Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Петролого-геохимическая эволюция кайнозойского базальтоидного вулканизма Приморья в связи с проблемой его сапфироносности

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Петролого-геохимическая эволюция кайнозойского базальтоидного вулканизма Приморья в связи с проблемой его сапфироносности"

На правах рукописи

НОЗДРАЧЕВ Евгений Анатольевич

ПЕТРОЛОГО-ГЕОХИМ ИЧ ЕСК АЯ ЭВОЛЮЦИЯ КАЙНОЗОЙСКОГО БАЗАЛЬТОИДНОГО ВУЛКАНИЗМА ПРИМОРЬЯ В СВЯЗИ С ПРОБЛЕМОЙ ЕГО САПФИРОНОСНОСТИ

Специальности 25.00,04 - петрология, вулканология; 25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата гсол ого-минералогических наук

Владивосток - 2004

Диссертационная работа выполнена в Дальневосточном геологическом

институте ДВО РАН.

11аучные руководители:

член-корреспондент РАН

Хянчук Александр Иванович;

доктор геолого-минералогических наук, профессор

Щека Сергей Акимович

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук,

Мартынов Юрий Алексеевич

{Дальневосточный дологический институт ДВО РАН, г. Владивосток)

кандидат геолого-минералогических наук, Съедин Владимир Тимофеевич

(Тихоокеанский океанологический институт ДВО РАН, г. Владивос|ок) Ведущая организация:

Институт Тектоники и Геофизики ДВО РАН, г. Хабаровск.

Защита состоится 10 февраля 2005 г. в 10-00 на заседании диссертационного совета Д-005.006.01 в Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН по адресу: 690022, г. Владивосток, Пр. 100-летия Владивостока, 159, Дальневосточный геологический институт.

Тел.: (4232) 318-750 Факс: (4232) 317-847 Email: fegi@online.niarine.su

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Дальневосточного геологического института ДВО РАН.

А в горефера г разослан «_»_2004 г.

Ученый секретарь диссертационного совета кандидат геолого-минералогических наук

Б.И, Семсняк

тющ

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность исследования. Исследованиями последних десятилетий прошлого столетия установлено широкое развитие обширных базальтовых плато на всём протяжении восточного края Австралии и Азии. На этой территории базальтоиды издавна привлекали к себе внимание геологов. Это обусловлено двумя причинами. С одной стороны, во всех случаях они несут включения глубинных перидотитов, чго позволяет оценивать глубины и условия выплавления магм, что важно для выявления геодинамического режима формирования границы океан-континент. С другой стороны, с этими базальтоидами связываются россыпи драгоценного корунда-сапфира. В Приморье были обнаружены россыпи сапфира, а затем и проявления его непосредственно на вулканических постройках [Высоцкий и др., 2002], Тщательные минералого-геохимические исследования проводились по базальтоидам Австралии, есть разрозненные данные по Таиланду, Камбодже, Лаосу, Вьетнаму, Китаю [O'Reilly, Zhang, 1995; Zhang, O'Reilly, 1996; Oakes et al., 1996; Nguyen et al., 1996; Zhou, Mukasa, 1997; Sutherland et al., 1998; Hoang, Flower, 1998; Zou et al, 2000; Sutherland, Fanning, 2001]. На российской территории наиболее изучено геологическое положение, строение комплексов и состав пород в Сихотэ-Алине [Гапесва, 1957; Малеев, 1963; Сахно, Денисов, 1963; Берсенев, Денисов, 1971; Кутолин, 1972; Щека, 1978а; 1983; 1984; Приходько и др, 1985; Попов, 1986; Есин и др., 19926 и мн. др.] и в северо-восточной части пояса [Белый, 1978; 1994: 1998; Котляр и др, 1981; Говоров и др, 1983 и др.]. Детально освещены петрология и минералогия гипербазитовых включений в базальтах [Сахно, Денисов, 1963; Аблесимов, Бехтольд, 1978; Щека, 1983; Приходько и др., 1985; Акинин, Апт, 1994 и др.]. Геохимия базальтоидов на территории Приморья изучалась лишь на уровне эмиссионного спектрального анализа [Голубева, 1975; Говоров и др, 1984 и др.]. Лишь в последние годы появились сведения по корректной геохимии, изотопии и абсолютному возрасту пород в основном для северной части Сихотэ-Алиня [Есин и др., 1992а; Мартынов, 1995; 1999; 2002; Приходько и др., 1996; Okamura et al., 1998; Рассказов и др., 2003]. В то же время практически отсутствуют сведения по летучим компонентам (CI, F, Р, S, В, СО;) базальтоидов, хотя известно, что они оказывают определяющее влияние на состав и рудоносность магматических расплавов. Определение этих элементов химическими методами очень трудоёмко и чревато крупными ошибками анализа.

Цель и задачи работы. Основная цель работы - установление геохимических особенностей кайнозойских базальтоидов Приморья в связи с проблемой их сапфироноспости. Были поставлены следующие задачи:

з 1 ИАЦНОНЛЛЫМЯ I I виклиотгм

■ SfttM]

I. Разработка методов рентгенофлуорешентного определения летучих и других доступных элементов на имеющейся в институте аппаратуре. 2. Изучение поведения ряда элементов в процессе эволюции базальтоидной магмы в Приморье на протяжении 15 млн. лет. 3. Выявление петролого-геохимических индикаторов сапфироносности базальтом лов.

Фактический материал и методика исследований. Объектом исследований послужили коллекции базальтоидов Приморья, предоставленные В.К. Поповым, С.А. Щекой, А.А. Чащиным и детально изученные в геологическом и петрологическом отношениях. Кроме того, использована коллекция базальтов и трахитов из современного вулкана Пек-гусан (Китай), отобранная В.К. Поповым. Для проведения работы был использован рентгенофлуоресцентпый спектрометр VRA-30 производства "Карл Цейс" (Йена, ГДР) с рентгенооптической схемой по Соллеру. Всего проанализировано около 120 образцов на 14 элементов (более 1500 элем е нто-определений). Использовались также анализы на петрогеппые элементы, выполненные традиционным химическим методом и концентрации В по данным атомно-эмиссионного и F (ионометрические методы). Определения концентраций микроэлементов также были проведены на рентгенофлуоресцентном спе¡прометре S4 PIONEER немецкой компании "Bruker" и показали совпадение результатов с определениями па спектрометре VRA-30 в пределах метрологических характеристик.

Научная новизна. 1. Адаптированы методики анализа под определение концентраций традиционных для рентгенофлуоресцентного метода элементов (Ti, Fe, V, Сг, Со, Ni, Ва, Rb, Sr, Zr, Nb) в базальтоидах на спектрометре VRA-30. Установлены или уточнены концентрации этих элементов в породах Шуфанского и Шкотовского плато, вулканов Вострецовской группы, современного вулкана Пектусан (Китай), Болоньского вулкана (Приамурье), вулкана Эребус (Антарктида). 2. Впервые использован рентгенофлуоресцентпый метод для комплексного определения содержаний летучих компонентов (фосфора, серы, хлора) в базальтоидах Приморья. Установлен диапазон их концентраций в различных ipynnax базальтов. 3. На уровне геохимии микроэлементов показапа генетическая связь толеитового и щелочного магматизма. Установлено, что на территории Приморья наблюдается постепенное ощелачивание магмы от толеитовых через переходные разности к щелочным и фонолит-трахитовым составам, что наиболее показательно по концентрациям Nb, который может служить индикатором щёлочности. Концентрация Nb в исследованных базальтах составляет; в толеитовых: 3-16 г/т; в переходных: 17-30 г/т; в щелочных: 39-148 г/т. 4. Наличие отчётливой корреляции хлора и фтора с цирконием позволяет говорить о том, что в процессе развития базальтового

(*- * J

- ¡

ti w **

магматизма Приморья магматический источник одновременно с обогащением некогерентными элементами пропорционально оГю raí дастся галогеиами. 5. Установлено, что сапфироносные магмы \аракi еризу юте я высокими концентрациями микроэлементов (Sr, Zr, Nb) и аномально высокими концентрациями летучих компонентов (CI, F, Р, S, В). При этом коэффициент агпаитности ((K+Na)/A!) варьирует в узком диапазоне (в среднем около 0,65 ат. кол.).

