Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Физико-химические особенности кристаллизации лампроитов по данным изучения включений расплава в минералах
ВАК РФ 04.00.20, Минералогия, кристаллография
Автореферат диссертации по теме "Физико-химические особенности кристаллизации лампроитов по данным изучения включений расплава в минералах"
российская академия наук
СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ МИНЕРАЛОГИИ И ПЕТРОГРАФИИ
РГ8 ОД
• На правах рукописи
ШАРЫГИН Виктор Викторович
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ КРИСТАЛЛИЗАЦИИ ЛАМПРОИТОВ ПО ДАННЫМ ИЗУЧЕНИЯ ВКЛЮЧЕНИЙ РАСПЛАВА В МИНЕРАЛАХ
04.00.20 - минералогия, кристаллография
ДИССЕРТАЦИЯ в виде научного доклада на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук
НОВОСИБИРСК 1997
Официальные оппоненты:
доктор геолого-минералогических наук. Шацкий B.C. доктор геолого-минсралогических наук Васильев Ю.Р.
Ведущая организации: Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН (ИГЕМ РАН), г. Москва
Защита состоится 1997 г. в ^ час. на
заседании диссертационного совета К 100.16.01 Института минералогии и петрографии СО РАН, в конференц-зале ОИГГМ СО РАН.
Адрес: 630090, Новосибирск-90, Университетский просп., 3.
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ОИГГМ СО РАН.
Диссертация разослана" ^ " ^^суупЫ— 1997 г.
Ученый секретарь диссертационного совета, к.г.-м.н. --
Дистанов В.Э.
ВВЕДЕНИЕ
Ламгтроиты, ультракалиевые агпаитовые магнезиальные породы, давно привлекают внимание многих геологов в связи с проблемами мантийного магматизма. Интерес к ним еще более усилился после онаружения алмазов в лампроитах Западной Австралии (Jaques et al., ¡986). К настоящему времени в Mirpe выявлено более 20 проявлений лампроитового магматизма, возраст которого варьирует от среднего протерозоя (1.2-1.4 млрд.лет) до плиоцен-плейстоцена (0.05-3 млн.лет), причем большинство имеет кайнозойский возраст. Лампроиты образуют трубки взрыва, вулканические конуса, лавовые потоки, дайки и приповерхностные интрузии. Тектонически лампроиты приурочены преимущественно к мобильным поясам вокруг древних континентальных кратонов. Выявляется также их связь с разломами и структурами континентального порядка (Bergman, 1987; Mitchell and Bergman, 1991). Согласно РТ-экспериментам по плавлению лампроитов и изотопным исследованиям предполагается, что лампроитовая магма - это результат частичного плавления древнего гарцбургитового мантийного субстрата в восстановленных (буфер углерод-вода) условиях в присутствии флюида, обогащенного Н20 (см. Mitchell and Bergman, 1991). По содержанию Si02 породы варьируют от улътраосновных-основных (оливиновые лампроиты) до средних (лейцитовые лампроиты). На данный момент разработаны минералого-геохимические критерии отличия лампроитов от других, близких к ним пород. Агпаитовый ультракалиевый характер лампроитов накладывает свой отпечаток на химизм минералов. Для пород этого семейства характерно присутствие титанистых флогопита и тетраферрифлогопита. K-Ti-рихтерита, высокожелезистых лейцита и санидина, .малоглиноземистого диопсида, К-Ва-титанатов (прайдерит, джеппеит) и K-(Zr,Ti)-aum<aTOB (вадеит, делиит, щербаковит). Запрещенными минералами для них являются нефелин, кальсилит, мелилит, Na-Ca полевые шпаты, монтичеллит, Ti-Zr-гранаты и высокоглиноземистый авгит (Mitchell, 1985; Bergman, 1987; Mitchell and Bergman, 1991). Примечательно, что детальные минералого-геохимические исследования некоторых "аномальных" алмаз-содержащих кимберлитов позволили отнести их в семейство лампроитов (Прери Крик, США; Маджагаван, Индия; Боби, Кот-д'Ивуар; Капамба, Замбия).
Одновременно с минералого-геохимическими исследованиями началось термобарогсохимичсское изучение лампроитов. За последние два десятилетия были получены данные по физико-химическим условиям кристаллизации лампроитов Зап. Австралии, США и ЮВ Испании (V.Sobolev et al„ 1975; А.Соболев и др., 1985; A.Sobolev et al„ 1989; Соловова и др., 1988, 1989; Богатиков и др., 1991; Mitchell, 1991; 111а-рыгин, 1991; Шарыгин и Базарова, 1991; Шарыгин и Владыкин, 1994; Salvioli-Mariani and Venturelli, 1993, 1996; Шарыгин, 1997). Данная работа является обобщением результатов термобарогеохимических исследований лампроитов разного состава, полученных автором за 8 лет.
Основная цель работы состояла в выявлении физико-химических условий кристаллизации лампроитов разных проявлений (Зап. Кимберли, Лейцит Хиллс, Смоки Бьютт, ЮВ Испания) по расплавным включениям в минералах. Задачи:
1. Оценить РТ-условия кристаллизации лампроитов, определить состав расплава и флюида на ранних этапах кристаллизации. По химическому составу прогретых и непрогретых стекол включений в разных минералах выявить эволюцию исходного расплава при формировании лампроитов.
2. На основании изучения включений расплава выявить сходство и различия между классическими лампроитами различных петрографических типов.
3. Сопоставить полученные результаты по лампроитам с термобаро-геохимическими данными по другим калиевым породам.
Основные защищаемые поло/Кении:
1. Кристаллизация лампроитов начиналась с образования фенокристов оливина при Т>1200°С и Р=4-6 кб. Образование минералов в основной массе лампроитов происходило в приповерхностных условиях при 950-1100°С.
2. В процессе формирования большинства лампроитов эволюция исходного расплава имела агпаитовый характер и была направлена в сторон}' постепенного обеднения А1203, CaO, MgO, Р20з и обогащения Si02, FeO, ВаО, ТЮ2, Zr02, щелочами.
3. Для некоторых типов лампроитов ЮВ Испании (фортуниты, вериты и др.), которые пространственно и по времени совмещены с известково-щелочными породами и шошонитами, эволюция расплава имела
миаскитовый характер и была направлена в сторону обогащения 8Ю2, А1203, щелочами и обеднення ВаО, ТЮ:, что может быть объяснено как результат смешения лампроитовой и шошонит/дацитовой магм.
Методы исследования: Для изучения включений в минералах использовались традиционные и новые методы термобарогеохимии (термометрия, рентгеноспектральный анализ, КР-спектроскопия). Пластинки пород (толщина 50-100 мкм), полированные с двух сторон, применялись для выявления включений под микроскопом в проходящем и отраженном свете.
Высокотемпературная (до 1600°С) микротермокамера с силито-вым нагревателем (Михайлов и Шацкий, 1975) применялась для фиксации момента гомогенизации включений расплава, а также для подготовки раскристаллизованных включений для микрозондового анализа. Для определения температур гомогенизации использовались включения размером менее 10 мкм.
Химический состав прогретых, исходных и остаточных стекол, а также кристаллических фаз включений определялся на микрозонде САМЕВАХ (ОИГТМ СО РАН, Новосибирск). Размер электронного пучка составлял менее 3 мкм. Для этого отбирались достаточно крупные включении расплава (>15-20 мкм), предварительно выведенные на поверхность, чтобы исключить захват минерала-хозяина. Раскристал-лизованные включения расплава специально подготавливались для микрозондового анализа. Сначала они прогревались до температур близких к температурам гомогенизации включений, а затем закаливались посредством резкого сброса температуры.
Определение состава флюидных включений и газовых пузырей рас плавных включений производилось на КР-спектрометре ЯАМАЖЖ и-1000 (фирма ЮВШ УУОЫ, Франция) в ОИГГМ СО РАН. Рамановская спектроскопия дает возможность полуколичественного анализа следующих летучих компонентов, присутствующих в газовых пузырях включений: СОт, Ы2> Н25, СН4 и тяжелые углеводороды. Возможности определения Н20 этим методом крайне ограничены. Для рамановских исследований подбирались близповерхностные включения размером более 20-30 мкм.
Научная новизна: По включениям расплава в минералах выявлены РТ-параметры и агпаитовый характер эволюции расплавов, исходных для лампроитов разных регионов. Выявлены также различия
по составу стекол включений для лампроитов разных регионов. В частности, некоторые разновидности пород ЮВ Испании существенно отличаются по составу стекол включений от лампроитов других проявлений. Они обогащены 5102, А1203, щелочами и обеднены ВаО, ТЮ2, и имеют низкий коэффициент агпаитности (<1). В целом, химические особенности стекол и кристаллических фаз включений расплава, захваченных минералами исследованных лампроитов, и эволюция их состава от более ранних к более поздним минералам могут быть использованы гак дополнительные признаки различия между лампроитами и другими калиевыми породами (особенно, К-базальтои-дами), близкими к лампроитам по химическому и модальному составу.
В качестве дочерней фазы во включениях расплава в ранних минералах некоторых лампроитов был обнаружен кальсилит, который ранее рассматривался как запрещенный минерал для лампроитов. Выявлены особенности его химического состава и отличия от кальсилита других калиевых пород (камафугитов, К-базальтоидов). Впервые описаны сульфидные включения в ранних минералах лампроитов Смоки Бьютт и Фортуны. Их отличительной особенностью является высоконикелевый состав предполагаемого моносульфидного твердого раствора.
Работа выполнена в соответствии с планом научно-исследовательских работ лаборатории "Термобарогеохимии" ИМП ОИГТиМ СО РАН.
Основные результаты исследований докладывались на Международном вулканологическом конгрессе (Майнц, ФРГ, 1990), на Международной конференции по активным вулканам и рисковым явлениям (Неаполь, Италия, 1991), на шестой Международной кимбер-литовой конференции (Новосибирск, 1995), на конференции РФФИ "Геодинамика и эволюция Земли" (Новосибирск, 1996).
По теме диссертации опубликовано более 18 работ и тезисов докладов.
Работа выполнена под научным руководством кандидата геолого-минералогических наук Л.И.Паниной, которой была осуществлена постановка актуальных задач настоящей работы и даны ценные советы по использованию полученных данных при их предварительном обсужден™. Автор благодарен академику Н.В.Соболеву (Институт минералогии и петрографии СО РАН, Новосибирск), профессору
Р.Х.Митчеллу (Лейкхедский университет, Тандер Бэй, Канада), к.г.-м.н. Н.В.Владьшшу (Институт геохимии СО РАН, Иркутск) за предоставление образцов лампроитов. Автор также признателен Л.Н.Поспеловой, Т.Ю.Базаровой, А.А.Томиленко, И.В.Моториной. В.А.Симонову, В.П.Чупину, Л.М.Усольцевой, Д.А.Кузьмину, С.З.См1фнову, О.М.Рубановой, Н.В.Бобровой, Л.А.Егоровой, Л.А.Шохоновой за помощь в проведении исследований и подготовке работы.
Глава 1. КРАТКАЯ МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЛАМПРОИТОВ РАЗНЫХ РЕГИОНОВ.
Для термобаро геохимических исследований были использованы образцы лампроитов с известных проявлений мира: провинция Зап. Кимберли, Зап. Австралия; Лейцит Хиллс, Вайоминг, США; Смоки Бьютт, Монтана, США; провинция Мурсия-Алмерия, ЮВ Испания. Возраст их варьирует от 1 до 27 млн.лет (Табл.1). В петрографическом плане состав исследованных пород варьирует от оливиновых до флогопит-лейцитовых и флогопит-санидиновых лампроитов. Некоторые разновидности в том или ином количестве содержат стекло (вериты ЮВ Испании, вайомингиты Лейцит Хиллс, лампроиты Смоки Бьютт). Большинство пород имеет порфировый и микропорфировый облик за счет фенокристов оливина, флогопита и других минералов. Минеральный состав изученных лампроитов представлен в Таблице 1. Более подробное минералого-петрографическое описание некоторых пород рассматривается в более ранних работах (V.Sobolev et al., 1975; Kitehner et al., 1981; Venturelli et al., 1984; Jaques et al., 1986; Mitchell et al., 1987; Шарыгин, 1991; Шарыгин и Владыкин, 1994).
Исходя из взаимоотношений основных породообразующих минералов в лампроитах разного петрографического состава можно предположить следующий общий порядок их кристаллизации: хромит, оливин, ортопироксен -> армалколит, фенокристальный флогопит, апатит, клинопироксен. лейцит, перовскит -> прайдерит, пойкилитовый флогопит -> санидин, К-рихтсрит. ильменит -> стекло.
Проявление Эн Ол Фл ДИ Лц Рихт Сан Ал Хр Пер Прд Илм Арм Стекло Возраст
Ол лампроит тр.Э-11 Зап.Австралия ± Ф мф/ом ом ом ± ом ф/ом ом ом ± 21.5-22 млн.л. ^ас/иеэ et а/., 1986
Фл-Лц лампроит жерло 81 мили Зап.Австралия ± ф/ом ом мф/ом ± мф/ом ± ± ом
Фл-Ди-Лц лампроит Волжиди Хиллс Зап.Австралия ± ф/ом ф/ом мф/ом ± ом ом ом ом ± 17.8 млн.л. кадиев еГ а/., 1986
Вайомингит Лейцит Хиллс, США ± ф/ом ф/ом мф/ом ± + мф/ом ± - ом • ом 1.1-1.25 млн.л. Вегдтап, 1987
Ол орендит Лейцит Хиллс, США Ф ф/ом ом ом ом ом ом ± ом ■ ±
Ол-Арм-Фл-Лц гиалолампроит Смоки Бьютт, США Ф ф/ом ом ом + ом ± + ом ом 27 млнл. МЯсЛе//еГ а/., 1987
Арм-Фл-Ди-Сан лампроит Смоки Бьютт, США ± ф/ом мф/ом мф/ом ом ом ом + ом ±
Юмиллит ЮВ Испания - Ф мф/ом ф/ом ом ом + ом + - + + ± ± 7.2-8.6 млн-л. Л/о£>е^ а!., 1981
Верит ЮВ Испания ± Ф ф/ом мф/ом - - ом ом + - ом ом
Фортун ИТ ЮВ Испания Ф + ф/ом ом - - ом ом ± ом ±
Ол-Фл-Сан-Ди лампроит ЮВ Испания Ф ф/ом ом ом ом + ом
ф - фенокрист, мф - микрофенокрист, ом - минерал основной массы породы, + - присутствует в малых количествах, ± - следы, - - отсутствует.
Эн - энстатит, Ол - оливин, Фл - флогопит, Ди - диопсид, Лц - лейцит/псевдолейцит, Рихт - К-рихтерит, Ал - апатит, Хр - хромит, Сан - санидин, Пер - перовскит, Прд - прайдерит, Илм - ильменит, Арм - армалколит ± псевдобрукит.
Глава 2. ХАРАКТЕРИСТИКА И ТЕМПЕРАТУРЫ ГОМОГЕНИЗАЦИИ ВКЛЮЧЕНИЙ РАСПЛАВА В МИНЕРАЛАХ ЛАМПРОИТОВ.
ЗАПАДНЫЙ КИМБЕРЛИ, ЗАПАДНАЯ АВСТРАЛИЯ. Олпшшопыс ламнроиты, трубка Элленденл-11.
