Содержание к диссертации
Введение
2. Особенности поведения включений в минералах и методы их изучения 11
1 Терминология, используемая при изучении включений в минералах... 11
2. Общие сведения о включениях в минералах 12
2.1 Кристаллические включения 12
2.2 Расплавные и флюидные включения 13
3. Последовательность работы с включениями 14
3.1. Расплавные включения 14
3.2. Флюиды включений 15
4. Методы изучения включений 16
4.1. Аппаратура, используемая при проведении термометрических опытов 16
4.2. Методы вещественного изучения включений 19
5. Некоторые особенности поведения расплавных включений 19
5.1. Стекло включений 20
5.2. Несмесимость 21
5.3. Соответствие содержимого расплавных включений минералообразующему расплаву 24
5.4. Химическая неоднородность природных стекол включений 25
5.5. Проблема определения щелочей в стеклах включений 25
5.6. Дочерние фазы на стенках вакуолей расплавных включений 25
3. Перидотиты верхней мантии 36
I. Шпинелевый лерцолит (Драйзер Вайхер, Германия) 37
II. Мантийные ксенолиты щелочнобазальтового вулкана Шаварын- Царам (Монголия) 42
4. Пикриты и высокомагнезиальные базальты 63
I. Пикриты западной Гренландии (остров Диско и п-ов Нуссуак) 63
II. Щелочные базальты вулкана Мауна Кеа, Гавайские острова 87
5. Ультращелочные и карбонатитовые магматические породы 113
I. Оливиновые мелилититы Мальберга, Рейнский грабен, Германия 115
II. Оливиновые нефелиниты п-ова Чукотка 144
III. Оливиновый меланефелинит щелочного комплекса Монтичио Лейк, вулкан Вультуре, Италия 167
IV. Верхне-Дункельдыкский К-щелочной комплекс, вост. Памир 195
V. Мелилитолиты карбонатит-содержащего комплекса Гардинер, Гренландия 230
VI. Фоскориты карбонатит-содержащего щелочного комплекса Палабора, ЮАР 241
VII. Основные результаты изучения включений в минералах щелочных пород и карбонатитов 263
6. Генезис и эволюция первичных магм и флюидов лампроитов 274
I. Лампроиты западной Австралии 275
II. Лампроиты Испании 278
III. Лампроиты Алдана, Россия 283
IV-Лампроиты США, штат Арканзас, Прери Крик 286
V.Экcпepимeнтaльнoe изучение модельного расплава лампроитового состава 291
VI. Обсуждение результатов изучения включений в лампроитах 293
7. Заключение 309
Библиография
- Кристаллические включения
- Методы вещественного изучения включений
- Химическая неоднородность природных стекол включений
- Щелочные базальты вулкана Мауна Кеа, Гавайские острова
Введение к работе
Минеральный и химический состав ксенолитов, выносимых на поверхность Земли, отражают особенности состояния мантии - ее гетерогенность, метасоматическую предобработку, присутствие летучих компонентов и проч. Известно, что не менее половины обнаруженных ксенолитов перидотитов характеризуются присутствием амфибола и слюды (Delaney et. al., 1980), при этом флогопит наиболее типичен для гранатовых, а амфибол —для шпинелевых лерцолитов. В то же время существуют переходные породы, в которых амфибол может содержать повышенные концентрации КгО (Arai, 1986). Парагенезис амфибола и слюды, а также их геохимические особенности и взаимоотношения с другими минералами, такими как плагиоклаз и апатит, представляют в связи с вопросом о мантийном метасоматозе и содержании летучих компонентов большой интерес.
Помимо амфибола и слюды, в последнее время в литературе появился ряд публикаций, связанных с нахождением в мантийных нодулях иных дополнительных фаз. К ним относятся находки первичного карбоната (например, lonov et.al., 1996). В некоторых случаях их морфология и границы с силикатным материалом (мениск) свидетельствуют об изначально жидком состоянии карбонатного вещества при мантийных параметрах (Kogarko, 1995). В глубинных ксенолитах обнаруживаются сульфиды, что имеет важное значение, например для решения вопросов генезиса магматических сульфидных месторождений. Ш.Клемм (Klemme, 2002) сообщил о первичных флюорите и флюоритовом расплаве в шпинелевом лерцолите Новой Зеландии.
Многочисленными исследованиями установлено, что в мантийных перидотитах наиболее распространены флюидные включения, в составе которых преобладает СОг. Определяемые по включениям в минералах давления обычно характеризуют промежуточный этап транспортировки ксенолитов к поверхности Земли. Такой флюид может содержать примеси иных газов, например до 12 мол.% СО (Bergman S., J. Dubessy, 1984).
Таким образом, изучение глубинных нодулей является источником разнообразной информации, которая в некоторых случаях уникальна и подсказывает формы концентрации не только основных петрогенных элементов. Поэтому рассмотрение композитов мантийных магм и флюидов было начато с изучения включений в минералах ксенолитов. В рамках данной работы были
изучены микровключения в ксенолитах двух щелочных комплексов - Драйзер Вайхер (Германия) и Шаварын-Царам (Монголия).
I. ШПИНЕЛЕВЫЙ ЛЕРЦОЛИТ ДРАЙЗЕР ВАЙХЕР, ГЕРМАНИЯ
Т. Введение
Среди мантийных нодулей Драйзер Вайхер распространены шпинелевые перидотиты двух групп (Stosch and Seek, 1980): тип 1а - включающие водосодержащие минералы (амфибол, реже слюду) или продукты их распада и тип 16 - не содержащие их.
Изучение шпинелевого лерцолита Драйзер Вайхер (20 образцов, но наиболее детально обр. 40/3) показало полное отсутствие в нем амфибола или слюды среди основных минералов - оливина, ортопироксена, клинопироксена и шпинели (табл. 1). По этому признаку образец был отнесен к группе 16. Однако среди кристаллических микровключений: в минералах были обнаружены амфибол и слюда, характерные для группы 1а.
2. Типы микровключений и их составы^
Во всех силикатных минералах присутствуют кристаллические, флюидные и расплавные, а также комбинированные включения.
2.1. Кристаллические включения
Кристаллические включения представлены оливином, ортопироксеном, клинопироксеном; амфиболом, флогопитом и шпинелью (табл. 1). Они имеют размеры до 200 рт, произвольно ориентированы внутри вмещающих их минералов и характеризуются сглаженными формами (рис. 1-3a,f,g). Удлиненные включения амфибола практически всегда резорбированы и на их поверхности наблюдается большое количество мельчайших (1-1.5 мкм) расплавных включений типа стекло+газ (рис. 1-3 b.c.d).
Близость магнезиальности кристаллических включений оливина, клино- и ортопироксена (0.9-0.91) позволяет предположить, что они являются реликтами; равновесной минеральной ассоциации.
Ранее на большом статистическом материале было показано, что для флогопитов и амфиболов гранатовых лерцолитов отношение Na/Na+K значительно ниже (<0.10 и 0.60-0.40, соответственно), чем для шпинелевых лерцолитов (>0.10 и 0.95-0.80). Для микровключений такие отношения равны 0.06
и 0.78 и они, по-видимому, являлись составной частью гранатовых или гранат-шпинелевых перидотитов.
