Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Геохимические модели развития мантрийных магматических систем по данным изучения глубинных ксенолитов Витимского и Удоканского вулканических полей (Восточное Забайкалье)

ВАК РФ 04.00.02, Геохимия

Автореферат диссертации по теме "Геохимические модели развития мантрийных магматических систем по данным изучения глубинных ксенолитов Витимского и Удоканского вулканических полей (Восточное Забайкалье)"

г з «о» «»>

ССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ

На правах рукописи

ЛИТАСОВ Константин Дмитриевич

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ РАЗВИТИЯ МАНТИЙНЫХ МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМ ПО ДАННЫМ ИЗУЧЕНИЯ ГЛУБИННЫХ КСЕНОЛИТОВ ВИТИМСКОГО И УДОКАНСКОГО ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ (ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)

04.00.02 - геохимия

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Новосибирск - 1998

Работа выполнена в Институте геологии СО РАН

Научный руководитель: академик Н.Л. Добрецов

Официальные доктор геолого-минералогических наук,

оппоненты: профессор О.М. Глазунов

доктор геолого-минералогических наук В.С. Шацкий

Оппонирующая Институт земной коры СО РАН организация: (г. Иркутск)

Защита состоится « /5~» пелох^к^с 1998г. в /4 часов на заседании диссертационного совета Д 002.50.01 при Объединенном институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН, в конференц-зале.

Адрес: 630090, Новосибирск, просп. акад. Коптюга, 3.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ОИГГиМ СО

РАН

Автореферат разослан « ¿8 » (ш^ггл^/ия. 1998г.

Ученый секретарь диссертационного совета К.Г.-М.Н.

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ Актуальность исследования

Глубинные ксенолиты из щелочных базальтов и кимберлитов несут прямую информацию о составе верхней мантии и нижних частей земной коры. Щелочные базальтоиды Байкальской рифтовой системы содержат широкий спектр мантийных пород. Их изучение позволяет представить мантийный разрез в пространстве по данным термобарометрии, эволюцию мантии во времени, используя данные по ксенолитам из разновозрастных базальтов, а также развитие магматической системы в динамике по геохимическим данным. Построение геохимических моделей с использованием данных по редким элементам является приоритетным направлением в современной мантийной петрологии. В этом отношении ксенолиты из базальтов Байкальского рифта менее изучены по сравнению с другими регионами, такими как Восточная Австралия, Западная Европа, Западные США. Цели и задачи

Цель работы: построение геохимических моделей развития мантийных магматических систем и выявление особенностей взаимодействия перидотитов с проникающим расплавом. Основные задачи исследования заключались в следующем:

1. Систематика и геохимическая характеристика типов ксенолитов, оценка состава и строения верхней мантии под Витимским и Удоканским полями. >

2. Выявление типов преобразования первичного перидотитового субстрата и природы действующих агентов.

3. Определение путей фракционирования расплавов и их взаимодействия с перидотитами по данным изучения пироксенитовых ксенолитов.

Научная новизна

Настоящая работа представляет собой новый этап исследования ксенолитов Витимского и Удоканского полей на основании детальной петрохимической обработки больших выборок ксенолитов и геохимического изучения их минералов с помощью высокоточных методов исследования.

Подобное исследование, охватывающее весь спектр ксенолитов, проводится впервые для Байкало-Монгольского региона, построенные геохимические модели основываются на последних разработках в области мантийной петрологии.

Основные защищаемые положения

1. По ксенолитам из миоценовых пикрито-базальтов Витимского поля фиксируется примитивный или обогащенный состав с широким развитием водосодержащих минералов, по ксенолитам из плиоцен-плейстоценовых базанитов - примитивный или истощенный «сухой» состав. Для мантии Удоканского поля по ксенолитам из миоценовых вулканов северной части фиксируется сильноистощенный «сухой» состав, по ксенолитам из плиоценовых лав северной и центральной части поля - слабоистощенный и «сухой» состав.

2. Выявлены три типа преобразования первичного перидотитового субстрата: 1) Обогащение перидотитов под воздействием расплава типа 01В и образование амфибол-флогопит-пироксеновых жил, НРБЕ-обогащенных ортопироксенитов и ортопироксен-оливиновых пород; 2) преобразование перидотитов под воздействием НРБЕ-обогащенного расплава типа МОЯВ и образование высокотитанистых перидотитов; 3) Реакционное обогащение лерцолитов и гарцбургитов легкими редкими землями в результате просачивания базальтового расплава.

3. Широкое развитие пироксенитовых ксенолитов на Витимском поле позволяет сделать вывод о существенной роли процессов фракционирования магмы в мантийных условиях. Выделенные типы пироксенитов отвечают моделям фракционной кристаллизации, просачивания расплава, сегрегации просачивающегося расплава и смене режима просачивания на трещинное фракционирование. Практическая значимость работы

Интерпретация данных по ксенолитам позволяет получить важные сведения об условиях генерации и эволюции базальтовой магмы на глубине, выявляет источники обогащения базальтов несовместимыми элементами. Проведенное моделирование составов расплавов и характеристика мантийных источников могут быть использованы для построения петрогенетических моделей образования базальтовых магм в целях геодинамических реконструкций и оценки их рудоносности.

Прецизионные исследования с использованием высокоточных методик позволяют получить новые данные по коэффициентам распределения редких элементов между мантийными минералами. В настоящей работе приводятся новые данные о распределении целого ряда элементов. Данные по распределению Ы, Ве, ва, ве являются одними из первых, показана значимость этих элементов в мантийных процессах.

Фактический материал, личный вклад автора, методы и объемы исследования

Основой для проведения исследования стали коллекции образцов, собранных автором в период полевых работ 1993-1996 года на Витимском и Удоканском вулканических полях под руководством И.В.Ащепкова. Ксенолиты северной части Удоканского поля были предоставлены С.В.Рассказовым н А.В.Ивановым.

Было сделано более 5000 микрозондовых определений состава минералов. Анализ проводился автором на приборе "Camebax Micro" в ОИГГиМ СО РАН. Также были использованы некоторые данные микрозондового анализа, выполненные Ю.Д.Литасовым в Университете Хоккайдо (Япония) и В.Г.Мальковцом в ОИГГиМ СО РАН.