Магматические включения были обнаружены только в оливине-2, а также в узкой (около 100 мкм) краевой зоне оливина-1. В основном они образуют густую сеть связанных между собой вакуолей. Изолированные расплавные и флюидные включения встречаются достаточно редко. Их размеры варьируют от 5 до 20 мкм, иногда до 50 мкм. Фазовый состав изолированных включений расплава следующий: стекло + высокоплотный флюид + дочерние/ксеногенные фазы (флогопит, ортопироксен, кальсилит и др. минералы). Температуры гомогенизации включении расплава составляют 970-1050°С. Поликристаллические включения, состоящие из хромита и ортопироксена, или их комбинация с некоторым количеством стекла или флюида наиболее характерны для оливина-2. Все упомянутые выше типы включений (расплавные, флюидные и комбинированные) рассматриваются как первичные по происхождению (.-I.Соболев и др., 1986; Богатиков и др., 1991). Однако некоторые из них вполне возможно являются вторичными (Шарыгин, 1991). Подобные включения расплава были также обнаружены в оливине-2 оливиновых лампроитов из трубок Э-7, 9 (Л.БоЬо1е\> е! а!., 1989) и Прери Крик (Соловова и др., 1989).
Явно вторичные флюидные и расплавные (стекло + малоплотный флюид ± бесцветная дочерняя фаза) включения также встречаются в оливине-2 из пород трубки Эллендейл-11. Они преимущественно приурочены к залеченным микротрещинкам. Тгом вторичных расплавных включений составляют 950-1010°С.
Флогопит-лсйцитовые ла.мпроиты, жерло 81 мили (тр. Э-5).
Первичные включения расплава были обнаружены в фенокристах и мнкрофенокристах флогопита и апатита (Шарыгин, 1991). Размеры включений составляют 1-5 мкм, реже 10-20 мкм.
Во флогопите включения расплава располагаются в центральных зонах фенокристов. Фазовый состав: стекло + газ, редко присутствуют прозрачные кристаллические фазы (апатит и диопсид). При нагре-
вании подплавлешк стекла начинается при 800-900°С. Температуры гомогенизации составляют 1130-1200°С.
В апатите включения расплава присутствуют поодиночке или группами. Их фазовый состав - стекло + газ, очень редко присутствует днопсид как дочерняя фаза. Гомогенизировать включения не удалось из-за их разгерметизации при высоких температурах, но уменьшение газового пузыря фиксировалось до 1130-1150°С.
Флогопн т-диопсид-лейцитовые лампронты, массив Волжпди Хиллс.
Первичные и вторичные включения расплава обнаружены только в диопсиде (Шарыгии и Владыкин, 1994). Их размеры составляют 1-5, реже 10-15 мкм.
Первичные включения расплава располагаются либо поодиночке в центральных зонах мелких зерен диопсида, либо совместно с кристаллитами лейцита фиксируют зоны роста в крупных зернах. Для них наиболее обычен следующий фазовый состав: тонкораскристаллизо-ваннос стекло + газ ± флогопит, реже - неизмененное стекло + флогопит + прайдерит + газ. Некоторые включения иногда содержат бесцветные кристаллические фазы (К-Al фаза - калишпат или кальсилит ?).
Вторичные включения расплава приурочены преимущественно к залеченным трещинкам и располагаются в виде трассирующих цепочек. Их фазовый состав: стекло + газ.
При нагревании первичных включений первые признаки подплавления тонкораскристаллизованного стекла появляются при 700-720°С. При 800-850°С включения имеют следующий фазовый состав: расплав + слюда + газ. Флогопит плавится при 1050-1095°С. Гомогенизация первичных включений происходит в расплав при 1190-1220°С, вторичных включений - при 1140-1150°С.
ЛЕЙЦИТ ХИЛЛС, ВАЙОМИНГ, США.
Ваномингиты (флогопит-диопсид-ленцнтовые лампронты).
Включения расплава обнаружены в главных породообразующих минералах вайомингитов из разных тел Лейцит Хиллс (Emmons Mesa, Steamboat, Spring Butte, Zirkel Mesa). Размеры включений составляют 520 мкм, реже 0,5-3 мкм.
Во вкрапленниках флогопита присутствуют расплавные и флюидные включения. Первичные включения расплава располагаются либо поодиночке либо совместно с флюидными включениями декорируют зоны роста фенокристов. Фазовый состав - стекло + газ ± дочерние/ксеногенные прозрачные фазы ± рудный. Прозрачные фазы представлены апатитом, диопсидом, оливином, баритом и кальсилитом, иногда лейцитом и санидином. В некоторых включениях газовый пузырек иногда частично заполнен солями. Гомогенизация включений расплава происходит при 1240-1270°С (У.ЗоЬоку е! а!., 1975, Шарыгин и Базарова, 1991). По новым данным автора перв!гчные расплавные включения из центральных зон гомогенизируются при 1190-1220°С, а из краевых зон - при 1080-1130°С.
Мнимовторичные включения расплава приурочены к залеченным трещинкам в минерале, располагаются в виде трассирующих цепочек. Фазовый состав: стекло + газ. Гомогенизация их происходит в расплав при 1040-1100°С (У.БоЬоку е! а!., 1975). В виде одиночных кристаллитов или сростков во вкрапленниках флогопита обнаружены оливин, апатит, барит, хромит.
Для апатита характерны первичные включения расплава и располагаются они в центральных зонах по удлинению кристаллов минерала-хозяина. Фазовый состав: стекло + газ ± прозрачные кристаллические фазы + рудный. Стекло иногда девитрифицировано. Прозрачные фазы представлены диопсидом, баритом и др. Согласно проведенным ранее исследованиям, температуры гомогенизации включений расплава в апатите составляют выше 1150°С, причем барит плавится при 750-800°С (Шарыгин и Базарова, 1991). По новым данным автора включения в апатите гомогенизируются при 1170-1190°С.
В диопсиде первичные включения расплава приурочены, как правило, к центральным зонам. Фазовый состав: стекло + газ + санидин. Гомогенизация осуществляется в расплав при 1220-1270°С, причем санидин плавится при 1000-1020°С. Для пироксена характерно также присутствие кристаллитов лейцита и апатита.
В лейците присутствуют первичные расплавные и флюидные включения. Располагаются они совместно, чаще всего "венчиком" по зонам роста или в шахматном порядке (У.БоЬо1еу а а!., 1975). Расплавные включения обычно однофазовые (зеленоватое стекло), иногда присутствует газовый пузырек, а в крупных включениях очень редко
встречаются барит и халькопирит (Mitchell, 1991). В некоторых расплавных включениях газовый пузырь частично или полностью заполнен солевыми фазами (оптическими методами фиксируется присутствие двух фаз). Гомогенизация расплавных включений в лейците происходит при 1150-1250°С (V.Sobolev et al., 1975), по новым данным автора - при 1135-1150°С. Кристаллиты диопсида иногда присутствуют в лейците.
Олнвиновые оренднты (флогопит-оливин-санидин-лейцитовые лампроиты).
Включения расплава были обнаружены в некоторых минералах из пород North Table Mountain. Размеры включений составляют 10-15, реже 0,5-3 мкм.
В крупных фенокристах оливина пока выявлены только вторичные включения расплава. Располагаются они в виде трассирующих цепочек по залеченным трещинкам в минерале-хозяине. Фазовый состав: стекло + газ ± прозрачные дочерние фазы ± рудный. Гомогенизация включений происходит при 1010-1100°С, причем некоторые прозрачные фазы плавятся при 1020°С.
Во флогопите первичные включения расплава присутствуют как правило в центральных зонах фенокристов. Включения обычно частично раскристаллизованы: стекло + дочерние фазы + газ. В газовом пузырьке иногда видны солевые фазы. Гомогенизация включений происходит при 1190-1220°С.
В пойкилитовом санидине первичные включения расплава в основном располагаются группами, декорируя зоны роста на периферии, очень редко - в центральных зонах кристаллов. Их фазовый состав -зеленоватое стекло + газ. Гомогенизация включений из центральных зон санидина происходит при 1040-1050°С, а на периферии кристаллов -при 990-1025°С. Редкие расплавные включения (стекло + газ) были выявлены также в пойкилитовом К-рихтерите.
В кристаллитах диопсида (50-100 мкм) в санидине обнаружены редкие первичные включения расплава (стекло + газ). Тгом = 1180-1210°С.
СМОКИ БЬЮТТ, МОНТАНА, США.
Расплавные включения присутствуют в минералах двух основных разновидностей пород: в оливин-содержащих гиалолампроитах (главным образом, в оливине и анальциме) и голокристаллических сани-диновых лампроитах (в апатите, флогопите, диопсиде и армалколите). Размер включений варьирует от 1 до 30 мкм.
Стекловатые оливнн-флогопнтовые лампроиты
Первшные включения расплава в значительных количествах обнаружены только в оливинах обеих генераций (оливин-1 - размеры более 5 мм, оливин-2 - менее 1 мм). В резорбнрованном оливине-1 включения располагаются поодиночке, иногда совместно с глобулями Fe-Ni-сульфидов и кристаллитами хромита, и, в основном, в периферийных зонах. В микрофенокристах оливина-2 либо несколько крупных вктючений (до 20 мкм) присутствуют в центре либо мелкие (1-5 мкм) вктючения фиксируют зоны роста минерала-хозяина. Фазовый состав включений расплава в оливинах обеих генераций следующий: стекло + армалколит ± прозрачные дочерние фазы ± прайдерит + газ. Прозрачные фазы представлены апатитом и диопсидом. В некоторых крупных включениях газовый пузырек частично или полностью заполнен солями (карбонаты).
При нагревании включений в оливине исчезновение солевых фаз (в случае их присутствия) происходит при 900-950°С. Бесцветные кристаллические фазы (апатит и диопсид) плавятся при 1160-1180°С. К сожаленью, из-за обильного потемнения матрицы нам не удалось гомогенизировать включения в оливинах. Максимальные температуры прогрева, при которых был еще возможен визуальный контроль, составляли 1230-1250°С. Фазовый состав включений к этому моменту был следующим: силикатный расплав + армалколит + флюид.
В анальциме включения расплава являются унаследованными от лейцита. Приурочены они, в основном, к центральным зонам анальцима, располагаясь в шахматном порядке, подобно включениям расплава в лейците из вайомингитов Лейцит Хиллс и оливин-лейцито-вых лампроитов Оскар Плаг (V.Sobolev et al., 1975; Mitchell, 1991). Включения, как правило, однофазные и представлены однородным (или тонкораскристаллизованным) стеклом. Иногда в качестве ксеногенных фаз присутствуют армалколит и диопсид.
Раскристаллизованные саннднновые лампроиты
Во флогопите включения расплава располагаются, в основном, в периферийной зоне, иногда совместно с кристаллитами армалколита и апатита. Фазовый состав: стекло + газ ± дочерние фазы. В газовом пузыре всегда в разных количествах присутствуют солевые фазы. Кристаллические фазы в стекле представлены, главным образом, диопсидом, реже рудным минералом (армалколит ?) и санидином.
Гомогенизация большинства расплавных включений в зональных флогопитах происходит при 1100-1210°С. Редкие включения, приуроченные к самым краевым зонам флогопита, имеют температуры гомогенизации 1085°С. При нагревании включений исчезновение солевых фаз в газовом пузыре происходит при 900-950°С. Диопсид плавится при 1150°С, а рудный минерал (армалколит ?) - при 1190°С.
В апатите включения расплава располагаются поодиночке или группами вдоль удлинения. Фазовый состав различен: девигрифици-рованное стекло + газ, бесцветное стекло + газ ± прозрачные кристаллические фазы, представленные диопсидом и санидином (?), реже слюдой. При нагревании стекло начинает подплавляться при 900-950°С. Бесцветные фазы исчезают при 1120°С (санидин ?) и 1190°С (диопсид). Гомогенизация происходит в расплав при 1220°С.
В диопсиде присутствуют редкие расплавные включения. Фазовый состав: стекло + газ ± кристаллические фазы, представленные бесцветными минералами (санидин ? и др.), очень редко рудным (армалколит ?). Газовый пузырек, как правило, содержит солевые фазы. Тгом включений расплава составляет 1160-1205°С. Плавление рудного минерала происходит при 1170°С.
В армалколите редкие включения расплава были выявлены под микроскопом в отраженном свете. Их вероятный состав: стекло + газ.
ПРОВИНЦИЯ МУРСИЯ-АЛМЕРИЯ, ЮГО-ВОСТОЧНАЯ ИСПАНИЯ.
Термобарогеохимические данные для разных петрографических типов лампроитов ЮВ Испании пока фрагментарны и наиболее полно изучены лишь канкалиты, отчасти юмиллигы и вериты (Соловова и др., 1988; Богатиков и др., 1991; Salvioli-Mariani and Venturelli, 1993, 1996). Включения расплава были выявлены автором в минералах вери-тов, голокристаллических юмиллитов, фортунитов и оливин-флогопиг-санидиновых лампроитов.
Олпвин-флогопнт-санидиновые лампроиты, Пуэбла де Мула.
Первичные включения расплава обнаружены в фенокристах оливина и зернах диопсида из основной массы породы, очень редко присутствуют в фенокристах флогопита.
Во вкрапленниках оливина включения располагаются либо поодиночке в центральных зонах либо группами на периферии (размеры - 5-20 мкм). Фазовый состав: стекло + газ ± кристаллические фазы, представленные диопсидом и флогопитом, реже апатитом, рудным (Сг-шпинель ?) и лейцитом (?). Лишь несколько включений в центре фено-кристов оливина удалось гомогенизировать при 1350°С, причем диопсид плавился в интервале температур 1170-1235°С. Большинство экпери-ментов оказались неудачными из-за обильного потемнения матрицы при Т>1260°С.
В диопсиде включения располагаются группами вдоль удлиннения (размеры - 0.1-2 мкм). Их фазовый состав - стекло + газ, ТГОм=1150-1215°С.
Вериты (оливин-флогопитовые гиалолампроиты), Вера.
Первичные включения расплава присутствуют в основном во вкрапленниках оливина, очень редко в других минералах (Соловова и др., 1988; Богатиков и др., 1991). В оливине включения располагаются по одиночке в центральных зонах либо декорируют зоны роста минерала-хозяина. Размеры 5-20 мкм, иногда до 50 мкм. Фазовый состав - стекло + газ ± дочерние фазы, представленные диопсидом и апатитом. Для оливина характерно также присутствие кристаллитов Сг-шпинели. Температуры гомогенизации включений расплава в оливине составляют более 1200°С. Согласно данным других авторов (Соловова и др., 1988; Богатиков и др., 1991) расплавные включения в оливине и кальците содержат двухфазный флюид (НгО«^^ + газ).
Фортуниты (энстатнт-флогопит-саниднновые лампроиты), Фортуна.
Включения присутствуют в основном в фенокристах ортопирок-сена, очень редко - во вкрапленниках флогопита. Размеры включений -5-30 мкм.
Первичные включения расплава в энстатите располагаются по зонам роста минерала-хозяина, иногда совместно с глобулями Ее-№-
сульфидов. Фазовый состав - стекло + газ + дочерние фазы, представленные диопсидом, апатитом, флогопитом, иногда Fe-Ni-сульфидом (по-видимому, ксеногенная фаза). Тгом составляют 1350°С, одна из прозрачных фаз (диопсид ?) плавится при 1150-1205°С. Для энстатита также характерно присутствие вторичных флюидных и расплавных (стекло + газ) включений, располагающихся в виде трассирующих цепочек.
