Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Условия образования и кристаллизации кислых магм А-типа Западного Забайкалья по включениям в минералах

ВАК РФ 25.00.05, Минералогия, кристаллография

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Кузьмин, Дмитрий Владимирович

Граниты ЩПС - аляскитовые породы с микропегматитовой, графической, реже гипидиоморфнозернистой структурой. Количество кварца составляет в них 2530%, основная часть породы (до 70 %) сложена КПШ (Аб:Ор ~ 1,4). Биотит наблюдается в виде редких чешуек, он менее железистый, и содержит еще более высокие концентрации МпО (до 2,54 мас.%) и фтора (до 2,29 мас.%), чем биотиты сиенитов (табл. 2.1).

Сиениты ЩС пепельно-серые или розовато-серые, часто с фиолетовым оттенком. Отличаются от соответствующих пород ЩПС главным образом по составу фемических минералов. Последние представлены в основном рибекитом и эгирином, причем в сиенитах ранней фазы преобладает рибекит, а в поздних сиенитах оба минерала присутствуют примерно в равных количествах. Судя по форме зерен и соотношениям с другими минералами, рибекит кристаллизовался на ранних стадиях, тогда как эгирин был позднемагматическим. Характерной особенностью обоих фемических минералов является их зональное строение, наиболее ярко представленное в относительно крупных зернах. Зональность выражена в закономерном возрастании эгириновой составляющей в клинопироксенах (от 47,7 до 74,6 %) и в смене рибекита в центре арфведсонитом по периферии, что свидетельствует о возрастании активности натрия на поздних этапах кристаллизации.

Сиениты щелочной серии, по сравнению со щелочно-полевошпатовой, заметно богаче кварцем. В ранних сиенитах его количество составляет 5-7 %, а в поздних - до

15-17 об.%. Для них характерно также более высокое содержание альбитового минала в КПШ (Аб:Ор =1,4-1,9) (таб. 2.3). Акцессорные минералы в ранних щелочных сиенитах те же, что в сиенитах ЩПС, однако в поздних сиенитах преобладают циркон, ортит, апатит, и титанистый магнетит.

Наряду с ординарным парагенезисом фемических минералов, в отдельных разновидностях сиенитов щелочной серии появляются необычные для них минералы: салиты (до 1,2 % эгиринового минала в ранних и 6,6 % - в поздних сиенитах), Na-Ca амфиболы, несомненно, раннемагматические, они, как правило, имеют оторочку натрового амфибола.

Граниты щелочной серии пепельно-серые, местами фиолетово-серые, с гипидиоморфной или гранофировой структурой. Содержат от 20 до 35 об.% кварца и до 7-8 об. % фемических минералов. Рибекит и эгирин в них присутствует в равных количествах. В наиболее поздних гранитах эгирин часто является ведущим фемическим минералом. Он образует идиоморфные, резко зональные кристаллы (см. табл. 2.2), а не выполняет интерстиции, как в сиенитах. Среди акцессорных минералов в щелочных гранитах постоянно отмечается флюорит.

Комендиты цаган-хунтейской свиты - темно сиреневые, лиловые тонкозернистые породы порфировой и гломеропорфировой структуры. Вкрапленники представлены идиоморфными зернами КПШ, кварца, арфведсонита и эгирина (табл. 2.1-2.3). Матрикс сложен теми же минералами, что и фенокристаллы, однако среди фемических минералов матрикса преобладающим, как правило, является эгирин.

Трахиандезит цаган-хунтейской свиты (обр. Б-386) представлен черными флюидальными лавами с вкрапленниками клинопироксена (таб. 2.8) и плагиоклаза.

Таблица 2.1.

Химический состав амфиболов и биотитов из представительных разновидностей плутонических и вулканических пород Брянского массива (мас.%).

Порода SY1.1* SY1.1-кумул.* SY1.2* SY2.1* SY2.1* SY2.2 GR2.1* GR2.2* Комендит SY1.1* SY2.1* GR1.1* SY2.1 * SY2.2 GR2.

Амфиболы Биотиты

Si02 49,15 49,11 51,24 53,76 51,19 48,96 51,40 49,31 48,08 40,06 38,43 40,87 40,40 35,56 37, тю2 1,10 0,66 0,65 0,28 0,78 1,28 0,18 0,89 0,19 2,10 1,99 0,99 2,01 3,43 0, ai2o3 2,96 4,30 2,25 0,81 1,04 4,02 0,85 1,14 0,47 8,76 11,42 10,30 8,90 11,22 13,

FeO* 19,07 13,16 10,93 15,85 26,49 17,93 23,95 25,70 30,35 17,23 18,17 13,78 17,23 24,34 16, mno 1,99 1,15 4,27 1,30 1,49 1,07 1,27 2,80 0,65 1,14 1,51 2,54 0,75 0,62 0,

MgO 10,05 14,52 14,32 12,00 5,10 8,82 8,07 4,56 0,23 16,13 14,57 16,87 15,46 10,12 16,

CaO 8,01 10,32 8,07 4,90 1,15 7,35 0,79 1,76 0,26 0,10 0,18 0,03 0,09 0,00 0,

Na20 3,72 1,75 3,57 6,15 7,55 5,07 7,95 7,19 13,32 0,20 0,26 0,10 0,13 0,27 0,

K20 0,89 0,71 0,75 1,21 1,12 1,01 1,25 1,25 0,19 9,25 9,35 8,80 9,68 9,35 8,

F 0,89 0,77 1,07 1,23 0,82 - 1,44 1,00 - 1,71 1,89 2,29 1,82 -

CI 0,03 0,04 0,02 0,01 0,01 - 0,02 0,05 - 0,04 0,06 0,04 0,01 -

Сумма 97,86 96,49 97,14 97,50 96,74 95,51 97,17 95,65 93,74 96,72 97,83 96,61 96,48 94,91 95,

Примечание.

Анализы выполнены на модернизированном микроанализаторе МАП-3 (Геологический институт СО РАН, г. Улан-Удэ, аналитики Н.С. Карманов, С.В. Канакин) и на микроанализаторе Cameca SX-50 (Чикагский университет, аналитик И. Стилл; пробы отмечены звездочкой).