Определение валового состава перидотитовых и пироксенитовых ксенолитов проводилось методом мокрой химии в лабораториях ИЗК СО РАН и ИГХ СО РАН, г. Иркутск. Основой для построения геохимических моделей стали данные анализа минералов ксенолитов методом вторично-ионной масс-спектрометрии (SIMS), выполненные в ИМ РАН, г. Ярославль. Кроме этого, использовались первые результаты исследования ксенолитов методом индукционно-связанной плазмы с лазерной абляцией (LA ICP-MS), полученные автором на масс-спектрометре в Королевском Музее Центральной Африки (Тервюрен, Бельгия), под руководством Л.Андре и Ж.Навье. Апробация работы и публикации ,

Основные результаты исследований докладывались на различных международных и российских совещаниях. В том числе на 6-й и 7-й Международной кимберлитовой конференции (Новосибирск, 1995; Кейптаун, Южная Африка, 1998), 8-й Гольдшмидтовской конференции (Тулуза, Франция, 1998), международном совещании и итоговой конференции по проекту INTAS №134 (Новосибирск, 1996; Гент, Бельгия, 1998), 16-й и 17-й всероссийских конференциях молодых ученых (Иркутск, 1995, 1997).

По теме диссертации опубликовано 16 работ с участием автора, в том числе 4 статьи в ведущих российских журналах и 6 расширенных тезисов в трудах международных конференций. Структура и объем работы

Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения общим объемом 292 страницы машинописного текста. В ней содержится 77 рисунков, 8 таблиц, 5 приложений. Список литературы состоит из 230 наименований.

Работа выполнена в лаборатории геологической корреляции (№817) Института геологии СО РАН.

Автор выражает искреннюю благодарность научному руководителю работы академику Н.Л.Добрецову за постоянную поддержку и внимание, конструктивный просмотр рукописи и ценные замечания. Автор выражает благодарность чл.-корр. А.В.Соболеву, Л.Андре и Я.Клерксу, при участии которых стало возможным получение прецизионных аналитических данных, а также А.С.Мехоношину, С.В.Рассказову, А.В.Иванову за помощь в анализе валовых составов пород и О.С.Хмельниковой за постоянную помощь при микрозондовых исследованиях. Результаты работы обсуждались с А.В.Соболевым, В.С.Шацким, С.В.Рассказовым, Ю.Д.Литасовым, И.В.Ащепковым, Д.А.Ионовым, и многими другими.

Полевые и аналитические работы выполнялись при поддержке проекта РФФИ 97-05-65309, а также молодежного гранта СО РАН.

Глава 1

ХАРАКТЕРИСТИКА БАЗАЛЬТОИДОВ И РЕЗУЛЬТАТЫ ПРЕДШЕСТВУЮЩИХ ИССЛЕДОВАНИЙ КСЕНОЛИТОВ 1.1. Общая характеристика базальтоидов Витим ское поле

Витимское вулканическое поле располагается в 200 км к востоку от оз.Байкал, в стороне от осевой части рифта и занимает площадь ~7000 км2. Детальные исследования, проведенные в Береинском ареале, показали, что вулканизм развивался в три этапа (Рассказов и др., 1996): 1) среднемиоценовый (16-14 млн. лет, пикрито-базальты и лейкобазальты), позднемиоценовый (около 8 млн. лет, оливиновые толеиты) и раннечетвертичный (2-0.8 млн. лет, базаниты и фонобазаниты). Ксенолиты, изученные в данной работе, были отобраны из пикрито-базальтов первого этапа и базанитов третьего этапа. Удоканское поле

Удоканское поле находится на северо-восточном фланге Байкальской рифтовой системы вблизи осевой части рифта. В северной части поля около 14 млн. лет назад изливались лавы оливиновых мелалейцититов, а в интервале 3.2-2.7 млн. лет - лавы щелочных оливиновых базальтов и базанитов. В южной и центральной части поля с 10 млн. лет назад до голоцена извержения были представлены дифференцированными лавовыми сериями базанит - фонобазанит и щелочной оливиновый базальт - трахит (Рассказов, 1985; Рассказов и

др., 1997). Ксенолиты были отобраны из мелалейцититов (14 млн. лет) и базанитов (3 млн. лет) северной части поля и из базанитов (3.5 млн. лет) центральной части поля.

1.2. Основные результаты предшествующих исследований Витимское поле

Первым детальным исследованием ксенолитов Байкальского рифта была работа И.В.Ащепкова (1991). При изучении ксенолитов Витимского поля удалось обнаружить закономерности площадного распределения температур равновесия минералов ксенолитов. Этот факт был предложен в качестве одного из доказательств существования мантийного диапира под Витимом, действовавшего на протяжении позднего кайнозоя.

В работе (Ionov et al., 1993) установлен примитивный состав большинства гранатовых и гранат-шпинелевых перидотитов из пикрито-базальтов. Область гранат-шпинелевого перехода ограничена интервалом 17-19 кбар при Т=1000-1150°С.

Детально была изучена геохимия мегакристаллов из миоценовых пикрито-базальтов (Ashchepkov et al., 1995; Ashchepkov, Andre, 1998). Для образования мегакристаллов предполагается модель пульсационного отделения порций расплава из глубинного очага и полибарическое (30-10 кбар при 1300-950°С) фракционирование магмы в гидроразрывных трещинах с отсадкой фаз на их стенках. Выделены три группы ассоциаций, соответствующих разным степеням фракционирования базальтоидной магмы в мантии: 1) клинопироксен-гранатовая ассоциация с акцессорными сульфидами, 2) Al-Ti-авгитовая ассоциация с акцессорными Fe-Ti-оксидами и флогопитом, 3) амфибол-клинопироксеновая ассоциация.

Главные петрохимические типы реакционного преобразования мантии по ксенолитам из миоценовых пикрито-базальтов были выделены в работе (Litasov Yu., 1996). Среди них: а) амфибол-флогопитовые жилы, б) флогопит-клинопироксеновые жилы, в) амфиболовые жилы; г) интерстиционные амфибол и флогопит. У до капское поле

Первые минералогические и детальные петроструктурные исследования перидотитовых ксенолитов представлены в работах (Грачев и др., 1973; Киселев и др., 1979; Рассказов, 1985). В работах (Рассказов, Киселев, 1980; Рассказов, 1985) описаны ассоциации мегакристаллов, нижнекоровых кумулативных ксенолитов. Было показано, что изменения состава и ассоциации родственных включений

мегакристаллов и кумулативных пород тесно связаны с временной и пространственной изменчивостью состава базальтоидов.

