 1) путем минимизации максимального расстояния между эмпирической и теоретической функциями распределения.
На рис. 7, а показан фрагмент норитовой контрастно расслоенной серии массива Кивакка. По этому фрагменту получены оценки параметров г = 0,... ,п) мо-
дели, при которых теоретическая функция распределения не противоречит выбранной части разреза (уровень значимости а = 0,05). В рамках фиксированной функции распределения с помощью генератора случайных чисел построен теоретический разрез (см. рис.7, б), характеризующийся самоподобной структурой и квазипериодической автокорреляционной функцией (рис.8). Необходимо отметить также хорошее совпадение оценок фрактальной размерности для модельного (_0=0,49±0,01) и реального (£>=0,48±0,01) разрезов [16, 17].
Таким образом, рисунки контрастной расслоенности отдельных уровней «критической» зоны массива Кивакка соответствуют представлению об их формировании в результате жидкостного расслоения магмы, чему не противоречит предложенная концептуальная вероятностная модель.
Выявленные для массива Кивакка стохастические и геометрические особенности ритмической расслоенности позволяют установить некоторые ограничения на модели ее формирования [16, 17]: 1) нельзя воспроизвести реальный объект в рамках модели простого периодического последовательного во времени слоеобразования; в то же время формирование расслоенности определялось действием малого количества (скорее всего не более трех) независимых процессов; 2) предложенная хматематическая модель хорошо согласуется с геометрией расслоенности реального объекта (см. рис.7, 8).
Обсуждение и интерпретация результатов. Будем исходить из того, что расслоенная структура изучаемого типа интрузивов может обеспечиваться или на стадии существования расплава, или в процессе кристаллизации твердой фазы, или же при совместном проявлении этих вариантов. В первом случае ритмичная полосчатость появляется вследствие ликвации расплава с послойным перераспределением лидировавших фаз — расслоением [8]. Во втором расслоенность обеспечивается послойной концентрацией кристаллизующихся фаз (меланократовых и лейкократовых); обсуждаются различные механизмы такого послойного распределения кристаллов, чаще всего принимается и доказывается фракционная кристаллизация [6]. Рассмотрим интерпретацию полученных результатов в рамках двух указанных вариантов.
Обратимся в первую очередь к интерпретации структур микроэлементных ассоциаций, выделенных факторным анализом [18]. Сравнение с данными табл.2 показывает, что структура геохимических связей фактора 1 (см. рис.4) обеспечивается фракционированием элементов в соответствии с их коэффициентами распределения в системе кристалл/расплав. Очевидно, что неравномерное распределение кристаллических фаз (плагиоклаза относительно пироксенов) в объеме магматической камеры приводит к появлению антагонистических ассоциаций и вносит максимальный вклад в диспер-
17000,0
18201,9
19403,9
20596,1
21798,1
23000,0
V
\
.у/;.,
Истинная мощность, см
0/0
0,2
0,4
о,е
0,5
1,0
\
5
Нормированная мощность
I
ш 8
12 3 4
6 7
Рис. 7. Фрагмент норитовой контрастно расслоенной серии массива Кивакка (а) и соответствующий ему модельный разрез (б).
1 — оливиниты, гарцбургиты, оливиновые пироксениты; 2 — пироксениты; 3 — меланонориты; 4 ~ нориты; 5 — лейконориты; 6 — габбронориты; 7 — анортозиты. Крап относится к реальному разрезу.
1пЛГ(1) 4,2
а
1,004-0,486 х
3,8 3,4 3,0 2,6
2 2 ___—_—___-_—i.
-7,0 -6,5 -6,0 -5,5 -5,0 -4,5 -4,0 -3,5 -3,5 In(l)
Lag 6
20 40 60 80 100
1,0 -0,5 0,0 0,5 1,0
Автокорреляция
Рис. 8. Оценка фрактальной размерности (тангенс угла наклона линии линейной регрессий для множества границ между слоями модельного разреза (а) и автокорреляционная функция по последовательностям мощностей слоев модельного разреза {б).