Практическая ценность. Разработанные методики анализа позволяют проводить на современном уровне геохимические исследования магматических горных пород. Данные о концентрации микроэлементов в база л ьто ид ах Приморья могу i использоваться для сопоставления с вулканическими проявлениями других регионов. Выявленные геохимические особстигосгн сапфироносных базальтом лов могут использоваться как юохимические шгдикаюры при поисково-рашсдочных рабшах на сапфиры и i иацинты.

Апробация работы. Результаты работы докладывались на XXI Всероссийском семинаре по геохимии магматических пород (г. Апатиты Мурманской области, 2003), на Всероссийском совещании, посвященном ] 00-летию со дня рождения акад. Ю.А. Кузнецова (г. Новосибирск, 2003), на международном совещании "Тектоника, магматизм и мечаллогения", IAGOD Conference (i. Владивосток, 2004) и на VII конференции "Аналитика Сибири и Дальнего Востока" (г. Новосибирск, 2004),

Публикации. По теме диссертации опубликовано 5 работ

Структура и объём диссертации. Диссертационная работа состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы из 149 наименований. Изложена на 157 страницах, включая 68 рисунков и 25 таблиц.

Работа проводилась в лаборатории рентгеновских методов под руководством члена-корреспондента РАН АЛ Ханчука и доктора геолого-ми м ерал огических наук, профессора С.А. Щеки, которым автор выражает глубокую признательность. Автор благодарит коллектив Аналитического центра ДВГИ и его руководителя кандидата reo л ого - м и i гсралогических наук A.B. Игнатьева за проведение дополнительных аналитических исследований. Разработка методик анализа была бы невозможна без содействия и помощи в работе коллектива лаборатории рентгеновских методов и заведующего лабораторией кандидата геолого-ми1 гсралогических наук A.A. Карабцова, которым автор выражает искреннюю благодарность.

Особую благодарность авюр выражает В.К.Попову, A.A. Чащину,

С.О. Максимову за предоставленные коллекции образцов вулканических пород и многочисленные советы и критические замечания на всех этапах paooibi, а [аюке 10.А. Map шпону и В.П. Нечаеву за участие в полевых рабо гах.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Введение

Во введении обоснована актуальное iL работы, сформулированы цель, задачи рабспы, научная новизна и практическое значение, определяются объекты исследования, приводятся используемые методики и объем аналитических работ.

Глава I. Аппаратура и методики рентгенофлуоресцентиого анализа

Большинство определений концентраций микроэлементов и летучих компонентов, приведенных в работе, проводилось на рентгенофлуоресцентном сканирующем спектрометре VRA-30 производства "Карл Цейс'1 (Йена, ГДР) по разработанным или адаптированным автором методикам. Все подвергнутые анализу образцы представляют застывший природный гомогенный расплав, что позволило проводить анализ прессованного на подложке из борной кислоты порошка образца как па микроэлементы, так и на ле1учие компоненты. Неконгролируемые noiepn летучих компонснюв при процессах гомогенизации до настоящего времени вынуждаю! использовать прессованные образцы. При определении малых концентраций серы на таких образцах возможны ошибки, которые связывают с появлением на поверхности образца загрязнений [Eastell, Willis, 1990; Longerich, 1995]. Проведенное реип енофлуоресцентное определение некоторых элементов (Nb, 2г, Sr, Rb, Ni, Со, Cr, V, Ва) не уступает по точное I и и воспроизводимости другим видам анализа, а выполнение анализа на одном оборудовании с использованием одинаковых стандартных обра шов важно для выявления геохимических закономерностей. Определение концентраций Nb, Zr, Sr, Rb, Ni по описанной в работе методике возможно в породах с широким диапазоном вариаций состава. При разработке методик определения концентраций других элементов учитывались характерные особенности базальтоидных пород (обогащенность железом, титаном, кальцием), которые позволяю! или не вводить поправку на матричные эффекты (Cl, S, Р, Ва, Cr, V, ТО или упростить введение такой поправки (Со, Fe). В работе в качестве аналшических линий при определении концентраций Ti, Fe использовались Калинин, Ва - Lp-линия, для остальных - Ка-линии, В общем случае интенсивность аналитического сигнала пропорциональна содержанию С

элемента и зависит от состава наполнителя: 1=г|С, где коэффициент пропорциональности л может меняться от образца к образцу. Для учёта матричного эффекта в работе при определении концентраций ЫЬ, Ъх, Зг, КЬ,

Со, Ре применялся классический вариант способа стандарта - фона. В этом методе предполагается, что величина Т1 пропорциональна интенсивности Г,,* не когерентно рассеянного излучения [Бахтиаров, 1978]. В работе использована некогерентно рассеянная Кв-линия Я Ь-анода рентгеновской трубки. По стандартным образцам строились графики зависимости: 1/С=а1„к+Ь, где а, Ь - постоянные коэффициенты, !/С(имп/с)/(г/т) - удельная интенсивность. В дальнейшем по графикам определялись концентрации элементов в исследуемых образцах.

Для расчета концентраций С1, 5, Р, Ва, Сг, V, Т1 применялся способ прямого внешнего стандарта. Концентрации элементов С(г/т) вычислялись по формуле: С= ГА|, где 1(имп/с) - интенсивность аналитического сигнала, г|(имп/с)/(г/т) - удельная интенсивность. В качестве удельной интенсивности г] была взята средняя удельная интенсивность на двух-трех стандартных образцах. Метрологические характеристики используемых методик доказывают их применимость для геохимических целей (табл.1,2).

Таблица 1 Удельные интенсивности Г|(имп/с)/(г/т) и рассчитанные пределы обнаружения С1ф(г/т) ИЬ, Ъх, Эг, КЬ, N1, Со, Бе^ОзДля стандартного образца

ВЕ-Ы

Параметр Элементы

1УЬ Ъг Бг ИЬ № Со Ре203

Л 7,4 6,8 5,6 4,7 1,4 1,5 945(имп/с)/(%)

о 6 7 7 6 5 6 0,01%

Таблица 2 Удельные интенсивности т1(имн/с)/(г/т) и рассчитанные пределы _ обнаружения С„п(г/т) Ва, У, Сг, ТЮ2д С1, Б, Р_

Параметр Элементы

Ва V Сг ТЮз С1 Б Р

и 0,7 4,8 4,8 2620(имп/с)/{%) 0,7 0,4 0,09

с 25 5 5 0,01% 25 30 65

Глава 2. Краткий геологическим очерк кайнозойского вулканизма Приморья

2,1 Общие особенности кайнозойского базальтового вулканизма Дальнего Востока. На территории Дальнего Востока в кайнозойское время сформировались обширные плато континентальных толеитов (соегаванское, верхнебикинское, шуфанское, шкотовское и др.). Мощность плато достигает

240-270 метров. Платобазальты представляют самую раннюю фату грещинных ареальных излияний толеитовой магмы, в них практически отсутствует пирокластическая составляющая.

Возраст молодых геологических образований Дальнего Востока определяли K-Ar, адАг/змАг и U-Pb методом. Полученный 4"Ar/wAr методом возраст свежего базальта Болоньского вулкана составляет 9,6 млн. лет [Приходько и др., 1996], Средний возраст мегакристов циркона из вулкана Подгелбаночный (Шкотовское плато), согласно U-Pb датировкам, составляет 11,2 млн. лег [Akimn et al„ 2004]. Породы других вулканических комплексов датировались К.-Аг методом. Возраст вулкана Медвежий (Ханкайский массив) - 11,9 млн. лет. Возраст платобазальтов Шкотовского и Шуфанского плато - 15-Ю млн. лет, В интервале 12-3 млн. лет формировались типичные щелочные стратовулканы [Баскина, 1982; Мартынов, 1995; Okamura et al., 1998; Мартынов, 1999; Мартынов и др., 2002; Саранина, 2002; Рассказов и др., 2003; Akinin et al., 2004]. Датировки базальтоидов Совгаванского плато показывают, что толе ит-базальтовый вулканизм проявился в интервале 14,7-8,7 млн. лет. [Целочно-базальтовая серия формировалась в интервале 7,7-5,4 млн. лет [Ьхин и др., 1992а; Есин и др., 1994; Мартынов, 1995; Мартынов, 1999]. Породы Нельминского плаго датируются возрастом от 6,37-2,96 млн. лет [Мартынов, 1995; Мартынов, 1999; Мартынов и др., 2002].