Одиночные первичные включения расплава также встречаются и в фенокристах флогопита. Их фазовый состав: стекло + газ ± дочерняя фаза (апатит или диопсид). Газовый пузырек часто гетерогенен. ТГ0М=1185°С. Иногда во флогопите встречаются одиночные глобули Fe-Ni-сульфидов и кристаллиты AI-шпинели. В кристаллитах А1-шпинели крайне редко также присутствуют включения расплава (стекло + газ), их Тгом составляют 1210-1240°С (Табл.2).
Юмиллиты (оливин-флогопит-лейцитовые лампронты), Юмилла.
В голокристаллическом юмиллиге включения расплава были обнаружены в оливине, апатите и диопсиде. Их размеры - 5-20 мкм.
В оливине первичные включения расплава располагаются на периферии зерен. Фазовый состав - стекло + газ + кристаллические фазы, представленные апатитом, диопсидом, санидином, флогопитом и рудным минералом (Cr-шпинель). Отдельные кристаллиты Сг-шпинели также присутствуют в оливине. Также характерны вторичные флюидные и расплавные (стекло + газ) включения, образующие трассирующие цепочки в минерале-хозяине.
В апатите первичные включения расплава (стекло + газ) располагаются по удлинению зерен. Ранее в апатите одного из образцов юмиллига были обнаружены включения, имеющие следующий фазовый состав: стекло + оливин + флогопит + газ (Wagner and Velde, 1986).
Диопсид характеризуется обильным присутствием кристаллитов апатита и свежего лейцита, которые декорируют зоны роста минерала, причем лейцит располагается в периферийных зонах, а апатит - в центральных и срединных зонах. Реже встречаются кристаллиты Сг-шпинели и включения расплава. Фазовый состав последних: тонкорас-кристаллизованное стекло + газ ± флогопит.
Термометрическое изучение включений в минералах юмиллига автором не проводилось. Согласно Salvioli-Mariani and Venturelli (1993; 1996), Тгом первичных включений в минералах юмиллига следующие: в
оливине - более 1200°С, в апатите - 1170°С, в диопсиде - 1100-1150°С, в санидине - 830-1055°С.
ТЕРМОМЕТРИЯ ВКЛЮЧЕНИЙ
В Таблице 2 представлены данные по температурам гомогенизации включений расплава в минералах лампроитов. Первичные включения в оливине-2 оливиновых лампроитов поля Эллендейл гомогенизируются при 950-11()()°С (А.Соболев и др., 1985; A.Sobolev et al., 1989; Богатиков и др., 1991; Шарыгин, ¡991). Эти данные хорошо согласуются с расчетами по двупироксеновому геотермометру (A.Sobolev et al., 1989). Температуры гомогенизации первичных включений расплава в фенокристах оливина из оливиновых лампроитов Прери Крик составляют 1050-1100°С (Соловова и др., 1989). В целом, по Тгом включения расплава в оливинах оливиновых лампроитов близки вторичным включениям в оливине орендита Лейцит Хиллс (1010-1100°С) и существенно отличаются от первичных включений в оливине (>1250°С) лампроитов Смоки Бьютт и Испании. Первичные включения в наиболее ранних минералах лейцитовых и санидиновых лампроитов Западной Австралии, Лейцит Хиллс и других проявлений гомогенизируются при 1130-1250°С, а в более поздних минералах при Т<1100°С. Температуры гомогенизации некоторых включений расплава в минералах, в частности в оливине-1 оливинового лампроита тр.Э-11 (Богатиков и др., 1991) и во флогопите вайомингига (V.Sobolev et al., 1975; Шарыгин и Базарова, 1991), возможно завышены. Это может быть связано с частичной разгерметизацией включений в процессе нагревания.
Криометрические и термометрические исследования флюидных и расплавных включений дали возможность реконструировать РТ условия начальной кристаллизации для лампроитов Зап.Кимберли, Прери Крик и ЮВ Испании. Минимальные температуры и давления были следующими: 950-1100°С и >5-6 кбар для оливиновых лампроитов Зап.Австралии (A.Sobolev et al., 1989); >>1050°С и >4 кбар для оливиновых лампроитов Прери Крик (Соловова и др., 1989): >1170-1250°С и >4-5 кбар для лампроитов ЮВ Испании (Соловова и др., 1988; Богатиков и др., 1991). Фугитивность кислорода на стадии кристаллизации оливина в лампроитах этих проявлений примерно соответствовала буферу фаялит-магнетит-кварц (A.Sobolev et al., 1989; Богатиков и др., 1991; Venturelli et al., 1991).
Проявление Порода Матр. Включения расплава Литература
тип Тгош
Зап.Кимберли Зап.Аестралия Ол лампроит тр.Э-11 Ол-1 Ол-2 Ол-2 первичные первичные вторичные 1170-1210 950-1050 950-1010 Богатиков и др., 1991 A.Sobolev el al, 1989 А. Соболев и dp, 1985 Шарыгин, 1991 .. оригинал
Ол лампроит тр.Э-7,9 Ол-2 первичные 995-1100 A.Sobolev et al, 1989
Фл-Лц лампр. жерло 81 мили Фл Ап первичные первичные 1130-1200 1170 Шарыгин. 1991
Лц-Ди-Ол лам. MLCedric Ол-2 Ди первичные первичные 1095-1100 1025-1045 A Sobolev el al, 1989
Фл-Ди-Лц лам. тр. Э-26 Ап первичные 1070-1090 Богатиков и dp , 1991
Фл-Ди-Лц лам. Walgidee Hills Ди Д* первичные вторичные 1190-1220 1140-1150 Шарыгин и Владыкин, 1994
Прери Крик Арканзас, США Ол лампроит Ол-2 первичные 1050-1100 Соловова и др., 1989
ЛейцитХиллс Вайоминг США вайомингит Emmons Mesa Фл Фл Ап Лц Ди первичные вторичные первичные первичные первичные 1240-1280 1040-1100 >1150 1150-1250 1220-1270 V.Sobolev et al, 1975 Шарыгин и Базаров а. 1991
вайомингит Steamboat Фл Ап Лц первичные первичные первичные 1080-1220 1170-1190 1135-1150 оригинал
Ол орендит North Table Mountain Ол Фл Ди Сан вторичные первичные первичные первичные 1010-1100 1190-1220 1180-1210 990-1050
Смоки Бьютт Монтана США Ол-Арм-Фл-Лц гиаполампроит ОЛ-2 первичные >1250
Арм-Фл-Ди-Сан лампроит Ап Фл Ди первичные первичные первичные 1220 1085-1210 1160-1205
Мурсия-Алмерия ЮВ Испания верит Vera Ол первичные »1200
юмиллит Jumilla Ол Ап Ди Сан первичные первичные первичные первичные >1200 1170 1100-1150 830-1055 Salvioh-Manani and VentureIII, 1996. ■ ;
канкалит Cancarix Ол Ди Ап Сан Рихт первичные первичные первичные первичные первичные >1200 1170-1195 1020-1200 1070-1200 990-1150
Ол-Фл-Сан-Ди лампроит РиеЫа de Mula Ол Ди первичные первичные 1350 1150-1215 оригинал
фортунит Fortune Эн Al-Шп фл первичные первичные первичные 1350 1210-1240 1185
- температура гомогенизации включении.
Глава 3. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ СТЕКОЛ ВКЛЮЧЕНИЙ РАСПЛАВА
Следует отметить, что состав стекол включений (гомогенизированных и исходных непрогретых) можно интерпретировать как состав расплава, оставшийся после образования конкретного минерала-хозяина (1\oedder, 1984). По составу стекол гомогенизированных включений, стекол исходных стекловатых и раскристаллизованных включений в ранних и поздних минералах можно проследить эволюцию расплава в процессе кристаллизации породы. В тех случаях, когда процессы дифференциации при формировании лампроиговых тел были слабо проявлены, состав породы можно условно рассматривать как состав исходного расплава. Рассматривая включения расплава в минералах, мы исходим из предположения, что их состав геохимически полностью соответствует составу расплава, из которого минералы кристаллизовались. Согласно данным А.Соболева (1997), включения размером более 40-50 мкм в диаметре нечувствительны к эффекту захвата пограничного слоя и представляют состав кристаллизующего расплава в пределах точности аналитических методов. Это было доказано по отсутствию существенных различий в составах включений расплава в субфенокрис-таллах оливина и закалочного стекла образцов пород разного состава.
ЗАПАДНАЯ АВСТРАЛИЯ
Оливиновые лампроитм
Согласно микрозондовому анализу, стекла гомогенизированных и исходных включений в фенокристах оливина оливинового лампроига тр.Э-11 существенно отличаются по химическому составу от пород по содержанию N^0, ТЮ2, ВаО, гЮ2, щелочей (А.Соболев и др., 1985; Шарыгин, 1991) и за исключением низких концентраций БЮ2 и Иа20 соответствуют оливин-лейцитовым лампроитам (Рис.1). Остаточные стекла раскристаллизованных включений сильно обогащены ТЮ2 (до 11.1 мас.%), ВаО (до 5.5 мас.%), 1х02 (до 0.75 мас.%), Е (до 1 мас.%), С1 (до 0.4 мас.%) и обеднены А12Оэ (до 0.8 мас.%), имеют низкие концентрации БЮг (43-44 мас.%) и самый высокий коэффициент агпаитности (> 20, Табл.3). Однако стекла некоторых исходных включений в оливине-2 сильно отличаются по составу от приведенных
Порода Мат- Фазовый состав п s¡o2 ТЮ2 Zr02 Al203 FeOT MnO MgO CaO Na20 K20 BaO SrO P205 F CI S03 Сумма Na+K/A
Проявлен. рица включений
Ол лам. порода 1 42,50 2,39 0,09 3,50 7,77 0,12 25,70 4,77 0,53 2,21 1,36 0,11 1,35 0,45 0,01 0,03 98,92 0,94
трЭ-11 Ол-1 С+г 1 46,45 6,07 4,16 9,96 3,89 3,03 4,23 13,53 2,53 0,11 0,68 94,56 5,15
Ол-1 С+Фл+г 1 43,03 4,76 1.30 8,81 9,82 3,83 2,42 15,30 3,51 0,06 1,51 94.56 15,46
Ол-2 С+Кс+рд+г 1 43,71 10,54 1.11 6,64 0,11 4,05 5,89 3,52 9,90 4,53 0,13 1,09 91,20 14,64
Ол-2 С+Кс+Ап+рд+г 1 43,79 11,45 0,74 0,63 8,00 0,10 4,12 4,86 4,23 11,08 5,97 0,36 0,90 1,01 0,43 97,67 31,00
Ол-; С+кф+г 1 64,31 0,54 0,03 7,83 3,05 5,01 3,42 1,20 12,26 0,71 - 0,12 0,61 0,11 0,09 99,29 1,95
Ол-2 С+кф+г 1 46,13 6,09 0,51 4,04 10,19 6,16 1,94 3,20 10,97 4,41 0,45 2,58 0,90 97,57 4,33
Ол-2 С+Эн+Рихт+кф+г 1 62,06 1,57 0,18 10,11 3,61 4,12 0,24 0,18 2,61 0,50 0,18 1,45 0,02 86,83 0,30
Ол-2 С+кф+г (ТГОЫ=950°С) 1 44,70 6,20 0,41 4,50 8,90 8,00 4,21 2,41 10,50 3,25 0,43 2,13 1,43 97,09 3,41
Ол лам. порода 1 40,43 3,31 0,11 4,48 8,21 0,14 21,60 5,67 0,60 4,95 3,09 0,15 1.60 0.54 0,01 0,02 99,20 1,41
тр.Э-9 ол-; С^ (ТГОМ=1045-995°С) 3 44,33 5,65 0,35 5,55 7,22 8,74 5,38 2,68 11,41 3,34 0,23 1,86 1,08 97,82 3,05
Фл-Лц порода 1 52,15 6,15 0,25 6,58 5,56 0,08 8,35 2,51 0,39 9,66 1,21 0,21 1,47 0,51 0,01 0,10 97,57 1,68
лампроит Фл С+г 1 54,03 3,25 5,11 5,12 8,20 0,44 1,01 13,29 1,09 0,03 0,68 92,25 3,14
жерло Фл С+кф+г 3 56,02 3,53 4.40 4,24 6,69 2,66 0,87 11,09 1,35 0,27 2,58 93,58 3,07
81 мили Ап С+г 5 55,95 6,83 3,78 5,81 6,52 2,31 0,67 11,66 1,54 0,17 2,10 97,40 3,65
Ап С+кф+г 1 54,45 5,05 3,14 11,37 9,36 1,03 0,08 9,93 0,94 0,00 0,61 95,96 3,57
Ди-Ол-Лц порода 1 48,95 4,33 6,89 5,85 0,10 15,12 4,50 0,75 6,41 - - 0,67 0,23 97.32 1,18
лампроит Ол-2 С+Фл+г (Т„_=1100оС) 1 54,37 7,01 0,24 9,08 5,44 6,58 2,65 0,64 8,80 1,08 0,23 1,48 0,22 97,82 1,16
Ш Cedric Ди С^, (Тгом=1045°С) 1 52,11 9,54 0,28 3,55 7,81 7,03 4,65 0,53 10,06 2,01 0,32 2,17 0,33 100,39 3,31
Фл-Ди-Лц порода 1 49,50 4,78 0,14 7,75 6,47 0,10 9,20 7,93 0,28 7,46 1,01 0,15 0.98 0,65 0,02 0,06 100,02 1,10
лампроит Ди Сгр+гр^ИЭОХ) 2 46,14 7,51 0,20 7,46 8,21 0,11 6,42 5,00 0,69 9,96 1,40 0,05 1,24 - - 0,32 94,71 1,60
Walgidee Ди С^+Фл+г (Тгом=1200°С) 3 45,49 7,30 0,17 7,40 7,83 0,10 6,41 5,70 0,89 10,64 1,47 0,00 1,22 - - 0,46 95,08 1,75
Hills Ди С+г* 1 56,39 8,06 0,21 7,71 9,38 0,13 1,17 0,57 1,10 12,02 1,19 0,00 0,12 - - 0,08 98,13 1,91
Ди С+г* 1 60,94 6,34 5,45 8,05 2,51 0,95 0,82 9,75 1,16 0,04 0,53 96,54 2,19
Ол-Лц порода 1 51,39 4,77 0,16 8,55 6,08 0,07 6,30 3,15 0,25 7,62 2,36 0,13 0,98 99,69 1,04
гаалолам. Лц С+г 3 51,33 8,10 1,03 7,57 8,83 3,77 1,63 11,07 3,27 - 96,60 14,40
Oscar Plug
С- стекло, С^р - стекло тонкораскристаллизованное, Ди - диопсид, Фл - флогопит, Ол - оливин, Эн - энстатит, Ап - апатит, Кс - кальсилит, Рихт - К-рихтерит, рд - рудный минерал, кф - прозрачная неидентифицированная фаза, г - газ. Данные по породам взяты из работ Prider, 1981, Jaques et al, 1986; A.Sobolev et al., 1989; Шарыгин, Владыкин, 1994. Для пород в сумму включены п.п.п :6.04 мас.% - для тр.Э-11;4.29 мас.% - для тр Э-9, 2.38 мас.% - для тр Э-5 (жерло 81 мили); 3.63 мас.% - для Mt Cedric; 3 63 мас.% - для Walgidee Hills; 8.11 мас.% - для Oscar Plug Данные по включениям для тр.Э-11 (часть), тр.Э-9, MtCedric и Oscar Plug взяты из работ Л Соболев и др., 1985, A.Sobolev et al.. 1989; Mitchell, 1991. * - вторичные включения.