сию микроэлементов. Таким образом, фактор 1 отражает послойное перераспределение твердой фазы (кристаллизационную дифференциацию).
Элементную композицию фактора 2 уже нельзя объяснить накоплением характерных микроэлементов в одном из минералов по отношению к другим в соответствии с коэффициентами распределения кристалл/расплав. Более того, высокие значения фактора, обусловленные ассоциацией Y, Zr, Ti, Ga (см. рис.4), связаны лишь с суммарным содержанием Орх11-гСрх-гР1 в образце и совершенно не зависят от соотношения мела-нократовых (OpxII, Срх) и лейкократовых минералов в этой композиции. Так, в одних случаях такие образцы представлены пироксенитами, состоящими из OpxII и Срх (на рис. 4 — образцы 303, 340-347 с отрицательными значениями фактора 2 и положительными фактора 1), в других —лейконоритами, лейкогабброноритами, плагиоклазитами (образцы 374-389 с отрицательными значениями факторов 1 и 2; см. рис.4).
Структуру фактора 2 можно разумно объяснить, если предположить, что Opxl распределялся в объеме расслоенной серии независимо от остальных минералов (OpxII, PI,
Таблица 2. Коэффициенты распределения кристалл/расплав для базальтовых расплавов [19]
Элемент Р1 Орх Срх
Бг 1,83 0,04 0,06
V - 0,6 1,35
N1 - 5 1,5-14
Сг - 10 34
Со 2-4 0,5-2
Т1 0,04 0,1 0,4
Ъх 0,048 0,18 0,1
У 0,03 0,18 0,9
Срх), образуя слои с разными концентрациями (от 5 до 60%).3 Очевидно, что такое перераспределение Орх1 могло происходить только в жидкой матрице. В этом случае возможны два варианта: 1) выделение существенно «ортопироксенитовой» жидкости (в матрице более кислой «базальтоидной») вследствие ликвации или жидкостной дифференциации магматического расплава с последующей ее структуризацией в субгоризонтальные слои и затем кристаллизация Орх1 из одной жидкости и ОрхП + Р1 + Срх из другой (базальтоидной); 2) ранняя кристаллизация Орх1 и формирование слоистой структуры е рамках одной из подходящих схем кристаллизационной'дифференциации. В первом варианте неизбежно фракционирование микроэлементов в соответствии с коэффициентами распределения жидкость/жидкость. Результаты эксперимента [10, 24] но расслоению базальтоидных расплавов на более основную (высокомагнезиальную) и менее основную жидкости показывают, что вторая обогащается Тл в 1,5-2 раза и обедняется Сг в пользу первой. Если в анализируемом случае Орх1 действительно кристаллизовался из более магнезиального ликвата в матрице «лейкократовой» жидкости, то элементная структура фактора 2 объясняется обеднением «ортопироксенитовой» жидкости У, Ъг, Тл в пользу «базальтоидной». Для второго варианта элементная структура рассматриваемого фактора определяется первичной кристаллизацией Орх1. Остаточный расплав, согласно коэффициентам распределения, обогащается Ъх, У, Тл и впоследствии раскристаллизовывается в ассоциацию Орх11+Р1+Срх. Такому предположению противоречат взаимные срастания округлых зерен Орх1 с Р1 и ОрхП и структуры заполнения межзернового пространства плагиоклазов ксеноморфным Орх1.