Значения символов пород - ЩПС: SY1.1 и GR1.1 - сиениты и граниты ранней фазы, SY1.2 и GR1.2 - сиениты и граниты поздней фазы; ЩС: SY2.1 и GR2.1 - сиениты и граниты ранней фазы, SY2.2 и GR2.2 - сиениты и граниты поздней фазы. FeO* - все железо в форме FeO; прочерк - элемент не определялся.

Таблица 2.

Химический состав пироксенов из представительных разновидностей плутонических и вулканических пород Брянского массива (мас.%).

Порода sy1.1 sy2.1* sy2.1 gr2.1 gr2.1 gr2.2 gr2.2 gr2.2 Комендиты si02 53,34 51,59 51,17 51,12 52,16 51,36 52,59 51,18 52,25 52,28 52,11 51, тю2 0,00 0,12 0,35 0,64 1,38 1,08 0,84 1,36 0,18 0,27 1,77 0, ai2o3 0,33 0,32 0,60 0,39 0,34 0,37 0,31 0,21 0,27 0,30 0,24 0,

FeO* 9,64 25,00 10,35 27,49 29,30 27,69 28,84 28,97 29,36 30,30 28,93 29,

МпО 1,15 0,82 1,46 1,08 0,33 0,97 0,39 0,03 0,78 0,04 0,01 0,

MgO 12,33 2,59 14,89 1,15 0,00 0,60 0,84 0,46 0,56 0,55 0,55 0,

СаО 22,20 8,09 20,74 5,35 0,86 3,87 1,84 0,12 1,83 0,05 0,45 1,

Na20 0,78 8,62 0,30 10,01 13,25 11,39 12,51 14,79 12,52 14,70 13,71 12,

Сумма 99,77 97,15 99,86 97,23 97,62 97,33 98,16 97,12 97,75 98,49 97,77 97,

Эг 2,2 47,7 1,2 61,5 94,1 75,5 89 100 88,

Примечание.

Анализы выполнены на модернизированном микроанализаторе МАП-3 (Геологический институт СО РАН, г. Улан-Удэ, аналитики Н.С. Карманов, С.В. Канакин) и на микроанализаторе Cameca SX-50 (Чикагский университет, аналитик И. Стилл; пробы отмечены звездочкой).

Значения символов пород - ЩПС: SY1.1 и GR1.1 - сиениты и граниты ранней фазы, SY1.2 и GR1.2 - сиениты и граниты поздней фазы; ЩС: SY2.1 и GR2.1 - сиениты и граниты ранней фазы, SY2.2 и GR2.2 - сиениты и граниты поздней фазы. FeO* - все железо в форме FeO; прочерк - элемент не определялся.

Таблица 2.3.

Химический состав щелочных полевых шпатов из представительных разновидностей плутонических и вулканических пород Брянского массива (мас.%).

Порода SY1.1 SYl.l -кумул. SY1.2 GR1.2 SY2.1 SY2.2 GR2.1 GR2.

SiOz 66,08 65,64 65,16 66,60 66,55 67,09 65,30 66,

А12о3 19,30 20,45 18,53 18,90 18,64 17,91 18,58 17,

FeO* 0,00 0,24 0,44 0,20 0,49 0,35 0,47 0,

СаО 0,41 1,31 0,00 0,06 0,04 0,00 0,00 0,

NazO 6,36 8,61 6,77 7,46 7,34 7,51 6,12 6, к2о 8,57 4,15 7,87 7,34 6,79 7,46 8,75 8,

Сумма 100,72 100,40 98,77 100,56 99,85 100,32 99,22 99,

An 1,9 6 0,3 0,

Ab 52 71,4 56,7 60,6 62 60,5 51,5 54,

Or 46,1 22,6 43,3 39,2 37,8 39,5 48,5 45,

Примечание.

Анализы выполнены на модернизированном микроанализаторе МАП-3 (Геологический институт СО РАН, г. Улан-Удэ, аналитики Н.С. Карманов, С.В. Канакин) и на микроанализаторе Cameca SX-50 (Чикагский университет, аналитик И. Стилл; пробы отмечены звездочкой).

Значения символов пород - ЩПС: SY1.1 и GR1.1 - сиениты и граниты ранней фазы, SY1.2 и GR1.2 - сиениты и граниты поздней фазы; ЩС: SY2.1 и GR2.1 - сиениты и граниты ранней фазы, SY2.2 и GR2.2 - сиениты и граниты поздней фазы. FeO* - все железо в форме FeO; прочерк - элемент не определялся.

2.3 Геохимия

Химический состав представительных разновидностей пород Брянского массива и их вулканических комагматов приведен в приложении 1. На харкеровских диаграммах (рис. 2.2 и 2.5) показаны фигуративные точки составов сиенитов и гранитов из 89 проб, в которых проводились определения петрогенных окислов и микроэлементов.

Общей особенностью пород ЩПС и ЩС является весьма высокое содержание щелочей - 12-13 мас.% в сиенитах и около 10 мас.% в гранитах. Повышенная концентрация щелочей при низком содержании глинозема определяет высокие значения коэффициента агпаитности, которые в ЩПС варьируют в пределах 0,95-0,99, а в ЩС - от 1,01 до 1,17. Характерны также повышенные концентрации Zr, Nb, Y в породах обеих серий, резко пониженные содержания Sr (в гранитах - менее 20 ррт) и Ва, особенно в щелочных породах - менее 100 ррш (приложение 1, рис. 2.2 и 2.5). Несмотря на то, что ЩПС и ЩС представлены одними и теми же петрографическими разновидностями пород - сиенитами и гранитами, - характер и направленность эволюции химического состава от ранних к поздним стадиям формирования каждой серии заметно различаются.