Щелочно-базальтовыс вулканы Приморья располагаются как в пределах толситовых плато, так и вне плато и представляют существенно экструзивно-пирокласгические постройки. На таких постройках широким распространением пользуются глубинные включения шпинелевых лерцолигов и мегакристы полевых шпатов, пироксенов, шпинелей, амфиболов и др., В основном чаще встречаются вулканы с базальтами калиево-натриевыми, вулканы с существенно калиевыми лейцитовыми базальтами расположены на северо-востоке Китая [Zhang et al., 1995],

2.2 Геологическое строение типичных щелочно-бамльтовых вулканических построек В работе приводятся описания геологического строения Волоньскою, Ьорисовского, Подгел баночного, Медвежьего вулканов, эксiрузии кл. Старикова, Вострецовской группы вулканов, су б вулкан и чес ко го тела Восток-2, вулканической постройки р. Сандуга

Глава 3. М и 11 ера л о г о- петрогра фи ч ее к и е особенности кайнозойских базальтоидов

М и н epaj I о го-петрограф и чески е особенности кайнозойских базальтоидов Приморья и сопредельных территорий освещены в работах многих предшественников [Баскина, 1982; Щека, 1983; Приходько и др, 1985; Попов, 1991; Мартынов, 1999 и др.]. В данной главе приводя1См наиболее характерные черты пород.

3.1 Минералого-петрографическая характеристика базалыпоидов. Характерная для Приморья смена состава магм сопровождается постепенным изменением минерального состава пород. Свежие образцы из нижнего андезито-базальтового горизонта представлены афировыми разностями с редкими микрофенокристами ортопироксена, ильменита и плагиоклаза (An 40-47). Па этот горизонт ложатся многократно чередующиеся потоки толеитовых базальтов, которые в основании сложены стеклом или монолитной породой, в верхней части возрастает пористость (до 60 %). Характерной особенностью потоков является обилие крупных, обычно полых, вертикальных каналов со стекловатыми стенками и пленками вюстита. Наличие их позволяет сделать важный вывод о флюидном режиме толеитового расплава - основным его летучим компонентом является водород, на фумаролыгой стадии окисляющийся до воды. Нижние части разреза плато сложены породами с преобладанием ортопироксена В верхних частях разреза зерна ортопироксена замещаются клиноиироксеном и появляется оливин. Венчает разрез плато маркирующий горизонт мегаплагиофировых пористых лав, в котором преобладающими становятся плагиоклаз и оливин, появляется керсутит. Основная масса пород горизонта (70-80 %) сложена чистым однородным стеклом. Выше этого горизонта залегают потоки щелочных базальтов. Поры и трещины в них выполнены различными (Na, К, Ca) цеолитами и кальцитом. Это указывает на "щелочной" фосфорно-галоген-карбонатный режим флюидов щелочной магмы.

В работе приводится состав минералов толеитовых разностей Совгаваньского и Нсльминского плато из работы Ю. А. Мартынова (1999). Особенностью всех минералов является отчётливо выраженная зональность как фспокристов, так и микролитов. Состав плагиоклаза варьирует от Ап 5061 в ядрах зерен до An 28-31, опускаясь до An 10. Значительна примесь FeO (0,4-1,3 %), а в кислых разностях - К^О (до 1,72 %). Железистость оливина варьирует от Fa 18-23 в ядрах до Fa 30-50 в каймах и основной массе с соответствующим возрастанием доли СаО (до 0,47 масс. %). Клинопироксены н нзкогл и нозёмистые (0,6-3 % AbOj), железистые (f = 23-41 ат. %) и низкокальциевые (13-20 % СаО), в основной массе иногда -пижоиигы (6-8 % СаО). В мегаплагиофировых базальтах впервые появляются мелкие (5-10 мм) включения лерцолитов. Мегакристы плагиоклаза характеризуются многокрагной (до 20 зон) тонкой зональностью (An 43-60 ) и несут мелкие включения оливина. Изредка встречаются также крупные (2-5 мм) вкрапленники клинопироксена.

Нефелиновые базальты получили развитие в основном в пределах Ханкайского массива. Среди фенокристов преобладает титанавгит, лейсты которого наряду с анортоклазом и титаномагнетиюм ела; ают и основную массу. Оливин присутствует в виде вкрапленников (Fa 18-30) или

ксенокристов - фрагментов гнлербазитовых включений (Fa 8-10). В последнем случае он обычно интенсивно реагирует с основной массой Нефелин слагает зёрна неправильной формы и обнаруживает признаки наиболее поздней кристаллизации. Иногда вместо нефелина такие зёрна представлены анальцимом. Всегда в породах присутствуют игольчатые выделения апатита.

Лейнитовые базальты достоверно встречены только в одном вулкане -Болоньском. Лейцит и оливин встречаются как в виде микрофенокристов, так и наряду с нефелином, титан а в гитом, санидином, титаиомагнетшом входят в состав микродолеритовой основной массы.

Полевошпатовые базальты преобладают в Прибрежной зоне Приморья. Для них характерен состав плагиоклаза An 45-65.

Пикритовые базальты встречены в единичных вулканах, где породы обогащены титанавгитом и оливином в основной массе [Щека и др„ 1999].

Породы ряда фонолит-трахит широко представлены в современном вулкане Пектусан [Horn, Schmincke, 2000]. В Приморье они известны в северной части (г. Алмазная), где они являются заключительной фазой.

По составу минералов щелочных базалыов имеются лишь единичные сведения [Щека, Иванова, 1980г.]. Для них характерны те же тенденции, что и для толеитовых разнос юй. Железистость оливина от ядер к краям зерен возрастает от Fa 13 до Fa 41 с нарастанием в этом направлении кальциевое!и - 0,18-0,41 % СаО. Пироксепы - высокоглинозёмистые штан-авгиты, близкие по составу мегакрис!ам. K-Na полевые шпаты обогащены Fe и Са, магнетиты - Ti и Мп, ильмсниты - Mg. Лейцит представлен чистой разностью, нефелин содержит замеiную примесь К.

3.2 Мегакристы. Известно, что спецификой всех щелочных базальтов является прису гст вне крупных (до 10 см) кристаллов и их сростков (K-Na-шпатов, пироксенов, амфиболов, слюд, шпинелей, гранатов, цирконов, ильме ни топ). Мегакристы привлекают особый интерес в связи с тем, что иногда они (полевые шпаш, циркон) образуют сростки с сапфиром и составляют постоянную ассоциацию с мегакристами сапфира в россыпях [Воляпюк и др., 1974; Stephenson, 1976; Guo et al„ 1995]. В основном мегакристы юмогенны по составу. Такая гомогенизация возможна только при интенсивной циркуляции летучих, что вероятно происходит в промежуточных очагах и магмолодводящих каналах. Таким образом, значительную роль в образовании мегакрисгов играют легучие компоненты.

