Введение к работе
Лампроиты, ультракалиевые агпаитовые магнезиальные породы, давно привлекают внимание многих геологов в связи с проблемами мантийного магматизма. Интерес к ним еще более усилился после онаружения алмазов в лампроитах Западной Австралии (Jaques et ai, 1986). К настоящему времени в мире выявлено более 20 проявлений лампроитового магматизма, возраст которого варьирует от среднего протерозоя (1.2-1.4 млрд.лет) до плиоцен-плейстоцена (0.05-3 млн.лет), причем большинство имеет кайнозойский возраст. Лампроиты образуют трубки взрыва, вулканические конуса, лавовые потоки, дайки и приповерхностные интрузии. Тектонически лампроиты приурочены преимущественно к мобильным поясам вокруг древних континентальных кратонов. Выявляется также их связь с разломами и структурами континентального порядка (Bergman, 1987; Mitchell and Bergman, 1991). Согласно РТ-экспериментам по плавлению лампроитов и изотопным исследованиям предполагается, что лампроитовая магма - это результат частичного плавления древнего гарцбургитового мантийного субстрата в восстановленных (буфер углерод-вода) условиях в присутствии флюида, обогащенного Н20 (см. Mitchell and Bergman, 1991). По содержанию Si02 породы варьируют от улътраосновных-основных (оливиновые лампроиты) до средних (лейцитовые лампроиты). На данный момент разработаны минералого-геохимические критерии отличия лампроитов от других, близких к ним пород. Агпаитовый ультракалиевый характер лампроитов накладывает свой отпечаток на химизм минералов. Для пород этого семейства характерно присутствие титанистых флогопита и тетраферрифлогопита. К-Ті-рихтерита, высокожелезистых лейцита и санидина, .малоглиноземистого диопсида, К-Ва-титанатов (прайдерит, джеппеит) и К-(2г,Ті)-силикатов (вадеит, делиит, щербаковит). Запрещенными минералами для них являются нефелин, кальсилит, мелилит, Na-Ca полевые шпаты, монтичеллит, Ti-Zr-гранаты и высокоглиноземистый авгит (Mitchell, 1985; Bergman, 1987; Mitchell and Bergman, 1991). Примечательно, что детальные минералого-геохимические исследования некоторых "аномальных" алмаз-содержащих кимберлитов позволили отнести их в семейство лампроитов (Прери Крик, США; Маджагаван, Индия; Боби, Кот-д'Ивуар; Капамба, Замбия).
Одновременно с минералого-геохимическими исследованиями началось термобарогеохимическое изучение лампронтов. За последние два десятилетия были получены данные по физико-химическим условиям кристаллизации лампронтов Зап. Австралии, США и ЮВ Испании (V.Sobolev et ai, 1975; А.Соболев и др., 1985; A.Sobolev et ai, 1989; Соловова и др., 1988, 1989; Богатиков и др., 1991; Mitchell, 1991; Шарыгин, 1991; Шорыгин и Базарова, 1991; Шарыгин и Владыкин, 1994; Salvioli-Mariani and Venturelli, 1993, 1996; Шарыгин, 1997). Данная работа является обобщением результатов термобарогеохимических исследований лампронтов разного состава, полученных автором за 8 лет.
Основная цель работы состояла в выявлении физико-химических условий кристаллизации лампронтов разных проявлений (Зап. Кимберли, Лейцит Хиллс, Смоки Бьютт, ЮВ Испания) по расплавным включениям в минералах.
Задачи:
-
Оценить РТ-условия кристаллизации лампронтов, определить состав расплава и флюида на ранних этапах кристаллизации. По химическому составу прогретых и непрогретых стекол включений в разных минералах выявить эволюцию исходного расплава при формировании лампронтов.
-
На основании изучения включений расплава выявить сходство и различия между классическими лампроитами различных петрографических типов.
-
Сопоставить полученные результаты по лампроитам с термобаро-геохимическими данными по другим калиевым породам.
Основные защищаемые положения:
1. Кристаллизация лампронтов начиналась с образования фенокристов
оливина при Т>1200"С и Р=4-6 кб. Образование минералов в основной
массе лампронтов происходило в приповерхностных условиях при 950-
1100С.
2. В процессе формирования большинства лампронтов эволюция
исходного расплава имела агпаитовый характер и была направлена в
сторону постепенного обеднения А1203, СаО, MgO, Р20з и обогащения
Si02, FeO, BaO, Ti02, Zr02, щелочами.
3. Для некоторых типов лампронтов ЮВ Испании (фортуниты, вериты и
др.), которые пространственно и по времени совмещены с известково-
щелочными породами и шошонитами, эволюция расплава имела
миаскитовый характер и была направлена в сторону обогащения Si02, А120з, щелочами и обеднения ВаО, ТЮ2, что может быть объяснено как результат смешения лампроитовой и шошонит/дацитовой магм.