На представленных диаграммах (рис 2.2) отчетливо видно, что в щелочно-полевошпатовой серии последовательность сиенит -> кварцевый сиенит —» гранит не является непрерывной. По содержанию ЭЮг в этом ряду имеется разрыв в интервале 67-71 мас.%. Такой же разрыв по Si02 был установлен ранее для пород ЩПС в Харитоновском массиве (Занеилевич, Литеиновский, 1994; Zanvilevich, at. ai, 1995), поэтому следует полагать, что его существование не случайно.

175

125 -■

75 -■

X + + *

Ж А V V ж ж

4 - ■

X NazO

Ж + + + +

1,8 1,5 1,2 0,9 0,6 0,3 0,

X СаО * • ж х ж 1-11-1-1— ++ + -11-1-L

X Ва X 450 Sr

200 - X

5 ж X Ху Ж ж --1-1-1-1-U. + 1 > 100 -0 - X Ж -1-1-.-1-U. + , и

60 64 68 72 Si

68 72 Si

X ранние сиениты (SY 1.1) Ж поздние сиениты, кварцевые сиениты (SY 1.2) + граниты (GR 1.1)

Рисунок 2.2 (начало)

Харкеровские диаграммы, иллюстрирующие вариации содержаний петрогенных оксидов и рассеянных компонентов в породах щелочно-полевошпатовой серии (в мас.% и ррш).

0,8 0,6 -0,4 0,2

0,8 0,

0,6 ж, х х ж ж ж +Ф+

1 1 1 1 ■

FeO*/FeO*+MgO + жх + + +

- ж ж ж

X Ti ж ж ж +

1 —1-г

800 600 -400 -• 200 -•

- Zr

Xх ж ж ж и +

XX + ж ж ж ф 1 1 .—

X + +

XX ж ж ж + ж -1-1-L —1—1- —1-1-н-1

60 64 68 72 76 80 60 64 68 72 76 80 SiO, Si

X ранние сиениты (SY 1.1) Ж поздние сиениты, кварцевые сиениты (S Y 1.2) + граниты (GR 1.1)

Рисунок 2.2 (окончание)

Смена составов от сиенитов первой фазы к сиенитам второй фазы происходит постепенно, с большим перекрытием полей составов. Одновременно с возрастанием содержания Si02 отмечатся уменьшение концентраций ТЮ2, MgO, CaO, К20, Na20. Количество Zr, Y и Nb остается на прежнем уровне (рис 2.2), тогда как содержание редкоземельных элементов от сиенитов первой фазы к сиенитам второй фазы заметно снижается (рис. 2.4). Обращает на себя внимание, что кривые распределения РЗЭ в сиенитах первой и второй фаз (рис. 2.3 и 2.4) почти параллельны, мало меняется и величина Eu/Eu* : в среднем она составляет соответственно 0,44 и 0,49 (приложение 1).

При переходе от сиенитов к гранитам ЩПС сохраняется та же направленность в изменении химического состава, однако, наряду с уменьшением содержания оснований, Ti и Sr, в гранитах заметно снижается также доля Ва и щелочей, возрастает концентрация Rb и железистость пород. В то же время содержание большинства высокозарядных микроэлементов меняется мало, а количество Zr и средних РЗЭ даже уменьшается при одновременном увеличении отрицательной европиевой аномалии (приложение 1, рис. 2.4).

При анализе данных по распределению РЗЭ в сиенитах ранней фазы ЩПС обращает на себя внимание проба Б-400, величина Eu/Eu* в которой составляет 1,34 (приложение 1). Положительная европиевая аномалия (рис. 2.3) может указывать на обогащение пород полевыми шпатами, вероятно, кумулусными. Для этой породы характерны также повышенные содержания CaO, MgO, Sr и Ва при относительно пониженных концентрациях К, Rb, Zr, Nb и РЗЭ (рис. 2.2 и 2.3), что согласуется с допущением о накоплении полевого шпата (+ СРх). Специфический состав сиенитов пр. Б-440 подчеркивается присутствием в них КПШ с необычным для подобных пород высоким содержанием СаО (до 1,3 мас.%) и магнезиальной роговой обманки, а не

1 "t-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-r

La Ce Nd Sm Eu Tb Yb Lu

Рисунок 2.

Характер распределения РЗЭ в ранних сиенитах SY1.1 щелочно-полевошпатовой серии

1000 т

La Се Nd Sm Eu Tb Yb Lu

X Поздние сиениты SY 1.2 + Граниты GR 1.

Рисунок 2.

Характер распределения РЗЭ в поздних сиенитах SY 1.2 и гранитах GR1.1 щелочно-полевошпатовой серии. эденита и барруазита, характерных для сиенитов ЩПС (таб. 2.1). Поскольку породы, обладающие описанными выше особенностями состава, не являются единственным исключением (см. рис. 2.2), можно допустить присутствие в полях сиенитов ЩПС отдельных участков, содержащих в том или ином количестве избыточный кумулусный материал, представленный главным образом полевыми шпатами. Геохимическими свидетельствами наличия в породе кумулусного полевого шпата могут считаться резко повышенные (по отношению к средним) содержания Ва и Sr, относительно низкие концентрации Rb, Zr и других высокозарядных элементов, а также более высокие значения величины Eu/Eu* при низких содержаниях остальных РЗЭ.

Щелочная серия. Важной особенностью этой серии является ее непрерывность в ряду от сиенитов до гранитов и отчетливая направленность изменения химического состава пород. Направленность выражается в систематическом уменьшении содержания петрогенных оксидов (менее отчетливо - Ва и Sr), в увеличении концентрации Rb, Th и в возрастании железистости пород (рис. 2.5) при росте содержания S1O2. При этом от ранних к поздним сиенитам увеличивается также содержание всех высокозарядных элементов, включая РЗЭ (рис. 2.6 и 2.7). Накопление РЗЭ сопровождалось увеличением отрицательной европиевой аномалии - величина Eu/Eu* изменяется от 0,57 до 0,28 (приложение 1).