3 Здесь надо заметить, что о различных условиях кристаллизации Орх1 и ОрхП свидетельствуют результаты изучения строения и состава зерен этих минералов. Известно, что структуры распада твердых растворов, в том числе и в энстатитах-бронзитах, появляются при медленном охлаждении системы и не образуются в условиях быстрого охлаждения [20]; не характерны структуры распада твердых растворов для ортопироксенов ультраосновных (перидотит-пироксенитовых) интрузивов [2.1]. Эти наблюдения вполне согласуются с экспериментальными данными [22, 23], выявившими область распада твердых растворов практически для всего интервала составов растворов энстатита и диопсида: за ее пределами находятся лишь низкокальциевые составы, приближающиеся к чистым магнезиальным. Очевидно, что сосуществование в одном и том же слое двух разновидностей ортопироксенов (со структурами распада и без) вряд ли можно объяснить различной скоростью их охлаждения. Более приемлемо предположение о том, что один кристаллизовался из относительно низкокальциевой и более магнезиальной жидкости (Орх1), а другой — из относительно богатой кальцием жидкости (ОрхИ). С этим согласуется более высокая кальциевость ОрхП (0,087-0,107 атомов Са на шесть атомов кислорода по результатам химического анализа, которые отражают валовый состав ортопироксена со структурами распада твердых растворов и соответствуют исходному составу гомогенного кристалла — данные М. ¡VI. Лаврова [1], по сравнению с Орх! (0,040-0,086 атомов Са на шесть атомов кислорода, см. табл.1).
Предпочтительным является первый вариант интерпретации данного фактора как фактора ликвационного расслоения.
Необходимо подчеркнуть, что веса факторов (58,2 и 18,6 для факторов кристаллизационной дифференциации и жидкостного расслоения соответственно) не отражают интенсивности проявления процессов как таковых, но обеспечиваются дисперсиями элементов. Существенно более высокий вес фактора кристаллизационной дифференциации связан прежде всего с тем, что коэффициенты распределения кристалл/расплав могут отличаться для разных кристаллических фаз на несколько порядков, в то время как для коэффициентов распределения между двумя жидкостями близкого состава естественно предположить значения, различающиеся не более чем в 2-3 раза.
Результаты факторного анализа в рамках предлагаемой интерпретации хорошо согласуются с данными изучения геометрии расслоенности. Так, на рис. 9 показаны значения факторов для смоделированной части разреза, включающей участки с параметрами рг модели, не равными нулю. Необходимо отметить, что геометрическая модель расслоения магматического расплава оказалась непротиворечивой именно для той части разреза, где значения фактора фракционирования близки к нулю, т. е. рисунок предполагаемого ликвационного расслоения мог сохраниться в наиболее чистом виде. Высокие абсолютные значения фактора 1 соответствуют участкам разреза, для которых геометрическая модель была отвергнута с надежностью 99%.
Значения факторов
Рис.9. Распределение значений факторов 1 (1) и 2 (2) для смоделированной части разреза. Черные полосы в нижней части графика отвечают частям разреза с параметрами модели pi, не равными нулю.
В процессе поиска наилучших параметров вычислительная процедура на основе только геометрических данных выделила те же зоны, которые определяются на ос-
новании независимого изучения распределения элементов. Прежде всего это касается части разреза с высоким значением параметра рг=0,62, которая соответствует зоне интенсивной расслоенности. В рамках предлагаемой модели она образовалась вследствие глубоко прошедшего многократного расслоения либо в результате одноактного расслоения со слабой интенсивностью пространственного перераспределения жидкостей, что должно соответствовать малым значениям фактора 2, как это и наблюдается в интервале образцов 361-370. Явная связь геометрических параметров модели и структурно-вещественных особенностей интрузии является еще одним свидетельством адекватности разработанной модели.
Предлагаемый вариант ликвационного расслоения расплава на существенно «орто-пироксенитовую» и «базальтоидную» жидкости (фактор 2) согласуется с результатами эксперимента [10, 24]. Подобная жидкостная несмесимость с образованием двух расплавов, один из которых кристаллизуется в пироксенит (и пикрит), а другой —в долерит, показана для нескольких природных объектов [24-27]. В этой связи нужно обратить внимание на наблюдения структур быстрой закалки маломощных струй базальтового расплава в образцах, поднятых со дна Тихого океана [24]: устанавливаются эмульсионные и струйчатые структуры лав с меланократовыми (оливин-пироксеновыми) «каплями» и струями в более лейкократовой матрице, зрелые стадии такой ликвации приводят к возникновению расслоенных лавовых потоков; с такими меланократовыми силикатными обособлениями (и только с ними) связано выделение магнетитовой и сульфидной флюидонасыщенных рудных жидкостей, которые консервируются в меланократовом ликвате, а также формируют пузырьковые камеры, струи-прожилки и заполняют микротрещины в окружающем этот ликват пространстве.