3.3 Гипебазитовые включения в щелочных базальтах. Во всех щелочных базальтах мира широким распространением пользуются обломки полнокристаллических пород варьирующего состава - от дунитов до разнообразных сиенитов. Включения начинают появляться уже на стадии ощелачивания толеитовых базальтов [Щека, 1983; Приходько и др., 1985]. В вулканических постройках включения присутствуют в основном в

пирокластике и в экструзиях. Размер включений колеблется от отдельных кристаллов и их сростков в субпулканических телах до крупных (до 20 см в поперечнике) самостоятельных бомб в брекчиях. Преобладающим типом включений (более 95%) являются лерцолиты и диопсидовые гарцбургиты, далее следуют ортопироксениты, клинопироксениты, единичны верлиты. Большинство включений представляет рыхлый срсднсзсрнистый агрегат изометричных, часто огранённых зерен оливина, включающий в межзерновых промежутках мелкие (0,1-2 мм) округлые выделения шпинели и призмы пироксепов. Оливин включений характеризуется повышенной магнезиальностыо и посгоянными устойчивыми примесями N3, Са, Сг, Т), А1. Ортопироксеиу и клинопироксену свойственны высокие магнезиальность и глинозёмнстость, умеренная кальциевость и устойчивые повышенные содержания Ыа. Для клинопироксена характерны также высокие хромистость и титанистость. Шпинель характеризуется небольшими вариациями хромистости и железистости [Щека, 1983]. Включения подвергаются превращениям в транспортирующей их магме. Их результат наблюдается в виде зональности минералов, реакционных кайм и частичного плавления.

3.4 Явления лкквагцт в щелочных базальтах. Сосуществование двух стекол различного состава в одном образце часто наблюдается в щелочно-базальтовом комплексе Приморья, что выражается в появлении глобулярных структур. Не вызывает сомнения, что в основе механизма ликвации лежит влияние своеобразной флюидной фазы. Наиболее типичный пример ликвации описан на Подгелбаночном вулкане [Щека, 19786; Щека и др., 1999]. Вмещающий глобули базальт относится к умеренно калиевой пикритовой разности. Состав глобул отвечает фонолиту. Фонолитовый расплав является вулканическим аналогом нефелиновых сиенитов. Последние широко представлены в современном вулкане Пектусан и сложены минералами, состав которых идентичен составу мегакристов и включений в сапфире (санидин, олигоклаз, нефелин, таитало-ниобаты). Именно поэтому явление ликвации вызывает интерес при рассмотрении проблемы сапфироносности базальтов Приморья.

Глава 4. Геохимия пород

Геохимические особенности базальтоидов несут ценную генетическую информацию о геодинамическнх и термодинамических условиях выплавления магм, возможном составе исходного субстрата, вещественной эволюции расплавов и в конечном итоге - об их рудоносности.

4.1 Петрохнлтческие особенности пород. Среди базальтоидов Приморья выделяются толеитовые, щелочные и пикритовые базальты, а также породы группы фонолит-трахит. Обработка результатов анализов показала необходимость выделения группы пород, переходных от

толеиговых к щелочным, которые в разрезе плато занимают cooiве i с i ну гощее положение В качестве геохимических границ для этой фуппы нами приняты концешрании Nb (-15-30 i/т), который наиболее реально разделяет породы по щелочности. Дополншельно среди щелочных базальт on в отдельную группу выделены сапфироносные разности - породы Hi районов обнаружения россыпей сапфира (Востре нов екая группа вулканов, вулканы Медвежий и Подгелбаночный),

В сравнении с известными комплексами юлситовые базальты Приморья располагаются в толеитовом поле наряду с траппами древних платформ, океанов и островных дуг, отличаясь от них повышенной кремнезём и стостью (табл.3, рис.1). Щелочные базальты Приморья близки к аналогам юга Монголии, где толеитовые и переходные разности отсутствуют. Сапфироносные базальты (Приморье, юг Монюлии, Австралия) характеризуются в целом более низкой глиноземиа ос i ыо при близкой сумме щелочей, т.е. обнаруживают пикритовую тенденцию.

Для выявления характера изменения состава пород были опробованы два разреза Шуфанского и Шкотовского плато. Основание разрезов сложено высокотитанистыми и железистыми апдезито-базальтами, щёлочность и калисвость которых возрастает к кровле плато. Изменение титанистости и щёлочности пород в разрезах происходи! синхронно с прогрессивным нарастанием этих показателей к заключительным фазам.

Наиболее наглядно эти закономерности отражены на сводном разрезе Шкотовского плато [Щека, 1983]. Привлечение наших и литературных данных позволяет огмегить, что любые тренды, отвечающие различным начальным уровням щёлочности, с повышением железистости плавно сливаются с трендом фонолитов и трахитов (заключительные фазы излияний). Фонолит-трахитовые и пикритовые разности на петрохимических диаграммах располагаются по разобщённым полям, что, возможно, связано с ликвацией базальтового расплава.

4.2 Основные закономерности распределения микроэлементов. В работе приводятся геохимические характеристики пород, которые позволяют наиболее полно охарактеризовать изучаемый комплекс. По геохимическим харак!еристикам кайнозойские базальтоиды Приморья подобны их аналогам, в том числе и сапфироносным, из других районов мира [O'Reilly, Zhang, 1995; Vogel, Keays, 1997]. Концентрации изученных микроэлементов и их распределение в значительной степени контролируются петрохимическим составом пород. Большинство корреляций микроэлементов с петрогенными элементами объясняется хорошо известными изоморфными замещениями. В работе была сделана попытка рассчитать количественно некоторые из этих корреляций. Приводимые уравнения позволяют рассчитывать содержания микроэлемента по петрогенным элементам с естественной для природных объектов погрешностью.

Таблица 3 Химический состав базадьгоидов

1 (43) 2(17)

cp мин макс cp мин макс

SiOî 52,75 48,28 55,83 49,58 46,08 54,73

TtOj 1,58 1,10 2,10 1,92 1,40 2,69

AbO, 15,09 13,22 17,41 14,69 13,28 17,90

FejO, 4,59 0,21 12,19 4,76 1,07 8,36

FeO 6,30 2,79 9,49 6,87 2,49 9,30

MnO 0,14 0,09 0,21 0,16 0,12 0,25

MgO 6,57 3,98 9,60 7,66 4,65 9,98

CaO 7,74 4,64 9,00 7,81 6,70 9,07

NajO 2,82 1,90 3,60 3,05 2,37 3,86

к2о 0,74 0,43 2,16 1,46 0,81 2,05

PîOs 0,21 0,10 0,50 0,42 0,30 0,56

H.O 0,30 0,02 1,50 0,55 0,05 2,00

П.П.П. 1,21 0,29 3,55 1,38 0,22 3,75

I 99,84 99,42 100,34 99,91 99,35 101,98

(K+Na)/AI 0,36 0,24 0,52 0,45 0,34 0,52

Fe/(Fe+Mg) 0,47 0,35 0,60 0,45 0,37 0,53

рго5* 0,17 0,09 0,36 0,34 0,21 0,49

VFe,0, 11,6 8,4 15,3 12,1 9,3 13,5

SFeiO/ 11,4 9,6 13,2 12,1 9,3 13,8

Ni* 152 109 238 204 93 346

Со* 41 29 49 48 33 63

Ba* 195 105 555 512 250 960

Rb' 12 2 36 30 8 51

Sr* 352 181 659 463 297 731

Zr' 93 63 213 135 99 207

Nb* 8 3 16 24 17 30

Ti03* 1,67 1,29 2,14 1,90 1,68 2.06

Cr* 251 170 379 191 120 280

V' 177 160 207 186 170 200

F 183 66 241 325 234 467

Cl' 77 20 210 101 50 205

В 8 5 15 13 5 24

s* 140 35 550 135 30 440

Продолжение таблицы 3

3(20) 4(18)