Помимо высоких концентраций ТіОг (до 3.5%) и присутствия ВаО (до 0.44%), для кристаллических включений флогопитов отмечаются высокие концентрации КгО - до 11.5%. При содержании ЫагО, близком к 0.5%, высокое отношение K/Na (Arai, 1986) характеризует глубинные флогопиты. Согласно С. Араи, при воздействии метасоматизирующих флюидов на лерцолиты первыми будут формироваться высококалиевые флогопиты, а в дальнейшем обедненные калием флюиды фиксируются в амфиболе - паргасите. Повышенное содержание КгО (до 1.38 мас.%) позволяют амфиболы отнести к промежуточной разности между паргаситом и низкокалиевым рихтеритом. Кроме того, в амфиболе определены следы ВаО (до 0.08 мас.%).
Расчетные температуры образования кристаллических включений клинопироксенов и ортопироксенов по двупироксеновому геотермометру П. Уэлса (Wells, 1977) и С. Саксены (Saxena, 1986) близки к 1170 и 1000С, соответственно, что на ~ 100С выше таких же оценок в целом для породы. Р-Т условия сосуществования амфибола и флогопита вблизи гранат-шпинелевой границы отвечают 1150-1050С и 25-20 кбар.
2.2. Флюиды
Первичные флюидные включения в оливине и ортопироксене имеют трубчатую форму. Их длина достигает 120 рт. Значительная часть (до 90%) включений частично или полностью разгерметизирована (рис. 2-3 c,d). При комнатной температуре флюидные включения обычно одно- или двухфазные, но в некоторых отмечено присутствие мелких кристалликов с высоким двупреломлением, по-видимому, карбоната. Многие исследователи также фиксировали во флюидных включениях карбонаты. Например, Т. Андерсен и др. (Andersen et. al.,1984) отмечали их присутствие в СОг-включениях из лерцолитов Австралии (зап. Виктория) и диагностировали как Fe-богатые доломиты (кроме того, во включениях определены CI и следы Не, N2, Ar, H2S, COS, SO2). Авторами было высказано предположение, что первоначально летучие компоненты включений представляли собой смесь ~90% СОг и ~10% Н20. М. Фреззотти с соавторами (Fressotti, 1994) в минералах ксенолитов из щелочных базальтов Канарских островов обнаружили во флюидных фазах не только карбонаты (с примесью 3.3 мас.% БОг), но и ультрамафические силикатные расплавы.
Температуры плавления вещества включений (от -56.6 до -57.7С) отвечают почти чистой СОг с незначительными примесями иного газа. Заметим, что присутствие например 2.5 мол.% СО снижает температуру плавления на 1 С (Bergman S., J. Dubessy, 1984). Плотность СОг в большинстве первичных включений, фиксируемая по температуре фазового перехода газ - жидкость (от -35 до -46С), равна 1.09-1.14 г/см? (45 замеров).
Но наибольший интерес представляют первичные флюидные включения со значительно более высокой плотностью СОг. При комнатной температуре они? содержат только жидкость, при охлаждении; остаются- без изменения до температуры -70С, при которой начинается медленный рост твердой; фазы вплоть до полного перехода жидкости в твердое состояние без появления газовой фазы. Еслиітємп охлаждения был достаточно высок (10 - 20С/мин), твердая фазаг не успевала; вырасти; по всему объему включения, и оно оставалось двухфазным (метастабильная жидкая + твердая фаза). В этом случае дальнейший рост твердой фазы начинался только после нагревания до температуры -70С. Плавление происходило постепенно, в интервале от -58.4 до -57.7С. Замеры температур фазового перехода твердое - жидкое в этих' включениях проводились многократно (20 раз), во всех случаях получены одинаковые результаты. Оценка; плотности флюида включений может быть проведена с использованием?следующих;данных; В тройной*точке разница; в плотностях жидкой?и?твердой СОг (1.18 иИ.51 г/см3, соответственно) весьма велика^ (22%), поэтому? приз замерзании:жидкой; СОг, занимающей^ полностью объем? флюидного включения и имеющей? плотность 1.18; г/см3, должна образоваться газовая; фаза; объемом; 22: об.%. Поскольку в изучаемых включениях газовая фаза при замерзании не появляется, можно сделать вывод о значительно более высокой; чем; в тройной? точке, плотности жидкости, приближающейся; к плотности твердой СОг. В этом? случае минимальная плотность флюида во включениях составит 1.43т/см?"
Присутствие- высокоплотных, флюидных; включений; СОг в различных минералах мантийных нодулей отмечалось и ранее многими исследователями. В табл. 2 приведены основные результаты их изучения. До сих пор в литературе не описаны флюидные включения с такой высокой плотностью (1.43 г/см3).
Для расчета; флюидного давления, существовавшего при образовании лерцолита, использовались экстраполяционные PVT-данные СОг (Шмулович, 1988) в области высоких температур и давлений (>10 кбар). Для температуры
1050С значение флюидного давления при плотности 1.43 г/см3 составляет 21 кбар. Полученное максимальное значение давления отвечает глубинам 70-75 км. В процессе изучения образца было обнаружено единственное стеклянное расплавное включение (рис. 2-ЗЬ), флюид которого состоял из высокоплотной углекислоты (температура гомогенизации в жидкость 20С, плотность 0.78 г/см3). По морфологии > и расположению (в центре кристалла оливина; трещины вблизи включения отсутствуют) оно первично, хотя не ясно, к какой стадии эволюции следует его отнести: В интервале температур 1150 - 1200С давление могло составлять 6 - 6.5: кбар.
2.3. "Расплавные" включения.
Во всех минералах изучаемого лерцолита обнаружены "расплавные" включения размером; до 120 мкм; Они заполнены крупными дочерними? минералами? (рис. 1-Зе), среди* которых диагностированы амфибол, шпинель, клинопироксен и алюмосиликат (табл. 3-3). Дочерний амфибол во включениях по составу аналогичен амфиболу кристаллических включений.
Составы дочерних шпинелей?резко контрастируют с составами?шпинели; лерцолита и кристаллических включений, отличаясь от них повышенной глиноземистостью (до 40% по сравнению с 25%).
Последним і из расплава таких включений кристаллизовался алюмосиликат (табл. 3), имеющий как идиоморфные, так и ксеноморфные формы. Он содержит до 0.2 ВаО %, 0.8 Р2О5 % иї 0.33 СІ %. Низкие: суммы окислов; в анализах обусловлены либо присутствием в нем воды, либо иных элементов; например S, F, С02.
Полное плавление дочерних минералов: происходило при температуре, близкой к 1300С, а полученный расплав часто содержал множество флюидных обособлений. Гомогенизировать расплавные включения не удалось из-за их вскрытия при дальнейшем повышении температуры.
Расчетные составы! расплавов включений» (исходя' из составов- и соотношения; объемов; дочерних фаз) отвечают флогопитамі и амфиболам; обнаруженным в качестве кристаллических включений в минералах лерцолита.
Таким; образом!ясно, что описанные "расплавные" включения: на самом» деле являются продуктами полного или частичного плавления кристаллических: микровключений флогопита и/или амфибола в минералах лерцолита. Для; амфибола подобное явление в лерцолитах Драйзер Вайхер было описано ранее X. Стошем и X. Зэком (Stosch & Seek, 1980). На микрофотографиях такого
РОССИЙСКАЯ ГОСУЛЛРСТВЕННАД 4| БИБЛИОТЕКА
амфибола (рис. 1-3b-d) отчетливо видны мельчайшие расплавные обособления на поверхности резорбированных кристаллов.
2.4. Комбинированные включения
В минералах лерцолита часто встречаются комбинированные включения
типа кристалл+флюид. Флюидная составляющая включений
разгерметизирована. Морфология и взаимоотношения фаз свидетельствует о
сингенетичности флюидных и кристаллических включений в момент их захвата.