Усматривая аналогию с наблюдениями Н. Г. Прокопцева, отметим указанную выше сопряженность Орх1 и рудной минерализации, что устанавливается в шлифах и подтверждается статистически (фактор 3). Минеральные ассоциации и их взаимоотношения в данном случае укладываются в рамки представлений Н. Г. Прокопцева о рудно-силикатной ликвации «меланократовой» жидкости с обособлением флюидонасыщен-ного рудного расплава.
Таким образом, предлагаемая в статье интерпретация характера жидкостной несмесимости не является оригинальной. Безусловно, для полнокристаллических интрузивных пород трудно ожидать проявления прямых признаков жидкостной несмесимости, подобно указанным Н. Г. Прокопцевым: наложенные процессы кристаллизации расплава неизбежно будут затушевывать их. Однако представленные косвенные признаки вполне позволяют предполагать жидкостную несмесимость при образовании пород расслоенной серии массива Кивакка. Здесь хочется акцентировать внимание на том, что округлые формы сечений Орх1 нельзя считать результатом «подходящих» плоскостных срезов: в полированных образцах в полупрозрачной матрице плагиоклазов и клинопи-роксенов отчетливо видны идеальные шарики («капли») этого минерала диаметром от 0,5 до 5 мм. (Подобные капельные структуры формируются при жидкостной несмесимости в ситуации, когда одна из фаз находится в резко подчиненном количестве [28].)
Комплекс геохимических, геометрических, петрографических особенностей критической зоны позволяет предложить модель двустадийного формирования контрастной расслоенности: жидкостное расслоение на докристаллизационном этапе с последующей кристаллизационной дифференциацией (в рамках, например, фракционной кристаллизации) при незначительном перемещении твердых фаз в пределах одного-двух слоев. Жидкостная несмесимость проявляется в объеме всей контрастно-расслоенной серии и приводит к формированию послойной неоднородности в указанном объеме.
Принимая, что процесс жидкостного расслоения задает в целом исходный рисунок расслоенности на стадии расплава, следует учитывать, что этот рисунок осложнялся последующей кристаллизационной дифференциацией при затвердевании расплава. За счет кристаллизационной дифференциации усиливается контрастность такой послойной неоднородности и нарушается ее исходный рисунок для большей части разреза расслоенной серии. Однако отдельные фрагменты в рассматриваемом объеме сохраняют первичную структуру жидкостной неоднородности расплава.
Summary
Kotov S. R., Kotova I. K. Liquid and crystalline differentiation as the processes determining the structure of contrast layering of Kivakka massif (Northern Karelia).
In the paper the complex of geometrical, petrographical and geochemical characteristics of the layered series of mafic-ultramafic massif Kivakka has been investigated. The two-stage model of contrast rhythmic formation is offered: the liquid differentiation of magma on the pre-crystalline stage with subsequent crystalline differentiation.