Определения редкоэлементного состава перидотитовых нодулей Удоканского поля (Турков и др., 1989) позволили установить примитивные (La,/Ybn=0.5-1.3), истощенные (La,/Yb„=0.1-0.5) и обогащенные (La/Ybn=l.9-6.3) разновидности ксенолитов.

Глава 2

ПЕТРОГРАФИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ КСЕНОЛИТОВ

В данной главе кратко рассматриваются петрография, модальный и валовый состав ксенолитов и химический состав минералов. В автореферате описаны особенности состава только некоторых групп ксенолитов.

2.1. Систематика ксенолитов и мегакристаллов

Систематика ксенолитов Витимского и Удоканского полей представлена в таблице 1. В составе ксенолитов типа II по (Frey, Printz, 1978) рассматриваются мегакристовая ассоциация и магматические нижнекоровые ксенолиты.

2.2. Петрография ксенолитов

Витимское поле, миоценовые пикрито-базалыпы Обогащенные ксенолиты и жилы с водосодержащими минералами

К выделенным типам пироксен-флогопит-амфиболовых жил (Litasov, 1996) следует добавить контактовые ортопироксениты и обогащенные ортопироксен-оливиновые породы. Первые, судя по петрографическим признакам, образуют контактовые оторочки, а вторые - породы стенок вокруг клинопироксен-флогопитовых жил. Cr-диопсидовые пироксениты

«Зеленые» пироксениты имеют протогранулярную структуру. Некоторые пироксениты данной группы имеют структуру близкую к кумулативной, а клинопироксен в них приобретает более темный цвет. Такие ксенолиты образуют переход к высокоглиноземистым гранатовым пироксенитам «черной» серии. Витимское поле, плиоцен-плейстоценовые базаниты Перидотиты

Для перидотитов из базанитов Джилинды можно выделить следующие типы структур (Mercier, Nicolas, 1975; Harte, 1977): протогранулярную, характерную для обычных шпинелевых и гранатовых лерцолитов (гр.1 и 26), и ее вариации в сторону пойкилобластовой к гарцбургитам гр. 2а и в сторону

Таблица 1. Систематика ксенолитов Витимского и Удоканского полей.

Витимское поле. Миоценовые пикрито-базальты_

Тип I Тип II

1. «Сухие» гр. и шп. Лерцолиты 1. Высоко-А1 пироксениты

2. Лерцолиты с водосо держащим и минералами а) фл. Лерцолиты б) амф. Лерцолиты Типы жил в перидотитах (сложные ксенолиты тип I - тип II а) амфибол-флогопитовые б) амф.-фл.-пироксеновые в) фл.-клинопироксеновые 2. Ортопироксениты и обогащенные ортопироксен-оливиновые породы

3. Мегакристовая ассоциация а) богатые Сг вебстериты, гр. 1 б) гр. вебстериты и мегакристаллы клинопироксена, гр.2 в) мегакристаллы клинопироксена и ильм.-фл. пироксениты г) мегакристаллы ильменита

3. Перидотиты со следами деформаций минералов 4. Нижнекоровые ксенолиты б) гранатовые гранулиты а) гр. клинопироксениты и габбро в) шпинелевые вебстериты г) пироксениты, «переходные» к «зеленой» серии ксенолитов

4. «Зеленые» пироксениты а) гр. и шп. вебстериты б) низко-А1 пироксениты

Витимское поле. Плиоценовые базаниты, Джилинда

I. «Сухие» перидотиты а) гр.-шп. и шп. лерцолиты, гр.1 б) шпинелевые перидотиты, гр.2 в) богатые Т! шпинелевые перидотиты, гр.З 1. Шпинелевые вебстериты

2. Ол.-шп. вебстериты

3. Мегакристовая ассоциация а) гр. клинопироксениты и мегакристаллы клинопироксена б) мегакристаллы граната в) мегакристаллы ильменита

2. «Зеленые» пироксениты а) гр. и шп. пироксениты, гр. 1 б) шп. пироксениты, гр.2 в) низко-А! пироксениты

(Тип На) Скарноподобные клинопироксениты

Удоканское поле. Плиоценовые базаниты (оз. Куас и точка 94)

1. «Сухие» перидотиты а) гарцбургигы и дуниты б) шпинелевые лерцолиты 1. Гр. ортопироксениты

2. Мегакристаллы (клинопироксен, [Толевой шпат, биотит)

2. «Зеленые» пироксениты 3. Нижнекоровые ксенолиты а) шпинелевые габброиды б) шп. и ол. вебстериты а) амфиболиты

Удоканское поле. Миоцен, лейцититы (влк. Ингамакит и Мундужяк)

I. Шпинелевые гарцбургиты и . Шпинелевые пироксениты

лерцолиты Мегакристаллы (ортопироксен, зливин, мегакристаллические -арцбургиты)

порфиробластовой и табулярной к лерцолитам гр.2в. Мозаичный эквигранулярный подтип структуры (перидотиты гр.З) занимает обособленное положение. Зерна оливина, ортопироксена и клинопироксена имеют изометричную форму. Шпинель равномерно рассеяна по всему ксенолиту и находится в участках тройного сочленения зерен или внутри кристаллов оливина и ортопироксена. Удоканское поле, плиоценовые базапиты

Выделяются три главных группы включений, связанных взаимопереходами: 1) лерцолиты, 2) гарцбургиты, 3) вебстериты. Для лерцолитов характерна среднезернистая протогранулярная структура. Гарцбургиты характеризуются крупнозернистой протогранулярной структурой, с элементами пойкилобластовой, и содержат дунитовые прожилки.

Удоканское поле, миоценовые мелалейцититы

Ксенолиты имеют гарцбургитовый состав и часто содержат интерстиционные обособления, которые занимают до 50% объема ксенолитов. Структура гарцбургитов среднезернистая протогранулярная.