В одном из кристаллов оливина было обнаружено 6 необычных
микровключений, имеющих следующие особенности. На поверхности
кристаллических включений ортопироксена и клинопироксена наблюдалось
нарастание оптически анизотропных идиоморфных микрокристаллов
клинопироксена с косым погасанием, размером до 10 мкм (рис. 1-3f-h). В зонах
сочленения кристаллических включений и растущих от их поверхности
кристаллов присутствуют однофазные жидкие включения СОг (рис. 1-Зд). Форма
внешних границ отвечает мениску. Общая картина обнаруженного явления
говорит о том, что именно этот флюид явился минералообразующей средой для
новообразованных минералов.
2.5 Вторичные расплавные включения
Во всех минералах присутствуют вторичные расплавные включения, располагающиеся вдоль трещин (рис. 2-За). Их химические составы приведены в таблице 4. Расплавы отвечают щелочно - базальтовым магмам, с содержанием щелочей до 10 - 11 мас.% и преобладаем К над Na. Обращают на себя внимание низкие суммы компонентов, что свидетельствует о присутствии дополнительных не анализированных компонентов.
2.6. Межзерновое стекло
Породообразующие минералы лерцолита часто окружены небольшими участками стекла. Их образование можно рассматривать как продукт частичного плавления ксенолита под влиянием тепла горячих магм. Наибольший интерес представляют внутренние зоны ксенолитов, не затронутые реакционными процессами с вмещающими их щелочными магмами. Стекла не закристаллизованы, их составы (таблица 4-3) очень неоднородны. Некоторые участки содержат до 11 мас.% щелочей, 14 мас.% МдО и 18 мас.% СаО.
II. МАНТИЙНЫЕ КСЕНОЛИТЫ ИЗ ЩЕЛОЧНЫХ БАЗАЛЬТОВ ВУЛКАНА ШАВАРЫН-ЦАРАМ, МОНГОЛИЯ
1. Описание перидотита
Среди обломков пирокластических пород щелочных базальтоидов Шаварын-Царам на Хангайском нагорье в Монголии (Кепежинскас, 1979) найдены обломки пузыристых мегакристов клинопироксена и: гранат-пироксеновая друза, являющаяся уникальным по своему строению образцом мантийных ультрабазитов. Образец с гранат-пироксеновой друзой; доказывает присутствие в верхней мантии открытых полостей или каналов, заполненных флюидами. Друза (размеры -4X4X5 см) имеет зональное строение: среднезернистый шпинелевый лерцолит переходит на расстоянии ~ 1.5 см в средне-мелкозернистый вебстерит, на котором;расположена друза крупных (до 1.0-1.5 см) черных, хорошо ограненных кристаллов клинопироксена и более мелких (до 0.5-1.0 см) округлых кристаллов граната темно-красного цвета. Между кристаллами и их сростками всегда сохраняются многочисленные пустоты.
Образцы пузыристых мегакристаллов клинопироксена по своему внешнему облику содержат многочисленные цилиндрические и округлые пустоты размером до 3 мм. Их объем может составлять до трети всего образца. В некоторых мегакристаллах общая площадь пустот достигает 10%. Участки вокруг пустот состоят из зерен клинопироксена, агрегатов мелкозернистых фаз и стекла. Составы фаз, слагающие друзу, приведены в таблице 5-3.
2. Типы микровключений вклинопироксенах В клинопироксене друзы и мегакристалле изучены флюидные, сульфидные с флюидом, силикатно-сульфидно-флюидные и силикатные с флюидом включения. Из них первые три типа относятся к первичным образованиям. Включения 4-го типа, более поздние по отношению к первым трем, связаны, видимо, с заключительными этапами процесса формирования изучаемых объектов. Во всех включениях присутствует флюидная фаза.
2.1. Флюидные включения
Флюидные включения имеют трубчатую форму, встречаются редко и характеризуется частичной разгерметизацией. По температуре плавления кристаллов (-57С) они содержат углекислотный флюид с очень небольшими примесями другого газа. Гомогенизация включений происходит в жидкую фазу
4}
при температуре от +3 до -31С, что отвечает плотности ССЬ 0.91-1.07 г/см3. Расчет давления при 1100С дает значения 5.9-8.1 кбар. Учитывая заметную разгерметизацию всех изученных флюидных включений, можно полагать, что реальные давления были значительно выше, не менее 10 кбар.
2.2. Сульфидные включения с флюидом
К этому семейству включений отнесены сульфидные, содержавшие, видимо, и флюид, что фиксируется по кавернам на полированной поверхности шлифов. Эти включения округлой (рис. З-За) и трубчатой формы размером до 200 мкм в длину образуют серии и цепочки, пространственно не связанные с трещинами в кристалле-хозяине. Среди опубликованных сведений о нахождении сульфидов в минералах глубинных ксенолитов есть описания аналогичных включений (Вахрушев и др., 1971, 1976). Авторы этих работ высказали предположение, что за полосчатое распределение первичных сульфидных включений ответственны более поздние пластические деформации силикатов.
2.3. Силикатно-сульфидно-углекислотные включения
Включения являются наиболее сложными и состоят из силикатного, сульфидного и флюидного компонентов. Во многих случаях сульфидные обособления окружены силикатной каймой, состоящей из клинопироксена, высококалиевого базитового стекла и шпинели (рис. 4-3). Встречены и изучены эллипсовидные образования, в которых сульфидная и силикатная составляющая распределены равномерно по всему объему включения (рис. 3-3 c,d). Они характеризуются типичной ликвационной структурой.
Сульфиды включений (рис. 5-3) представлены пирротином и халькопиритом (табл. 6). С ними ассоциирует незначительное количество магнетита. В пирротинах магматического генезиса обычно отмечается присутствие до 1% Ni. В изученных нами сульфидах концентрация Ni достигает 2.5-3.5 мас.%, что можно объяснить метастабильной формой существования высокотемпературного моносульфидного твердого раствора. Поскольку при изучении включений не было выявлено каких-либо неоднородностей по составу или присутствие механической примеси пентландита, остается предположить, что Fe-Ni моносульфид, стабильный при мантийных параметрах (Островский, 1984), по каким-либо причинам сохраняет свою гомогенность вплоть до низких температур.
Максимально возможное нагревание углекислотно-силикатно-сульфидных и силикатно-сульфидных расплавных включений до 1200С при 1 атм. в атмосфере аргона приводило к перекристаллизации минерального агрегата и образованию крупного идиоморфного кристалла клинопироксена. При этом, начиная с 1170С, наблюдается небольшое уменьшение объема сульфида. Нагревание выше 1200С приводило к разгерметизации включений.
Оценка температуры образования пород этого образца по геотермометру П. Уэллса (Wells, 1977) для всех зон (в том числе и друзы) близка к 1100С, т. е. несколько выше, чем для большинства изученных нами ксенолитов шпинелевых лерцолитов Шаварын-Царама (1000 - 1050С). Давление, оцененное по разным геобарометрам (Perkins and Newton, 1980; O'Neil, 1981) для парагенезиса друзы составляет 15-18 кбар.
Т. Андерсен и др. (Andersen et.al., 1987) обнаружили в зоне потери вещества вокруг сульфидных включений мельчайшие флюидные включения высокоплотной СОг. Они предположили, что при мантийных Т-Р параметрах сульфидный расплав был способен растворять некоторое количество углекислоты.