Методы исследования: Для изучения включений в минералах использовались традиционные и новые методы термобарогеохимии (термометрия, рентгеноспектральный анализ, КР-спектроскопия). Пластинки пород (толщина 50-100 мкм), полированные с двух сторон, применялись для выявления включений под микроскопом в проходящем и отраженном свете.
Высокотемпературная (до 1600С) микротермокамера с силито-вым нагревателем (Михайлов и Шацкий, 1975) применялась для фиксации момента гомогенизации включений расплава, а также для подготовки раскристаллизованных включений для микрозондового анализа. Для определения температур гомогенизации использовались включения размером менее 10 мкм.
Химический состав прогретых, исходных и остаточных стекол, а также кристаллических фаз включений определялся на микрозонде САМЕВАХ (ОИГТМ СО РАН, Новосибирск). Размер электронного пучка составлял менее 3 мкм. Для этого отбирались достаточно крупные включений расплава (> 15-20 мкм), предварительно выведенные на поверхность, чтобы исключить захват минерала-хозяина. Раскристал-лизованные включения расплава специально подготавливались для микрозондового анализа. Сначала они прогревались до температур близких к температурам гомогенизации включений, а затем закаливались посредством резкого сброса температуры.
Определение состава флюидных включений и газовых пузырей расплавных включений производилось на КР-спектрометре RAMANOR U-1000 (фирма JOBIN YVON, Франция) в ОИГГМ СО РАН. Рамановская спектроскопия дает возможность полуколичественного анализа следующих летучих компонентов, присутствующих в газовых пузырях включений: С02, N2, H2S, СН4 и тяжелые углеводороды. Возможности определения Н20 этим методом крайне ограничены. Для рамановских исследований подбирались блнзповерхностные включения размером более 20-30 мкм.
Научная новизна: По включениям расплава в минералах выявлены РТ-параметры и агпаитовый характер эволюции расплавов, исходных для лампроитов разных регионов. Выявлены также различия
по составу стекол включений для лампроитов разных регионов. В частности, некоторые разновидности пород ЮВ Испании существенно отличаются по составу стекол включений от лампроитов других проявлений. Они обогащены Si02, А1203, щелочами и обеднены ВаО, ТЮ2, и имеют низкий коэффициент агпаитности (<1). В целом, химические особенности стекол и кристаллических фаз включений расплава, захваченных минералами исследованных лампроитов, и эволюция их состава от более ранних к более поздним минералам могут быть использованы как дополнительные признаки различия между лампроитами и другими калиевыми породами (особенно, К-базальтои-дами), близкими к лампроитам по химическому и модальному составу.
В качестве дочерней фазы во включениях расплава в ранних минералах некоторых лампроитов был обнаружен кальсилит, который ранее рассматривался как запрещенный минерал для лампроитов. Выявлены особенности его химического состава и отличия от кальсилита других калиевых пород (камафугитов, К-базальтоидов). Впервые описаны сульфидные включения в ранних минералах лампроитов Смоки Бьютт и Фортуны. Их отличительной особенностью является высоконикелевыи состав предполагаемого моносульфидного твердого раствора.
Работа выполнена в соответствии с планом научно-исследовательских работ лаборатории "Термобарогеохимии" ИМП ОИГТиМ СО РАН.
Основные результаты исследований докладывались на Международном вулканологическом конгрессе (Майнц, ФРГ, 1990), на Международной конференции по активным вулканам и рисковым явлениям (Неаполь, Италия, 1991), на шестой Международной кимбер-литовой конференции (Новосибирск, 1995), на конференции РФФИ "Геодинамика и эволюция Земли" (Новосибирск, 1996).
По теме диссертации опубликовано более 18 работ и тезисов докладов.
Работа выполнена под научным руководством кандидата геолого-минералогических наук Л.И.Паниной, которой была осуществлена постановка актуальных задач настоящей работы и даны ценные советы по использованию полученных данных при их предварительном обсуждении. Автор благодарен академику Н.В.Соболеву (Институт минералогии и петрографии СО РАН, Новосибирск), профессору
Р.Х.Міггчеллу (Лейкхедский университет, Тандер Бэй, Канада), к.г.-м.н. Н.В.Владыкину (Институт геохимии СО РАН, Иркутск) за предоставление образцов лампроитов. Автор также признателен Л.Н.Поспеловой, Т.Ю.Базаровой, А.А.Томиленко, И.В.Моториной. ВАСимонову, В.П.Чупину, Л.М.Усольцевой, Д.А.Кузьмин)', С.З.Сміфнову, О.М.Рубановой, Н.В.Бобровой, Л.А.Егоровой, Л.А.Шохоновой за помощь в проведении исследований и подготовке работы.