2.3. Химический состав минералов

В автореферате кратко рассмотрен состав клинопироксенов важнейших групп ксенолитов. Витимское поле, миоценовые пикрито-базальты

Клинопироксены из гранатовых и шпинелевых лерцолитов имеют близкий состав (магнезиальность М§#=100хМ£/(М§+Ре)=89-92, кальциевость Са#=100хСа/(Са+М§)=43-52) характерный для большинства перидотитов из щелочных базальтов. Клинопироксены обогащенных но дулей содержат много ТЮ2=0.7-1.5%, имеют более низкую М§#=82-89. В некоторых клинопироксенах «зеленых» пироксенитов повышено содержание А1203 (до 8%), что сближает их с высоко-А1 «черными» пироксенитами (6.5-10.5% А1203). Витимское поле, плиоценовые базаниты

Клинопироксен из перидотитов гр.1 Джшшнды имеет низкую Са#-42-47. Клинопироксены перидотитов гр.2 характеризуются высокой Са#=48-53 при широких вариациях М§#=87-94. Клинопироксены из перидотитов гр.2а и 26 образуют единый тренд увеличения содержаний ТЮ2=0.01-0.6%, А1203=2-7%, На20=0.5-2% при снижении Mg#. Клинопироксены из перидотитов гр.2в имеют низкую М£#=87-90, а по Са# образуют единый тренд с клинопироксенами гр.2а и 26. От последних они отличаются низким содержанием А1203=4-6% и

Na20=0.7-1.5%. Клинопироксены из перидотитов гр.З имеют специфический состав. При высокой Mg#=92-93 и Са#=51-52 в них высокие содержания Ti02=l.8-2.2%. Среди пироксенитов «зеленой» серии встречаются нодули, которые соответствуют перидотитам гр.1 и перидотитам гр.2. Низко-А1 пироксениты соответствуют по составу перидотитам гр. 2в, их клинопироксены обеднены Ti02, А1203, Na20. Клинопироксены в «черных» шпинелевых вебстеритах имеют высокую Са#=52-56 и низкую Mg#=73-83. Удоканское поле, плиоценовые базаниты

Клинопироксены лерцолитов оз. Куас (Mg#=90-92.5, Са#=47-50) занимают по составу промежуточное положение между клинопироксенами дунитов-гарцбургитов и вебстеритов. Клинопироксены гарцбургитов и дунитов характеризуются высокой Mg#=91-94, низкой Са#=45-48 и содержанием Сг203=1-1.6%, низкими содержаниями ТЮ2=0.01-0.2%, А1203=2-5%. Удоканское поле, миоценовые мелалейцититы

Клинопироксены из перидотитов влк. Ингамакит и Мундужяк характеризуются истощенным составом (Mg#=92-94) с низкими содержаниями ТЮ2=0-0.2%, А12О3=0.4-3%.

Глава 3.

ГЕОХИМИЯ КСЕНОЛИТОВ ВИТИМСКОГО и УДОКАНСКОГО ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ 3.1. Клинопироксен

Характеристика несовместимых элементов в клинопироксенах определяется в основном анализом соотношения редкоземельных REE и высокозаряженных HFSE (Nb, Та, Zr, Hf, Ti) элементов.

Различие между клинопироксенами примитивных гранатовых и шпинелевых лерцолитов заключается в содержании HREE, (La/Yb)n=3-6 и 0.6-2 соответственно. Клинопироксены пироксенитов с водосодержащими минералами и ортопироксенитов из пикрито-базальтов Витимского поля обогащены HFSE, (Zr/Sm)n=1.0-1.9 (Ti/Eu)n=0.9-1.3. В клинопироксенах мегакристового тренда по мере снижения магнезиальности происходит накопление сильно несовместимых элементов, включая LREE (легкие редкие земли), и снижение содержаний HREE - (La/Yb)„ изменяется от 1.2 до 6. Нижнекоровые ксенолиты обычно обогащены всеми REE и имеют отрицательные аномалии по HFSE и Sr.

Для клинопироксенов перидотитов Джилинды (фуппы 1, 2а и 26) характерны истощенные, (La/Yb)n=0.2-0.8, или U-образные, (LaArb)„= 1.5-3, графики распределения REE с отрицательными HFSE-аномалиями.' Лерцолиты группы 3 содержат клинопироксен, обедненный LREE, (La/Yb)n=0.07, но обогащенный HFSE, особенно Ti, (Ti/Eu)n=2.2. Клинопироксены «черных» шпинелевых пироксенитов полностью повторяют графики распределения «зеленых» пироксенитов, но отличаются более высокими содержаниями редких элементов.

Для клинопироксенов из Удоканских перидотитов характерно высокое содержание LREE (La/Yb)„=l-15 и низкое содержание HFSE (Zr/Sm)„=0.1-0.7, (Ti/Eu)n=0.02-0.2. Наиболее сильно это проявлено в клинопироксенах гарцбургитов и дунитов.

Кроме клинопироксенов редкоэлементный состав установлен для ортопироксенов, гранатов, оливинов, шпинелей, амфиболов, флогопитов разных групп ксенолитов и приведены данные о распределении редких элементов между фазами. 3.2. Сосуществующие расплавы

Можно выделить четыре основных типа распределений редких элементов в расплавах, сосуществующих с минералами ксенолитов (рассчитанных по коэффициентам распределения KD):

1) Распределение, соответствующее OIB, характерно для расплавов, сосуществующих с клинопироксенами «примитивных» перидотитов, «зеленых» пироксенитов, нижнекоровых ксенолитов и мегакристаллов. Данное распределение характеризует базальтовые расплавы, выплавляющиеся из примитивной или слабоистощенной мантии.

2) HFSE-обогащенный спектр OIB-типа характерен для расплавов, сосуществующих с клинопироксенами жил с амфиболом и флогопитом и реакционных перидотитов из пикрито-базальтов Витимского поля (рис. 1а). Данное распределение характерно для фракционной кристаллизации пироксенитовых жил и расплавов, вызывающих околожильные изменения.

3) HFSE-обогащенное распределение MORB-типа характерно для расплавов, сосуществующих с клинопироксенами эквигранулярных лерцолитов (гр.З) из базанитов Джилинды (рис. 1а).

4) U-образное распределение со значительными отрицательными аномалиями по HFSE характерно для расплавов, сосуществующих с клинопироксенами истощенных перидотитов, подвергшихся воздействию просачивающегося расплава (рис.1б). Для этих расплавов

характерны высокие содержания LREE гораздо превышающие содержания в OIB (рис. 16).