выше данных. Они характеризуются более высокими содержаниями Si02 (до 64 мас.%), А120з (8.3 мас.%) и низкими ВаО (<1 мас.%), Na20 (до 1.2 мас.%), FeO (до 3 мас.%), ТЮ2 (<1 мас.%) и по-видимому являются наиболее отдифференцированными и по составу соответствуют расплаву после кристаллизации прайдерита. Остаточные стекла близкого состава были также обнаружены в раскристаллизованных включениях в форстерите оливиновых лампроитах Зап. Кимберли (за исключением низких содержаний щелочей) и Прери Крик (A.Sobolev et al, 1989; Соловова и др., 1989). В целом, состав таких стекол примерно соответствуют лейцитовым лампроитам. Стекла гомогенизированных включений в оливине-2 тр.Э-11 также резко отличаются от оливиновых лампроитов более высокими содержаниями ТЮ2, щелочей, F и низкими MgO (А.Соболев и др., 1985). Подобные особенности по составу стекол прогретых (до Тгом) включений характерны также для оливиновых лампроитов других трубок поля Эллендейл, а также для оливиновых лампроитов Прери Крик (A.Sobolev et al, 1989; Соловова и др., 1989).
Лейцитовые лампропты
В лейцитовых лампроитах (флогопит-лейцитовый лампроит, жерло 81 мили; флогопит-диопсид-лейцитовый лампроит Волжиди Хиллс) стекла гомогенизированных первичных включений в фено-кристах диопсида очень близки по составу исследованным породам, тогда как стекла исходных и раскристаллизованных первичных вкиочений во вкрапленниках флогопита, апатита и клинопироксена отличаются от пород чуть более высокими концентрациями Si02, щелочей и низкими А1203 (Табл.3, Рис.1). Непрогретые стекла вторичных включений в диопсиде обогащены Si02, ВаО, Ti02, Zr02, FeO, С1, щелочами и обеднены А12Оэ, CaO, MgO и по составу за исключением низких содержаний щелочей соответствуют стеклам основной массы лейцитовых и оливин-лейцитовых лампроитов (Prider, 1982; Mitchell, 1991). Также как и в оливиновых лампроитах, остаточные стекла наиболее раскристаллизованных включений в ранних минералах обогащены ТЮ2, ВаО, Zr02 и имеют резкоагпаитовый состав. Сильно отдифференцированные расплавы, законсервированные в виде вторичных включений в диопсиде лейцитовых лампроитов Волжиди Хиллс (Шарыгин и Владыкин, 1994), примерно соответствуют пегмато-идным лампроитам из жил этого массива (Jaques et al., 1986). Подобные
S 10
А120з
га
Z +
О
"сР
■
'¿Л
□
Лц лампроиты Ол лампроиты
о „
Я 36
О +
о
О 25
LL +
О
Ц1 15
5 10
А1,0,
Ол лампроиты
1S
D0j" ^ qfel Лц лампроиты
0 5 10
ai2O3
Стекла включений в минералах: ■ в оливиновых лампроитах О в лейцитовых лампроитах
5 10
ai2O,
га ? 10 О
□
0чйомингиты
и орвндиты
5 10
AljOj
W 35
О +
О
<0 25
U. +
О
га 15
0 5 10
А120,
Стекла включений: ■ в ранних минералах вайомингита □ в поздних минералах вайомингита # в санидине оливинового орендита
5
О
5
Рис.1. Вариационные диаграммы Al20, с Si02, K20+Na20 и MgO+FeO+CaO (в мас.%) для стекол включений в минералах и ламлроитов Зал.Кимберли (Зап.Австралия) и Лейцит Хиллс (США). Данные по породам взяты из работ Carmichael, 1967; V.Sobolav eí al., 1975; Kuehner et al., 1981; Jaques et а/., 1989. Часть данных по включениям расплава взяты из работ A.Sobolev et al., 1989; Milcheil, 1991.
особенности по химическому составу были также выявлены для стекол гомогенизированных и непрогретых включений в других оливин-лейцитовых и лейцитовых лампроитах Зап.Кимберли (A.Sobolev et al., 1989; Mitchell, 1991).
ЛЕЙЦИТ ХИЛЛС
Полная картина эволюции расплава в процессе кристаллизации породы была прослежена для вайомингитов (Emmons Mesa) благодаря присутствию включений расплава в четырех минералах, образовавшихся в следующем порядке: флогопит, апатит -> лейцит, диопсид (Шарыгии и Базарова, 1991). Стекла исходных включений во флогопите и апатите достаточно близки к составу породы по содержанию SÍO2, А1203 и щелочей (Табл.4, Рис.1). По сравнению с включениями в ранних минералах, исходные стекла в лейците существенно обогащены MgO (до 7.5 мас.%), FeO (до 7 мас.%), ТЮ2 (до 7.5 мас.%) и обеднены А1203 (до 1.5 мас.%). Составы остаточных стекол раскристаллизованных включений в диопсиде характеризуются высокими концентрациями Si02 (до 60.5 мас.%), FeO и ТЮ2 (до 7-8 мас%) и низкими А1203 (до 2.7 мас.%), MgO (до 0.6 мас.%), СаО (до 0.6 мас.%), они близки составам стекол основной массы вайомингита. В целом, эволюция расплава при кристаллизации вайомингита была направлена в сторону постепенного обеднения А1203, MgO, СаО, Р205 и обогащения Si02, FeO, Ti02, BaO, Zr02 при примерно постоянном содержании щелочей. Происхождение расплавов, обедненных А1203 и обогащенных фемическими компонентами (за исключением СаО), возможно связано с массовой кристаллизацией лейцита. Специфический состав остаточного расплава давал возможность образовываться прайдершу, К-рихтериту, бариту и вадеиту на поздних стадиях формирования породы (Carmichael, 1967).
Стекла исходных включений в санидине оливинового орендита по составу соответствует стеклам включений в лейците вайомингитов (Табл.4). Следует отметить, что по химическому составу вайомингиты и орендиты очень близки, а их различия по модальному составу обусловлены лишь различными РТ-условиями кристаллизации родоначальной магмы (Kuehner et al., 1981; Barton and Hamilton, 1979). СМОКИ БЬЮТТ
Свежие стекла первичных непрогретых включений в минералах лампроитов Смоки Бьютт очень сильно отличаются от пород по
Порода Мат- Фазовый состав п s¡o2 тю2 Zr02 А12ОЗ FeOT MgO CaO Na20 K20 BaO SrO P205 F Cl so3 Сумма Na+K/AI
Проявление рица включений
Вайомингит порода 1 48,94 1,76 12,44 7.55 5,84 4.77 2,17 11,01 0,81 0,38 0,47 0,71 0,05 0,44 99,76 1,25
Emmons Фл С+кф+г 5 56,68 0,72 10,62 5,10 5,93 0,04 3,40 11,38 0,71 0,10 0,38 0,05 0,12 0,10 95,35 1,69
Mesa Фл С+Ди+г 1 57,85 0,47 10,82 5,46 5,11 0,17 2,20 10,76 1,04 0,13 0,42 0,03 - - 94,46 1,42
Фл С+Ди+рд+г 1 55,89 1,41 12,17 4,19 4,41 0,06 3,93 12,34 0,61 0,12 0,68 0,28 - 96,09 1,62
An С+Бар+кф+г 5 53,59 2,89 9,84 4,91 4,44 2,68 2,46 12,20 0,55 0,20 0,24 - 94,00 1,77
An С+рд+г 1 54,52 3,40 10,47 4,54 5,89 2,22 2,54 11,37 0,57 0,18 0,10 0,20 - 96,00 1,57
An С+Прд+г 1 57,86 4,12 5,76 6,20 4,35 2,42 2,69 11,62 1,39 0,11 0,76 0,22 - 97,50 2,93
Лц С±г 10 53,29 7,53 1,73 7,15 7,37 1,11 3,61 8,26 3,75 0,12 1,81 - 95,73 8,59
лц С±г 1 55,42 7,32 2,24 6,92 7,53 1,23 2,34 7,79 3,71 - 0,46 0,24 95,20 5,50
Ди С+Сан+г 3 60,50 7,92 2,71 6,42 1,55 0,94 1,63 8,48 1,56 0,09 0,85 - 92,65 4,46
Ди С+Лц+Сан+г 1 59,40 4,39 6,45 7,35 1,55 0,62 4,39 11,47 1,15 0,00 0,05 - 96,82 3,09
стекло о.м. 3 62,24 7,49 1,25 2,43 7,88 1,88 0,62 1,48 6,39 2,01 0,08 0,55 0,00 0,21 0,10 92,58 3,83
Вайомингит порода 6 51,12 2,11 0,26 11,28 5,43 6,48 4,87 1,56 10,95 0,78 0,28 1,32 0,58 0,02 0,44 100.63 1,27
Steamboat Фл С+кф+г 1 60,88 0,51 0,30 10,69 3,22 3,66 1,20 3,57 13,22 0,66 0,16 0,21 0,04 0,11 98,43 1,89
Фл С+кф+г 1 61,16 0,04 0,40 9,19 3,98 3,99 0,58 2,50 12,16 0,82 0,05 0,07 0,06 0,22 95,22 1,89
Ал С+кф+г 6 59,65 2,67 0,27 10,67 3,41 3,95 1,82 1,80 12,67 0,58 0,14 0,04 0,07 0,18 97,92 1,56
Вайомингит порода 1 51,57 2,42 0,17 10,10 .4,20 7,78 5,03 1,31 11,32 0,73 0,26 1,61 - - 99,62 1,25
Spring Butte Лц С+г 3 55,74 7,07 0,79 2,11 6,87 5,38 0,81 2,70 7,64 2,58 0,09 0,80 0,45 0,00 93.03 5,95
Вайомингит порода 1 51,03 2,67 0,17 0,81 3,95 "7,24 5,37 1,03 10,61 0,78 0,32 1,71 0,69 0.02 1.00 100,27 1,21
Zirkel Mesa Лц С+г 2 57,35 7,05 - 2,20 6,15 6,95 0,75 4,10 9,05 5,05 - - 98,65 7,36
Ол орендит порода 3 53,89 2,38 0,26 9,86 4,07 .9.06. 3,74 1,21 11,04 0,40 0,24 1,31 0,69,0.03 . J. - 99,90 1.41
North Сан С+г 1 55,79 7,52 - 3,74 5,68 5,44 1,04 2,72 12,19 1,61 0,26 - 0,12 0,21 96,32 4,83
Table Сан С+г 1 58,87 7,25 ■ 1,49 6,09 6,13 1,12 2,65 12,30 1,60 0,24 - 0,25 0,20 98,19 11,60
Mountain Сан С+г 1 57,04 7,68 - 1,06 6,87 6,29 0,69 1,98 9,73 2,08 - 0,11 0,25 93,78 12,27
С - стекло, Ди - диолсид, Фл - флогопит, Ол - оливин, Бар - барит, Сан - санидин. Ал - апатит, рд - рудный минерал, Прд - прайдерит ?, кф - прозрачная неидентифицированная фаза, Пц - лейцит, г - газ. Данные по породам взяты из работ Carmichael, 1967; V.Sobolev et al., 1975; Kuehner et at, 1981. Для пород в сумму включены: п.п п -1.97, МпО - 010 мас.% - для Emmons Mesa; п.п.п. - 2.67, МпО -0.08 мае % - для Steamboat, п.п.п. - 2.79, МпО - 0.08 мас.% - для Spring Butte; п.п.п. -1.64, МпО - 0.08 мас.% - для North Table Mountain; п.п n - 3 43 мас.% - для Zirkel Mesa. Данные по включениям в лейците из породы Zirkel Mesa из работы Mitchell, 1991.
Порода Проявление
Мат- Фазовый состав рица
включении
Si02 ТЮ2 Zr02 Al203 FeOT MnO MgO СаО Na20 К20 BaO SrO P2Os F Cl S03 Сумма Na+K/At
Ол-Арм-Фл-Лц гиало-лампроиг
Ол Ол Ол Ол Ол Ол Ол Ал Акц Анц
порода С+Арм+кф+г С+Арм+г С+Арм+г С+Арм+г С+Арм+кф+г С+Арм+г С+Арм+г С+г С С
стекло о м.
51,78 64,53 65,43 63,36 63,55 64,30 65,53 63,41 63,40 67,52 65,59 65,28 65,87
5.37 2,74 3,03 3,23 3,61
2.38 2,43 2,80 2,72
3.25 2,15
4.26 3,65
0,36
0,28 0,22 0,39 0,33 0,22 0,48 0,30
0,45
8,60 11,68 13,15 11,40 12,64 12,52 13,17 12,08 12,51 7,00 12,83 11,12 9,62
5,03 0,07 2,82
2,45 0,00
2,37 0,02
2,52
2,77
2,83
3,83
2,63
3,54
2,81
3,83 0,03 4,07
8,17 1,40 1,51 1,72 1,80 1,93 1,78 1,69 1,90 2,26 1,62 2,25 1,82
5,10 1,00 0,73 0,77 0,49 1,20 0,08 0,14 1,35 0,86 0,39 0,84 0,44
2,06 1,31 1,07 1,04 0,93 0,82 0,79 1,01 0,14 0,20 0,78 0,83 0,52
5,26 0,77 10,14 1,29 11,12 0,74 10,44 1,89 10,63 1,64 10,11 1,36 10,51 0,79 10,60 1,16 9,35 0,71 0,36 1,46 0,66 1,42 1,37 1,58 1,58 1,60
0,35 0,00 0,07 0,09 0,15 0,00 0,00 0,12 0,18 0,10 0,19 0,14
2.05 0,00
0,01 0,31 0,58 0,32 0,00 0,16 0,15
0,18
- 0,06 0,39 0,08 0,34 0,06 - 0,08
- 0,05
- 0,05
- 0,05
- 0,01
- 0,05
- 0,04 0,47 0,06
- 0,04
0,07 0,08 0,07 0,07 0,06 0,10 0,09 0,00 0,04 0,04 0,07 0,06
98,94 97,80 99,78 97,73 98,34 98,18 99,08 97,51 95,06 87,86 88,88 92,18 90,04
1.05 1,13 1,05 1,13 1,03 0,98 0,96 1,08 0,82 0,17 0,16 0,26 0,27
Ю U>
Арм-Фл-
Ди-Сан
лампроит
Фл Фл Фл Фл Ди Ди Ди Арм Ап An An
порода С+Сан+г С+г С+г С+кф+г С+г С+г С+кф+г С+г С+г С+г С+Фл+Сан+г
51,60 70,07 67,50 66,60
65.74 65,66
59.75 60,33 63,44 63,03 61,25 69,91
5,57 3,34 3,31 4,63 4,04 4,20 3,80 0,89 6,45 3,00 3,84 5,11
0,47 0,40 0,46 0,52 0,39 0,39 0,82 0,43 0,39 0,40
9,74 9,96 11,38 9,82 10,95 11,10 13,25 12,49 11,86 11,40 11,46 8,38
5,27 0,05 2,37 0,01 1.57 1,81 3,08
3.16 3,43 3,05 2,76
3.17 3,79
3,96 0,12
6,74 0,93 0,82 1.74 0,72 0,53 0,94 4,12 2,02 1,55 1,85 0,92
4,40 0,13 0,46 0,96 0,06 0,49 0,74 0,58 0,95 0,52 0,78 0,82
0,80 0,99 0,51 0,76 0,80 0,77 0,17 0,16 1,11 0,17 0,25 1,05
8,70 0,69 8,85 1,20 10,49 1,01 9,31 1,07 11,08 1,27 7,97 1,17 10,57 0,25 12,04 0,04 7,75 0,95 12,36 1,00 10,31 0,96 6,63 1,02
- 2,11
0,14 0,00
- 0,00
- 0,00
- 0,00
0,29 0,12
0,05 0,00
- 0,05
- 0,00 0,03 0,03 0,08 0,00
- 0,00
0,11 0,08
- 0,05
- 0,03
- 0,02 - 0,02 0,04 0,13
0,11 0,00
0,01 0,00
98,85 98,65 97,45 97,16 98,26 96,01 93,37 94,57 97,72 96,68 94,99 98,09
1,10 1,12 1,08 1.15 1,21 0,89 0,88
1.05 0,86 1,20 1,00
1.06
Данные по породам взяты из работ Velde, 1975; Mitchell et а/., 1987. Для пород в сумму включены п.п.п.: 4.68 мас.% - для оливин-содержащих лампроитов (п=6); 3.18 мас.% - для санидиновых лампроитов (п=6).