ср мин макс ср мин макс

8Ю2 46,18 41,39 50,35 43,03 38,69 47,55

ТЮг 2,59 1,93 3,54 2,38 1,70 3,05

А1г03 14,35 12,50 17,25 13,62 11,38 15,40

4,95 1,21 10,61 5,55 2,86 8,69

КеО 6,29 1,69 9,76 6,92 3,61 10,48

МпО 0,17 0,14 0,22 0,22 0,16 0,28

МЙО 9,13 4,33 13,92 9,80 6,53 12,52

СаО 8,03 6,17 9,10 8,54 5,48 10,68

N3^0 3,64 2,57 4,64 4,05 2.95 4,91

к,о 2,45 1,13 3,97 1,99 0,96 4,11

0,77 0,59 0,97 1,03 0,81 1,38

11;0 0,38 0,00 1,51 0,77 0,04 1,95

П.П.П. 0,92 0,40 2,97 2,59 0,50 3,59

т. 99,79 99,37 100,46 99,98 99,04 100,66

(К+!Ча)/А1 0,61 0,37 0,86 0,65 0,46 0,86

Ре/(Ре+Ме> 0,41 0,31 0,58 0,41 0,36 0,49

0,67 0,50 1,00 1,00 0,65 1,39

У^Оз 11,9 9,9 13,5 13,2 10,7 16,4

У,Рег03* 12,0 9,9 13.3 13,2 9,5 16,2

141* 214 74 425 264 66 390

Со- 47 38 58 48 33 60

Ва* 740 345 1060 694 470 1170

ЯЬ* 53 18 90 60 28 121

вг* 862 573 1225 1229 843 1440

Ъх 238 167 306 437 219 690

60 39 76 111 56 148

тю.' 2,29 1,81 2,70 2,33 1,83 2,90

Сг* 239 72 560 291 56 420

V* 220 165 255 201 140 250

¥ 550 450 650 760 460 989

С1* 221 45 500 872 150 2200

В 23 15 30 20 5 33

8* 121 20 285 257 60 930

Продолжение таблицы 3

5(38) 6(23)

ср мин макс ср мин мах

БЮг 44,69 38,69 50,35 60,14 50,76 72,90

по2 2,49 1,70 3,54 0,70 0,17 2,12

А12о3 14,00 11,38 17,25 17,18 9,98 20,62

5,23 1,21 10,61 2,93 0,03 6,24

1еО 6,59 1,69 10,48 3,04 0,83 8,23

МпО 0,19 0,14 0,28 0,12 0,07 0,21

МаО 9,44 4,33 13,92 0,89 0,20 2,41

СаО 8,27 5,48 10,68 1,66 0,33 5,66

^О 3,83 2,57 4,91 6,92 4,44 8,99

к:о 2,23 0,96 4,11 5,58 3,82 6,55

0,86 0,59 1,38 0,14 0,04 0,44

н2о 0,57 0,00 1,95 0,09 0,03 0,18

п.п.п. 1,71 0,40 3,59 0,75 0,07 2,32

I 99,88 99,04 100,66 98,34 95,25 100,06

(К+Ма)/А1 0,63 0,37 0,86 1,04 0,65 1,41

Ре/(Ге+Ме> 0,41 0,31 0,58 0,77 0,66 0,94

ГгО* 0,82 0,50 1,39

1Ре20, 12,6 9,9 16,4

12,6 9,5 16,2

N1" 239 66 425

Со* 47 33 60

Ва* 718 345 1170

кь- 56 18 121

вг 1036 573 1440

/У 332 167 690 1353 536 2229

N1)* 84 39 148 163 71 261

ТК>Г 2,31 1,81 2,90

Сг' 266 56 560

V* 210 140 255

Р 722 450 989 1395 651 2986

СГ 529 45 2200 1300 30 3160

в 21 5 33

8* 183 20 930 76 15 210

Примечание к табл.3: ср - средние, мни - минимальные и макс -максимальные содержания элементов в рассматриваемых группах пород: 1 -толеитовые базальты, 2 - переходные базальты, 3 - щелочные базальты (исключая салфироносиые), 4 - сапфироносные щелочные базальты,

5 - щелочные базальты (включая салфироносные), 6 - содержание .»лемен гов в фонолитах, трахитах. Концентрации нетрогенных элементов приведены в масс.%, остальных элементов в г/т, (К+Ка)/А1 и Ре/(Ре+Мд) в ат. кол. Обозначенные звёздочкой элементы определялись ренпспофлуоресцентиым методом. Отсутствие данных - определение концентраций не производилось. В скобках приведено количество анализов.

K,0+NJ,0, Mai. %

Рнс, 1 Распределение составов базальтов в координатах SiO> - (К20+ Na?0). I - поле базальтов толеигового ряда, II - поле базальтов щелоч1юго ряда [Богатнков О. А. и др„ 1981]. Жирными кружками показаны средние составы: 1 - 3 - изученные в данной работе базальты Приморья: 1 -щелочные (38), 2 - переходные (18), 3 - толеитовые (43); 4 - щелочные базальты Северной и Центральной Монголии (12) и 5 - юга Монголии (9); 6 - щелочные базальты Австралии (48) и 7 - зоны Великих Африканских разломов (40); 8 - все базальты континентальной ще л очно-базальтовой формации (276); 9 - щелочные базальты океанической щелочпо-базальтовой формации (118); 10 - океанические толеитовые базальты (167), II - базальты андезитовых формаций (355); 12 - траппы молодых платформ (90); 13 -траппы древних платформ (258). 4, 5 - по В.В. Кепежинскас и др. (1973); 6 -по S. Y. O'Reilly, М. Zhang (1995); 7-9,11-13 - по В.А. Куголину (1972), 10 -по S.A. Shchcka (1981), В скобках приведено количество анализов.

Здесь и далее условные обозначения на графиках:

® - толеитовые базальты;

• - переходные базальты;

• - щелочные базальты;

+ - щелочные сапфироноспыс базальты Приморья;

■ - пикритовый базальт;

чг - фонолиты, трахиты;

• - сапфироносные базальты Австралии;

о - олигоценовые трахибазальты Приморья.

N1, Со и Сг отчетливо коррелируют с с м ела но кратовостью

порол* N¡=1 ,8(М{;0)2—4,7МцО+97, г=0,64; Со=0,006(1У^О)2+2,5М§О+25, г=0,47; Сг=3,6(МдО)2-32МйО+266, г=0,55; М=139((Са+Ре+М8)/А1)-59, г=0,59: Со=17.8{<Са+Ре+М§)/А1) +13, г=0,67; Сг=159((Са+Ре+М8)/А1)-15, г=0,48; где г - коэффициент корреляции. Для всех этих зависимостей характерно то, что сапфироносные базальты Австралии занимают те же позиции, чго и приморские (рис. 2). Ванадий обнаруживает отчетливую корреляцию с и меланократовостмо; УМбТЮг+ЮО; г=0,41;

У=44((Са+Гс+М8)/А1)+116; г=0,50; для трахибазальтов: У=253ТЮ2-86; г=0,93; где г - коэффициент корреляции. Особые крутые тренды дают |-рах и базальты, в которых *П и V концентрируются в стекле (рис. 3).

N.. г/т

Рис. 2 Корреляции N1 и Мё в породах. Условные обозначения см. рис. 1.

зии

150 200 150

Рис. 3 Корреляции V и в породах .Условные обозначения см рис. 1.

V, г/т

Связи крупноионных литофилов (Ва, И), Яг, ТМЪ, 2х) с петрогенными элементами опосредствованы такими же связями последних с соответствующими флюидными компопешами. Концентрации этих элементов напрямую зависят от щелочное 1 и пород, возрастая в ряду толеит щелочной базальт. В фонолитах и трахитах для некоторых элементов эта тенденция нарушайся [Лутц, 1980].

Другие аномалии связаны с аномалиями лс!учих компонентов в сапфироносных вулканах Поведение и Ъх в значительной мере подобны - их концентрации возрастают с повышением натровости пород (рис. 4). Эти элементы ошётливо коррелируют и между собой. Базальты и лейкократовые разности образуют свои отчётливые тренды (рис. 5).

2г г/т

;оои

1ЯЮ 1000 51Й

о

Рис. 4 Корреляции Ъх и N8 в породах. Условные обозначения см. рис. 1.

V V

+ +■ чъ V

2 4 Л «

Г*ЫО м^и %

т.1, т/т

Рис. 5 Корреляции Ъх и N6 породах. Для базальтов: 2г=2,81МЬ+5б; г=0,75; для фонолитов, трахитов: гг=8,51ЧЬ-30; г=0,97; где г - коэффициент корреляции. Условные обозначения см. рис. 1.

