ГЕНЕЗИС АНАЛЬЦИМ-ХЛОРОФЕИТОВЫХ БАЗАЛЬТОВ ВЕНДСКОЙ ТРАППОВОЙ ФОРМАЦИИ БЕЛАРУСИ
, ,
Институт геохимии и геофизики НАН Беларуси, Минск, *****@***
Вулканомагматические образования позднего протерозоя (волынская серия венда) распространены на юго-западной окраине Восточно-Европейской платформы в виде субмеридиональной полосы шириной от нескольких десятков до 250 км, протяженностью около 700 км, которая охватывает юго-западную часть Беларуси, северо-запад Украины, восток Польши [Ушакова,1962; Махнач, Веретенников, 1970; Skaly platformy prekambryjskiej w Polsce, 1974]. Ее образование связывают с поздним этапом распада суперконтинента Родинии 600 – 550 млн. лет назад и раскрытием океана Япетус между Лаврентией и Балтикой и его ответвления – моря Торнквиста [Хаин, 2004; Носова и др., 2005].
Трапповая формация представлена преимущественно эффузивной и пирокластической фациями, в меньшей степени – гипабиссально-интрузивной. На территории Волыни [Знаменская и др.,1990] и Польши [Skaly platformy prekambryjskiej w Polsce, 1974] она сложена основными вулканитами и имеет двухчленное строение. На территории Беларуси кроме нижней и верхней базальтовых толщ локально распространена средняя толща средне-кислых эффузивов и их туфов (Брестская впадина) [Махнач, Веретенников, 1970]. Глубина залегания вулканитов формации на территории Беларуси –120 – 1300 м. Их петрографическое и петрохимическое изучение позволило установить, что эффузивные породы нижней толщи представлены субщелочными низко - и умереннотитанистыми оливин-, реже нефелин-нормативными оливиновыми базальтами и долеритами, локально в подошве толщи – их железистыми разностями (Брестская впадина) и высококалиевыми трахибазальтами (волынитами) (Луковско-Ратновский горст). Верхняя толща, имеющая в Беларуси большее площадное распространение, сложена петрографически выдержанными средне - и высокототанистыми кварц-нормативными толеитовыми базальтами нормального ряда, по [Магматические, 1983] соответствующими палагонитовым базальтам [Кузьменкова, 2005; Носова и др., 2005] (табл.1). Базиты являются гиперстен-нормативными, для них характерно высокое содержание железа (на уровне MORB) и низкое – Al2O3 и CaO (табл.1). Отмечена тенденция увеличения содержания как железа, так и кремнезема от ранних дифференциатов базальтовой магмы к поздним. В базальтах много “палагонит-хлорофеит-хлоритовых обособлений” [Магматические, 1983], распределенных крайне неравномерно: содержание их в отдельных участках варьирует от первых процентов до 15 – 20%.
Долгое время в геологической литературе существовала путаница в понимании терминов “хлорофеит”, “палагонит”, “гуллит”, “гизингерит” и др., которыми обозначали встречающиеся в породах базальтового состава аморфные водосодержащие минералы и продукты их раскристаллизации, по составу близкие к смектитам. В настоящее время палагонитом считают продукт гидратации сидеромеланового стекла, хлорофеитом – литификации насыщенного водой остаточного расплава, обособляющегося до полного застывания вулканического стекла. Для частично раскристаллизованного хлорофеита предложено название “фиброхлорофеит”, для пористого хлорофеита с низким показателем преломления – “гель-хлорофеит” [Минералы, 1992].
Неокристализованный изотропный хлорофеит в базальтах и долеритах Беларуси встречается в их свежих разностях центральных частей потоков в виде шаровидных, линзовидных и амебовидных обособлений (дегазационных везикулах) размером до первых сантиметров без заметных подводящих каналов. Он также наполняет интерстиционные промежутки с причудливыми контурами, подчиненными очертаниям породообразующих минералов базальтов (ложные миндалины), которые мельче везикул или соизмеримы с ними. При совместном нахождении в интерстицях стекла и хлорофеита последний всегда обособляется внутри стекла. Существующие некоторые пространственные взаимосвязи везикул и ложных миндалин свидетельствуют об их генетическом родстве. Они образуют в породе сложные цепочки, петли или ячейки, разобщенные участками, в которых хлорофеит отсутствует (рис. в.). В отдельных базальтовых потоках содержатся разноориентированные мономинеральные прожилки хлорофеита толщиной до 5 – 6 мм, образованные, вероятно, по трещинам скола в не до конца застывших базальтах фронтальных частей потоков в процессе их течения. Какие-либо контактовые изменения во вмещающих выделения хлорофеита породах не наблюдаются, что указывает на отсутствие градиента температур при их формировании.