содержанию Si02, ТЮ2, MgO, A1203, CaO, P205 (Табл.5, Рис.2) и близки стеклам основной массы пород, за исключением низких содержаний щелочей в последних (Mitchell et al., 1987). Некоторые исходные включения в оливине, а также включения в анальциме, благодаря вторичным процессам имеют низкие содержания щелочей подобно стеклу основной массы. В целом, составы неизмененных стекол непро гретых включений соответствуют таковым в минералах лейцитовых лампроитов Зап. Кимберли и Лейцит Хиллс. Однако некоторые различия между ними существуют. Так, в отличие от стекол Зап. Австралии и Лейцит Хиллс, стекла непрогретых включений в минералах Смоки Бьютт содержат более высокие концентрации Si02 (>60 мас.%), А1203 (11-12.5 мас.%) и низкие Na20 (<1 мас.%), FeO (<3 мас.%), MgO (<2 мас.%), Ti02 (2-3 мас.%) и имеют индекс агпаитности, незначительно превышающий 1.0 (Табл. 3-5). Низкие содержания ТЮг и ВаО возможно объясняются ранней кристаллизацией армалколита и прайдерита в породах Смоки Бьютт. Согласно петрохимическим и изотопным исследованиям, состав пород соответствует составу примитивной лампроитовой магмы, внедрявшейся непосредственно из мантии (Mitchell et al., 1987). Таким образом, эволюция расплава в процессе формирования лампроитов Смоки Бьютт (до массовой кристаллизации санидина) была направлена в сторону постепенного повышения содер-
Рис.2. Вариационные диаграммы А12Оэ с Si02, K20+Na20 и MgO+FeO+CaO (в мас.%) для стекол включений в минералах и лампроитов Смоки Бьютт (США).
Данные по породам взяты из работ Velde, 1975, Mitchell et al., 1987.
жаний Si02, А120з, щелочей и понижения концентраций фемических компонентов. При этом расплав сохранял агпаитовый характер. Присутствие Fe-Ni-сульфидов и армалколита свидетельствует о восстановительных условиях на ранних стадиях кристаллизации этих
лампроитов. Согласно экспериментальным данным (Friel and Barker, 1977; Medvedev, 1996), армалколит стабилен при Т=1200°С и низкой фугитивности кислорода (<10"9 5 атм), тогда как при более высокой _/02 образуется псевдобрукит.
ЮВ ИСПАНИЯ
Стекла не про гретых включений в минералах изученных лампроитов Испании также отличаются по составу от пород. Они обогащены Si02, А1203, щелочами, Zr02, С1, обеднены MgO, СаО, Р205 (Табл.6, Рис.3) и в целом близки стеклам основной массы исследованных типов пород (Venturelli et ai, 1984, 1991; Mitchell et al., 1987). По составу стекол включений лампроиты ЮВ Испании четко разделяются на две группы по соотношению (K+Na)/Al. К первой группе относятся породы проявлений Юмилла и Канкарикс, которые изначально являются агпаитовыми (Venturelli et al., 1991; Contini et al., 1993) и относительно близки к лейцитовым лампроитам Зап. Кимберли и Лейцит Хиллс. Коэффициент агпаитности в стеклах включений в минералах голо кристаллического юмиллита значительно превышает 1.0 (Табл. 6). Такие же особенности характерны для стекол включений из других разновидностей юмиллитов, а также для стекол в минералах канкали-тов, причем остаточные стекла раскристаллизованных включений в санидине канкалитов имеют ультраагпаитовый состав (Wagner and Velde, 1986; Salvi olí-Mari ani and Venturelli, 1996). Однако стекла включений в породах этих проявлений Испании отличаются от стекол включений Зап. Кимберли и Лейцит Хиллс более высокими содержаниями Si02 и низкими ВаО. К второй группе относятся оливин-содержащие лампроиты Пуэбла де Мула, вериты и фортуниты, коэффициент агпаитности в которых варьирут от 0.8 до 1.0. Стекла негтрогретых включений в минералах веритов и фортунитов характеризуются явно выраженным миаскитовым составом (0.4-0.6). Стекла непрогретых включений в оливине лампроита Пуэбла де Мула являются миаскитовыми (0.6-0.9), тогда как в более позднем флогопите стекла имеют коэффициент агпаитности немного превышающий 1.0. В целом, стекла включений из миаскитовых типов лампроитов Испании проявляют сходство с шошонитами и примерно соответствуют по составу основных компонентов дацитам, которые широко распространены в провинции Мурсия-Алмерия (Venturelli et al., 1984).
Порода Проявление
Мат- Фазовый состав
рице
включений
S¡02 ТЮ2 Zr02 А1203 FeOT MnO MgO CaO Na20 K20 BaO P205 F CI TR203 Сумма
Na+K/AI
Верит
Vera
порода С+кф+г С+кф+г С+г С+г С+кф+г
66,50 62,42 60,66 63,13 60,60 64,86
1,45 2,28 2,93 2,82 2,78 2,40
0,08 0,20 0,18 0,20 0.20
9,82 16,44 16,56 16,52 16,46 16.56
322 0,03 2,00
2,16 0,02 2,53
2,09 0,01 1,83
2,68 1,66 1,63 1,37 1,57 1,02
225 2,41 3,31 1,94 3,73 2,30
1.11 0,37 0,57 0,49 0,63 0,52
7,34 6,40 7,06 7,65 7,72 7,23
0,15 0,14 0,17 0,16 0,13 0,52
0,54 0,00
0,00 0,76 0,00
0,00 0,44
- 0,63
0,21
0,22 0,17
0,07 0,09 0,10
99,82 94,32 96,31 96,81 96,68 98,04
1,01 0,46 0,52 0,55 0,57 0,52
Ол-Фл-Сан лампроит
Puebla de Muía
порода C+Ди+г С+г С+г С+Ди+Фл+г С+кф+г С+кф+г С+кф+г
57,80 69,41 69,94 70,43 70,36 62,97 68,87 65,80
1,52 1,19 2,00 2,40 1,99 1,36 1,69 0,10
0,07 0,05 0,24 0,27 0,29 0,26 0,29 0,24
12,10
11.74 10,88 11,27
10.75 14,09 12,02 10,39
5,71 0,06 3,53
2,88 0,02
2,07 0,01
2,25 0,02
4,56 0,03 2,18 4,49
3,24 2,90 1,76 1,78 1,62 2,49 1.62 3,56
3,54 1,03 0,22 0,22 0,20 0,39 0,16 2,23
1,66 0,22 0,96 1,16 0,91 0,49 0,84 1,63
8,34 6,70 5,83 6,87 5,86 10,61 5,72 8,05
0,29 0,10 0,08 0,07 0,04 0,14 0,05 0,12
1,34 0,01 0,07 0,12 0,09 0,07 0,09 0,00
0,13 0,06 0,05 0,36
0,41 0,37 0,35 0,27
0,05
0,08 0,08 0,08 0,14
99,83 96,88 95,50 97,18 94,86 98,23 93,53 96,61
0,97 0,64 0,73 0,83 0,74 0,88 0,64 1,08
Фортун ИТ
Fortuna
порода С+кф+г С+Ди+Ап+г С+Фл+Ап+г
С+кф+г С+Ди+Ап+г С+г
57,45 66,79 66,41 67,08 69,76 68,18 65,38
1,46 0,72 0,30 0,53 0,68 0,23 0,22
0,08 0,08 0.11 0,07
11,90 17,26 18,79 16,83 16,90 16,76 18,11
5,27 0,07 0,52 0,01 0,50 1,23 0,62 0,40 0,33
9,21 0,31 0,28 1,17 0,20 0,11 1,73
2,90
1.95 1,81
1.96 1,38 3,41 1,57
1,25 1,11 1,28 1,63 0,71 0,67 1,32
6,84 6,15 6,82 6,59 5,59 5,12 7,77
0,17 0,00 0,00 0,02 0,12 0,01 0,07
0,77 0,11 0,11 0,62
0,00 0,19
0,05 0,08
0,00 0,00 0,07
0,18 0,23 0,09
99,55 95,28 96,41 97,73 96,14 95,12 96,66
0,79 0,49 0,51 0,58 0,42 0,39 0,58
Юмиллит
Jumilla
порода С+Ди+Ап+рд+г С+Фл+рд+г С+Ди+рд+г С+г
49,34 57,58 58,26 62,50 59,45
1,31 2,31 0,00 2,10 3,39
0,09 0,21
0,58
8,67 15,29 8,50 10,41 9,17
5,83 0,08
4,14 0,04 6,33 4,63
6,51 0,04
15,10 1,75 4,25 2,68 2,72
6,54 2,25
0,07 3,27
0,74 5,41
0,74 3,41
0,61 2,34
4,60 11,53 11,26 8,76 7,42
0,30 0,38 0,09 0,98 0,00
1,67 0,01
0,58
0,29 0,10 0,17 0,17
0,24 0,44 0,62 0,74
0,14 0,07
0,13
99,95 97,18 95,38 96,98 93,85
1,00 1,17 2,49 1,45 1,30
С - стекло, Ди - диолсид, Фл - флогопит, Ол - оливин, Эн - энстатит, Сан - санидин, Ал - апатит, рд - рудный минерал, кф - прозрачная неидентифицированная фаза, г - газ. Данные по породам взяты из работы Venturelli et al. (1984, 1991). Для пород в сумму включены: п п.п - 4 53, ЭЮ-0.05 мас.% - для верита (п=1); п.п п - 4 00, SrO - 0.11 мас.% - для Ол-Фл-Сан лампроита (п=1); п.п.п. - 2 07, SrO - 0.06 мас.% -для фортунита (п=2); п.п.п. - 3 89, SrO - 0,14 мас.% - для юмиллита (п=17).
АГПАИТОВЫЕ ПОРОДЫ (юмиллиты, канкалиты)
А °
/ / юмиллиты
10 А1203
О
M
га
2 +
О
□
□
J
канкалиты
юмиллиты
S ю 15
А1,03
*га эо
О +
О
Ф 20
U. +
О
J? ю
юмиллиты
канкалиты
Q .
сРП
О 5 10 15
А1203
Стекла включений в минералах: ■ в канкалите __□ в юмиллите__
МИАСКИТОВЫЕ ПОРОДЫ (вериты, фортуниты и др.)
О ео
(Я
55
о п_
о -V
о 1
■
р
вериты, фортуниты,
породы Пуэбла де Мула
10 AUOj
10 AI2Oj
Стекла включений в минералах: ■ в верите □ в фортуните О в лампроите Пузбла де Мула_
Рис.3. Вариационные диаграммы А1203 с Si02, K20+Na20 и MgO+FeO+CaO (в мас.%) для стекол включений в минералах и лампроитов ЮВ Испании. Данные по породам взяты из работ Venturelli et al., 1984, 1991; Contini et al, 1993 Некоторые данные по включениям в юмилпитах, канкалитах и веритах взяты из работ Wagner and Velde, 1986; Соловова и др.,1988; Salvioli-Mariani and Venturelli, 1996.
Глава 4. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ФЛЮИДНОЙ ФАЗЫ ВКЛЮЧЕНИЙ РАСПЛАВА И ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ
Как показали криометрические исследования, в лампроитах флюидные включения, сингенетичных с расплавными, представлены углекислотой различной плотности и содержат примесь иных газов (А.Соболев и др., 1985; Соловова и др., 1988, 1989; А.БоЬоку е1 а1„ 1989; Богатиков и др., 1991).
По предварительным рамановским данным флюидная фаза включения расплава в оливине гиалолампроита Смоки Бьютт состоит из 26.6 мольн.% ССЬ и 73.4 мольн.% Ы2, а газовый пузырь включения расплава в оливине верита содержит 51.7 мольн.% С02 и 48.3 мольн.% N2. Как отмечалось выше, некоторые включения в оливине и кальците веригов также содержат Н20 в пределах флюидного обособления, что дало возможность оценить концентрации Н20 на разных стадиях кристаллизации расплава (Соловова и др., 1988; Богатиков и др., 1991). Так рассчетные данные по содержанию Н20 в расплаве составляют 4.46.3 и 8.5 мас.%, соответственно для включений в оливине и кальците. Также отмечалось присутствие жидкой фазы Н20 в газовых пузырях расплавных включений во флогопите лампроитов поля Эллендейл (Богатиков и др., 1991).
Присутствие азота как в газовой фазе так и в стекле было также выявлено в одном из включений в оливине оливинового лампроита тр.Э-11 (Рябчиков и др., 1986). Максимальная концентрация N2 во флюидной фазе этого включения оценивается как 20 мольн.%. Криометрические и рамановские исследования первичных флюидных и комбинированных включений в оливине-2 оливинового лампроита тр.Э-11 показали, что флюид обогащен ССЬ (>85 мольн.%) и обеднен Н20 (значительно меньше 10 мольн.%). Только примесные компоненты флюида были проанализированы достаточно точно на КР-спектрометре (в мольн.%): И2 - до 3.5, СО - до 2.5, СИ, - <0.2, Н2 - <0.4, НгЭ - <0.3, ЫН3 - <0.4, N0 - <2.0, НБ - <1.0 (А.БоЬоЬу е/ а1., 1989). Наши предварительные рамановские исследования одного из флюидных включений (возможно, вторичного) в оливине-2 оливинового лампроита тр.Э-9 выявляют, что флюид содержит 83.8 мольн.% С02 и 16.2 мольн.% N2.
Глава 5. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ КРИСТАЛЛИЧЕСКИХ ФАЗ ВКЛЮЧЕНИЙ РАСПЛАВА
Помимо стекол, на микрозонде были исследованы кристаллические фазы во включениях расплава, а также одиночные кристаллиты в фенокристах лампроитов. Большинство из них (флогопит, диопсид, хромшпинелид, K-Ti-рихтерит и др., Табл. 7) имеют либо промежуточный состав между фенокристами и минералами основной массы, либо по составу соответствуют минералам основной массы исследованных пород. Сосуществующие энстатит, флогопит и оливин в некоторых включениях возможно свидетельствуют о высоких давлениях (>10 кбар) при кристаллизации лампроитов на самых ранних стадиях согласно экспериментам по плавлению некоторых природных разновидностей (Arima and Edgar, 1983; Barton and Hamilton, 1979, 1982; Edgar et al., 1992). Гранат как мантийный индикаторный минерал не обнаружен во включениях расплава. Он был выявлен только в качестве одиночных кристаллитов в макрокристах хромита (>0.5 мм) в оливино-вых лампроитах тр.Эллендейл-4 (Logvinova andN.Sobolev, 1995).