2.4. Силикатные расплавные включения с флюидом
Включения достигают 50-100 мкм, располагаются вдоль трещин-каналов, отходящих от первичных включений и часто следуют одно за другим с перекрытием видимых границ. На 85-90% они состоят из силикатных минералов, в основном клинопироксена с хорошей огранкой (рис. 6-3), стекла (до 10-15%) и мелких скелетных выделений шпинели. Изредка в них наблюдаются сульфидные обособления. Оценить долю флюида в подобных включениях трудно, поскольку некоторое его количество находится в мелкодисперсном состоянии между кристаллами пироксена и в зоне ореола потерь вещества. Встречено включение, в котором стекло фиксируется в периферийных участках, а в центральной зоне находится только флюид. При этом кристаллы пироксена имеют вид микродрузы, растущей в сторону флюидного пузырька (рис. 6-Зс), имитируя реальную друзу.
Вещество включений представляет собой мелкозернистые агрегаты (каймы) вокруг макропор в пузыристом мегакристалле и друзе (рис. 7-За,Ь). Краевая часть каймы со стороны поры обогащена стеклом (до 50%), пронизанным выделениями шпинели (рис. 7-Зс). Клинопироксен образует скелетные вкрапленники размером до 300-200 мкм и мелкие призмы до 30-10 мкм в длину (рис. 7-3d). Затем следует зона массивного сложения, где стекло
находится в подчиненном количестве (не более 5%). Прилегающая к кристаллу-хозяину область содержит заметно больше стекла (до 20-25%), но сама зона по ширине составляет не более 10 - 15% от всей каймы. Ширина каймы не превышает 700 - 900 мкм. Из-за слагающих ее мелкодисперсных фаз кайма в проходящем свете непрозрачна и была обнаружена под микроскопом только в отраженном свете.
Характерно, что со стороны клинопироксена-хозяина кайма часто имеет вид отрицательных кристаллов (рис. 7-За), т.е. принимают кристаллографические очертания, свойственные пироксенам. Нередко кайма как-бы вспенена (рис. 7-ЗЬ), однако из-за непрозрачности участков изучить флюиды не удалось. Наличие вокруг макропор (С02) кайм, по составу аналогичных включениям, дает нам основание достаточно уверенно рассматривать их как разгерметизированные крупные включения негативной формы, из которых удалена СОг. Присутствие сульфидной фазы в каймах и отходящих от них каналах-трещинах говорит о едином источнике силикатного и сульфидного материала в описываемых структурах и во включениях. Составы фаз из кайм вокруг макропор приведены в табл. 4-6.
3. Составы фаз Сравнение составов клинопироксенов позволило выявить некоторые закономерности. Так, наблюдается незначительное снижение концентраций МдО, СаО и АЬОз и возрастание роли FeO в ряду лерцолит -* вебстерит —* друза. Клинопироксен из силикатных кайм вокруг сульфидов и углекислотных макровключений характеризуются высоким содержанием МдО на фоне низких концентраций Na20, АІ20з и FeO. Такое поведение объясняется предпочтительным перераспределением халькофильного Fe в сульфид, а Na20 -в расплав, обогащенный летучими компонентами. Действительно, стекла содержат чрезвычайно высокие концентрации щелочей - до 11 мас.%. При этом в стеклах первичных сложных включений ведущая роль отведена К20 (Na/K до 0.5 и ниже), а в более поздних («каналах» по трещинам) - Na20 (Na/K до 1.6).
III. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ ИЗУЧЕНИЯ ПЕРИДОТИТОВ ДРАЙЗЕР ВАЙХЕР И ШАВАРЫН-ЦАРАМ
1. Составы стекол перидотитов
Химические составы межзерновых стекол в лерцолите Драйзер Вайхер и стекол, определенных в составе сложных включений в мантийных друзе и пузыристом мегакристалле Шаварын-Царам из Монголии (табл. 4) варьируют в широких пределах по всем основным компонентам. Обзор литературных данных также показывает значительные колебания составов стекол в мантийных ксенолитах (например, Поляков и др., 1988; Ионов и др., 1984; O'Reilly et. al., 1988; Xu et.al., 1996). В нашем случае, например, при среднем содержании МдО 6 мас.% один из анализов содержит его до 15 мас.%. Содержание Si02 находится в пределах 46 - 56 мас.%, в одном случае достигая 76 мас.%. Однако характерной чертой всех стекол является высокая, до 11 мас.%, концентрация щелочей и CaO/AI203 отношение для расчетных составов, близкое к 1.2-1.4. Это можно рассматривать как свидетельство возможности зарождения в мантии высококальциевых ультращелочных расплавов. Ю. Хи (Xu et.al., 1996) подчеркивает большое значение мантийных метасоматизирующих флюидов при появлении подобных расплавов.
2. Состав мантийного флюида
Нахождение внутри минералов Sp-лерцолита Драйзер Вайхер комбинированных оплавленных кристаллических (Ol+Opx+Cpx+Amph+Phl) и высокоплотных СОг-флюидных включений свидетельствует о реститовом характере изученных нодулей. По-видимому, генезис щелочных магм связан с частичным плавлением более раннего флогопит- и амфибол-содержащего мантийного субстрата. В этом процессе активно участвовали высокоплотные флюиды, являвшиеся минералообразующей средой для идиоморфных, новообразованных микрокристаллов (на поверхности кристаллических включений). Оцененное давление (не менее 20 кбар) исключает поступление подобных флюидов из коровых областей. Возможно, в данном случае мы имеем свидетельство разгрузки глубинного суперкритического, высоко минерализованного флюида при снижении давления (Wyllie and Ryabchikov, 2000; Литвин, 1998).
К высокоминерализованным флюидам, ассоциирующим с сульфидным расплавом, могут быть отнесены и углекислотно-силикатно-сульфидные включения в минералах мантийной друзы Шаварын-Царам. Расчеты соотношения СОг, силикатной и сульфидной составляющих в них близки к минимальному содержанию СОг, а во включениях макропор - к реальному. Исходными данными для расчетов служили следующие параметры: СОг - 15
об.%, плотность - 1.18 г/см3, сульфиды (пирротин и халькопирит) - 20 об%, средняя плотность - 4.5 г/см3, силикаты - 65 об.%, средняя плотность - 3.3 г/см3. С учетом содержания S в сульфидах (-37 мас.%) для углекислотно-силикатно-сульфидных включений получаем следующую характеристику гипотетического исходного расплава: плотность 3.2 г/см3, концентрации С02 и S равны соответственно 5.5 и 10.3 мас.%.
Подсчет в семи прозрачно-полированных пластинах объемов флюидных макропор, силикатно-сульфидной составляющей и С02 в каймах, каналах и включениях показал, что валовой состав содержимого макропор составляет -70 об.% С02 и 30 об.% силикатно-сульфидного вещества или 46 и 54 мас.%, соответственно (исходя из принятых выше плотностей).
Следовательно, имеются весьма широкие вариации валового состава
включений по флюиду - от 5.5 до 46 мас.% С02. Исходя из среднего валового
состава силикатного вещества каймы макропор (~25% стекла, редкая шпинель не
учтена), соотношения сульфидного, силикатного и флюидного компонентов
(подсчет по углекислотно-силикатно-сульфидным включениям 5.5, 66.5 и 28
мас.% соответственно), а также принимая соотношение
пирротин/халькопирит=10 (подсчет в аншлифе), мы попытались оценить валовой состав сульфидно-силикатно-флюидного вещества включений с минимальным содержанием С02: Si02"35.1, ТЮ2- 0.9, Cr2O3"0.05, AI203-4.4, FeO - 3.6, МпО -0.05, MgO - 9.2, CaO -11.4, Na20 - 0.9, K20 - 0.9 (66.5 мас.%) + Fe -15.8, Ni - 0.6, Cu - 0.8, Co - 0.1, S -10.07 (28.0 мас.%) + C02- 5.5 мас.%.