Макроскопически хлорофеит черный, в тонких краях просвечивает коричневым или зелено-коричневым цветом, стекловатый, с матовым блеском и раковистым изломом. В сферических выделениях обычны концентрические и радиальные трещины “усыхания” (рис. в., г.). Интенсивность и оттенки его цвета варьируют как от образца к образцу, так и от центра к периферии миндалин и везикул, подчеркивая ритмичную зональность в их строении. В толеитовых базальтах окраска хлорофеита в шлифах изменяется от зеленовато-коричневой до оранжево-бурой, а в оливиновых базальтах – от желтовато-коричневой (горчичной) до зеленовато-бурой (табл. 2). Часто наблюдаются постепенные переходы от изотропных литогелей центральных участков везикул и ложных миндалин к фиброхлорофеиту периферийных участков и к смектитам, формирующим причудливые оторочки, “короны” радиально-лучистого, концентрически-зонального строения (рис. а., г.). Степень окристаллизации хлорофеита возрастает с интенсивностью изменений пород, до полного замещения его вторичными минералами (хлорит, монтмориллонит и др.).
Хлорофеит толеитовых базальтов при высокой шагрени имеет пористое строение и относится к гель-хлорофеиту (рис. б., д.). В целом хлорофеиты вендских базальтов Беларуси обладают изменчивым химическим составом, что характерно для этого минерала, поскольку его химизм определяется составом остаточного базальтового расплава (и флюидной фазы в случае участия в процессе метеорных вод) при постоянно высоком (56,36 – 60,75%) содержании кремнезема (табл.2).
В железистых оливиновых базальтах изотропный хлорофеит имеет бутылочно-зеленый цвет и высокий показатель преломления, что обусловлено значительным содержанием железа в минерале (Fe2O3общ. 39,92 – 42,76%) (табл. 2). Такую разновидность хлорофеита авторы предлагают называть феррохлорофеитом (рис. в., г.). Столь высокого содержания железа в хлорофеитах других провинций, судя по имеющимся опубликованных данным об этом минерале, не отмечено [Сазонова, 1938; Гоньшакова, 1956; Шашкина, 1956; Ушакова,1962; Симанович и др., 1986 и др.]. Наиболее близкими по составу являются оранжево-коричневый хлорофеит из трахидолеритовой дайки плато р. Колумбия (США) и черный, на сколе оранжевый хлорофеит из Деканских траппов (Fe2O3общ. 37% и 33,74% соответственно, пересчитано на сухой остаток) [Минералы, 1992].
В базальтах как верхней, так и нижней толщ существует устойчивая минеральная ассоциация анальцим – хлорофеит в соотношении соответственно примерно 1:15 и 1:10. Анальцим образует шарообразные обособления не более 0,4 мм в диаметре в везикулах и ложных миндалинах хлорофеита, преимущественно в их периферийных участках. Формы его выделений варьируют от сферолитов до скаленоэдров. Анальцим имеет радиально-лучистое строение, заметно двупреломляет и разбит многочисленными микротрещинами вследствие дегидратации. Нередко наблюдаются скелетные кристаллы анальцима с различной степенью “загрязнения” хлорофеитом, преимущественно от центра кристаллизации анальцима (рис. а, б, в). Подобные взаимоотношения этих минералов были отмечены в вендских базальтах Волыни , которые она объясняла развитием “палагонита” по анальциму, считая последний первичномагматическим минералом [Ушакова, 1962]. В базальтах Чешской губы [1938] описан “анальцим в зеленом палагоните в виде шариков или многогранников”. Она указывает на магматическое происхождение анальцима и вслед за ранними исследователями этих пород , , высказывает предположение о ликвационном механизме обособления хлорофеитовых капель в жидком стекле.
