Магмы щелочного состава образуются преимущественно в нижнекоровых или верхнемантийных условиях. Однако незначительные объемы щелочных расплавов могут формироваться и в приповерхностных условиях на пике пирометаморфических реакций за счет полного или частичного плавления осадочного субстрата. Такие процессы иногда реализуются при пирогенном метаморфизме (CM - combustion metamorphism) в природных и техногенных системах за счет горения каустобиолитов (уголь, нефть, газ, битум) [1]. Яркими примерами таких явлений являются природные горельники и горелые отвалы от разработок углей и битуминозных пород. В результате кристаллизации таких пирогенных расплавов формируются специфические породы - паралавы. В некоторых случаях (в зависимости от состава осадочного субстрата) эти породы имеют ярко выраженный щелочной характер благодаря значительному (до 5-10 об. %) присутствию фоидовых минералов (лейцит, нефелин, кальсилит) или K-Ba полевых шпатов. Подобные паралавы присутствуют на территории нефтяных месторождений в Иране и Ираке, в некоторых СМ комплексах США и в горелых терриконах от разработок углей и битуминозных сланцев (Урал, Франция) [1, 5]. Жильные паралавы щелочного состава были недавно обнаружены на Хатруриме (площадь около 50 км²) - одном из самых крупных проявлений CM комплекса в Израиле [2].

Пирогенные породы этого комплекса (⌠Mottled Zone■ или Hatrurim Formation) располагаются вокруг рифтовой зоны Мертвого моря на территории Израиля, Иордании и Сирии. K-Ar и ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датирование выявило два основных этапа СМ событий: в плиоцен-плейстоцене (4.0-1.5 млн. лет) и в миоцене (16 млн. лет) [3]. Этот СМ комплекс образовался в результате широкомасштабного метаморґфизма низких давлений и высоких температур (санидинитовая фация) за счет пирогенного преобразования карбонатных и силикатно-карбонатных осадков мелового возраста, которые аналогичны по составу осадочным породам Ближневосточной нефтегазоносной провинции.

Подобные паралавы исключительно редко встречаются на Хатруриме. Они были обнаружены на юго-восточном фланге поднятия Гурим (центральная часть проявления Хатрурим). Эти крупнозернистые породы образуют маломощные (до 5-10 см) приуроченные к поверхности жилы в тонко-, среднезернистых мелилитовых породах. Главными породообразующими минералами этих жильных образований являются шорломит (TiO₂ - до 13 мас.%), мелилит геленит-акерманитового состава, псевдоволластонит, ранкинит, апатит (SO₃ - 2-3 мас.%) и железистый кальсилит (Fe₂O₃ - 3-4 мас.%). Нагельшмидтит, Fe-перовскит и Ni-магнетит встречаются в менее значимых количествах, а эллестадит, гематит и самородная медь присутствуют в качестве акцессорных минералов. В некоторых случаях породы сильно изменены, что выражается в появлении трещин и пустот, заполненных вторичными минералами (эттрингит, гипс, водные силикаты кальция). В целом, по минеральному составу эти жильные образования не сильно отличаются от вмещающих гранат-мелилит-ранкинит-волластонитовых пород. Однако, количество шорломита и его размеры (до 2 см) значительно выше, чем во вмещающих породах. Кроме того, кальсилит пока не был обнаружен во вмещающих породах. По минеральной ассоциации кальсилитсодержащие породы Хатрурима весьма схожи с вулканитами камафугитовой серии в Италии.

Присутствие необычных скелетных и дендритовых структур нагельшмидтита в Ti-гранате и мелилите этих жильных пород позволило Ш. Гросс сделать предположение об их возможной кристаллизации из расплава [2]. Лишь только обнаружение включений расплава в минералах этих пород явилось неопровержимым доказательством их кристаллизации непосредственно из расплава. Минералого-петрографические признаки позволяют нам классифицировать данные породы как высококальциевые низкокремнистые паралавы, имеющие крупнозернистую структуру за счет медленного остывания расплава. Ранее принципиально другой тип паралав (с более высоким SiO₂ и более низким CaO) был описан на проявлении Хатрурим в пределах ╚оливковой╩ серии пород [4].

Включения силикатного расплава были обнаружены в мелилите, ранкините, волластоните, шорломите, апатите (рис. 1) и реже в кальсилите жильных паралав. Они являются первичными по происхождению, образуют группы в центральных зонах минерала или декорируют зоны роста минерала-хозяина. В большинстве случаев, расплавные включения тесно ассоциируют с низкоплотными флюидными включениями. Размеры включений варьируют от 10 до 150 мкм. Расплавные включения имеют темную окраску, иногда прозрачные или полупрозрачные в проходящем свете. Они всегда полностью раскристаллизованы, содержат газовый пузырек и тонкокристаллический агрегат прозрачных и рудных минералов. В некоторых крупных включениях расплава (50-150 мкм) в качестве дочерних фаз были идентифицированы различные Ca-силикаты (ларнит, ранкинит, нагельшмидтит, волластонит, эллестадит), кальсилит, шорломит с 15.5 мас.% TiO₂, апатит, магнетит и самородная медь. Сульфаты встречаются относительно редко. Однако следует отметить, что помимо первичных включений силикатного расплава в волластоните были обнаружены вторичные или псевдовторичные включения сульфатного расплава и ассоциирующие с ними низкоплотные флюидные включения (до 20 мкм). Такие включения обычно располагаются вдоль плоскостей спайности в волластоните (см. рис. 1 Д). K- и K-Ca-сульфаты, ангидрит, барит и хашемит Ba(Cr,S)O₄ были идентифицированы в этих включения, тогда как несульфатные фазы (магнетит, апатит, ларнит) встречаются очень редко.