Литература
1. Лавров M. M. Гипербазиты и расслоенные перидотит-габбро-норитовые интрузии докембрия Северной Карелии. Л., 1979. 2. Рябчиков И. Д. Термодинамический анализ поведения малых элементов при кристаллизации силикатных расплавов. М., 1965. 3. Френкель М.Я., Ярошевский А. А., Арискип А. А., Бармина Г. С. и др. Динамика внутрикамерной дифференциации базитовых магм. М., 1988. 4. Шарапов В. Н., Черепанов А. Н. Динамика дифференциации магм. Новосибирск, 1986. 5. Шар-ков Е. В. Петрология расслоенных интрузий. Л., 1980. 6. Уэйджер Л., Браун Г. Расслоенные изверженные породы / Пер. с англ.; Под ред. В.П. Петрова. М., 1970. 7. Hort М., Marsh В. D., Spohn Т. Igneous layering through oscillatoty nucleation and crystal settling in well-mixed magmas 11 Contrib. Miner. Petrol. 1993. Vol. 114. 8. Делицын Л. M., Мелентъев Б. Н. Механизм формирования полосчатых горных пород // Бюл. Моск. об-ва испыт. природы. Отд. геол. 1979. Т. 54, вып. 4. 9. Маракушев А. А., Иванов И. П., Римкевич В. С. Экспериментальное воспроизведение ритмической магматической расслоенности // Докл. АН СССР, 1981. Т. 258, №1. 10. Bezmen N.I. Hydrogen in magmatic systems // Experiment in Geosciences. 1992. Vol.1, N2. 11. Высоцкий Ю.А., Котов С. P. Структура расслоенности базитового массива Кивакка (Северная Карелия) // Тез. докл. конференции «Докембрий Северной Евразии». СПб., 1G97. 12. Кулъбак С. Теория информации и статистика. М.. 19в7. 13. Вептиел.ъ Е. С.. Овчаров Л. А. Теория случайных процессов и ее инженерные приложения. М., 1991. 14. Mandelbrot В. В. The fractal geometry of nature. New York, l'Ji3. 15. Турбин А. Ф., Працевитый H. В. Фрактальные множества, функции, распределения. Киев, 1992. 16. Kotov S. R. Fractal and stochastic properties of rhythmic layering in mafic intrusions in the frame of the model of liquid layering of the melt // Capricious Earth: Models and modelling of geological processes and objects. St. Petersburg; Athens, 2000. 17. Котов С. P. Стохастические и геометрические ограничения на модели формирования расслоенности в базитовых интрузиях. СПб., 1998, 13 с. Деп. в ВИНИТИ, №659-В98 от 6 марта 1998 г. 18. Котова И. К., Котов С. Р., Букин К. В., Высоцкий Ю. А. Процессы, контролирующие распределение химических элементов в расслоенном массиве Кивакка (Северная Карелия) // Образование и локализация руд в земной коре / Под ред. й. В. Булдакова, Б.К.Львова. СПб., 1999. 19. Rollinson Н. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. New York, 1993. 20. Кокс К. Г., Белл Дмс. Д., Панкерхерст Р. Док. Интерпретация изверженных горных пород / Пер. с англ.; Под ред. Р. Н. Соболева. М., 1982. 21. Минералы: В 7 т. / Ред. акад. Ф. В. Чухрова. М., 1981. Т. 3, вып. 2. 22. Atlas L. The polymorphism of MgSi03 and solid-state equilibra in the system MgSi03-CaMgSi206 /'/ J- Geol. 1952. Vol.5, N2. 23. Кравчук И. Ф. Энергетика, термодинамика и стабильность твердых растворов оливинов и пироксенов // Гёохимия. 1981. №8. 24. Маракушев А. А.. Безмен Н. И. Эволюция метеоритного вещества, планет и магматических серий. М., 1983. 25. Прокопцев Н. Г. Рудообразование в связи с ликвацией базальтовой магмы // Изв. АН СССР. Сер. геол.1990. №11. 26. Генкин А. Д., Дистлер В. В., Лапутина И. П. Хромитовая минерализация дифференцированных трапповых интрузий и условия ее образования // Условия образования магматических рудных месторождений / Под ред. В. И. Смирнова. М., 1979. 27. Drever Н. I. ■ Immiscibility in the pictitic intrusion at Igdlorssuit West Greenland // Intern. Geol. Congr. 21 Sess. Proc. PtXIII. Copenhagen, 1960. 28. Андреев H. С., Мазурин О. В., Порай-Кошиц Е. А. и др. Явления ликвации в стеклах. Л., 1974.
Статья поступила в редакцию 19 марта 2002 г.