На графиках зависимости содержаний Nb и Zr от агпаитности пород появляются их аномалии, соответствующие значениям (K+Na)/Al ~ 0,65 и -1,2 (рис, 6), Указанные аномалии совпадают с аномалиями рассматриваемых нами летучих компонентов.

зоо 25« ДИ) IW |(К) 50

о

02 0.4 Ui> 0К 1,0 1,2 1,4 (K+Ntil/Ai. лт кгш

Рис. 6 Корреляции Nb с агпаитностью. Условные обозначения см, рис. 1.

4.3 Особенности распределения летучих элементов Многочисленные исследования предшественников были направлены па изучение распределения летучих компонентов в породах различного состава, выполнены значительные объёмы работ по экспериментальному моделированию их роли в процессах петрогенезиса и рудообразования [Vogel, Keays, 1997; Signorelli, Carrol, 2002 и мн. др.]. Для рассматриваемого региона характерно отсутствие исследований, касающихся распределения летучих компонентов в базапьтоидах, особенно сапфироносных.

Из-за дегазации магмы содержания летучих элементов в валовом составе излившихся вулканитов могут быть намного ниже, чем во включениях расплава в фенокристах [Metrich, Rutherford, 1992; Horn, Schminckc, 2000 и мн, др.]. Это налагает определённые ограничения при интерпретации валовых концентраций летучих элементов в вулканических породах. Помимо воды, углекислоты и фосфора, которые являются в магме главными летучими компонентами, не менее важную роль в магматических процессах играют и рассматриваемые нами CI, F, S, В. Полученные аналитические данные по F, В пока немногочислены, поэтому выводы по этим этим элементам можно считать предварительными.

Известно, что максимальные концентрации Р характерны для натровых щелочных пород. Содержания Р снижаются от щелочных к толентовым базальтам и далее к фонолитам-трахитам. При (K+Na)/Al - 0,65 и (K+Na)/Si - 0,24 наблюдаются аномалии Р. Аномалии, соответствующие данным значениям, характерны и для CI, F, В, S. Для CI, F добавляются аномалии при (K+Na)/A1 ~ 1,2 (рис.7). Минимум концентраций

Nb, г/т

3uw

2М»

1000

I) о

Рис. 7 Корреляции CI с ai паитностью. CI = 17<50((K+NaJ/Al)3-I63((K+Na)/A1) -102; г = 0,71; тле г - коэффициент корреляции Условные обозначения см. рис. 1.

приходится на (K+Na)/Al ~ 1, и он совпадает с минимумом растворимости хлора, полученном в эксперименте [Mctrich, Rutherford, 1992; Малинин, Кравчук, 1995; Чсвычелов, 1999; Signorelli, Carrol, 2002]. В распределении S и В добавляются максимумы при (K+Na)/Al - 0,4 и (K+Na)/Si - 0,13 (рис. 8).

к*»

««о

ш

ш

200

и <1

Рис. 8 Корреляции S с агпаитнос1ью. Условные обозначения см. рис. 1.

Максимальные содержания S наблюдаются как в щелочных, так и в толеитовых базальтах при железистости 0,45 (рис. 9), чю позволяет предположить максимальное удержание серы в расплавах данного состава. Среди всех корреляций летучих компонентов и микроэлементов наиболее явной является корреляция С! с Nb и Zr, что указывает на повеление С1 в магматическом расплаве как несовместимого элемента, на нелосыщенность магмы хлором и на то, что значительных noiepb хлора до извержения не

(K+NiiWAI, JT кил

S, г/т

(K+N.ii/AI, 41 кил

происходило [Коналснко и др, 1994; Нот, ЗсИттске, 2000].

сиг К 0.1

Рис. 9 Корреляции Э с железистостью. Условные обозначения см. рис. 1.

Таким обраюм, в распределении изученных летучих элементов в генеральном плане наблюдается повышение их концентраций с ростом щёлочноо и пород. На фоне этого повышения выделяются их аномалии, характерные для вулканов, в которых обнаружены сапфиры.

Глава 5. Петролого-геохимическая эволюция кайнозойского базалывидного вулканизма Приморья и минералого-геохимнческне критерии сапфироносности базальтов

В геолот ическом отношении терриюрня Приморья входит в состав зоны взаимодействия древних континетальных плит (Евроазиатской и Л вс трал и Некой) с Тихим океаном. Край азиатского континента окружён прикоптинентальными окраинными морями, отделёнными от океана островными дугами. Согласно существующим представлениям заложение этих структур связано со сдвиговыми движениями, сопровождавшими косое скольжение плит [Уткин, 1985; Ханчук, 2000], Этапу образования современных окраинных морей предшествовала крупная деструкция края азиатского континента, сопровождавшаяся утонением и базификацией континентальной коры с выносом к поверхности гигантских объёмов кислых магм, сформировавших Восточноазиатский вулканический пояс [Попов, 1986]. Формирование современных окраинных морей может рассматриваться как продолжение этого процесса в иных геодинамических режимах с дальнейшим утонением коры края континента, дрейфом его фрагменюв в сюрону океана и излиянием на поверхность более мафических базалыоидных расплавов [Ханчук и др., 1997].

5,1 Основные черты петролого-геохимической эволюции кайнозойского вулканизма Приморья. Наиболее ранние (40-20 млн. лет) проявления базальтоидного вулканизма в Приморье приурочены к грабенообразным линейным структурам, окаймляющим восгочное Приморье, западный Сахалин и и Японию. Породы этого этапа представлены извееткошынел очными базальтами, обычно эволюционирующими до дациюв и риолигов [Попов, 1986; Мартынов, 1999; Федоров, Филатова, 2002; Та15штн е1 а!., 2000 и др.]. Типичные коншнептальныо толеиты формируются в интервале 15-10 млн. лет. Начиная с 12-10 млн. лет появляются щелочные стратовулканы. Проведённые нами исследования показали, что изменение состава расплавов сопровождается соотве1С!вующими изменениями набора легучих и ряда когерентных им микроэлемешов. Общеизвестно [Наумов и др., 2002], что в толеитовых магмах преобладают Н2, Н20 и СН4, щелочные расплавы обогащены СО>, И, Р и С1. Предполагается [Маракушев и др., 2003], чю источником Н^ и СН4 являю[ся наиболее глубинные юны Земли, в то время, как источником "щелочных" флюидов (СОг, Р, С1, Р) являйся аасносфера. С эшм можно согласиться, поскольку водород обладае[ уникальной филырацией черс^ любые типы природных пород и расплавов, а скорость фильтрации "щелочных" флюидов намного ниже. Всё перечисленное позволяет предполагать, что в Приморье водородная часть флюидного потока (плюма) достигает низов земной коры, вызывая сначала извсстково-щелочные, потом континентально-толеитовые выплавки (рис.10). По мере подъёма к поверхности "щелочных" флюидов в плавление вовлекаются более глубинные (верхнемантийные) горизонты и механизм выплавки приобретает фракционный характер, определяемый видом летучего компонента (С02, Р, С! - N3; Р, В - К).

12-0 млн лет

24-12 млн. лет Кпитииснтальмвя Японское М0|Ж Японии Тн,|нй

Рис, 10 Модель кайнозойского базальтоидного вулканизма в Приморье.

5.2 Минерапого-геохим и чес кие индикаторы сстфироиосности кайнозойских базальтом дов Приморья. О генетической связи россыпей сапфиров и гиацинтов с щёлочиобазальтовым вулканизмом свидетельствуют постоянно наблюдаемое пространственное совмещение россыпей и базальтовых полей, принадлежность крупных зёрен сапфиров и гиацинтов к ассоциации мсгакристов, родственность которых базальтам не вызывает сомнения. Элементы-примеси в "базальтовых" сапфирах также специфичны [Оио ег а!., 1996; Высоцкий и др., 2002]. Расплавные включения в сапфирах имеют состав фонолита-трахита. Такой же состав имеет и богатая сапфирами пирокластика в Австралии [Оакея е1 а1., 1996]. Следовательно редкие находки сапфиров непосредственно в базальтах объясняются тем, что собственно сапфироносными являются дериваты щёлочно-базальтовой магмы - фонолиты и трахиты, являющиеся вулканическими аналогами сиенитов.