Эксперименты по прогреву включений силикатного расплава показали следующие интервалы их гомогенизации в разных минералах: в апатите - 1150-1190°С; в мелилите - 1085-1155°С; в волластоните - 1050-1150°С; в ранкините - около 1150°С и в шорломите - > 1170°С. Первые признаки плавления прозрачных дочерних фаз фиксируется при 930-1080°С и даже при 620-760°С. Рудные и непрозрачные дочерние фазы начинают плавиться при 1100-1170°С. Включения сульфатного расплава в волластоните гомогенизируются при 1050-1085°С.

Включения силикатного расплава, прогретые в интервале 1150-1180°С и затем закаленные, были проанализированы на микрозонде и ионном зонде. В целом, по сравнению с жильными паралавами стекла прогретых включений в минералах обеднены SiO₂, Al₂O₃, CaO и обогащены FeO, щелочами, BaO (рис. 2). Концентрации BaO в стеклах очень высоки (до 13 мас.%). Стекла практически не содержат воду (<0.05 мас.%) и хлор (<0.02 мас.%), а концентрации F и SO₃ невелики (до 0.5 мас.%). Относительно низкие суммы (97-98 мас.%) для стекол включений при учете определения воды, фтора и редких элементов (SIMS) свидетельствуют о возможном присутствии CO₂ в расплаве (до 1-2 мас.%).

Ионнозондовый анализ прогретых включений показал очень высокие концентрации для большинства редких элементов. В отличие от пород (данные ICP-MS) стекла включений сильно обогащены V (1350-2150), Hf (20-120), U (600-3600), Li (35-515), B (220-1000), Nb (120-235) и Ta (5-30 ppm). Нормированные спектры по REE выявляют ярко выраженную положительную Eu аномалию для стекол (рис. 3). В целом, отрицательные аномалии по Cr и Zr для стекол включений могут быть объяснены обильной кристаллизацией шорломита (см. рис. 3).

Данные по включениям расплава в минералах крупнозернистых кальсилит-шорломит-мелилитовых жил проявления Хатрурим показывают, что эти породы кристаллизовались из расплава при температурах более 1200^оС. Геохимия прогретых включений указывает на очень высокую обогащенность исходного расплава некоторыми редкими элементами (Ba, Cr, V, U, B, Li). Присутствие силикатных и сульфатных включений свидетельствует о возможном разделении исходного расплава на силикатную и сульфатную составляющие.

Появление этих жильных пород на данный момент пока труднообъяснимо, поскольку плавление высококальциевого осадочного протолита - это очень редкое явление, даже в пределах СМ комплексов. В последние десятилетия предлагалось большое количество гипотез по происхождению пород формации Хатрурим (см. обзор в [4]). Доминирующей является гипотеза о площадном горении пологозалегающих битуминозных осадков. Однако с точки зрения физики горения длительное и широкомасштабное горение требует активного доступа кислорода, что маловероятно в плотных пологозалегающих битуминозных осадках. Кроме того, геологические, геоморфологические и геохимические данные свидетельствуют о принципиальном ином типе как самого протолита, подвергшегося возгоранию, так и источника топлива. Недавние исследования по паралавам из ╚оливковой╩ серии пород, а также общегеологическая ситуация вокруг проявления Хатрурим, позволили выдвинуть новую гипотезу образования пород формации Хатрурим [4]. Хатрурим и другие проявления ⌠Mottled Zone■ представляют собой локальные поля развития грязевого вулканизма, сопровождавшегося возгоранием сопутствующих углеводородных газов. Следуя этой концепции, явления полного плавления осадочного протолита весьма ограничены и присутствуют только в областях непосредственного горения газов, а именно - вокруг кратеров и газовых факелов грязевых вулканов. Такие элементы, как V, Cr, Ba, Li, U и B, являются обычными компонентами для продуктов извержения грязевых вулканов. Подобно обычным вулканам, извержения грязевых вулканов могут повторяться в течение очень длительного интервала времени. На проявлении Хатрурим СМ события зафиксированы в интервале 1.5-16 млн. лет [3]. Мы предполагаем, что кальсилит-шорломит-мелилитовые жилы проявления Хатрурим образовались за счет полного плавления исходно метаморфизованных пород в результате прорыва высокотемпературных горящих газовых струй. Исходные осадочные породы (продукты грязевого вулканизма) были метаморфизованы в гранат-мелилит-ранкинит-волластонитовые разности в процессе ранних извержений и возгораний грязевого вулкана, тогда как плавление субстрата и образование кальсилитсодержащих мелилитовых жильных пород, вполне возможно, происходило в результате последующих извержений вулкана.