В данной главе мы рассмотрим лишь особенности химического состава некоторых минералов, присутствие которых достаточно необычно для лампроитов (кальсилит, алюмошпинель), а также химизм сульфидов, впервые обнаруженных автором в лампроитах в виде глобуль в ранних минералах.
Mg-Fe-кал ьсили г
Кальсилит как дочерняя фаза (до 10-15 мкм) включений расплава был идентифицирован в фенокристах форстерита оливиновых лампроитов Прери Крик и поля Эллендейл, а также во вкрапленниках флогопита вайоминпггов Лейцит Хиллс (А.Соболев и др., 1985; A.Sobolev et al, 1989; Соловова и др., 1989; Шарыгия, 1991; Шарыгин и Владыкин, 1994; Шарыгин, 1997). К сожалению, химический состав не дает возможность достаточно четко идентифицировать этот минерал как кальсилит или калиофилит, а изучение его рентгеновскими методами невозможно из-за малых размеров и присутствию во включениях. Однако термометрические исследования лампроитов Прери Крик (Соловова и др., 1989) показали, что минерал имеет низкую температуру плавления (около 660°С) и, по-видимому, является кальсилитом. Находка этого
Проявление Порода Матр. Кристаллические фазы включений Литература
Зап.Кимберли Зап.Австралии Ол лампроит тр.Э-11 О л-1,2 Эн, Ди, Рихт, Кс, Фл, Ап, Пер, Илм, Хр, Флю A.Sobolevetal., 1989 А.Соболев и др., 1985 Шарыгин, 1991
Ол лампроит тр. Э-7 Ол-2 Кс, Фл оригинал
Фл-Лц лампроит жерло 81 мили Фл Ди, Ап Шарыгин, 1991
Фл-Ди-Лц лампроит Walgidee Hills Ди Фл, Прд, Сан?, Кс? Шарыгин и Владыкин, 1994
Лц-Ди-Ол лампроит Mt.Cedrlc Ол-2 Фл ASobolev et al., 1989
Ол-Лц гиалоламлроит Oscar Plug Лц Ап,Хпир Mitchell, 1991
Лейцит Хиллс Вайоминг, США вайомингит Emmons Mesa Zirkel Mesa Steamboat Spring Butte Фл Ап Ди Лц Ол, Кс, Ап, Ди, Бар, Хр, Лц, Сан, соли Бар, Прд?, рд, соли Сан, Лц Бар, Хпир, соли Шарыгин и Базарова, 1991 Mitchell, 1991
Прери Крик Арканзас, США Ол лампроит Ол-2 Ди, Пер, Рихт, Сф, Кс, соли Соловова и др., 1989
Мурсия-Алмерия ЮВ Испания юмиллит Jumilla Ол Ап Фл Ди Ди, Фл, Ал, Лц, Сан, Хр, Ол, Фл Сан, Анц Ал, Лц, Фл, Сан, Хр Salvloll-Marianl and Venturelll, 1996 Wagner and Velde, 1Э86 оригинал
верит Vera Ол-2 Фл, Сан, Ап, Хр Соловова и др., 1988
фортун ИТ Fortuna Эн Фл Ди.Фл, Ап, Сулф Ди, Ал, Сулф, Шп оригинал
Ол-Фл-Сан-Ди лампр. Puebla de Mula Ол-1,2 Ди.Фл, Ап, Лц?, Хр
канкалит Cancarix Ол Ап Ди Сан Ди,Ап,Сан,Лц,Фл Рихт, Сан Лц, Сан Рихт, Фл, Ап, Дэл, Брит Salvioli-Marianl and Venturelli, 1993,1996
Смоки Бьютт Монтана, США Ол-Арм-Фл-Лц гиалоламлроит Ол-1,2 Анц Арм, Ап, Ди, Кал, Прд, Хр, Сулф Арм, Ди оригинал
Арм-Фл-Ди-Сан лампроит Фл Ап Ди Ди, Сан, Арм, Ап, соли Ди, Сан, Фл Арм, Сан, Ап, Лц, соли
Эн - ортопироксен, Ди - диопсид, Кс - Мд-Ре-кальсипит, Фл - флогопит, Рихт - К-рихгерит, Ап - апатит, Пер - перовскит, Илм - пикроильменит, Хр - хромшпинелид, Прд - прайдерит, Сф - сфен, Бар - барит, Ол - оливин, Сан - санидин, Лц - лейцит, Арм - армалколит, Кал - кальцит, Анц - анальцим, Шп -А1-шпинель, Брит - бритолит, Сулф - Яе-М-сульфиды, Хпир - халькопирит, Флю - флюорит ?, Дэл -дэлиит Кальцит и соли располагаются в газовом пузыре включений.
Таблица 8. Химический состав кальсилита из включений расплава в минералах лампроитов._
Прояв- Поле Эллендейл, Зап.Кимберли Прери Крик Лейцит Хиллс
ление тр.Э-11 тр.Э-7 Emmons Mesa
Порода Ол лампроит Ол лам. Ол лампроит вайомингит
Матрица оливин-2 о л-2 оливин-2 флогопит
Si02 43,40 43,02 43,45 41,63 45,40 44,93 42,70 46,64 45,59 40,02 40,82 40,63
тю2 0,43 0,39 0,50 0,37 0,62 0,59 0,43 0,61 0,50 0,22 0,17 0,19
А12ОЗ 17,83 18,08 18,57 19,32 12,00 12,50 16,93 9,43 11,40 27,11 26,74 26,88
Fe203 5,92 5,62 5,56 7,81 7,03 7,15 7,44 7,66 7,76 4,72 4,57 4,68
MgO 2,47 3,95 3,29 2,19 4,91 6,28 4,19 6,17 6,06 0,70 0,70 0,99
СаО 0,04 0,05 0,04 0,03 0,03 0,02 0,01 0,00 0,00 0,02 0,02 0,01
Na20 0,54 0,40 0,08 0,07 0,51 0,59 0,06 0,83 0,78 1,97 2,26 4,87
к2о 28,70 28,61 28,45 28,33 28,75 28,07 28,41 27,91 25,31 25,32 24,83 22,01
ВаО 0,29 0,18 0,06 0,10 0,36 0,37 0,05 0,20 0,40 0,10 0,06 0,11
Сумма 99,62 100,30 100,00 99.85 99,81 100,50 100,22 99,45 97,80 100,18 100,17 100,37
Литера- Шарыгин. 1991 оригинал Соловое а и др., Шарыгин и Владыкин,
тура 1989 1994. оригинал
минерала во включениях как-будто противоречит минералого-геохими-ческим критериям, где кальсилит рассматривается как запрещенный минерал для лампроитов (Mitchell and Bergman, 1991). Однако в отличие от кальсилитов из камафугитов и других калиевых пород (Allan and Carrnichael, 1984; Cundari and Ferguson, 1991; Sgarbi and Valenca, 1993; Костюк и др., 1990), кальсилит из лампроитов Эллендейл и Прери Крик очень существенно недосыщен А1203. обогащен MgO (до 6.2 мас.%). Fe203 (до 8 мас.%) и содержит избыток Si02 (до 4.1.4 мас.%). Только кальсилит Лейцит Хиллс по составу близок к минерал}' из камафугитов. но он существенно обогащен Na:0 (до 4.9 мас.%). По составу минерал из лампроитов соответствует магнезиоферрикальсилиту (Таб. 8). Особенности его состава могут быть объяснены благодаря двум возможным изоморфным замещениям (Рис. 4):
А13+ <=> Fe3+ и 2А13+ <=> Mg2+ + Si4+.
Следует отметить, что фаза K2MgSi30g, структурно подобная кальсилиту, была синтезирована в системе K20-Mg0-Si02 (Roedder, 1951, 1952). Кальсилит Прери Крик содержит более 40 мол.% этого минала (Соловова и др., 1989; Богатиков и др., 1991). В целом, химический состав этого минерала по-видимому отражает недосыщенность исходной лампроитовой магмы по А1203 и Si02.
Принимая во внимание эксперименты в искусственных системах (Wendlandt and Eggler, 1980), сосуществование кальсилита с оливином, энстатитом, флогопитом, расплавом и флюидом в пределах
1,4
■& 1,2 55
1,0
»
кам^фугиту
0,2
о ■в-
А' о Ц.
0,1
0.0
0,0
0,5 AI, ф.е.
1,0 0,0
0,4
0,2
0,0
□ CP
•а»
кама^эугиты, 'fcx ^
0,0
0,5 AI, ф.е.
1,0
□ О
t
катфугить^\^
0,5 1,0
AI, ф.е.
• Эллендейл □ Прери Крик ■ ЛейцитХиллс
Рис.4. Вариации состава кальсилита (в формульных единицах) из лампроитов в сопоставлении с данными по кальсилиту из камафугитов.
Использованы данные из работ Allan and Carmichael, 1984, Соповова и др., 1989, A.Sobolev et al., 1989; Cundariand Ferguson, 1991.
включения (в особенности, в оливиновых лампроитах тр.Э-11) вполне возможно свидетельствует о высоких РТ параметрах (25-34 кбар, 1160-1425°С) в момент образования самых ранних фенокристов в некоторых лампроитах. Однако кальсилит не был обнаружен в продуктах РТ-экспериментов по плавлению природных лампроитов (Arima and Edgar, 1983; Barton and Hamilton, 1979, 1982; Edgar et al„ 1992).
Алюмошпинель
А1-шпинель бьыа обнаружена автором в качестве кристаллитов в фенокрисгах слюды в лампроитах Смоки Бьютт и фортунитах ЮВ Испании и по составу соответствует изоморфной серии MgAl204 -FeAJ204 с незначительной примесью Fe3+ (Табл.9).
Присутствие А1-шпинели также достаточно необычно для лампроитов разного состава. К настоящему времени существует несколько точек зрения, объясняющих присутствие А1-шпинели в разных формах выделения в лампроитовых породах:
Таблица 9. Химический состав (мас.%) Al-шпинели из лампроитов.
SiCb Ti02 А12Оз FeOr МпО MgO Сумма п
1 0.14 1.60 54.23 28.68 0.11 14.17 98.93 2
2 0.08 0.14 63.32 16.84 - 19.10 99.48 2
1- в ассоциации с высокоглиноземистой слюдой (АЬОз - 15.9-16.9 мас.%), гиалолампроит, Смоки Бьютт.
2-е ассоциации с флогопитом (AI2O3 - 12.9мас.%), фортунит, ЮВ Испания.
1. Отдельные резорбированные зерна плеонаста в ассоциации с салитом в вайомингитах Лейцит Хиллс предположительно являются фрагментами дезинтегрированных ксенолитов гранулитов или ультрамафитов (Kuehner et al., 1981).
2. Кристаллиты Al-шпинели в лейците лейцитовых лампроитов Западной Австралии (Оскар Плаг, тр.Э-7) и в лейците из продуктов РТ-экспериментов с гауссбергитами Антарктиды интерпретируются как включения, образовавшиеся за счет значительного избытка AI, Mg и Fe в первоначально нестехиометричном лейците (Jaques and Foley, 1985).
3. Кристаллические включения плеонаста во вкрапленниках слюды из вайомингигов Лейцит Хиллс и лампроитов ЮВ Испании рассматриваются как продукты распада ксенокристов биотита (или нестабильного флогопита, обогащенного Al) при понижении давления и постоянной (или повышающейся) фугитивности кислорода (Venturelli et al., 1984, 1991; Contini étal., 1993; Wagner and Velde, 1987).
Принимая во внимание возможные условия появления этого минерала в лампроитах, можно предположить, что в лампроитах Смоки Бьютт алюмошпинель появилась за счет распада ксеногенной высокоглиноземистой слюды, резко отличающейся по составу от флогопитов породы. В фортунитах, Al-шпинель скорее всего является одной из ранйих фаз, кристаллизующихся из расплава. Об этом свидетельствуют наличие включений расплава в этом минерале (ТГОМ=1210-1240°С, Табл. 2) и высокоглиноземистый миаскитовый состав стекол включений в минералах фортунитов (Табл. 6).
Сульфиды
Присутствие незначительного количества сульфидов разного состава достаточно характерно для лампроитов. Они были выявлены автором в основной массе гиалолампроитов Смоки Бьютт (пирит и
пирротин), оливинового лампроита тр.Э-11 (халькопирит), юмиллита ЮВ Испании (галенит). Пентландит и пирротин встречаются вместе с тальком в псевдоморфозах по оливину, а также вместе с другими сульфидами (халькопирит, пирит, сфалерит, галенит) в основной массе оливин-флогопиговых лампроитов трубки Аргайл (Jaques et al, 1989). Однако учитывая то, что вышеописанные породы в той или иной мере подвергались воздействию вторичных процессов, генезис этих сульфидов может рассматриваться как вторичный.
Ранее халькопирит был идентифицирован в качестве кристаллической фазы расплавных включений в лейците вайомингитов Лейцит Хиллс и оливин-лейцитовых лампроитов Оскар Плаг (Mitchell, 1991). Это свидетельствует о магматической природе этого минерала в лампроитах.
При термобарогеохимическом исследовании лампроитов Смоки Бьютт и фортунитов ЮВ Испании автором в наиболее ранних вкрапленниках были впервые обнаружены полифазные сульфидные включения, сингенетичные с расплавными. Тгом включений расплава в этих минералах (Табл. 2) свидетельствуют о высоких температурах (>1250°С), при которых эти сульфиды (или сульфидный расплав) захватывались.
Сульфиды, присутствующие в оливине-1 лампроитов Смоки Бьютт в качестве одиночных глобуль, ассоциируют с включениями расплава и хромитом. Глобули представлены следующими минеральными ассоциациями: пентландит + халькопирит, предполагаемый моносульфидный твердый раствор (MSS) + халькопирит, виолариг. Халькопирит в значительных количествах (до 20 % от объема) присутствует только в крупных (до 20-30 мкм), частично измененных глобулях, а в мелких глобулях он образует тонкую внешнюю каемку.'
В форгунитах сульфиды присутствуют в виде одиночных глобуль (до 20 мкм) и в качестве ксеногенных (?) кристаллических фаз включений расплава в ортопироксене и флогопите. В энстатите сульфидные глобули представлены следующими ассоциациями: пентландит + предполагаемый MSS, пентландит, MSS, пентландит + пирротин.