Сам факт наличия друзы свидетельствует о том, что в верхней мантии в условиях высоких давлений и температур возникают полости, в пределах которых кристаллизация минералов происходит при участии флюида с образованием друзовых (пегматоидных), хорошо ограненных кристаллов пироксенов, граната и, возможно, слюды (она присутствует в цементирующем минералы друзы агрегате). Б. Даусон и Дж. Смит (Dawson and Smith, 1977), а затем Дж. Крамере с соавт. (Kramers et.al., 1983) на основании распределения REE предположили, что глубинные ксенолиты типа MARID, встречающиеся в кимберлитах и лампроитах, представляют собой нодули мантийных пегматитов. Наши исследования свидетельствуют о возможности образования мегакристаллов (по крайней мере клинопироксена, граната и слюды) не путем кристаллизации из базальтового расплава при высоких давлениях (Кепежинскас, 1979), а в результате кристаллизации в мантии при активном участии флюидов.
В прилегающих к таким полостям зонах лерцолитов под воздействием флюида происходит метасоматическое преобразование пород с изменением количественных соотношений минералов и их составов: исчезают шпинель и оливин, появляется титанистый флогопит, лерцолит превращается в вебстерит. Все минералы обогащаются железом и титаном, резко возрастает роль Si02 и КгО. Судя по этим данным, можно предполагать, что флюид, из которого кристаллизовались минералы друзы при мантийных давлениях и температурах, привнес в первую очередь кремнезем, железо, калий, титан, барий, часть из которых относится к несовместимым элементам.
Полученные результаты изучения микровключений и макропор в минералах друзы и в пузыристых мегакристах дают возможность оценить состояние такого флюида. Соотношение сульфидно-силикатной фазы и СОг показывает, что в большинстве своем наблюдается высокоплотный флюид СОг с довольно выдержанным количеством сульфидно-силикатного компонента, насыщенного СОг- Предполагая идентичность их содержимого минералообразующим средам, можно предположить, что пузыристые мегакристаллы и минералы друзы образовались из высокоплотного флюида С02 с сульфидно-силикатным компонентом. Легче всего эту сложную флюидно-расплавную субстанцию представить себе в виде эмульсии на основе высокоплотной СОг с каплями (до 30 об.%) сульфидно-силикатного вещества. При этом следует учесть, что если при давлениях порядка первых килобар СОг-флюиды достаточно инертны, то при мантийных Р-Т параметрах растворимость ряда нелетучих компонентов (ЫагО, редкие земли) в них становится весьма заметной.
Наличие всех переходов от флюидных к силикатно-сульфидным включениям демонстрирует неоднородность флюидной эмульсии в отношении СОг и силикатно-сульфидной составляющей. Необходимо отметить неоднородность и самой сульфидно-силикатной составляющей. Утверждать, что силикатно-сульфидная жидкость в какой-то момент эволюции системы была гомогенной, нет оснований. В любом случае, к моменту консервации включений в минералах она явно распалась на сульфидную и силикатную части, о чем свидетельствует наличие чисто сульфидных включений. Форма сульфидных включений, их способность импрегнировать минерал-хозяин, например, при декомпрессии (рис. 3-За, гало вокруг сульфида, состоящее из мельчайших обособлений сульфида), подтверждает предположение об отделении сульфидных жидкостей от силикатного расплава.
Эмульсионная природа флюидизированных систем в областях щелочнобазальтового магмообразования может объяснить ряд трудностей генетического характера, таких, как отделение и сегрегация малых объемов щелочнобазальтовых расплавов при малых степенях частичного плавления вещества мантии, быстрый транспорт к поверхности базальтовых магм, способных к выносу обломков мантии. Ясно, что эти процессы должны легче протекать во флюидной среде, чем в системе кристалл - расплав.
Примечание. В скобках указано количество анализов.
Таблица 2-3. Плотность С02 флюидных включений в минералах глубинных ксенолитов
* По данным раман-спектроскопии во включениях до 8-12 мол.% СО.
Таблица 3-3. Химический состав дочерних фаз в "расплавных" включениях, мас.%
Примечание. * - количество определений.
Примечание. 1,2- гомогенизированные вторичные расплавные включения в минералах лерцолита; 3-7 - межзерновое стекло в ксенолите; 8 -10 - остаточные стекла закристаллизованных силикатных кайм силикатно - углекислотных включений ; 11,12 - остаточное стекло силикатных каналов, отходящих от силикатно-углекислотных включений, 10 и 13 - расчет составов первичных расплавов силикатно-углекислотных включений (10) и каналов (13), исходя из 25% (10) и 10% (13) содержания в них стекла.
03 X <0 О Ъ
о.
s с о
X S
I-га х га о.
ш о
с; с; га
о <о
>. о. а о
н s с; о =т о. ш с;
с;
0)
X S
1=
т ГО
с; s и ш го
о О
;х
с; ю га
Примечание. *- номер образца
Рис. 1-3. Микрофотографии включений в минералах лерцолита. а - ортопироксена в оливине, Ь, с и d - амфибола в клинопироксене, е -"расплавное" включение (закристаллизованный расплав, образовавшийся при плавлении амфибола или флогопита при выносе ксенолита горячей магмой щелочного базальта); f - h -новообразованный клинопироксен на поверхности кристаллических включений, g - в ловушке между Срх и Орх жидкая углекислота с мениском.
Стекло
С02 liq.
Стекло
С02 gas
с. *
COJiq. I
ф С02 gas J^
Рис. 2-3. Микрофотографии включений, a, b - вторичное (а) и первичное в высокоплотной углекислотой (Ь) расплавные включения; с, d - первичные, частично декрепитированные флюидные включения с углекислотой.
Рис.3-3. Микрофотографии силикатного (а), сульфидного (Ь), углекислотно-силикатно-сульфидных (c,d) включений, а и b -проходящий свет, end- отраженный свет.
?ШШ&&^к
текло
текло
Кристаллы
'Штж&шт
тттт&ътш
Рис. 4-3. Микрофотографии сульфидно-силикатного включения из клинопироксена в характеристических излучениях элементов. Сульфид (центр) окружен силикатной каймой, на периферии которой стекло обогащено АІ и К.
Рис.5-3. Сульфидное включение в клинопироксене, снятое в характеристических излучениях элементов.
Рис. 6-3. Силикатно-сульфидные включения в клинопироксене, распологающиеся по трещинам в кристаллах. С - "микродруза. В которой кристаллы растут к центру, в С02-флюид. На фотографиях а с видны потери вещества включений.
Рис. 7-3. Микрофотографии углекислотно-силикатно-сульфидных макровключений в отраженном свете, а - негативная форма каймы включения, характерная для первичных расплавных включений; b - насыщенность каймы С02-флюидом (вскрытые обособления темно-серого цвета); с - участок каймы, обогащенный стеклом с игольчатой кристаллизацией рудной фазы; d - вкрапленник клинопироксена (с включениями стекла) в кайме. Масштабная линейка - 50 микрон.