При переходе от сиенитов к гранитам концентрации всех высокозарядных элементов (кроме Th) остаются практически на том же уровне, что и в поздних сиенитах серии (рис. 2.5 и 2.8). В направлении от гранитов ранних фаз к поздним количество РЗЭ прогрессивно уменьшалось, хотя характер их распределения и величина дЕи по существу оставались такими же, как в поздних сиенитах (рис. 2.8 и приложение 1). Следует указать, что неодинаковые концентрации РЗЭ являются, l4D£0 0 о» t ° О

Ч 1Д I n i i г и о о о°о о»

Jpo * 1.Ч-------1--- • Rb 1 1 1 1 1 * о й * - А о «ФЛл А 0 ° 0 Q * 4 0.0 • д 1 1 1 I I I 1 I

1-г——I-[-г

•<8* *

-1IJI11i

-I-1-1-г

СаО

• о < д д ♦ о о ро о °

А 0 * < т • • о ОО

§о

Ч-i-1-г

60 - Sr

40 д

30 - д А

20 - д А д о - • о* ° о 9 * * •*

А вО i о ° А

JIIII

68 72 SiO,

Д ранние сиениты SY 2. поздние сиениты, кварцевые сиениты SY 2.

О ранние граниты GR 2.

• поздние граниты GR 2.

Ж комендиты

Рисунок 2.5 (начало)

Харкеровские диаграммы, иллюстрирующие вариации содержаний петрогенных оксидов и рассеянных компонентов в породах щелочной серии (в мас.% и ррш).

А ранние сиениты SY 2.

А поздние сиениты, кварцевые сиениты SY 2.

О ранние граниты GR 2.

• поздние граниты GR 2.

Ж комендиты

Рисунок 2.5 (продолжение)

Рисунок 2.5 (окончание)

Рисунок 2.

Характер распределения РЗЭ в сиенитах щелочной серии

Рисунок 2.

Характер распределения РЗЭ в гранитах щелочной серии пожалуй, единственным геохимическим отличием между гранитами ранних фаз ЩС. По содержанию петрогенных и рассеянных элементов эти породы весьма близки между собой (рис. 2.5).

Как и в щелочно-полевошпатовых сиенитах, в породах щелочной серии присутствуют разновидности, заметно обогащенные Ва и Sr (рис. 2.5 и приложение 1). Не исключено, что в них также присутствуют кумулусные полевые шпаты, однако, судя по тому, что распределение РЗЭ в этих разновидностях такое же, как в породах с низким содержанием Ва и Sr (приложение 1), можно полагать, что доля кумулусного материала в них не велика.

Заключение Диссертация по теме "Минералогия, кристаллография", Кузьмин, Дмитрий Владимирович

3.5 Основные выводы по вулканическому полю Цаган-Хуртей.

На основании полученных данных можно сделать следующие выводы:

1. Ликвидусные температуры щелочных кислых магм хр. Цаган-Хуртей варьировали в широком температурном интервале, от 1100 до 750 °С. Высокие температуры ликвидуса маловодных кислых магм (до 0,5 мас.% НгО), достигающие 1100 °С, свидетельствуют о значительных глубинах их зарождения.

2. Ликвидусный оливин кристаллизовался из маловодного (Сщо=0,1 мас.%), высокотемпературного (1320-1280 °С) расплава, по составу отвечающему субщелочному базальту. При этом от базальтовой магмы на заключительных этапах кристаллизации отделялся существенно углекислотный флюид под давлением 0,8-1 кбар, что говорит о небольших глубинах завершения кристаллизации оливина. Остаточный расплав при кристаллизации базальта имеет дацитовый состав (до 64 мае. % Si02).

3. Одинаковая геохимическая специализация базальтовых и кислых магм (высокие содержания щелочей, обогащенность высокозарядными элементами, сходный характер распределения РЗЭ, а так же новейшие изотопные исследования) не противоречат предположению, что указанные магмы генетически связаны друг с другом и о существенной роли кристаллизационной дифференциации при формировании Цаган-Хуртейской вулканоплутонической структуры.

Глава 4. Условия образования кислых магм А-типа Брянского и Цаган-Хуртейского вулканоплутонических комплексов.

Одним из наиболее важных результатов проведенных исследований следует считать данные о высоких температурах (около 1100°С) начала кристаллизации маловодных (до 0,5 мас.% НгО) комендитовых расплавов Цаган-Хуртейской и Брянской вулканоплутонических структур.

Столь высокие температуры, полученные по расплавным включениям в богатых щелочами вулканических породах кислого состава, не являются экзотическими. Такие же температуры установлены в фенокристаллах кварца, реже -санидина из трахириолитов и некоторых гранитов А-типа во многих районах мира (Литвиновский, 1990). Известны данные о Тгом = 1135°С в расплавных включениях из кварца пантеллеритов острова Пантеллерия (Коваленко, и др., 1994). Следует обратить внимание на тот факт, что установленные температуры гомогенизации расплавных включений, которые вероятно близки к температурам генерации кислых магм, на 100-200°С превышают максимальные температуры гранулитового метаморфизма, происходившего в низах коры (Harley, 1989).

Как уже говорилось выше, согласно имеющимся экспериментальным данным равновесное выплавление кислого расплава из сиалического субстрата при температуре выше 1000°С и при содержании воды около 1-2 % может происходить лишь в условиях высоких давлений, порядка 15 кбар (Stern, et al, 1975; Huang, Willie, 1975; Johannes, Holtz, 1996). Если исходить из другого предположения - о том, что комендитовый расплав является крайним дифференциатом трахибазальтовай магмы, то оценки давлений будут такими же. Действительно, комендитовые расплавы, которые практически не содержат нормативного анортита (табл. 3.3), по составу близки к гаплогранитной системе Аб-Ор-Кв. В такой системе, при наличии в ней 0,5-2 мае. % воды, ликвидусные температуры порядка 1000-1100°С будут иметь место лишь при давлениях 15 кбар и выше (Johannes, Holtz, 1996) (рис.4.1).

Таким образом, результаты изучения расплавных включений в фенокристаллах кварца из комендитов заставляют предполагать значительные глубины формирования комендитовых магм Цаган-Хуртейской и Брянской вулканоплутонических структур.