В целом, фазовый состав сульфидных глобуль из лампроитов Смоки Бьютт и Фортуны (Табл.10) подобен таковому для сульфидных включений из алмазов, минералов кимберлитов (и их ксенолитов) и камафугитов (Ефимова и др., 1983; Гуренко и др., 1989;-Буланова и др.,
Минерал-матр. Фазовый состав Фаза Fe Ni Co Cu S Сумма n
Порода сульфидных мас.%
Проявление включений
Оливин-1 Рп + Ср Pn 28,89 37,27 0,17 0,46 33,10 99,89 1
оливиновый Рп+Ср Pn 28,53 37,97 0,17 0,68 32,79 100,14 1
гиалолампр. MSS+Cp MSS 4,36 56,32 0,00 3.42 35,49 99,59 1
Смоки ' Рп+Ср Pn 25,55 39,70 0,10 0,09 33,43 99,87 2
Бьютт Viol Viol 11,07 45,47 0,13 1,60 41,50 99,77 2
США MSS+Cp MSS 3,20 58,27 0,00 2,69 35,81 99,97 2
MSS+Cp MSS 5,52 53,03 0,00 5,51 35,79 99,96 2
' MSS+Cp MSS 5,93 55,13 0,00 3,68 35,26 99,94 1
MSS+Cp Cp 30,37 0,14 0,00 34,28 34,91 99,70 1
Pn+Cp Pn 29,11 35,85 0,17 0,17 34,81 100,11 1
Cp 30,50 0,21 0,00 34,30 34,92 99,93 1
Pn+Cp Pn 27,30 39,21 0,11 0,19 33,18 99,99 2
Cp 30,67 0,21 0,00 34,19 34,90 99,97 1
Энстатит Pn Pn 28,56 31,29 0,09 7,25 32,73 99,92 1
фортунит Pn+MSS Pn 18,43 48,15 0,06 0,11 33,20 99,95 1
ЮВ Испания MSS 10,33 57,29 0,00 0,22 32,12 99,96 1
MSS MSS 4,44 62,85 0,00 0,05 32,62 99,96 1
Pn+MSS Pn 25,01 41,03 0,21 0,10 33,61 99,96 2
MSS 9,10 60,67 0,00 0,31 29,91 99,99 2
Pn Pn 27,28 38,91 0,23 0,0S 33,40 99,88 1
Pn Pn 25,18 40,52 0,12 0,50 33,51 99,83 1
Pn+MSS Pn 28,59 37,96 0,07 0,02 33,28 99,92 4
MSS 12,04 56,13 0,07 0,09 31,60 99,93 1
Pn+Po Pn 36,60 29,96 0,35 0,04 32,95 99,90 1
Po 62,22 1,11 0,00 0,02 36,56 99,91 1
Pn+Po Po 60,91 0,28 0,00 0,01 38,78 99,98 1
MSS MSS 17,13 50,78 0,08 0,25 31,71 99,95 1
Условные обозначения: Рп - пентландит, Ср - халькопирит, Ро - пирротин, MSS - моносульфидный твердый раствор ?, Viol - виоларит, п - число анализов.
1990; Deines and Harris, 1995; Талышкова и др., 1996; Stoppa and Cundari, 1997). Главным отличительным признаком сульфидных включений из лампроитов является высоконикелевый состав предполагаемого MSS (до 50-63 мае. % Ni). Ранее MSS подобного состава не были обнаружены где-либо. Однако составы предполагаемых MS S из лампроитов Смоки Бьютт и Фортуны различны (Рис.5). MSS из фортунитов имеют соотношение металл/сера (в ат.%), равное 1.13-1.29, и, по-видимому, относятся к пентландитовому типу твердых растворов (Fe,NiVxS8, хотя нельзя исключать возможность того, что эта фаза является годлевскитом (Ni,Fe)7S6 (Me/S=1.14), обнаруженным в Cu~Ni рудах
50 40
30
Л!
о"
10 о
О 10 20 30 40 50
Fe, ат.%
Рис.5. График Fe - Ni+Co (в атом.%) для Fe-Ni-сульфидов, выявленных в ранних минералах лампроитов Смоки Бьютт (США) и Фортуны (ЮВ Испания).
Норильской группы (Кулагов и др., 1969; Czamanske et al., 1992). MSS
из лампроитов Смоки Бьютт характеризуются соотношением
Me/S=0.98-1.00 и скорее всего представляют гексапирротиновый тип
твердых растворов (Fe,Ni),.xS.
Глава 6. ОСОБЕННОСТИ ЭВОЛЮЦИИ ЛАМПРОИТОВЫХ МАГМ И ДРУГИХ КАЛИЕВЫХ РАСПЛАВОВ,
Взаимоотношения между оливиновыми и флогопит-лейцитовыми лампроитами.
В настоящее время предполагается, что примитивная лампро-итовая магма - это результат частичного плавления древнего гарцбур-гитового мантийного субстрата в восстановленных (буфер углерод-вода) условиях в присутствии флюида, обогащенного Н20. Она имела относительно высокие содержания Si02 (52-55 мас.%) и MgO (7-10 мас.%) (Mitchell and Bergman, 1991). Согласно этой гипотезе оливиновые лампроиты представляют собой гибридные породы. Исходная для них магма являлась первой порцией частичного плавления гарцбургитового источника, которая затем частично смешивалась с истощенным астено-
сферным материалом и в процессе подъема контаминировала оливин литосферной мантии. Таким образом, состав оливиновых лампроитов нельзя рассматривать как состав примитивной лампроитовой магмы, тогда как оливин-лейциговые и лейцитовые лампроиты по составу, по-видимому, более близки к примитивной магме. Эти различия между оливиновыми и лейцитовыми лампроитами также видны по составам гомогенизированных включений в самых ранних минералах этих пород, в первую очередь это характерно для пород Зап.Кимберли (А.БоЬоку е/ а!., 1989). Гомогенизированные стекла включений в оливине трубок Эллендейл 11 и 9 имеют содержания 5Ю2 (44-45 мас.%), промежуточные между составом породы и составом гипотетической примитивной Магмы, тогда как гомогенизированные стекла в ранних минералах лейцитовых лампроитов примерно соответствуют составу породы (Табл.3, Рис.1). Вполне возможно, что состав гомогенизированных включений в оливине оливинового лампроита достаточно близок к составу исходного расплава, который является результатом реакции между примитивной магмой, обогащенной БЮг, и ксеногенным мантийным оливином.
Лампроиты ЮВ Испании.
Согласно геохимическим данным, лампроиты провинции Мурсия-Алмерия достаточно сильно отличаются от пород других проявлений лампроитового магматизма. Они пространственно и по времени совмещены с щелочноземельными и шошонитовыми породами (Venturelli et al., 1984). Для большинства пород этого региона характерны высокие содержания Si02, А120з, MgO и низкие концентрации несовместимых элементов (Mitchell and Bergman, 1991). Изотопные исследования свидетельствуют о значительной контаминации вещества континентальной коры в процессе подъема лампроитовой магмы (Hartogen et al, 1985; Nelson et al., 1986). Согласно экспериментальным данным, большинство лампроитовых магм Испании образовалось за счет частичного плавления флогопит-апатит-содержащего мантийного субстрата при Р>20 кб в присутствии флюида, несодержащего С02 и обогащенного Н20 и F (Venturelli et al., 1988; Foley and Venturelli, 1989). Предполагается, что большинство лампроитов Испании - это результат смешения лампроитовой и шошонитовой
магм (Venturelli et al., 1984, 1991). В целом, только наиболее северные проявления провинции (Jumilla, Cancarix, Las Minas de Hellin, Calasparra) являются типичными агпаитовыми лампроитами, близкими по составу к породам других регионов (Лейцит Хиллс и др.), и практически не имеют признаков смешения двух магм (Contini et al, 1993). Детальное минералогическое изучение пород этих проявлений убедительно свидетельствует об этом, поскольку в них были обнаружены роддерит, делиит, армалколит-псевдобрукит, а в юмиллитах - также прайдерит и вадеит (Linthout et al., 1988; Venturelli et al., 1991; Briggatti et al, 1993; Contini et al., 1993; Salvioli-Mariani and Venturelli, 1996). Более южные проявления (Puebla de Muía, Fortuna, Vera, Zeneta и др.) характеризуются различной степенью смешения лампроитовой и шошонитовой магм и в большинстве случаев являются миаскитовыми.
Подобные различия также выявляются и по составу стекол непрогретых включений в минералах изученных лампроитов Испании (Рис.3) (Salvioli-Mariani and Venturelli, 1996; Шарыггш, 1997). Так при кристаллизации юмиллитов и канкалитов эволюция исходного расплава была направлена в сторон}' постепенного обогащения Si02, FeO06m, TÍO2, щелочами и обеднения А1203, MgO, СаО, Р205, т.е. имела агпаитовый тренд, а на самых поздних этапах - ультраагпаитовый тренд. Все это давало возможность кристаллизоваться обедненным и несодержащим алюминий минералам (К-рихтерит, делиит, роддерит и др.) на самых поздних этапах (Venturelli et al, 1991; Contini et al, 1993; Salvioli-Mariani and Venturelli, 1996). Эволюция при кристаллизации веритов и фортунитов имела явно миаскитовый характер, тогда как при формировании лампроитов Пуэбла де Мула исходный расплав эволюционировал в сторону составов с коэффициентом агпаитности, близким к 1 (Рис.6). Подобные особенности имеют также лампроиты других проявлений ЮВ Испании (Соловова и др., 1988; Богатиков и др., 1991). Следует также отметить, что остаточные стекла раскристаллизованых включений в некоторых минералах таких лампроитов имеют состав близкий к шошонитам-дацитам, и следовательно, косвенно подтверждают возможность смешения лампроитовой и шошонит/дацитовой магм (Venturelli et al, 1984, 1991). Хотя не следует также отвергать возможность того, что некоторые породы ЮВ Испании, относимые к лампроитам, могут являться членами семейства шошонитов.
AljOj
El порода (± гомогенизированные стекла включений в ранних минералах)
О остаточные стекла включений в минералах
Рнс.6. Эволюция ламнронтов разных регионов (состав породы -> оста точные стекла включений и минералах) в сопоставлении с эволюцией К-базальтондов и шошонитов.
1 - оливииовые лампроиты Зап.Кимберли и Прери Крик; 2 - лейцитовые лампроиты Зап.Кимберли; 3 - вайомингиты и орендиты Лейцит Хиллс; 4 - юмиллиты ЮВ Испании; 5 -канкалиты ЮВ Испании; б - лампроиты Смоки Быотт, 7 - вериты и фортуниты ЮВ Испании; 8 - лампроиты Пуэбла де Мула, ЮВ Испания; 9 - К-базальтоиды и шошониты. Линия в треугольнике разделяет агпаитовые и миаскитовые составы по мас.%. Данные по стеклам включений взяты из работ Wagner and Velde, 1986; A.Sobolev et al., 1989; Соловова и др., 1988, 1989; Костюк и др., 1990; Богатиков и др., 1991; Mitchell. 1991; Шарыгин, 1991; Шарыгин и Базарова, 1991; Vaggelh et al., 1993; Шарыгин и Владыкин, 1994; Salvioli-Mariani and Venturelh, ¡996; Шарыгин, ¡997 и многие другие работы).
Особенности эволюции лампронтовых магм.
Таким образом, некоторые различия в эволюции исходного расплава для лампроитов разных проявлений являются отражением того, что происходило с примитивной лампроитовой магмой в процессе ее подъема из мантии (контаминация мантийного оливина, смешение в мантии, контаминация корового вещества, смешение в земной коре).
Несмотря на отмеченные выше различия между лампроитами разных петрографических типов по составу стекол включений (Табл. 3-6, Рис.6), для них характерна общая тенденция (за исключением сильно аномальных лампроитов ЮВ Испании): эволюция исходного расплава в процессе кристаллизации породы имела агпаитовый характер и была направлена в сторону постепенного обеднения А1203, CaO, MgO, Р2О5 и обогащения Si02, FeO, BaO, Ti02, Zr02, щелочами. Летучие компоненты такие как F (или HF), С02, N2 и Н20 играли значительную роль в исходных лампроитовых магмах (A.Sobolev et al., ¡989). Такой характер эволюции способствовал образованию калиевых недосыщенных алюминием или несодержащих алюминий силикатов (железистый калишпат, K-Ti-рихтерит, щербаковит, вадеит и др.) и К-Ва-титанатов (прайдерит, джеппеит) на самых поздних стадиях кристаллизации пород. Присутствие воды, солей, барита и кальцита в некоторых включениях расплава в минералах лампроитов свидетельствует о том, что водно-солевой (суль-фат-карбонат-хлоридный) расплав или флюид возможно отделялся от силикатного расплава на самых поздних этапах эволюции лампроитовой магмы. В некоторых случаях это выражается в появлении продуктов познемагматической-гидротермальной деятельности. Например, апатиг-гематит-карбонатные ассоциации встречаются в виде тонких прожилков и диффузионных инфильтратов в юмиллитах ЮВ Испании (Salvioli-Mariani et al., 1991; Venturelli et al., 1991). Позднемагматические карбонаты и барит также характерны для пород Прери Крик, Смоки Бьютт и Лейцит Хиллс (V.Sobolev et al., 1975; Wagner and Velde, 1986; Mitchell and Bergman, 1991). Присутствие барита и халькопирита в расплавных включениях в минералах лейцитовых лампроитов (Mitchell, 1991; Ша-рыгин и Базарова, 1991), а также Fe-Ni-сульфидов в ранних вкрапленниках некоторых лампроитов свидетельствует о существенной роли серы в лампроитовых магмах. Вполне возможно, что в некоторых случаях сульфидный расплав мог отделяться от силикатного на самых ранних стадиях.
Взанмотношепмн между лампроптамп и кимберлитами.
Кимберлиты являются основными "поставщиками" алмазов из мантии. В некоторых случаях кимберлиты и лампроиты пространственно. а иногда и по времени совмещены (Mitchell and Bergman, ¡991). Это характерно для многих проявлений лампроитового магматизма. Выявляются также черты сходства и отличия между кимберлитами и лампроитами. В частности, оливиновые лампроиты по минеральному, химическому и изотопном)' составу достаточно близки к кимберлитам 2 группы (оранжеиты по терминологии Митчелла, 1995) и отличаются от кимберлитов 1 группы, для которых характерно присутствие монтичел-лита и первичного кальцита. По современным представлениям, кимбер-литовая магма имеет более глубинный источник, чем лампроитовая примитивная магма, и образовалась за счет частичного плавления мантийного субстрата в присутствии флюида, обогащенного С02 ßiitchell and Bergman, 1991).
К сожалению, данные по расплавным и флюидным включениям в минералах кимберлитов пока очень фрагментарны и не дают возможности достаточно полно сопоставить их с данными по включениям в минералах лампроитов. На данный момент изучены только включения в оливинах кимберлитов трубки Удачная-Восточная (1 группа кимберлитов). Температуры гомогенизации перв1гчных (?) включений расплава (стекло + газ) в оливине-2 составляют 900-1020°С (Попивняк и Лазько, 1979). Вторичные расплавные включения гомогенизируются при 600-650°С (Похиленко и Усова. 1978; A.Sobolev et al„ 1989). В оливине-2 кимберлита тр. Удачная были выявлены также первичные флюидные и комбинированные включения (кристаллические фазы + высокоплотный флюид ± стекло). В составе флюида преобладает СО;, содержания Н20 -менее 10 мольн.% (A.Sobolev et at., ¡989). Расчетные параметры на стадии кристаллизации оливина-2 были следующими: Т=1100±30°С, Р>4-5 кбар, JÖ2 соответствовала буферу фаялит-магнетит-кварц. Эти результаты сопоставимы с данными, полученными для оливиновых лампроитов Зап.Кимберли и Прери Крик (A.Sobolev et al., ¡989, Соло-вова и др., 1989). Химический состав стекла был определен только для вторичных включений (ТГОМ=760-810°С). Он характеризуется низкими содержаниями Si02 (34-37 мас.%). А1203 (0.5-1.4 мас.%), щелочей (1.1 мас.%) и высокими концентрациями MgO (31-40 мас.%), FeO (6-7.8 мас.%), СаО (9.6-13.6 мас.%) и летучих компонентов (Похиленко и
Усова, 1978). Состав стекла соответствует составу расплава на заключительных стадиях формирования кимберлитов.