Кристаллические включения
Кристаллические включения (часто называемые твердыми включениями) присутствуют в расплаве в момент кристаллизации вкрапленника. Такие микрокристаллы могут представлять собой: более ранние, частично резорбированные, выделения фаз, ставшие неравновесными с расплавом при изменении Р-Т условий; резорбированные реликты ксенолитов; фазы родственных пород иной генерации и т.д. Несмотря на кажущуюся простоту, эти включения в некоторых случаях позволяют получать весьма ценную информацию. Например, присутствие в ксенолитах лерцолитов резорбированных кристаллических включений амфибола и флогопита (Соловова и др., 1990) свидетельствуют о метасоматических процессах, предшествовавших формированию подобных перидотитов. Другой пример - обнаружение включений клинопироксена в ликвидусном оливине позволяет рассчитать возможные давления их сокристаллизации и так далее.
Расплавные и флюидные микровключения в минералах являются основным объектом изучения метода и представляют собой микропорции минералообразующих сред, захваченные растущим; кристаллом, называемым минералом-хозяином. Обычно их размеры колеблются в пределах 5 - 100 микрон.
Начавшееся в 1858 году (Sorby, 1858) с изучения газово-жидких включений, это направление в науке получило интенсивное развитие уже в середине 20 века благодаря фундаментальным исследованиям Э.Реддера (1984), Н.Ермакова и Долгова Ю.А. (Ермаков, 1950; Ермаков, Долгов, 1979). Причины образования включений связаны с различными нарушениями поверхностей растущих кристаллов, дефектами и с особенностями условий роста. Например, быстрое охлаждение и кристаллизация скелетных кристаллов при более поздних процессах перекристаллизации приводит к полной изоляции от основной массы породы порций захваченного вещества. Подробно возможные механизмы захвата включений описаны в книге Э.Реддера (1987).
Первичные расплавные включения в минералах (иногда именуемые кристаллофлюидными) свидетельствуют, в первую очередь, о кристаллизации породы из расплава или при его участии. Стекла расплавных включений фиксируют различные этапы эволюции магмы. Их изучение позволяет проследить тенденции такой эволюции.
Форма расплавных включений часто овальная или неправильная (рис. 1-2а,б). Крайне редко они имеют вид «негативного» кристалла (рис. 1-2в), т.е. формы, типичной для данного вида минерала.
Расплавные включения в минералах вулканитов предствлены либо стеклом (с или без газового пузырька), либо мелкокристаллическим полиминеральным агрегатом, так называемым девитрификатом. Оптически такие включения малопрозрачны. Встречаются включения с относительно крупными дочерними фазами. Расплавные включения в минералах интрузивов чаще полнокристаллические. При высоком содержании в расплаве летучих компонентов кристаллизация дочерних фаз, не содержащих эти компоненты, приводит к их накоплению в остаточном расплаве. Во флюиде таких включений могут присутствовать газ и жидкость. Снижение общего давления и температуры вызывают перераспределение СОг, НгО, CI во флюид расплавного включения и повышение внутреннего давления. Такие включения часто вскрываются (декрепитируют) в природе или в процессе эксперимента. Явления декрепитации как расплавных, так и флюидных включений характерны для мантийных пород.
Магматические флюидные включения обычно представлены чистой ил и І с примесями; углекислотой, в меньшей степени водой и метаном. Их сингенетичность с расплавными включениями свидетельствует о гетерогенности магмы в момент кристаллизации вкрапленников. Углекислотные флюидные включения, содержащие при комнатной температуре жидкость, при высоких температурах говорят о повышенных давлениях. Измерение температур их гомогенизации позволяет расчитывать плотности флюидов и, далее, давления при определенной температуре.
3. Последовательность работы с микровключениями Изучение включений начинается с оптического просмотра полированных с двух сторон пластин толщиной 0.2-0.3 мм. Используется также метод изучения включений в зернах минералов, изъятых из образца. Первоначально необходимо определить тип включений (первичные или вторичные), их линейные размеры, объем газового обособления, степень закристаллизованности и размеры дочерних фаз, наличие или отсутствие дочерней фазы на стенках вакуоли, герметичность или частичную/полную декрепитацию. Для кристаллических включений отмечается их целостность или; резорбция. Наиболее интересные включения фотодокументируются. Для этого используются как цифровые фотоаппараты, так и фотокамеры различных систем, совмещенные с микроскопом
Методы вещественного изучения включений
Минеральный и химический состав ксенолитов, выносимых на поверхность Земли, отражают особенности состояния мантии - ее гетерогенность, метасоматическую предобработку, присутствие летучих компонентов и проч. Известно, что не менее половины обнаруженных ксенолитов перидотитов характеризуются присутствием амфибола и слюды (Delaney et. al., 1980), при этом флогопит наиболее типичен для гранатовых, а амфибол —для шпинелевых лерцолитов. В то же время существуют переходные породы, в которых амфибол может содержать повышенные концентрации КгО (Arai, 1986). Парагенезис амфибола и слюды, а также их геохимические особенности и взаимоотношения с другими минералами, такими как плагиоклаз и апатит, представляют в связи с вопросом о мантийном метасоматозе и содержании летучих компонентов большой интерес.
Помимо амфибола и слюды, в последнее время в литературе появился ряд публикаций, связанных с нахождением в мантийных нодулях иных дополнительных фаз. К ним относятся находки первичного карбоната (например, lonov et.al., 1996). В некоторых случаях их морфология и границы с силикатным материалом (мениск) свидетельствуют об изначально жидком состоянии карбонатного вещества при мантийных параметрах (Kogarko, 1995). В глубинных ксенолитах обнаруживаются сульфиды, что имеет важное значение, например для решения вопросов генезиса магматических сульфидных месторождений. Ш.Клемм (Klemme, 2002) сообщил о первичных флюорите и флюоритовом расплаве в шпинелевом лерцолите Новой Зеландии.
Многочисленными исследованиями установлено, что в мантийных перидотитах наиболее распространены флюидные включения, в составе которых преобладает СОг. Определяемые по включениям в минералах давления обычно характеризуют промежуточный этап транспортировки ксенолитов к поверхности Земли. Такой флюид может содержать примеси иных газов, например до 12 мол.% СО (Bergman S., J. Dubessy, 1984).
Таким образом, изучение глубинных нодулей является источником разнообразной информации, которая в некоторых случаях уникальна и подсказывает формы концентрации не только основных петрогенных элементов. Поэтому рассмотрение композитов мантийных магм и флюидов было начато с изучения включений в минералах ксенолитов. В рамках данной работы были изучены микровключения в ксенолитах двух щелочных комплексов - Драйзер Вайхер (Германия) и Шаварын-Царам (Монголия).
Среди мантийных нодулей Драйзер Вайхер распространены шпинелевые перидотиты двух групп (Stosch and Seek, 1980): тип 1а - включающие водосодержащие минералы (амфибол, реже слюду) или продукты их распада и тип 16 - не содержащие их.
Изучение шпинелевого лерцолита Драйзер Вайхер (20 образцов, но наиболее детально обр. 40/3) показало полное отсутствие в нем амфибола или слюды среди основных минералов - оливина, ортопироксена, клинопироксена и шпинели (табл. 1). По этому признаку образец был отнесен к группе 16. Однако среди кристаллических микровключений: в минералах были обнаружены амфибол и слюда, характерные для группы 1а.
Кристаллические включения представлены оливином, ортопироксеном, клинопироксеном; амфиболом, флогопитом и шпинелью (табл. 1). Они имеют размеры до 200 рт, произвольно ориентированы внутри вмещающих их минералов и характеризуются сглаженными формами (рис. 1-3a,f,g). Удлиненные включения амфибола практически всегда резорбированы и на их поверхности наблюдается большое количество мельчайших (1-1.5 мкм) расплавных включений типа стекло+газ (рис. 1-3 b.c.d).