Проведённые исследования показали [Щека, Ноздрачев и др., 2003], что базальты сапфироносных вулканов обладают аномально повышенными концентрациями не только С1, но и других летучих элементов (Р, Р, 8, В), а также когеренгных им крупноионных литофилов (№>, 7л, ИЬ, 8г и др.). При этом выяснилось, что аномалиям соответствуют одинаковые значения щёлочности пород ((К+Ыа)/А1, {К+Ыа)® ~ 0,65 и - 0,24 соответственно), хотя одновременно в этих же постройках присутствуют и низкие концентрации летучих элементов.

Несомненно, что благоприятные для обнаружения сапфиров базальтоилы должны характеризоваться повышенными натровостью и флюидонасыщснностью (прежде вссго С1), а апатит должен иметь С1-состав. Безусловно эти критерии требуют апробирования на более обширном материале.

Заключение (основные защищаемые положения^

1. Разработана методика рентгенофлуоресцентиого определения Р, С1 и 5 в ма1 матических породах любого состава, по пределам обнаружения и ошибкам удовлетворяющая требованиям геохимических исследований.

2. Эволюция расплавов кайнозойских (после 15 млн. лет) базальтоидов протекала в направлении от континентальных толеитов к щелочным базальтом дам в соотве!Ствии с подъемом флюидно-магматических колонн (плюмов) в нижние горизонт земной коры и последующим поступлением глубинного (астеносферного) ма[ериала.

3. Смена толеитовых расплавов щелочными сопровождалась изменением состава флюидных компонентов от водородного до фосфорно-галогенно-углекислошого, что связано с более высокой скоростью миграции водорода, опережавшего фос форно-галоген ко-у г ле к не лотные флюиды.

4. Щёлоч но-базальтовые вулканы, в которых обнаружены сапфиры, характеризуются аномально повышенными концентрациями флюидных компонентов (С1, Р. Р, Б, В), приуроченными к узкому интервалу щёлочности пород ((К+№)/А 1-0,65 ат. кол.), что является геохимическим индикатором сапфироносности базальтоидов.

Список работ по теме диссертация

1. Попов В.К., Ноздрачёв Е.А.. Кузьмин Я,В. Включения нефелиновых сиенитов в пемзах вулкана Пектусан: состав, генезис и геодинамические условия проявления магматизма. // Тезисы докладов XXI Всероссийского семинара "Геохимия магматических пород". Апатиты.: 2003. С. 127-128.

2. Щека С.А., Ноздрачёв Е.А.. Попов В.К., Чащин A.A. К геохимии хлора в кайнозойских базальтоидах Сихотэ-Алиня. // Тезисы докладов XXI Всероссийского семинара "Геохимия магматических пород". Апатиты,: 2003. С. 172-173.

3. Ноздрачёв Е.А. Рентгенофлуоресцентное определение хлора, серы и фосфора в горных породах. // Заводская лаборатория. 2004. №9. С. 19-22.

4. Ноздрачёв Е.А. Рентген офлуоресцентное определение Ni, Со, Fe в базальтоидах на спектрометре VRA-30, // Тезисы докладов VII конференции "Аналитика Сибири и Дальнего Востока" . т. 2. Новосибирск.; 2004. С, 7778.

5. Shcheka S.A., Nozdrachev Е.А.. Popov V.K., Chashchin A.A. On some features of geochemical evolution of the Cenozoic basaltoid volcanism in Primorye, Russian Far East. // Proceeding of the Interim IAGOD Conference "Tectonics, Magmatizm and Metallogeny". Vladivostok. DaPnauka, 2004. P.382-384.

Евгений Анатольевич НОЗДГ'АЧЯП

П ЕТРО Л О ГО - ГЕОХ И М И Ч ЕС К А Я ЭВОЛЮЦИЯ КАЙНОЗОЙСКОГО БАЗАЛЬТОИДНО! О ВУЛКАНИЗМА ПРИМОРЬЯ В СВЯЗИ С 11РОБЛЕМОЙ ЕГО САПФИРОНОСНОСТИ

Автореферат

Изл лиц ИД № 05497 от 01 08 2001 г Подписано к печати 12 12 2004 г Формат 60x90/16 Печап, офсетная Уел п л 1,56 Уч-^дл 1,39 Гираж 100эю Заказ 188

Отпечагано в типографии ФГУП Издательство «Дальнаука» ДВО РАН 690041, г Владивосток, ул Радио, 7

f

»-7349

РНБ Русский фонд

2006-6 406

г

i

J »

ф

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Ноздрачев, Евгений Анатольевич

Введение.

Глава 1.

Аппаратура и методики рентгенофлуоресцентного анализа

Глава 2.

Краткий геологический очерк кайнозойского базальтоидного вулканизма Приморья

Глава 3.

Минералого-петрографические особенности кайнозойских базальтоидов Приморья

Глава 4.

Геохимия пород

4.1 Петрохимические особенности пород.

4.2 Основные закономерности распределения микроэлементов.

4.3 Особенности распределения летучих элементов.

Глава 5.

Петролого-геохимическая эволюция кайнозойского базальтоидного вулканизма Приморья и минералого-геохимические критерии сапфироносности базальтов

5.1 Основные черты петролого-геохимической эволюции. кайнозойского вулканизма Приморья

5.2 Минералого-геохимические индикаторы сапфироносности. кайнозойских базальтоидов Приморья

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Петролого-геохимическая эволюция кайнозойского базальтоидного вулканизма Приморья в связи с проблемой его сапфироносности"

Актуальность работы

Исследованиями последних десятилетий прошлого столетия установлено широкое развитие обширных базальтовых плато на всём протяжении восточного края Австралии и Азии. По объёму излияний, формам залегания и составу исходных магм они были выделены В.А. Кутолиным в траппы молодых платформ [Кутолин, 1972]. Приуроченность их к приконтинентальным частям западно-тихоокеанских окраинных морей (задуговых бассейнов) позволяет связывать формирование этого пояса базальтоидов с кайнозойской деструкцией краёв Австралийского и Азиатского континентов.

Указанные базальтоиды издавна привлекали к себе внимание геологов. Это обусловлено двумя причинами. С одной стороны, во всех случаях они несут включения глубинных перидотитов, что позволяет оценивать глубины и условия выплавления магм, что важно для выявления геодинамического режима формирования границы океан-континент. С другой стороны, с этими базальтоидами связаны промышленные россыпи драгоценного корунда -сапфира, которые разрабатываются в Австралии с конца 19 века. Несмотря на всё сказанное, детальные минералого-геохимические исследования этого комплекса начались в последние десятилетия прошлого века. Наиболее тщательно они изучены в Австралии, есть разрозненные данные по Таиланду, Камбодже, Лаосу, Вьетнаму, Китаю [O'Reilly, Zhang, 1995; Oakes et al., 1996; Nguyen et al., 1996; Zhang, O'Reilly, 1997; Zhou, Mukasa, 1997; Sutherland et al., 1998a; 19986; Hoang, Flower, 1998; Zou et al., 2000; Sutherland, Fanning, 2001; Zhang et al., 2001]. На российской части указанного пояса они наиболее изучены в Сихотэ-Алине [Гапеева, 1957; Малеев, 1963; Сахно, Денисов, 1963; Берсенев, Денисов, 1971; Кутолин, 1972; Щека, 1978а; 1983; 1984; Приходько и др, 1985; Попов, 1986; Есин и др., 19926; и мн. др.] и в северо-восточной части пояса [Белый, 1978; 1994; 1998; Котляр и др, 1981; Говоров и др, 1983 и др.]. Этими авторами основное внимание уделялось изучению геологического положения и строения комплекса, составу пород. Детально освещены петрология и минералогия гипербазитовых включений в базальтах [Сахно, Денисов, 1963; Аблесимов, Бехтольд, 1978; Щека, 1983; Приходько и др., 1985; Акинин, Апт, 1994 и др.]. Геохимия базальтоидов изучалась лишь на уровне эмиссионного спектрального анализа [Голубева, 1975; Говоров и др, 1984 и др.]. Приводятся единичные данные по минералогии базальтоидов, особенно толеитовых. Лишь в последние годы появились сведения по корректной геохимии, изотопии и абсолютному возрасту пород в основном для северной части Сихотэ-Алиня [Есин и др., 1992а; Мартынов, 1995; 1999а; 19996; Мартынов и др, 2002; Приходько и др., 1996; Окашига et а1., 1998; Рассказов и др., 2003]. В Приморье были обнаружены россыпи сапфира, а затем и проявления его в отдельных вулканах [Высоцкий и др., 2002]. В то же время практически отсутствуют сведения по летучим компонентам (С1, Б, Р, Б, В, С02) базальтоидов, хотя известно, что они оказывают определяющее влияние на состав и рудоносность магматических расплавов. Определение этих элементов химическими методами очень трудоёмко и чревато крупными ошибками анализа. Всё вышеизложенное не вызывает сомнения в актуальности поставленной работы.