Другой вариант объяснения высоких температур комендитовых расплавов предполагает внедрение горячих базальтовых магм в щелочногранитные магматические камеры и, как следствие, резкое повышение температуры кислых расплавов. Во всяком случае, такой подход позволяет говорить об участии базальтовых магм в формировании тех магматических резервуаров, в которых образовывались комендиты, тем более, что в разрезах вулканических толщ трахибазальта и комендиты обычно перемежаются. Это участие, кроме того, было сопряжено с определенным вещественным взаимодействием на уровне источников или взаимодействием самих кислых и основных расплавов, определившим тождественность расплавов, возникших из различных источников.

Полученные данные по условиям образования комендитов Брянской и Цаган-Хуртейской вулканоплутонических структур не противоречат предложенным на сегодняшний день (Литвиновский, и др., 2001; Ярмолюк, и др., 2001) наиболее вероятным моделям образования комендитовых (щелочно-гранитных) магм, основанных на новейших изотопных исследованиях:

- Образование комендитовых расплавов как остаточных порций при фракционировании щелочно-базальтовых магм. Эта модель (Barberi et al. 1975; Ярмолюк, Коваленко, 1991), вероятно, применима для объяснения источников

1200 т,°с

Рисунок 4.1

Р-Т диаграмма плавления системы Кв-Аб-Ор (Johannes, Holtz, 1996; Huang, Wyllie, 1975).

Пунктиром показаны линии ликвидуса при различном содержании Н20. Кружками обозначены условия ликвидуса различных типов комендитов. комендитов Цаган-Хуртейской ассоциации, которые по изотопным характеристикам соответствует трахибазальтам и, кроме того, связаны с последними закономерными изменениями литофильных элементов.

- Метасоматическая переработка пород нижней коры флюидами, поступавшими из нижележащего резервуара. Поступление флюидов начиналось на той стадии, когда базальтовый резервуар уже испытывал значительную фракционную кристаллизацию, вследствие чего в остаточных порциях магмы, имевших монцонитовый или сиенитовый состав, накапливались летучие. Равновесные с такими магмами флюиды, по-видимому, были обогащены РЗЭ и обеднены Sr (последний удалялся в процессе фракционирования плагиоклаза). Благодаря этому коровый субстрат в процессе метасоматической переработки мог приобрести редкоэлементные характеристики, соответствующие таковым в продуктах дифференциации базитовых расплавов (Ярмолюк, Коваленко, 1991). Эти особенности наследовались образующимися парциальными выплавками комендитового расплава.

С учетом данных, полученных при изучении расплавных включений в фенокристаллах кварца из комендитов, нельзя исключать и того, что метасоматической проработке и последующему парциальному плавлению подвергались блоки нижней коры, субдуцированные или погруженные каким-либо иным способом глубже раздела границы Мохо для Западного Забайкалья (Литвиновский, и др., 1993).

Едва ли какая-нибудь из указанных выше моделей была реализована в чистом виде. Более вероятно комбинированное участие различных механизмов магмогенерации, с возможным последующим смешением магматических продуктов.

Заключение

На основании изучения включений в минералах а также минералогии и геохимии пород, проведено детальное исследование условий образования комендитовых (щелочно-гранитных) магм Брянской и Цаган-Хуртейской вулканоплутонических ассоциаций. Полученные данные позволяют сформулировать следующие защищаемые положения:

1. Сиенитовые магмы щелочной серии имели температуру не ниже 950°С. Кислые щелочные расплавы кристаллизовались в температурном интервале 790-680°С. Изменение состава магм во времени определялось главным образом процессами кристаллизационной дифференциации (количеством отделявшегося КПШ, при подчиненной роли рудных акцессорных минералов, а так же клинопироксена). Остаточные порци расплавов обогащались фтором.

2. Кристаллизация комендитов как Брянского, так и Цаган-Хуртейского комплексов протекала в широком температурном интервале от 1100 до 710°С, образуя при этом практически непрерывный температурный ряд. Снижение температур кристаллизации сопровождалось накоплением НгО (до 2,85 мас.% для комендитов Цаган-Хуртейского комплекса) и фтора (до 1,85 мас.% для комендитов Брянского массива) в расплавах. Установлена общность геохимической специализации трахибазальтовых и комендитовых магм хр. Цаган-Хуртей.

3. Кристаллизация части комендитов обоих изученных комплексов проходила из высокотемпературных (до 1100°С), маловодных (до 0,45 мас.% Н20) расплавов,

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Кузьмин, Дмитрий Владимирович, Новосибирск

1. Альмухамедов А.И., Медведев А.Я. Взаимоотношения кислых и основных магм: альтернативные модели. // Магматизм и геодинамика: Матер. 1 Всерос. петрограф, совещ. 1995. Уфа. - Кн. 3. -1995. с. 5.

2. Бакуменко И.Т., Коляго С.С., Соболев B.C. Проблемы интерпретации термометрических исследований стекловатых включений в минералах и первые результаты проверки на искусственных включениях. // Доклады АН СССР. -1967. т. 175. -№ 5. - с.1127-1130.

3. Гирнис А.В., Соловова И.П. Петрогенетическая информативность расплавных включений в минералах глубинных пород. // Геохимия. 1989. - № 1. - с. 20-28.

4. Гордиенко И.В. Палеозойский магматизм и геодинамика центрально-Азиатского складчатого пояса. М.: Наука, 1987. 238 с.

5. Добрецов H.JL, Добрецов ГЛ. К проблеме генезиса щелочно-салических пород. // Геология и геофизика. 1983. -1 1. - с. 42-52.

6. Дороговин Б.А. Генетические особенности некоторых гидротермальных месторождений Алдана: Автореф. дис. д.г.-м.н. М., 1973. 25 с.

7. Ермаков Н.П., Долгов Ю.С. Термобарогеохимия. М.: Недра, 1979. 271 с.

8. Занвилевич А.Н., Калманович М.А., Литеиновский Б.А., и др. Раннепермский этап гранитоидного магматизма в Западном Забайкалье. // Геология и геофизика. -1991. № 11. - с.27-37.