Наблюдаемые взаимоотношения хлорофеита и анальцима в вендских базальтах Беларуси, на взгляд авторов, свидетельствует об одновременном образовании этих минералов до застывания вулканического стекла из двух несмешивающихся компонентов водонасыщенного остаточного расплава фемического (железо-силикатного) и сиалического (натриево-силикатного) составов при существенном преобладании первого. Наличие таких “глобул” наподобие эмульсии в жидкостях, по мнению Боуэна [1928], является текстурным признаком ликвации расплава. Несмесимость расплавов экспериментально установлена в широком интервале составов пород и может рассматриваться как типичная особенность многих систем, в частности KAlSi3O8 – NaAlSi3O8 – FeO – Fe2O3 – SiO2 [Naslund, 1976]. Радиально-лучистое строение анальцимовых глобул, вероятно, является следствием окристаллизации сиалических капель расплава, а часто наблюдаемые скелетные формы кристаллов анальцима возникали в результате его быстрого охлаждения.
Излияния вендских базальтов в пределах территории Беларуси происходили в наземных условиях, обычно на пласты и пачки предшествующих им туфов, реже – непосредственно на породы кристаллического фундамента, а на востоке области активного вулканизма – на терригенные породы рифея. Значительного участия метеорных вод в процессе формирования хлорофеита не предполагается. Таким образом, обилие анальцим-хлорофеитовых обособлений как в эффузивных, так и в гипабиссальных дифференциатах базальтовой магмы вендской трапповой формации Беларуси является следствием ее первичной водонасыщенности.
Работа выполнена при поддержке гранта БРФФИ Х06Р – 136.
Список литературы:
Некоторые термические и рентгеноструктурные данные о палагоните и палагонитовых миндалекаменных диабазах западной части Вилюйской впадины // Известия Академии наук СССР. Серия геологическая // 1956, №4. С. 109 – 116.
, , Палеотектонические условия формирования волынской серии Волыно-Подолии // Геол. Журнал, 1990, № 3. С.133-141.
Вендская вулканогенная формация Беларуси (особенности минерального и химического состава пород) // Металлогения древних и современных океанов-2005. Формирование месторождений на разновозрастных океанических окраинах // Т. ІІ. Миасс, 2005. С. 113-117.
Магматические горные породы. Т.1. часть 1. М., 19с.
, Вулканогенная формация верхнего протерозоя (венда) Белоруссии, Мн., 1970, 234 с.
Минералы. Справочник. Т IV, вып. 2. М., 1992. С. 102 – 111.
Носова. А. А., , Вендские траппы запада Восточно-Европейского кратона (Волынская провинция): геохимические, минералогические, изотопные (Sr, Nd) данные и вопросы петрогенезиса.// Происхождение магматических пород. Материалы Международного (Х Всероссийского) петрографического совещания // Т.ΙΙ. Апатиты, 2005. С.163-165.
, , Природа мантийного источника и особенности коровой контаминации неопротерозойских траппов волынской провинции (Nd - и Sr-изотопные и ISP-MS - геохимические данные) // Доклады РАН, 2005, Т.400, № 4.С.1-5.
Петрография базальтов Чешской губы // Труды Петрографического института, 1938, Вып. 12. С. 107 – 152.
, , Смектиты и изотропные фазы в базальтах Северного Тимана // Литология и полезные ископаемые, 1986, №1. С. 86 – 103.
Нижнепалеозойская трапповая формация западной части Русской платформы. // Труды ВСЕГЕИ, Т.30. Л., 19с.
История геологического развития континентов // Планета Земля Энциклопедический справочник // Тектоника и геодинамика, Спб., 2004. С. 196 – 200.
О хлорофеите из базальтов Волыни // Минералогический сборник Львовского геологического общества // 1956, №10. С. 346 – 352.
Bowen N. L. The evolution of the igneous rocks. Princeton Univ. Press, 19p.
Naslund H. L. Liquid immiscibility in the system KAlSi3O8 – NaAlSi3O8 – FeO – Fe2O3 – SiO2 and its application to natural magmas // Carnegie Institution of Washington Year Book 75, 1976. P 592 – 597.
Skaly platformy prekambryjskiej w Polsce. Czesc 2. Pokrywa osadowa, Warszawa, 1974, 260 p.