Эволюции К-бачальтондпой и шошоннтопом магм.
К-базальтоиды и шошониты существенно отличаются от лампроитов по химическому и модальном)' составу. В частности, для них характерно присутствие Са-плагиоклаза и других высококальциевых минералов. Однако некоторые лейцит-содержащие К-базальтоиды (семейство ультракалиевых лейщггитов ) не содержат плагиоклаз и по модальному и валовому' химическому составу близки к лампроитам. К этой группе относятся породы Нового Южного Уэльса, Австралия (Cundan, 1973) и Сьерра-Невады, США (Van Kooten, 1983) и, по-видимому, лейцитовые фергусит-порфиры Восточного Памира (Дмитриев, 1976).
В последние несколько десятилетий интенсивно изучались включения расплава в минералах К-базальтоидов и их интрузивных аналогов (Наумов и Поляков, 1971; Чепуров и др., 1974; Базарова и др., 1975, 1981; Панина и др., 1990; Костюк и др., 1990; Jlumacoe, 1992; Шарыгин, 1993; Шарыгин и Поспелова, 1994; Vaggelli et al., 1993 и многие другие работы). Проведенные термобарогеохимические исследования позволили выявить РТ-параметры и характер эволюции К-базальтоидной магмы. Установлено, что в процессе кристаллизации К-базальтоидов эволюция расплава всегда направлена в сторону постепенного повышения содержаний Si02, А1203, щелочей и понижения содержаний фемических компонентов и имеет ярковыраженный миаскитовый характер.
В отличие от К-базальтоидов, породы шошокитовой серии пока достаточно слабо изучены методами термобарогеохимии. Исследование включений расплава в минералах шошонитов вулкана Стромболи (Vaggelli et al., 1993) показало, что эволюция исходной магмы была также направлена в сторону постепенного повышения содержаний Si02 (до 63 мас.%), А1203 (до 20 мас.%), щелочей (до 11 мас.%) и умеренного понижения СаО (до 2.5 мас.%), MgO (до 0.5 мас.%) и FeOr (до 2.5 мас.%). В целом, остаточные стекла наиболее раскристаллизованных включений по составу соответствуют латитам.
Таким образом, эволюция К-базальтоидной и шошонитовой магм существенно отличается от эволюции лампроитового расплава своим ярковыраженным миаскитовым характером (Рис.6).
Калиевые породы Алдана, относимые к лампронтам.
В последние годы на территории Алданского щита, преимущественно в пределах расслоеных щелочных плутонов мезозойского возраста, было выделено большое количество высококалиевых магнезиальных пород, относимых некоторыми исследователями к лампронтам (Владыкин, 1985; Конев и др., 1988; Махоткин и др., 1989; Богатиков и др., 1991; Махоткин, 1991). В частности, к ним стали относить оливиновые дайковые породы массивов Рябиновый, Малый Мурун и Якокут. оливин-лейцитовые породы р.Молбо. Недавние минералогические и термобарогеохимические исследования этих пород показали сходства и отличия их от лампроитов известных проявлений и выявили их сходство с некоторыми разновидностями лампроитов ЮВ Испании (Махоткин, 1991; Шарыгии, 1993; Панина, 1993, 1997; Панина и В.чаОыкин, 1994; Папина и Конев, 1995; Панина и др., 1996).
Согласно данным по изучению включений расплава в минералах, формирование этих пород происходило из расплавов, характеризующихся промежуточными петрохимическими значениями между лампроитами и К-базальтоидами, т.е. эти породы не могли быть продуктами "чистой линии" кристаллизации как лампроитовых, так и К-базальтоидных расплавов. Высказывалась также точка зрения, что о™ могут являться продуктами смешения этих магм (Панина, 1992, 1997; Панина и др., 1996), подобно процессам смешения лампроитовой и шошонитовой магм в ЮВ Испании (УепшгеШ е! а!., 1991). В первую очередь, это касается дайковых пород, выявленных в пределах расслоенных интрузий (Рябиновый, Мурун, Якокут), тогда как оливин-лейцитовые породы р.Молбо наиболее близки к лампронтам. Исходный расплав уже на ранних стадиях кристаллизации молбинских пород имел агпаи-товый состав (Ка+К/А1=2.2) и высокие концентрации ВаО (2 мас.%) (Панина и Конев, 1995). Дальнейшая его эволюция была направлена в сторону постепенного повышения содержаний БЮ; (до 55 мас.%), щелочей (до 15 мас.%), и понижения СаО (до 1 мас.%). MgO (до 1.5 мас.%). Р:05 (до 0.1 мас.%) при примерно постоянных концентрациях РеОт (10-12 мас.%). А1:03 (7-9 мас.%), ТЮ2 (1.5-2 мас.%). Однако, в отличие от лампроитов, породы р.Молбо имеют более низкие содержаниями ТЮ; и Ъх (Панина и Конев, 1995) и в них пока не обнаружены редкие минералы, типичные для лампроитов (прайдерит, К-ТЧ-рихтерит, вадеит и др.).
Среди пород Сибири, по-видимому, только докембрийские оливиновые породы Присаянья (Секерин и др., 1991) следует относить к лампроитам. Ранее эти породы рассматривались как слюдяные кимберлиты, однако их геохимическая специфика и присутствие прайдерита, армалколита и К-магнезиоарфведсонита ярко свидетельствуют о их близости к лампроитам согласно минералого-геохимическим критериям (Mitchell and Bergman, 1991).
Колиты Вьетнама.
На северо-западе Вьетнама распространены высококалиевые магнезиальные породы (кокиты), которые по ряду минералогических и петрохимических признаков близки к лампроитам. (Lacroix, 1933; Wagner and Velde, 1986; Polyakov et ai, 1995, 1996; Поляков и др., 1997). Однако в ко китах пока не обнаружены минералы, типоморфные для лампроитов (прайдерит, K-Ti-рихтерит, вадеит и др.), что не позволяет их однозначно отнести к семейству лампроитов. Химизм минералов и присутствие титанистого Са-граната в кокитах также свидетельствуют не в пользу отнесения их к лампроитам. Согласно неопубликованным данным Л.И.Паниной по включениям расплава в минералах, кокиты возможно являются продуктами неоднократного смешения лампроитовой и щслочно-сиенитовой магм, подобно процессам, происходившим в ЮВ Испании и на Алдане. Тем не менее нельзя отвергать возможность того, что кокиты - это продукт кристаллизации магмы щелочно-базальтового состава.
Алмазоносность лампроитов.
К настоящему времени выявлено несколько проявлений алмазоносных лампроитов: тр.Аргайл (Вост.Кимберли, Зап.Австралия), поле Эллендейл (Зап.Кимберли, Зап.Австралия), Прери Крик (Арканзас, США), Боби (Кот-д'Ивуар), Капамба (Замбия), Челима и Маджагаван (Индия). Все алмазоносные лампроиты представлены преимущественно оливиновыми лампроитами. На примере пород Капамбы и Зап. Кимберли (Jaques et ai, 1986; Scott Smith et al., 1989) было показано, что оливиновые лампроиты содержат значительно больше алмазов, чем лейцнтовые лампроиты.
Таким образом, алмазоносность лампроитов тесно связана с петрохимическими и минералогическими различиями между оливино-
выми и лейцитовыми разновидностями, а также с процессами, которым подвергалась примитивная лампроитовая магма в процессе ее подъема. В случае оливиновых лампроитов можно предположить, что она контаминировала оливин и смешивалась с астеносферным материалом при РТ-параметрах, соответствующих полю стабильности алмаза, а затем быстро поднималась на поверхность. При подъеме магмы, исходной для лейцитовых лампроитов, по-видимому происходили более сложные процессы, которые не способствовали сохранности алмазов.
К сожалению, изучение включений расплава в минералах не выявляет каких-либо существенных различий между алмазоносными (оливиновыми) и практически неалмазоносными (лейцитовыми) лампроитами. Включения расплава характеризуют главным образом лишь те процессы, которые происходили с исходной магмой при ее кристаллизации в пределах земной коры. Ранее по составу стекол гомогенизированных включений в ранних минералах Зап.Кимберли (Л.8оЬо1е\> еI а!.. 1989; Шарыгин и Владыкин, 1994) было показано, что первые дериваты .магмы, исходной для оливиновых лампроитов, отличаются от дериватов расплава, изначального для лейцитовых лампроитов, лишь более высокими концентрациями N3:0, ВаО и И, тогда как дальнейшая эволюция исходных магм имела однотипный характер.
ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ПРОВЕДЕННЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
1. Кристаллизация оливиновых лампроитов начиналась с образования фенокристов оливина при Т»1100°С и Р=4-6 кб. Вкрапленники в лейцитовых и санидиновых лампроитах начинали кристаллизоваться при Т>1200°С, а минералы основной массы - при 950-1100°С.
2. Для оливиновых и лейцитовых лампроитов Зап. Кимберли, Лейцит
Хиллс, Смоки Бьютт характерна общая тенденция: эволюция исходного
расплава в процессе кристаллизации породы (до образования Ва-
титанатов) имела агпаитовый характер и была направлена в сторону постепенного обеднения А1203, СаО. М§0, Р2С>5 и обогащения БЮ2,
РеО, ВаО, ТЮ;, ЪЮ2, щелочами. Летучие компоненты такие как Р (или
Ш7). СО;, Б и Н20 играли значительную роль в исходных лампрои-товых магмах. В некоторых случаях, в процессе эволюции от силикат-
ного расплава могли отделяться сульфидная (на самых ранних этапах) и солевая (на самых поздних этапах) составляющие.
3. Для лампроитов ЮВ Испании выделяются две группы пород. Для первой группы (юмиллиты, канкалиты и др.) эволюция исходной магмы аналогична таковой для других известных проявлений лампроитового магматизма. Для второй группы (фортуниты, вериты и др.) эволюция расплава имела миаскитовый характер и была направлена в сторону обогащения SiCb, А1203, щелочами и обеднения ВаО, ТЮ2, что может быть объяснено как результат разной степени смешения лампроиговой и шошонит/дацитовой магм. В целом, эволюция расплава при кристаллизации пород этой группы аналогична таковой для калиевых миаскитовых пород (К-базальтоиды, шошониты). Процессы смешения лампроиговой и К-базальтоидной магм, по-видимому, характерны для высококалиевых пород Алдана, относимых к лампроитам.
4. Особенности эволюции лампроитов, выявленные по включениям расплава в минералах, могут быть использованы как дополнительные признаки отличия их от других калиевых пород, в частности, от некоторых К-базальтоидов, которые достаточно близки к лампроитам по химическому' и модальному составу.
СПИСОК РАБОТ, ОПУБЛИКОВАННЫХ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ
Пашша Л.И., Шарыгнн В.В., Моторина И.В. Слюдяные пироксениты как продукты ранних этапов эволюции калиевой щелочной магмы (на примере Маломурунского массива, Алданский щит).// Геология и геофизика. - 1990. - Т. 31, № 3. - С. 71-78.
Panina L.I., Bazarova T.Yu., Proshenkin I.Ye., Sharygin V.V. Evolution of chemical composition of alkaline and subalkaline basaltic melts during crystallization.// LA VCE1, JVC, Mainz, FRG, 1990. - Abstracts.
Панина Л.И., Шарыгнн B.B., Прошенкин И.Е. Апатиго-ностность калиевых щелочных массивов.// Геология и геофи-зика. -1991. - Т. 32, № 1. - С. 107-115.
Шарыгнн В.В., Базарова Т.Ю. Особенности кристаллизации вайомингитов Лейцит Хиллс, США.// Геология и геофизика. - 1991. - т. 32, №6.-С. 61-68.
Шармгпп В.В. Химический состав включений расплава в минералах лампроитов поля Эллендейл (Зап. Австралия).// Геология и геофизика. - 1991. -Т.32, № 11. - С. 61-68.
Sharygin V.V., Stupak F.M. Trachytic melt evolution in close system conditions (Inarichi volcano. Udokan lava field, Siberia).// 10th General Assembly of 1UGG, Vienna, Austria, 1991. - Abstracts. - P. 151.
Sharygin V.V. Evolution peculiarities of melt at crystallization of lamproites.// International Conference on Active Volcanoes and Risk Mitigation, Napoli, 1991. - Abstracts, session 7.
Шарыгпн B.B., Калугин B.M., Ступак Ф.М. Включения расплава в минералах трахитов вулкана Инаричи (УЛП).// "Термобар-огеохимия минералообразующих процессов". - Новосиб1грск: Из-во ИГиГ СО АН СССР, 1992. "- Вып.2. - С. 7-15.
Sharygin V.V. Melt inclusions in lamproite minerals: petrogenetic implication.// 29th 1GG, Kyoto, Japan, 1992. - Abstracts volume 2/3. - P.574.
Шарыгнн B.B. Калиевые щелочные пикриты массива Рябиновый (Ц.Алдан).// Геология и геофизика. - 1993. - Т. 34, № 4. - С. 60-70.
Шарыгпн В.В. Эволюция расплава в процессе кристаллизации гаюиновых фонолитов Восточного Эйфеля (Зап.Германия).// Геология и геофизика. - 1993. - Т. 34, № 6. - С. 97-108.
Шарыгпп В.В., Поспелова JI.H. Эволюция расплава в процессе кристаллизации фергусит-порфиров Восточного Памира.// Геология и геофизика. - 1994. - Т. 35, № 1. - С. 110-117.
Шарыгпн В.В., Владыкин Н.В. Физико-химические условия образования лампроитов Волжиди Хиллс.// Геология и геофизика. -
1994. - Т. 35. №4. - С. 59-66.
Sharygin V.V., Kalugin V.M., Stupak F.M. Melt evolution during crystallization of Udokan lava plateau (Siberia).// 16'h Genera! Meeting of IMA, Pisa. Italy. 1994. - Abstracts. - P.371.
Sharygin V.V. Crystallization conditions of hauyne phonolites of Laaher See Volcano.// Boletín de la Sociedad Española de Mineralogía.-
1995. - V. 18-1. -P. 230-231. - Abstracts of XIII ECROFI.
Sharygin V.V. Melt inclusion study of some lamproite species from W.Kimberley,' W.Australia and Leucite Hills, USA.// 6th IKC, Novosibirsk, 1995. - Extended Abstracts. - P. 509-511.
Шарыпш В.В. Физико-химические условия формирования лампроитов Смоки Бьютт (Монтана, США).// "Геодинамика и эволюция Земли", Материалы научной конференции РФФИ. - Новосибирск, 1996. - С. 138-139.
Шарыгнн В.В. Эволюция лампроитов по включениям расплава в минералах.// Геология и геофизика. - 1997. - Т.38, № 1. - С. 136-147.
-
Шарыгин, Виктор Викторович
-
кандидата геолого-минералогических наук
-
Новосибирск, 1997
-
ВАК 04.00.20
- Петрология пород лампроитовой серии лено-алданского региона
- Петрология и рудоностность К-щелочных комплексов Монголо-Охотского ареала магматизма
- Фазовые равновесия в мантии в связи с проблемой происхождения высокомагнезиальных магм
- Минералогия и условия образования макрокристаллов хромшпинелида из кимберлитов и лампроитов
- Экспериментальное исследование особенностей кристаллизации лейцита из лампроитового расплава