9. Занвилевич А.Н., Литвиновский Б.А., Андреев Г.В. и др. Забайкальская щелочно-гранитоидная провинция. //Докл. АН СССР. 1981. - т. 260. - с. 959-964.

10. Занвилевич А. Н., Литвиновский Б. А., Андреев Г. В. Монголо-Забайкальская щелочно-гранитоидная провинция. М.: Наука, 1985. 230 с.

11. Занвилевич А.Н., Литвиновский Б.А., Беа Ф. Процессы дифференциации при формировании субщелочной и щелочной сиенит-гранитных серий (Харитоновский массив, Забайкалье). // Геохимия. 1994. - № 8-9. - с. 1180-1199.

12. Занвилевич А.Н., Литвиновский Б.А., Титов А.В., Кузьмин Д.В. Условия образования сиенит-гранитных серий высокой щелочности: Брянский массив, Забайкалье. // Геология и геофизика. 1999. - т. 40. - № 8. - с. 1197-1213.

13. Канакин С.В., Рейф Ф.Г., Фирсов А.П. К методике электронно-зондового анализа расплавных включений в минералах пород кислого состава // Геология и геофизика. 1988. - № 10. - с. 75-80.

14. Коваленко В.И., Царева Г.М., Хервиг Р.Л., Ярмолюк В.В. Элементы-примеси и вода в расплавных включениях (магмах) редкометальных щелочных гранитов. // Доклады АН СССР. 1992. - т. 326. -12. - с.349-353.

15. Коваленко В.И., Царева Г.М., Кононкова Н.Н., Кюнэ М. Главные компоненты, элементы-примеси и вода в магме сподуменовых гранитов (данные изучения расплавных включений). // Геохимия. 1998. - т. 362. - № 6. - с. 816-820.

16. Кузьмин М.И. Геохимия магматических пород фанерозойских подвижных поясов. Новосибирск: Наука, 1985. 199 с.

17. Кузьмин Д. В., Чупин В. П., Литвиновский Б. А. Температуры и составы магм трахибазальт-комендитовой ассоциации хребта Цаган-Хуртей, Западное Забайкалье (по включениям в минералах). // Геология и геофизика. 1999. - т. 40. - № 1. - с. 6272.

18. Литвиновский Б.А. Условия генерации кислых магм при активизации подвижных поясов. В кн: Проблема магматизма и метаморфизма Восточной Азии. Ред. Н.Л. Добрецов. Новосибирск: Наука, 1990. с.151-163.

19. Литвиновский Б.А., Плюснин Г.С., Сандимирова Г.П., Занвилевич А.Н., Пахольченко Ю.А. Пермские щелочные гранитоиды Забайкалья (новые Rb-Sr даты). // Докл. АН СССР. -1984. т. 277. - № 4. - с. 939-944.

20. Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н., Алакшин А.М., Подладчиков Ю.Ю.

21. Ангаро-Витимский батолит крупнейший гранитоидный плутон. Новосибирск: ОИГГиМ, 1993.- 143 с.

22. Литвиновский Б. А., Занвилевич А. Н., Уикхем С.М., Стил И. М. Условия образования сиенитовых магм анорогенных гранитоидных серий: сиенит-гранитные серии Забайкалья. // Петрология. 1999. - т. 7. - № 5. - с. 483-508.

23. Литвиновский Б. А., Посохов В. Ф., Занвилевич А. Н. Необычные рубидий-стронциевые данные о возрасте двух эталонных щелочно-гранитоидных массивов Забайкалья. // Геология и геофизика. 1995. - т. 36. - № 12. - с. 65-72.

24. Магматогенная кристаллизация по данным изучения включенийрасплавов // Базарова Т.Ю., Бакуменко И.Т., Костюк В.П. и др. Новосибирск: Наука, 1975. 232 с.

25. Маракушев А.А. Проблема генезиса расслоенных интрузивов. // Контактовые процессы и орудинение в габбро-перидотитовых интрузиях. М.: Наука, 1979. с. 152164.

26. Макдональд Р. Роль фракционной кристаллизации при формировании щелочных пород // Щелочные породы. М.: Мир,1976. - с. 311-330.

27. Михайлов М.Ю., Шацкий B.C. Силлитовый нагреватель для высокотемпературной термокамеры. В сб.: Минералогия эндогенных образований (по включениям в минералах), Новосибирск. с. 109-110.

28. Наумов В.Б., Соловова И.П., Коваленко В.И., Гужова А.В. Кристаллизация топаза, альбита, калиевого полевого шпата, слюды и колумбита из онгонитового расплава. // Геохимия . 1990. - № 8. - с. 1200-1205.

29. Осоргин Н.Ю., Томиленко А.А. Микротермокамера. // Авт. Св. № 1562816 СССР от 7.05.1990.

30. Осоргин Н.Ю., Томиленко А.А. Криокамера. // Авт. Св. № 1592678 СССР от 15.05.1990.

31. Рейф Ф.Г. Физико-химические условия формирования крупных гранитоидных масс Восточного Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1976. - 88 с.

32. Рёддер Э. Флюидные включения в минералах. Москва: Мир, 1987. т. 1. - 558 с.

33. Рёддер Э. Флюидные включения в минералах. Москва: Мир, 1987. т. 2. - 632 с.

34. Рябчиков И.Д., Соловова И.П., Бабанский А.Д. Изучение расплавных включений в искусственных кристаллах. // Геохимия. -1981. № 12. - с. 1891- 1893.

35. Соболев А.В. Проблемы образования и эволюции мантийных магм. // Автореф. дисс. д.г.-м.н., Москва, 1997. 50 с.

36. Соболев Л.В., Соболев С.В. Теория, практика и петрологические применения методов исследования расплавных включений в минералах. // Тез. Докл. VII Всесоюзного совещания "Термобарометрия и геохимия рудообразующих флюидов", Львов, 1985.-с. 113-115.