Близость магнезиальности кристаллических включений оливина, клино- и ортопироксена (0.9-0.91) позволяет предположить, что они являются реликтами; равновесной минеральной ассоциации.
Ранее на большом статистическом материале было показано, что для флогопитов и амфиболов гранатовых лерцолитов отношение Na/Na+K значительно ниже ( 0.10 и 0.60-0.40, соответственно), чем для шпинелевых лерцолитов ( 0.10 и 0.95-0.80). Для микровключений такие отношения равны 0. и 0.78 и они, по-видимому, являлись составной частью гранатовых или гранат-шпинелевых перидотитов.
Помимо высоких концентраций ТіОг (до 3.5%) и присутствия ВаО (до 0.44%), для кристаллических включений флогопитов отмечаются высокие концентрации КгО - до 11.5%. При содержании ЫагО, близком к 0.5%, высокое отношение K/Na (Arai, 1986) характеризует глубинные флогопиты. Согласно С. Араи, при воздействии метасоматизирующих флюидов на лерцолиты первыми будут формироваться высококалиевые флогопиты, а в дальнейшем обедненные калием флюиды фиксируются в амфиболе - паргасите. Повышенное содержание КгО (до 1.38 мас.%) позволяют амфиболы отнести к промежуточной разности между паргаситом и низкокалиевым рихтеритом. Кроме того, в амфиболе определены следы ВаО (до 0.08 мас.%).
Расчетные температуры образования кристаллических включений клинопироксенов и ортопироксенов по двупироксеновому геотермометру П. Уэлса (Wells, 1977) и С. Саксены (Saxena, 1986) близки к 1170 и 1000С, соответственно, что на 100С выше таких же оценок в целом для породы. Р-Т условия сосуществования амфибола и флогопита вблизи гранат-шпинелевой границы отвечают 1150-1050С и 25-20 кбар.
Первичные флюидные включения в оливине и ортопироксене имеют трубчатую форму. Их длина достигает 120 рт. Значительная часть (до 90%) включений частично или полностью разгерметизирована (рис. 2-3 c,d). При комнатной температуре флюидные включения обычно одно- или двухфазные, но в некоторых отмечено присутствие мелких кристалликов с высоким двупреломлением, по-видимому, карбоната. Многие исследователи также фиксировали во флюидных включениях карбонаты. Например, Т. Андерсен и др. (Andersen et. al.,1984) отмечали их присутствие в СОг-включениях из лерцолитов Австралии (зап. Виктория) и диагностировали как Fe-богатые доломиты (кроме того, во включениях определены CI и следы Не, N2, Ar, H2S, COS, SO2). Авторами было высказано предположение, что первоначально летучие компоненты включений представляли собой смесь 90% СОг и 10% Н20. М. Фреззотти с соавторами (Fressotti, 1994) в минералах ксенолитов из щелочных базальтов Канарских островов обнаружили во флюидных фазах не только карбонаты (с примесью 3.3 мас.% БОг), но и ультрамафические силикатные расплавы.
Химическая неоднородность природных стекол включений
Включения являются наиболее сложными и состоят из силикатного, сульфидного и флюидного компонентов. Во многих случаях сульфидные обособления окружены силикатной каймой, состоящей из клинопироксена, высококалиевого базитового стекла и шпинели (рис. 4-3). Встречены и изучены эллипсовидные образования, в которых сульфидная и силикатная составляющая распределены равномерно по всему объему включения (рис. 3-3 c,d). Они характеризуются типичной ликвационной структурой.
Сульфиды включений (рис. 5-3) представлены пирротином и халькопиритом (табл. 6). С ними ассоциирует незначительное количество магнетита. В пирротинах магматического генезиса обычно отмечается присутствие до 1% Ni. В изученных нами сульфидах концентрация Ni достигает 2.5-3.5 мас.%, что можно объяснить метастабильной формой существования высокотемпературного моносульфидного твердого раствора. Поскольку при изучении включений не было выявлено каких-либо неоднородностей по составу или присутствие механической примеси пентландита, остается предположить, что Fe-Ni моносульфид, стабильный при мантийных параметрах (Островский, 1984), по каким-либо причинам сохраняет свою гомогенность вплоть до низких температур. Максимально возможное нагревание углекислотно-силикатно-сульфидных и силикатно-сульфидных расплавных включений до 1200С при 1 атм. в атмосфере аргона приводило к перекристаллизации минерального агрегата и образованию крупного идиоморфного кристалла клинопироксена. При этом, начиная с 1170С, наблюдается небольшое уменьшение объема сульфида. Нагревание выше 1200С приводило к разгерметизации включений.
Оценка температуры образования пород этого образца по геотермометру П. Уэллса (Wells, 1977) для всех зон (в том числе и друзы) близка к 1100С, т. е. несколько выше, чем для большинства изученных нами ксенолитов шпинелевых лерцолитов Шаварын-Царама (1000 - 1050С). Давление, оцененное по разным геобарометрам (Perkins and Newton, 1980; O Neil, 1981) для парагенезиса друзы составляет 15-18 кбар. Т. Андерсен и др. (Andersen et.al., 1987) обнаружили в зоне потери вещества вокруг сульфидных включений мельчайшие флюидные включения высокоплотной СОг. Они предположили, что при мантийных Т-Р параметрах сульфидный расплав был способен растворять некоторое количество углекислоты.
Силикатные расплавные включения с флюидом
Включения достигают 50-100 мкм, располагаются вдоль трещин-каналов, отходящих от первичных включений и часто следуют одно за другим с перекрытием видимых границ. На 85-90% они состоят из силикатных минералов, в основном клинопироксена с хорошей огранкой (рис. 6-3), стекла (до 10-15%) и мелких скелетных выделений шпинели. Изредка в них наблюдаются сульфидные обособления. Оценить долю флюида в подобных включениях трудно, поскольку некоторое его количество находится в мелкодисперсном состоянии между кристаллами пироксена и в зоне ореола потерь вещества. Встречено включение, в котором стекло фиксируется в периферийных участках, а в центральной зоне находится только флюид. При этом кристаллы пироксена имеют вид микродрузы, растущей в сторону флюидного пузырька (рис. 6-Зс), имитируя реальную друзу.
Вещество включений представляет собой мелкозернистые агрегаты (каймы) вокруг макропор в пузыристом мегакристалле и друзе (рис. 7-За,Ь). Краевая часть каймы со стороны поры обогащена стеклом (до 50%), пронизанным выделениями шпинели (рис. 7-Зс). Клинопироксен образует скелетные вкрапленники размером до 300-200 мкм и мелкие призмы до 30-10 мкм в длину (рис. 7-3d). Затем следует зона массивного сложения, где стекло находится в подчиненном количестве (не более 5%). Прилегающая к кристаллу-хозяину область содержит заметно больше стекла (до 20-25%), но сама зона по ширине составляет не более 10 - 15% от всей каймы. Ширина каймы не превышает 700 - 900 мкм. Из-за слагающих ее мелкодисперсных фаз кайма в проходящем свете непрозрачна и была обнаружена под микроскопом только в отраженном свете.