Рис.1. Составы расплавов, сосуществующих с клинопироксенами, нормированные к составу примитивной мантии по (McDonough, Sun, 1995). Обозначения 1- о, 2 - 3 - О, а) HFSE-обогащенные расплавы, 1- пироксениты с водосодержащими минералами и обогащенные перидотиты из пикрито-базальтов, 2- перидотиты гр.З Джилинды, б) LREE-обогащенные расплавы, 1-перидотиты Джилинды, 2- дунит, оз. Куас, 3- гарцбургит, влк. Ингамакит. Линиями показаны составы OIB и N-MORB по (Sun, McDonough, 1989).

1000-1 1000-9 .

100-Ё Ют 1

100 10^

La Nd Sm Dy Er Yb Ce Eu

—i—i—i—i—i—i—i—i—i—i—i—i—i—i

La Nd Sm Dy Er Yb Ce Eu

1000

100

Th La Sr Zr Eu Dy Er Li Th La Sr Zr Eu Dy Er Li Nb Ce Nd Sm Ti Y Yb Cr Nb Ce Nd Sm Ti Y Yb Cr

Глава 4.

ОБЗОР ГЕОТЕРМОБАРОМЕТРИЧЕСКИХ ДАННЫХ ПО КСЕНОЛИТАМ

Термобарометрия Витимских ксенолитов рассматривалась в работах (Ащепков, 1991; Ионов и др., 1993; АБИсЬеркоУ е! а]., 1994; Ьказоу, 1996 и др.). В данной главе проведен обзор этих работ и представлены новые данные по Удоканскому полю.

4.1. Витимское поле Миоценовые пикрито-базальты

Гранатовые перидотиты занимают поле, ограниченное давлениями 30-15.5 кбар и Т=930-1190°С. Ксенолиты «зеленых» пироксенитов занимают по температуре более высокое положение по сравнению с перидотитами (рис.2а). Гранатовые вебстериты мегакристового тренда дают «горячую» геотерму с широким интервалом температур и давлений от 1380°С и 32-34 кбар до 1050°С и 11-12 кбар. Богатые хромом вебстериты имеют высокие температуры равновесий 1300-1380°С. Т-Р параметры для нижнекоровых гранулитов ограничены интервалами Т=790-950°С и Р=7-12 кбар (Т- Brey, Kohler, 1990; Wells, 1977; Р-Nickel, Green, 1985). Плиоцен-плейстоценовые базаниты

Т-Р поле гранат-шпинелевых перидотитов из плиоцен-плейстоценовых базанитов превышает по температуре поле для перидотитов из миоценовых пикрито-базальтов примерно на 50-60°С (рис.2б) (Ащепков, 1991). Гранатовые лерцолиты из базанитов Джилинды наиболее высокотемпературны - Т~1200°С. Перидотиты Джилинды соответствуют двум температурным интервалам. Гранатовые и шпинелевые перидотиты гр.1 более высокотемпературны - (Т=1065-1230°С). Перидотиты гр.2 и 3 .более низкотемпературны -Т=680-950°С. Для перидотитов Джилинды характерны широкие интервалы окисленности. Для ксенолитов гр. 1 среднее Alog/ö2(QFM)=-1.0. В ip.2 выделяются ксенолиты перидотитов и вебстеритов наиболее железистого состава (гр.2в). Для них характерны высокие значения Alog/D2(QFM) (среднее —0.03). Для остальных ксенолитов гр.2 среднее AIog/02(QFM)=-1.35. Для эквигранулярных перидотитов гр.З характерен широкий интервал окисленности, среднее Д log/02(QFM)=-2.2. «Зеленые» пироксениты Джилинды так же, как и лерцолиты, отвечают двум температурным интервалам (1000-1200°С и Т=850-980°С). Для низкоглиноземистых вебстеритов - Т=770-820°С. Для «черных» шпинелевых вебстеритов интервал температур 800-900°С.

4.2. Удоканское поле Плиоценовые базаниты

Среди перидотитовых ксенолитов оз. Куас наиболее окисленными и высокотемпературными оказались шпинелевые гарцбургиты и дуниты. Для них характерны Т=950-1095°С, среднее Alog/02(QFM)=-1.2. Лерцолиты имеют Т=900-1095°С, среднее Alog/02(QFM)=-2.1. Вебстериты более низкотемпературны Т=880-960°С и имеют низкие

значения Д1ой/02(СРМ) (среднее -3.1). Ксенолиты точки 94 по окислительно-восстановительным условиям занимают промежуточное положение между нодулями вулкана Ингамакит и перидотитами района оз Куас (Т= 900-980°С).

800 ЮОО 1200 1400 800 1000 1200 1400

Рис.2. Т-Р диаграммы для ксенолитов Витимского поля, Т - (Brey, Kohler, 1990; Wells, 1977), Р- (Nickel, Green, 1985). а) из миоценовых пикрито-базальтов; б) из плиоцен-плейстоценовых базанитов. Оконтурено Т-Р-поле гранатовых перидотитов из пикрито-базальтов. Обозначения: а) о- «зеленые» пироксениты, а- перидотиты на контакте с метасоматическими жилами, низкоглиноземистые пироксениты, Д- гранатовые вебстериты мегакрстового тренда, □- нижнекоровые гранулиты; б) гранатовые лерцолиты Джилинды -О, Булыхты -о; для сравнения показаны данные для влк. Якша и Кандидушка -•.

Миоценовые мелалейцититы

Большинство нодулей вулкана Ингамакит показывают более низкие двупироксеновые температуры (Т=700-920°С) по сравнению с ксенолитами вулкана Мундужяк и точки 94. Для шпинелевых гарцбургитов из мелалейцититов характерна высокая окисленность от 0.2 до 1.5 ед. выше уровня QFM, что, вероятно, обусловлено реакцией с базальтовым расплавом перед выносом на поверхность.

Глава 5

ЭВОЛЮЦИЯ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ И РЕДКОЭЛЕМЕНТНОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ МАНТИЙНЫХ ПРОЦЕССОВ

Дискуссионная часть работы посвящена трем вопросам,

поставленным в задачах исследования.

5.1. Строение верхней мантии Витимского и Удоканского полей

По ксенолитам перидотитов из миоценовых пикрито-базальтов Витимского поля фиксируется примитивный и обогащенный состав мантии с развитием водосодержащих минералов и жильных пироксенитов (Ащепков, 1991; Добрецов, Ащепков, 1991). В данной работе выделены новые группы пироксенитов и установлены корреляционные связи между группами (рис.За).