37. Соболев А.В. Включения расплавов в минералах как источник принципиальной петрогенетической информации. // Петрология. 1996. - т. 4. - № 3. - с. 228-239.

38. Чепуров А.И. К оценке погрешности замеров температуры гомогенизации включений в микротермокамере с инертной средой. // Геология и геофизика. 1973. -№ 6. - с. 134-138.

39. Чепуров А.И. Аппаратура для исследования включений расплава в минералах. // Магматогенная кристаллизация по данным изучения включений расплавов. / Под. Ред. B.C. Соболева, В.П. Костюка. Новосибирск: Наука, 1975. - с. 28-30.

40. Чупин В.П. Ошибки при измерении температур гомогенизации включений и приемы их устранения. В кн.: Минералогия эндогенных образований. Новосибирск: ИгиГ СО РАН, 1974. с. 137-145.

41. Чупин В.П. Анатектиты западной части Алданского щита и условия их формирования (по данным изучения включений в минералах) : Автореф. канд. дисс., Новосибирск, 1975. 29 с.

42. Чупин В.П., Косухин О.Н. Диагностика и методика изучения расплавных включений в минералах гранитоидов и пегматитов. // Геология и геофизика. 1982. -110. с. 62-63.

43. Шергина Ю.П., Мурина Г.А., Козубова Л.А., Лебедев П.Б. Возраст и некоторые генетические особенности пород куналейского комплекса в Западном Забайкалье по данным Rb-Sr метода. // Докл. АН СССР. 1979. - т. 246. - № 5. - с. 1199-1202.

44. Эйдельман Л.Е. Строение и эволюция Цаган-Хуртейского вулканогена (Западно-Забайкальский вулканический пояс): Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. Чита, 1976. 24 с.

45. Ярмолюк В.В. Позднепалеозойский вулканизм континентальных рифтогенных структур Центральной Азии. М., Наука, 1983. 196 с.

46. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Рифтогенный магматизм активных континентальных окраин и его рудоносность. М.: Наука, 1991. 263 с.

47. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Олдоне М. Петрология и геохимия базальт-трахириолит-комендитовых ассоциаций Северной Монголии. // Изв. АН СССР, Сер. Геол., 1990. № 5. - с. 2-43.

48. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Пермские базальт-щелочнориолитовые ассоциациии Северной Монголии. // Докл. АН СССР. 1983. - т. 268. - № 3. - с. 679682.

49. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Ковач В.П. и др. Nd-изотопная систематика коровых магматических протолитов Западного Забайкалья и проблема рифейского корообразования в Центральной Азии. //Геотектоника. 1999. - № 4. - с. 3-20.

50. Allen С.М., Chappell B.W. Association of I-type granites with rift related alkalic magmatism in central coastal Queensland, Australia. // Geol. Soc. Amer. Abstr. Programs. 1992.-V. 24.- 7.-p. 43.

51. Ananiev V.V., OkruginV.M. Mineralogy of molten inclusions in olivines from high-alumina basalt melts in Kamchatka. // Plinius, Abstracts of XI ECROFI, Firenze, Italy, 1991.- 5.-p. 264.

52. Anderson J.L. Proterozoic anorogenic granite plutonism in North America. : In: L.G. Medaris et al. (eds), Proterozoic Geology, Geol. Soc. Amer. Memor., 1983. v. 161. - p. 133-154.

53. Bailey D.K. Melting in the deep crust.: The alkaline rocks, (Ed. Sorensen L.), 1974. -p. 436-442.

54. Bailey D.K. Continental Rifting and mantle degassing. Petrology and geochemistry of continental rifts (Ed. Neumann E.R., Ramberg I.B.), Oslo, 1978. p. 1-13.

55. Bailey D.K., Macdonald R. Chemically distinct, but overlapping volcanic complexes in the Lake Naivasha region of the Kenya Rift. // XIX Annu. Rep. Inst. Afr. Geol. Leeds, 1975.-p. 71.

56. Barberi F., Ferrara G., Santacroce R., Treuil M., Varet J. A transitional basaltpantellerite sequence of fractional crystallization, the Boina Centre (Afar Rift, Ethiopia). // J. Petrol., 1975. V. 16. - 1. - p. 22-56.

57. Baker B.H. Outline of the petrology of the Kenya Rift alkaline province. : Alkaline igneous rocks, Oxford: Blackwell, 1987. p. 293-312.

58. Black R., Liegeous J.-P. Cratons, mobile belts, alkaline rocks and continental litho-spheric mantle: the Pan-African testimony. // J. Geol. Soc. 1993. - V. 150. - p. 89-98.

59. Bonaccorsi E., Merlino S., Pasero M. Rhonite: structural and microstructural features, crystal chemistry and polysomatic relationships. // Eur. J. Miner. 1990. - V. 2.2.-p. 203-218.

60. Bonin B. Orogenic to non-orogenic magmatic events: overview of the Late Variscan magmatic evolution of the Alpine Belt. // J. Earth Sci. 1998. - V. 7. - p. 133-143.

61. Brown P.E., Becker S.M. Fractionation, hybridization and magma-mixing in the Kialineq centre East Greenland. // Contib. Mineral. Petrol. 1986. - V. 92. - p. 57-70.

62. Chupin V.P., Tomilenko A.A. Melt and fluid inclusions in high-pressure minerals (kyanite, garnet, quartz): features of study and interpretation. // Boletin de la Sociedad Espa-nola de Mineralogia, 1995. V. 18.- 1. - p.39-40.

63. Chupin S.V., Chupin V.P., Barton J.M., Barton E.S. Archean melt inclusions in zircon from quartzite and granitic orthogneiss from South Africa: Magma composition and probable sources of protoliths. // Eur. J. Mineral. 1998. - V. 10. - 12. - p.41-51.

64. Dorais M. Compositional variations in pyroxenes and amphiboles of the Belknap Mountain complex, New Hampshire: Evidence for origin of silica-saturated alkaline rocks. // Amer. Miner. 1990. - V. 75. - p. 1092-1105.