Характерно, что со стороны клинопироксена-хозяина кайма часто имеет вид отрицательных кристаллов (рис. 7-За), т.е. принимают кристаллографические очертания, свойственные пироксенам. Нередко кайма как-бы вспенена (рис. 7-ЗЬ), однако из-за непрозрачности участков изучить флюиды не удалось. Наличие вокруг макропор (С02) кайм, по составу аналогичных включениям, дает нам основание достаточно уверенно рассматривать их как разгерметизированные крупные включения негативной формы, из которых удалена СОг. Присутствие сульфидной фазы в каймах и отходящих от них каналах-трещинах говорит о едином источнике силикатного и сульфидного материала в описываемых структурах и во включениях. Составы фаз из кайм вокруг макропор приведены в табл. 4-6.
3. Составы фаз Сравнение составов клинопироксенов позволило выявить некоторые закономерности. Так, наблюдается незначительное снижение концентраций МдО, СаО и АЬОз и возрастание роли FeO в ряду лерцолит - вебстерит — друза. Клинопироксен из силикатных кайм вокруг сульфидов и углекислотных макровключений характеризуются высоким содержанием МдО на фоне низких концентраций Na20, АІ20з и FeO. Такое поведение объясняется предпочтительным перераспределением халькофильного Fe в сульфид, а Na20 -в расплав, обогащенный летучими компонентами. Действительно, стекла содержат чрезвычайно высокие концентрации щелочей - до 11 мас.%. При этом в стеклах первичных сложных включений ведущая роль отведена К20 (Na/K до 0.5 и ниже), а в более поздних («каналах» по трещинам) - Na20 (Na/K до 1.6).
Щелочные базальты вулкана Мауна Кеа, Гавайские острова
Для решения вопроса о наличие воды в расплавах был проведен опыт с длительной выдержкой (2.5 часа) препарата при 700С. В результате в газовых обособлениях расплавных включений появилась четко выраженная каемка жидкости (рис. 1-4д), т.е. вода не была полностью потеряна в процессе эксперимента. Температура гомогенизации флюида в газ отвечает 340 - 360С, а температура плавления льда при замораживании близка к 0С. Полученные данные свидетельствуют о наличии в расплавах растворенной воды. Подсчет объемов низко- и высокоплотной фаз во флюиде показал, что коэффициент заполнения F близок к 0.2 - 0.3 (что отвечает плотности раствора). При 700С давление близко к 700 -1000 бар.
Кристаллы оливина содержат многочисленные первичные флюидные включения овальной и вытянутой формы. При оптическом увеличении 1350х видна их гетерофазность - присутствуют несколько прозрачных кристалликов и непрозрачная фаза на стенках вакуолей.
В стекле породы было изучено 18 газовых пузырей размером не менее 80 мкм. При охлаждении до -100 -107С на стенках всех вакуолей наблюдалось мгновенное появление большого количества кристаллического вещества. Медленное повышение температуры (2-5С/мин) приводило к его перекристаллизации. При этом происходило интенсивное исчезновение одних микрокристаллов с одновременным укрупнением других. Многократное охлаждение и нагревание препаратов в пределах -70 -г- -40С со специально подобранной скоростью позволяло выращивать несколько идиоморфных кристаллов (рис. 1-4в). Постепенное снижение температуры до -94.5 -97.7С приводило к мгновенному обрастанию монокристалла в вакуолях небольшим количеством мелкозернистого вещества. Начало его плавления фиксировалось при температурах -82.6 ч- -73С и было интерпретировано как температура солидуса системы. При температурах -36.6 ч- -32.4С (в различных вакуолях) в процессе нагревания отчетливо наблюдалось округление углов и граней кристаллических фаз. Полное плавление с образованием капель достигалось при -31.5 -г- -26.7С при очень медленном нагревании (скорость нагрева составляла 0.5С/мин). Фазы при температуре, близкой к их исчезновению, занимают около 0.08 об.% вакуолей.
Нагревание до +7.5 - +9С приводило к быстрому пространственному перемещению содержавшихся в вакуолях кристаллических фаз (движение вверх и вниз). В одном случае плавление фазы происходило при +20С. Подобное поведение обычно характеризует плавление газгидрата. Визуальное наблюдение процесса кристаллизации газгидратов в низкоплотных газовых пузырях, как было замечено в ранее, практически невозможно (Murphy and Roberts, 1995).
Как уже говорилось, одной из кристаллических фаз в вакуолях являются кристаллы гексагонального облика, стабильные при комнатной температуре. В некоторых случаях эта фаза выделялась только при длительной работе в области отрицательных температур. На стенках одного из газовых пузырей наблюдалось 32 гексагональных бесцветных кристалла размером от 8 до 2 мкм (рис. 1-46). Общий объем этой фазы во включении невелик и составляет не менее 0.01 об.%. Температура полного плавления кристаллов отвечает 80±2С, что отвечает табличному значению нафталина.
В одном из включений между стенкой вакуоли и плоскостью гексагонального кристалла при изменении освещенности (т.е. теплового потока) происходило быстрое появление или исчезновение фазовой границы, характерное для системы,жидкость-газ (вода). Это единственный случай, когда жидкость была зафиксирована при комнатной температуре. По-видимому, здесь сыграли свою роль как капиллярные явления между кристаллом и стенкой вакуоли (жидкость находилась в виде тонкой пленки), так и нахождение фазы в центральной, хорошо освещаемой, зоне.
Проведенное исследование однозначно свидетельствуют о многокомпонентном: и сложном составе флюидов в обр. 176669. В первую очередь отметим, что при комнатной температуре вакуоли содержат три фазы -газ+жидкость+твердое при резком преобладании газовой составляющей. Жидкая фаза, благодаря удачному стечению обстоятельств, была зафиксирована между поверхностью микрокристалла и стенкой вакуоли.
Образование газгидратов требует присутствия воды и характерно не только для двуокиси углерода, типичного летучего компонента глубинных магматических пород, но также для многих углеводородов (метан, этан, пропан и изобутан), азота и сероводорода (Smelik et. al., 1979). Вопрос об их составе, учитывая многокомпонентность флюида, трудно решить однозначно, поскольку известно, что многие вещества, например, СОг, СН4 и N2, могут образовывать газгидратную монофазу (Murphy and Roberts, 1995).
Газгидраты часто не имеют выдержанной стехиометрии и содержат значительное количество НгО. Например, в газгидратах на основе углеводородных газов может присутствовать до 136 частей воды. Таким образом, мы можем совершенно определенно говорить о присутствии во флюиде НгО. О некоторой неоднородности составов: захваченных флюидов свидетельствует плавление газгидратов в изученных включениях как при относительно низких температурах (+7.5 - +9С в большинстве случаев), так и при более высоких (20С). Об этом же говорит некоторый интервал температуры солидуса -82.6 -г-73С.
Поведение включений при их охлаждении и нагревании (табл. 4-4) и полученные характеристики позволили сделать вывод, что флюид представлен в основном углеводородами. В ряде работ по изучению высокобарных магматических углеводородных включений (Konnerup-Madsen et al., 1979; .Konnerup-Madsen et al., 1985) были определены нафталин и его гомологи. Температура плавления нафталина С-юНв (+80.2С) хорошо согласуется с температурой плавления фазы гексагонального облика в изученных включениях (+80С).
Согласно экспериментальным исследованиям системы С-Н-О, при температурах ниже 570С должен преобладать метан (± углеводороды). В то-же время нами было установлено, что герметизация включений в стекле породы происходила не ниже 750С, а в оливинах при 1170-1200С. Однако и ранее углеводородсодержащие первичные включения в магматических минералах были изучены при значительно более высокой? температуре - 700-1180С (Когарко, 1986).