В строении мантийной колонны, реконструируемой по ксенолитам из плиоценовых базанитов Джилинды (рис.3 б) следует отметить, что: 1) перидотиты гр.1 и 26 представляют первичный примитивный или слабоистощенный субстрат двух уровней глубинности, соответствующих гранат-шпинелевому переходному слою и шпинелевой фации; 2) «черные» шпинелевые вебстериты соответствуют уровню перехода кора - мантия и верхним частям мантии. Они связаны взаимопереходами структур и состава минералов с «зелеными» шпинелевыми вебстеритами.

Судя по ксенолитам из миоценовых базальтоидов северной части Удоканского поля (рис.Зв), верхняя часть мантии состояла в основном из гарцбургитов. Гарцбургиты насыщены «расплавными пакетами», образование которых связывается с реакцией с базальтом перед выносом ксенолитов на поверхность (1опоу е1 а!., 1994; БгаЬо е1 а!., 1996; 8Ьагу§т ег а1., 1998). Мантия, реконструируемая по ксенолитам из плиоценовых базанитов оз. Куас, содержит высокий процент истощенных пород - гарцбургитов и дунитов (рис.Зг). Гарцбургит-лерцолитовая ассоциация, по-видимому, более глубинна, чем вебстерит-лерцолитовая, т.к. для нее характерны более высокие температуры равновесий.

5.2. Реакционное преобразование перидотитового вещества Образование жил пироксенитов с водосодержащими минералами и околожильные изменения

Интерстиционные метасоматические минералы в перидотитах (амфибол, флогопит, реже клинопироксен) образуются при взаимодействии расплава с перидотитом вблизи магматических каналов, в которых кристаллизуются жильные ассоциации. В витимских ксенолитах мы видим, что на контакте крупных клинопироксен-флогопитовых жил образуются зоны отропироксенита и далее обогащенной ортопироксен-оливиновой породы. Ширина зоны изменения перидотита на контакте с жилой зависит от ее мощности.

(а) Витим, миоцен

(б) Витим, плиоцен

(в) Удокан, миоцен

(г) Удокан, плиоцен

I I Мегакристаллы и пироксениты L*--' мегакристовой ассоциации

"Зеленые" пироксениты

Нижнекоровые ксенолиты и "черные" шп-вебстериты Высоко-Al пироксениты

Ti-эквигранулярные перидотиты, (гр.З, Джилинда)

120

h, км

Рис. 3. Глубинные разрезы под Витимским и Удоканским полями. Колонны под Витимским полем имеют более сложное строение за счет процессов обогащения, развития мегакристовых и пироксенитовых ассоциаций. Линиями показаны связи "зеленых" пироксенитов с высоко-Al пироксенитами (1) и «черными» шпинелевыми вебстеритами (2). На рис. справа показаны температуры мегакристалллов и пироксенитов, слева - перидотитов. Современное положение границы Мохо по геофизическим данным (Зорин и др., 1990) не согласуется с петрологическими данными по ксенолитам из плиоценовых базальтов Витима (б). Шпинелевые лерцолиты с равновесными Т<800°С соответствуют глубине 30-40 км, т.е. толщина земной коры должна быть еще меньше. Если ксенолиты залегали глубже, то это свидетельствует об очень пологом наклоне геотермы (рис.2).

Чем мощнее жила, тем шире зона изменения перидотита на контакте (Litasov, 1996). Клино пироксен и флогопит в перидотитах кристаллизуются из остаточных порций просачивающегося расплава, судя по их подчиненному положению в структуре (Glaser et al., 1998).

Вариации редкоэлементного состава минералов (клинопироксена, амфибола) свидетельствуют, что они находятся в равновесии с расплавами типа OIB (рис. 1а) с плоскими графиками распределения REE. Состав расплава, сосуществующего с клинопироксеном жил, может рассматриваться как состав действующего агента.

Моделирование частичного плавления свидетельствует, что расплав с высоким содержанием всех HFSE по отношению к REE можно получить при наличии HFSE-обогащенных фаз (ильменит, рутил, циркон) в источнике. Экспериментальные исследования подтверждают этот вывод и показывают, что аномальные вариации HFSE и некоторых других элементов по отношению к REE контролируются наличием рудных акцессорных фаз в источнике (Foley, 1992; Foley et al., 1995). Образование богатых-Ti перидотитов

Эквигранулярные перидотиты, обнаруженные в базанитах Джилинды (гр.З), характеризуют редкий тип метасоматоза, не встреченный ранее в других проявлениях мира. Сходство характера распределения REE с MORB (рис. 1а), по-видимому, свидетельствует, что состав клинопироксена характеризует состав расплава, который реагировал с перидотитом. Другими важными характеристиками перидотитов являются высокое содержание Nb и Ti, и в меньшей степени - Zr, а также аномально высокое содержание совместимых элементов, что свидетельствует о сильном первичном истощении (более 15% плавления примитивной мантии).

Образование Ti-обогащенного расплава можно объяснить плавлением обогащенной мантии (содержащей ильменит, флогопит, жильные ассоциации). Наиболее хорошие результаты получаются в моделях с наличием ильменита в источнике расплава. Это видно по высокому содержанию Nb, V, Zn, Ni (концентратором которых является ильменит) и довольно низкому — Sr в реконструируемом расплаве. С другой стороны возможно, что источник содержал флогопит, о чем свидетельствуют высокие концентрации Ga. Наиболее вероятным источником расплава является мантия, состоящая из шпинелевых перидотитов и жильных ильменит-флогопит-пироксеновых (±амфибол) ассоциаций.

Просачивание расплава

С точки зрения многих авторов, изучавших мантийные ксенолиты и офиолитовые перидотиты, крупномасштабное просачивание расплава является основным процессом, контролирующим состав литосферной

мантии. Соотношение процессов просачивания и трещинного переноса широко дискутируется (Добрецов, 1980, 1981; Navon, Stolper, 1987; Bodinier et al., 1990; Navon et al., 1996; Nielsen et al., 1996). В последнее время были развиты численные модели хроматографического просачивания расплава в применении к мантийным процессам (Bodinier et al., 1990; Vasseur et al., 1991). В данной работе для анализа вариаций состава клинопироксенов в перидотитах применен подход, включающий комбинированную модель критического плавления и просачивания расплава (Batanova et al., 1998).