Цель и задачи работы

Основная цель работы - установление геохимических особенностей кайнозойских базальтоидов Приморья в связи с проблемой их сапфироносности. Перед диссертантом были поставлены следующие задачи:

1. Разработка методов рентгенофлуоресцентного определения летучих и других доступных элементов на имеющейся в институте аппаратуре.

2. Изучение поведения их в процессе эволюции базальтоидной магмы в Приморье на протяжении 15 млн. лет.

3. Выявление петролого-геохимических индикаторов сапфироносности базальтоидов.

Методика исследований

Объектом исследований послужили коллекции базальтоидов Приморья, предоставленные В.К. Поповым, С.А. Щекой, A.A. Чащиным и детально изученные в геологическом и петрологическом отношениях. Кроме того, использована коллекция базальтов и трахитов из современного вулкана Пектусан (Китай), отобранная В.К. Поповым. Диссертант имел также возможность кратковременного посещения ряда вулканов с отбором образцов. Для проведения работы был использован рентгенофлуоресцентный спектрометр VRA-30 производства "Карл Цейс" (Иена, ГДР) с рентгенооптической схемой по Соллеру, дающей пределы обнаружения до 0,0001 %. Всего проанализировано около 120 образцов на 14 элементов (более 1500 элементо-определений). Кроме собственных анализов, были использованы определения концентраций петрогенных элементов, выполненные традиционным химическим методом и определения В и F, выполненные атомно-эмиссионным и ионометрическим методами в лабораториях ДВГИ ДВО РАН. Определения концентраций микроэлементов также были проведены на рентгенофлуоресцентном спектрометре S4 PIONEER немецкой компании "Bruker" и показали совпадение результатов с определениями на спектрометре VRA-30 в пределах метрологических характеристик.

Научная новизна работы

1. Адаптированы методики анализа под определение концентраций традиционных для рентгенофлуоресцентного метода элементов (Т1, Ие, V, Сг,

Со, №, Ва, Ш), Б г, Ъх, №>) в базальтоидах на спектрометре УЯА-ЗО. Установлены или уточнены концентрации этих элементов в породах Шуфанского и Шкотовского плато, вулканов Вострецовской группы, современного вулкана Пектусан (Китай), Болоньского вулкана (Приамурье) и вулкана Эребус (Антарктида).

2. Впервые использован рентгенофлуоресцентный метод для комплексного определения содержаний летучих компонентов в базальтоидах Приморья. Установлен диапазон концентраций фосфора, серы, хлора в различных группах базальтов.

3. На уровне геохимии микроэлементов показана генетическая связь толеитового и щелочного магматизма. Установлено, что на территории Приморья наблюдается постепенное ощелачивание магмы от толеитовых через переходные разности к щелочным и фонолит-трахитовым составам, что наиболее показательно по концентрациям №>, который может служить индикатором щёлочности. Концентрация №> в исследованных базальтах составляет: в толеитовых: 3-16 г/т; в переходных: 17-30 г/т; в щелочных: 39-148 г/т.

4. Наличие отчётливой корреляции хлора и фтора с цирконием позволяет говорить о том, что в процессе развития базальтового магматизма Приморья магматический источник одновременно с обогащением некогерентными элементами пропорционально обогащается галогенами.

5. Установлено, что сапфироносные магмы характеризуются высокими концентрациями микроэлементов (Эг, 7х, Мэ) и аномально высокими концентрациями летучих компонентов (С1, Б, Р, Б, В). При этом коэффициент агпаитности ((К+№)/А1) варьирует в узком диапазоне (в среднем около 0,65 ат. кол.).

Практическая ценность

Разработанные методики анализа позволяют проводить на современном уровне геохимические исследования магматических горных пород. Данные о концентрации микроэлементов в базальтоидах Приморья могут использоваться для сопоставления с вулканическими проявлениями других регионов. Выявленные индикаторы сапфироносности кайнозойских базальтоидов являются геохимическими индикаторами при поисково-разведочных работах на сапфиры и гиацинты.

Апробация работы

Результаты работы докладывались на XXI Всероссийском семинаре по геохимии магматических пород (г. Апатиты Мурманской области, 2003), на Всероссийском совещании, посвященном 100-летию со дня рождения акад. Ю.А. Кузнецова (г. Новосибирск, 2003), на международной конференции "Тектоника, магматизм и металлогения", IAGOD Conference (г. Владивосток, 2004) и на VII конференции "Аналитика Сибири и Дальнего Востока" (г. Новосибирск, 2004).

По теме диссертации опубликовано 5 работ.

Объём работы

Диссертационная работа состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы из 149 наименований. Изложена на 157 страницах, включая 68 рисунков и 25 таблиц.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Ноздрачев, Евгений Анатольевич, Владивосток

1. Востока с помощью эффекта Мессбауэра//Доклады АН СССР. 1978. т. 239.№3. 694-697.

2. Агафонов Л.В., Намсрай Т., Лхамсурэн Ж., Пальчик Н.А. Ассоциациякорунда, циркона и плагиоклаза в щелочных базальтоидах Шаварын-Царама (МНР). // Геология и геофизика. 1992. №9. 78-84.

3. Акинин В.В., Апт Ю.Е. Энмеленские вулканы (Чукотский п-ов):^> петрология щелочных лав и глубинных включений. — Магадан: СВКНИИ 1. ДВОРАН, 1994.-97 с.

4. Афонин В.П., Гуничева Т.Н. Рентгеноспектральный флуоресцентныйанализ горных пород и минералов. - Новосибирск: Наука, 1989. - 110 с.

5. Афонин В,П., Гуничева Т.Н., Пискунова Л.Ф.

6. Рентгенофлуоресцентный силикатный анализ. - Новосибирск: Наука, 1984.224 с.

7. Афонин В.П., Комяк Н.И., Николаев В.П. и др.

8. Рентгенофлуоресцентный анализ. - Новосибирск: Наука, 1991. - 173 с.•^ ' Баскина В.А. Магматизм рудоконцентрирующих структур Приморья. 1. М.: Наука, 1982.-260 с.

9. Бахтиаров А.В. Возможности способа стандарта - фона врентгеноспектральном флуоресцентном анализе. // в кн.: "Аппаратура и методы рентгеновского анализа". Д.: Машиностроение, 1978. вып.21. 3 - 5.

10. Бахтиаров А.В. Рентгеноспектральный флуоресцентный анализ вгеологии и геохимии. - Д.: Недра, 1985. - 144 с.

11. Белый В.Ф. Окраинно-континентальные тектоно-магматические пояса^ Тихоокеанского сегмента Земли, - Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1998. - 58 с. •^