65. Fox F.ICJr. Alkalic rocks of South-central British Columbia and northeastern Washington. // Geol. Soc. Amer. Abstr. Programs, 1977. V. 9. - 723.

66. Green Т.Н. Exsperimental studies of trace element partitioning applicable to igneouspedogenesis Sedona 16 years latter//Chem. Geol. - 1994. - V. 17. - p. 1-36.

67. Giggenbach W., Le Guen F. The chemistry of magmatic gases from Erta-Ale, Ethiopia. // Geochim. Cosmochim. Acta.- 1976. V. 40. - 1. - p. 25-30.

68. Harris C., Bell J.D. Natural partial melting in syenite blocks from Ascension Island. // Contr. Miner. Petrol. 1982. - V. 79. - p. 107-113.

69. Harley S.L. The origins of granulites: a metamorphic perspective. // Geol. Mag. -1989.-V. 126.-p. 215-247.

70. Hofmann A.W. Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism. // Nature. 1997. - V. 385. - p. 219-229.

71. Holloway J.R. Compositions and volumes of supercritical fluids in the Earth's crust. // In MAC Short Course in Fluid Inclusions (eds. L.S. Hollister and M.L. Crawford), 1981. -V. 6. p. 13-38.

72. Huang W.L., Wyllie P. J. Melting reactions in the system NaAlSi3Ofr- KAlSi308-Si02 to 35 kilobar, dry and with excess water. // J. Geol. 1975. - V. 83. - p. 737-748.

73. Huppert H.E., Sparks R.S.J. The generation of granitic magmas by intrusion of basalt into continental crust. // J. Petrol. 1988. - V. 29. - p. 596-624.

74. Johnson C., Lipman P. Origin of metaluminous and alkaline volcanic rocks of Latir volcanic field, Northern Rio Grande rift, New Mexico. // Contr. Miner. Petrol. 1988. - V. 100.-p. 107-128.

75. Johannes W., Holtz F. Pedogenesis and experimental petrology of granitic rocks. // Berlin: Springer-Verlag, Heidelberg, 1996. 330p.

76. Keppler H. The influence of the fluid phase composition on the solidus temperatures in the haplogranite system NaAlSi308-KAlSi308-Si02-H20-C02. //Contrib. Miner. Petrol. 1989. - V. 102. - p. 321-327.

77. Kovalenko V.V., Tsayeva G.M., Yarmolyuk V.V. et al. The peralkaline graniterelated Khaldzan-Buregtey Rare Element (Zr, Nb, REE) Deposit. // Econ. Geol. 1995. - V. 90.- 3, p. 530-547.

78. Kunzmann Th. Rhonit: mineralchemie paragenese und stabilitat in alkalibasaltischen vulkaniten. Ein beitrag zur mineragenese der rhonit-anigmatit-mischkristallgruppe. : Ph.D dissertation, 1989, Univ. Munchen. -151 p.

79. Kunzmann Th. The aenigmatite-rhonite mineral group. // Eur. J. Miner. 1999. - V. 11.- 4.-p. 743-756.

80. Kothay K., Szabo C. Silicate melt inclusion studion olivine phenociysts from the He-gyestu basalt, Balaton-Highland, Hungary. // Abstracts of XV ECROFI, GFZ Potsdam, Germany, Terra Nostra 1999 - 6 - p. 170-172.

81. Litvinovsky B.A. The analyses of conditions of silic magma generation in the activ-ized mobile belts // Report 5 of IGCP Project 224, Osaka, 1990. p. 45-52.

82. Lubala R.T., Frick C., Roders J.H., Walraven F. Petrogenesis of syenites and granites of the Schiel Alkaline complex, Northern Transvaal, South Africa. // J. Geol. 1994. - V. 102.- 3.-p. 307-309.

83. Martin R.F. Role of water in pantellerite genesis. // Bull. Vulcanol. 1974. - V. 38. -3.-p. 666-679.

84. Mohr P.A. Ephiopian rift and plateaus: some volcanic petrochemical differences. // J. Geophys. Res. -1971. V. 76. - 8. - p. 7980-7993.

85. Mandevile C.W., Carey S., Sigurdsson H. Magma mixing, fraction crystallization and volatile degassing during the 1883 eruption of Krakatau volcano, Indonesia. // J. Volcanol. Geotherm. Res. -1996. V. 74. - p. 243-274.

86. Qin Z., Lu F., Anderson J.A.T. Diffusive reequilibration of melt and fluid inclusion. // Amer. Mineral. 1992. - V. 77. - p. 565-576.

87. Seghedi I., Vaselli O., Downes H. Occurrence of rhonite in basanites from Poiana

88. Rusca Mountains, Romania. // Rom. J. Miner. 1995. - V. 77. - p. 41.

89. Sobolev A.V., Danyushevsky L.V. Petrology and Geochemistry of Boninites from the North Termination of the Tonga Trench: constraints on the generation conditions of primary high-Ca boninite magmas. // J. Petrol. 1994. - V. 35. - 5. - p. 1183-1211.

90. Sheppard S. Hybridization of shoshonitic lamprophyre and calc-alkaline granite magma in the Early Proterozoic Mt. Bundey igneous suite, Northern Territory. // Austral. J. Earth Sci. 1995. - V. 42. - p. 173-185.

91. Webster J.D., Duffield W.A. Volatiles and lithophile elements in Taylop Creek Rhyolite: Constraints from glass inclusion analysis. // Amer. Mineralog. 1991. - V. 76. - p. 16281645.

92. Whalen J.B., Currie K.L., Chappel B.W. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and pedogenesis. // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. - V. 95. - p. 407419.

93. Wickham S.M., Albertz A.D., Zanvilevich A.N., Litvinovsky B.A., Bindeman I.N., Schauble E.A. A stable isotope study of anorogenic magmatism in East Central Asia. // J. Petrol. 1996. - V. 37. - 5. - p. 1063-1095.

94. Wright T.L., Fiske R.S. Origin of the differentiated and hybrid lavas of Kilauea Volcano, Hawaii. // J. Petrol. -1971. V. 12. - p. 1-65.