Состав клинопироксенов примитивных перидотитов свидетельствует о степенях плавления мантии 1-3%. Для клинопироксенов более истощенных перидотитов характерны степени плавления до 15-20%. U-образные и LREE-обогащенные графики распределения соответствуют различным степеням просачивания расплава. Для большинства перидотитов Джилинды характерны меньшие степени просачивания расплава (характерное время, при фиксированных остальных параметрах, длина колонны - 200м, доля расплава (пористость) - 0.5% и др., для перидотитов Джилинды - 1.2-2.1tc, здесь tc - время, за которое расплав проходит путь от основания колонны до места положения образца) чем для Удоканских перидотитов (1.6-6 tc), содержащих клинопироксены с сильным обогащением REE. Для клинопироксена из перидотита D-133 предложена модель преобразования, включающая две стадии плавления илросачивания.

Данные моделирования состава клинопироксенов согласуются с наблюдаемыми распределениями для всех элементов за исключением Ti, если принять обычные KoTi/расплав для перидотитовых минералов. Проблему Ti можно преодолеть для LREE-обогащенных гарцбургитовых распределений клинопироксена, используя модель плавления в открытой системе (Ozawa, Shimizu, 1995), в которой достигаются значительные вариации в содержании HREE, а содержание Ti во многом контролируется первичным составом внедряющегося расплава. Однако, эта модель практически не может объяснить U-образных распределений, составляющих единый ряд с более обогащенными распределениями.

По мнению автора образование отрицательных Ti-аномалий в клинопироксене объясняется как первичным составом перидотита, так и составом просачивающегося расплава. Клинопироксены примитивных и истощенных ксенолитов, имеющих графики распределения характерные для частичного плавления (с обеднением LREE), имеют аномалии по Ti,

которые часто не покрываются в валовом составе перидотита сосуществующими минералами. Поэтому существенные аномалии по HFSE в клинопироксенах перидотитов могут характеризовать первичное обеднение, что подразумевает существование HFSE-обедненных доменов в мантии (Salters, Shimizu,1998). С другой стороны, ультранизкие содержания Ti в клинопироксене гарцбургитов не могут характеризовать его первичный состав, даже если его REE спектр имеет U-образную форму.

Если принять KDTi близким к нормальному, то решение проблемы можно найти в привлечении реакционного фракционирования акцессорных фаз при миграции расплава. Рассматривая мантийную колонну как ряд ячеек, в каждой из которых происходит осаждение и растворение минералов, можно получить аномально низкие концентрации HFSE при фракционировании рутила, апатита (Bedim et al., 1997) или ильменита. Более распространена точка зрения, в которой HFSE-аномалии объясняются высоким содержанием С02 в расплаве, имеющим высокие KD для REE и низкие - для других элементов, или его карбонатитовой природой (Yaxley et al., 1991; Hauri et al., 1993; Rudnick et al., 1993; Ionov et al., 1996). Для Витимского и Удоканского полей наиболее вероятен вариант просачивания базальтового расплава, т.к. в ксенолитах не отмечено карбонатов, признаков реакции верлитизации, а уровень концентраций LREE в сосуществующем расплаве хотя и высок, но не достигает уровня, характерного для карбонатитов. 5.3. Петрогенезис пироксенитов и фракционирование расплавов Пироксениты «зеленой» серии

Изотопные данные и петрографические взаимоотношения Сг-диопсидовых «зеленых» пироксенитов в перидотитовых массивах свидетельствуют об их обычно более древнем образовании по отношению к пироксенитам «черной» серии. Перидотиты не могут произвести объем расплава, способный сформировать крупные дайки ш situ, поэтому локальная экстракция расплава не может рассматриваться в качестве доминирующего процесса при образовании «зеленых» пироксенитов (Rivalenti et al., 1995). «Зеленые» пироксениты из базальтоидов Витимского и Удоканского полей, по-видимому, тоже являются продуктами древней магматической активности. Они имеют региональное распространение, т.к. встречаются в различных вулканических центрах разного возраста и вместе с перидотитами образуют докайнозойскую мантийную ассоциацию.

Кристаллизация «зеленых» пироксенитов может описываться AFC-процессом (De Paolo, 1981) или моделью «зонной плавки» (Harris, 1957; Albarede, 1995), кристаллизацией in situ в открытой для поступления расплава системе, а также моделью реакционного просачивания расплава в системе с высоким отношением кристалл/расплав (Vernieres et al., 1997; Reiners, 1998). Без детального изучения трудно установить особенности образования «зеленых» пироксенитов, но минералогические данные свидетельствуют, что богатый хромом расплав может с одной стороны просачиваться по мелким трещинам, с другой -образовывать крупные жилы, в которых способен к полибарическому фракционированию, подобно пироксенитам мегакристовой ассоциации, в сторону обеднения расплава хромом и обогащения Ti и AI. По видимому, такое фракционирование приводит к образованию кумулативных высокоглиноземистых пироксенитов. Формирование мегакристалпов

Для образования мегакристовой ассоциации из базальтоидов Витимского поля предполагается модель пульсационного отделения порций расплава из глубинного очага и полибарическое (30-10 кбар при 1300-950°С) фракционирование магмы в гидроразрывных трещинах с отсадкой фаз на их стенках (Ashchepkov, Andre, 1998). Моделирование фракционной кристаллизации расплава, сосуществующего с наиболее примитивным клинопироксеном из группы богатых хромом вебстеритов, с эффективностью отделения расплава ,80-90% (Langmuir, 1990) свидетельствует, что диапазон степени кристаллизации для вебстеритов гр.1 равен 0-20%, для гранатовых вебстеритов гр.2 - 2050%, для мегакристов гр.З 70-90%, для гранатовых габбро (гр.З нижнекоровых ксенолитов) - 90-100% при отсадке клинопироксена, граната, ильменита и плагиоклаза. Формирование мегакристовой ассоциации из плиоцен-плейстоценовых лав имеет сходный характер. Для нее следует отметить важную роль фракционирования ильменита и флогопита на заключительных стадиях кристаллизации. Нижнекоровые ксенолиты

В работе показано, что формирование магматических нижнекоровых ксенолитов связано с различными типами глубинных расплавов. Гранатовые габбро из пикрито-базальтов связаны с остаточными расплавами после кристаллизации фаз мегакристовой ассоциации. «Черные» шпинелевые вебстериты судя по всему образовались при сегрегации богатого Cr расплава, из которого формируются «зеленые» пироксениты, и его кристаллизации вблизи

границы Мохо в виде крупных магматических тел, что доказывается отсутствием контактов между перидотитами и «черными» вебстеритами. Составы «черных» шпинелевых вебстеритов Джилинды можно получить при кристаллизации расплава, сосуществующего с «зелеными» пироксенитами того же проявления.

Образование гранатовых гранулитов, ввиду отсутствия изотопных данных пока не столь ясно. Сложная история их формирования (реакции гранат-шпинель, шпинель-плагиоклаз), развитие симплекти-товых агрегатов, распады твердых растворов, развитие вторичных водосодержащих фаз и равновесные отношения со шпинелевыми вебстеритами позволяют отнести их к докайнозойским образованиям.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате проведенных исследований можно сформулировать следующие основные выводы:

1. Литосферная мантия в стороне от осевой части рифтовых структур Байкальского региона (Витимское поле) имеет большую мощность и более сложное строение с широким развитием пироксенитов и обогащенных перидотитов по сравнению с утоненной литосферной мантией вблизи осевой части рифта (Удоканское поле), где встречаются в основном истощенные ксенолиты.

2. Установлено широкое распространение LREE-обогащенных гарцбургитов и лерцолитов в мантии под Витимским и Удоканским полями, которые образуются в результате реакционного просачивания расплава.

3. Выявлен новый тип реакционного преобразования мантии под воздействием MORB-подобного HFSE-обогащенного расплава, в результате чего образуются редкие богатые Ti перидотиты.

4. «Зеленые» пироксениты могут образовываться при просачивании расплава в условиях высокого отношения расплав/порода (>1-3%). Генетические связи между «зелеными» и «черными» пироксенитами показывают возможность смены режима просачивания на фракционирование в трещинах.

Основные публикации по теме диссертации 1. Ashchepkov I.V., Andre L., Litasov K.P., Mal'kovets V.G. Origin and evolution of mantle melt beneath Vitim plateau // Ext. Abst. 6th Int. Kimb. Conf. - Novosibirsk, Russia. - 1995. P.17-19.

2. Ashchepkov I.V., Andre L., Mal'kovets V.G., Litasov K.D. Stratification of upper mantle column beneath Vitim plateau in Miocene and Quaternary // Ext. Abst. 6th Int. Kimb. Conf. - Novosibirsk, Russia. - 1995. P.20-22.

3. Литасов К.Д., Ащепков И.В. Ильменитовые мегакристаллы и ильменитсодержащие пироксениты из щелочных базальтов Витимского плато // Геол. геофиз. - 1996. - №7. - С.97-108.

4. Литасов К.Д., Ащепков И.В. Ильменит-клинопироксеновые сииплектиты и мегакристовые сростки из щелочных базальтоидов Витимского плато // Минерал, журнал. - 1996. -№3. - С. 18-29.

5. Ashchepkov I.V., Andre L., Litasov K.D. Phlogopite in Vitim mantle xenoliths // Ext. Abst. 6th V.M.Goldschmidt Conf. - Heidelberg, Germany.- 1996. p.29-30.

6. Литасов К.Д., Иванов А.В. Минералогия перидотитовых включений из щелочных базальтов района оз. Куас (Удоканское лавовое поле) // XVII мол. конф. «Строение литосферы и геодинамика». - Иркутск: ИЗК СО РАН. - 1997. С.26-27.

7. Litasov K.D., Litasov Yu.D. Reactional pyroxenites and metasomatically modified xenoliths from the Cenozoic alkaline basalts of the Vitim plateau: evidence for mantle/melt interaction // Abst. vol. Eur. Union Geosci. 9th. - Strasbourg, France. - 1997. - P.77.

8. Litasov K.D., Smirnov S.Z., Litasov Yu.D. Fluid and melt inclusions in low-AI clinopyroxenite xenoliths from Quaternary basanites of the Vitim plateau, Siberia II Eur. Current Res. Fluid Incl., XlVth, Res. Vol. -Nancy, France. - 1997. - P. 186-187.

9. Литасов К.Д. Геохимическое изучение клинопироксенов из «реакционных» пироксенитов миоценовых пикрито-базальтов Витимского плато // Мат. науч. конф. «Актуальные вопросы геологии и географии Сибири», Томск, - 1998. - Т.З. - C.2I0-211.

10. Litasov К.Р., Litasov Yu.D. Reactional and differentiated pyroxenite xenoliths from alkaline basalts of the Vitim volcanic field (East Siberia): their role in metasomatism and position in mantle magmatic system // Ext. Abst. 7th Int. Kimb. Conf. - Cape Town, South Africa. - 1998. -P.506-508.

11. Litasov Yu.D., Niida K„ Litasov K.D. Reactional modification of the primitive mantle by basaltic melts: an evidence from mantle-derived xenoliths of the Vitim Plateau (Russia) // Ext. Abst. 7th Int. Kimb. Conf. - Cape Town, South Africa. - 1998. - P.509-511.

12. Sharygin V.V., Litasov K.D., Smirnov S.Z., Kuzmin D.V., Reutsky V.N., Ivanov A.V. Fluid and Silicate-Melt Inclusions and Interstitial Glass in

Mantle Xenoliths from Melanephelinites of the Udokan Lava Plateau, Russia // Ext. Abst. 7th Int. Kimb. Conf. - Cape Town, South Africa. -1998.-P.791-793.

13. Litasov K.D. Mantle beneath Vitim volcanic field (Baikal region): magmatic processes and rare metasomatism // Active Tectonic of Continental Basins / N.L. Dobretsov, J. Klerkx, N.A. Logatchev eds. -Final Conf. INTAS Project№134. - Gent, Belgium.- 1998. - P.24.

14. Литасов К.Д., Мальковец В.Г. Sr-, Ba-, Rb-систематика мегакристаллов полевого шпата из щелочных базальтоидов Центральной Азии // Геол. Геофиз. - 1998. - №9. - С.1102-1108.

15.Litasov K.D. HFSE-enriched mantle metasomites from Miocene picrobasalts of the Vitim volcanic field (East Siberia, Russia) // Abst. vol. Int. Volcanol. Congr. - Cape Town, South Africa. - 1998. - P.35.

16. Litasov K.D., Litasov Yu.D., Ivanov A.V. Differences in formation of refractory peridotites beneath the Vitim and Udocan volcanic fields (East Siberia, Russia) И Abst. vol. Int. Volcanol. Congr. - Cape Town, South Africa. - 1998.-P.35.