|
Состав
и строение верхней мантии под
островами архипелага Шпицберген (по
результатам исследования глубинных
ксенолитов)
продолжение
Анатектические
стекла в мантийных ксенолитах вулкана
Сверре
Термин
– «анатектические стекла», который
предложен в данном разделе, на наш взгляд,
наиболее точно отражает гипотезу их
образования, обсуждаемую ниже.
Стекло
присутствует в виде стекловатых
агрегатов с пузырьками, располагающиеся
как внутри ортопироксена, на контакте
оливина и пироксенов, так и в трещинах
различной ширины (от долей мм до 1 – 2 мм),
залечивая их целиком или располагаясь
совместно с карбонатными овоидами,
рудными минералами (рис. 4).
Первым
кто обратил внимание на присутствие
анатектических стекол в мантийных
включениях шпинелевых лерцолитов
вулканов Северо-западного Шпицбергена,
по-видимому, был Х. Амундсен [24]. С помощью
микрозондового анализа он определил, что
состав проанализированных им стекол
соответствует составу базальтов,
ультрамафитов и карбонатитов и не
соответствует составу нефелиновых
базанитов, апофизы вулканического стекла
которых инъецируют ксенолиты шпинелевых
лерцолитов и других ультрамафитов. По
мнению Х. Амундсена, силикатные и
карбонатные стекла в ксенолитах
шпинелевых лерцолитов произошли
благодаря воздействию на включения
карбонатсодержащего флюида,
выделившегося из нефелиновых базанитов,
а причиной столь дифференцированного
состава было явление несмесимости
образованных жидкостей.
До
сих пор наиболее наглядным средством
изображения составов стекловатых
магматических пород остается диаграмма авс
Заварицкого А. Н. На диаграмму были
нанесены фигуративные точки составов
стекол из шпинелевых гарцбургитов (I тип),
шпинелевых лерцолитов (II тип) и
клинопироксенитов (IV тип), а также
показаны точки
стекол из всех мантийных включений
Северо-Западного Шпицбергена. Также, нами
были рассчитаны соответствующие
характеристики и нанесены точки на
диаграмму Заварицкого на основе
химических составов анатектических
стекол по другим
районам мира – Австралии, о. Кергелен,
Азорским, Коморским островам.
Фигуративные точки этих
стекол сосредотачиваются с одной стороны,
в верхней части диаграммы в поле кислых и
щелочных пород, около точек средних
составов риолитов, щелочных риолитов и
трахитов, фонолитов. С другой стороны, они
концентрируются в нижней части этой
диаграммы, в области точек составов
средних клинопироксенитов по А.Н.
Заварицкому. Ряд стекол занимает
промежуточное положение между этими
двумя главными областями вблизи составов
базальтов, кварцевых габбро, диоритов и т.д.
Также, ряд точек располагается вдоль оси b.
Довольно
очевидно, что процесс анатектического «остеклования»
ксенолитов мантийных ультрамафитов
приводит к их раскислению, ощелачиванию и
клинопироксенизации, а увеличение
степени его интенсивности – к
значительному изменению
петрохимического и особенно,
геохимического состава первичных
мантийных ультрамафитов, в которых,
помимо привноса – выноса вещества шло и
его перераспределение. По-видимому,
процесс происходит с нарушением
первоначальных изотопных
отношений мантийных пород, даже в
наиболее близких к «родоначальным»
ультрамафитам ксенолитах I
структурного типа.
Генетическая история мантийных
ксенолитов вулкана Сверре
В истории образования
мантийных ксенолитов довольно отчетливо
выделяются два
периода:
1.
Мантийный
период ксенолитов.
2.
Период
подъема включений в базанитовом расплаве.
Мантийный период
Мантийные
включения вулкана Сверре принадлежат к
образованиям шпинелевой фации
глубинности. Выплавление базанитовых (нефелинитовых)
магм арх. Шпицбергена, которые вынесли
эти ксенолиты из мантии,
происходило из зоны генерации, также
расположенной на уровне шпинелевой фации,
ниже границы Мохо [1]. Структура мантийных
включений вулкана Сверре I
типа, основу которой составляют крупные
оливиновые и ортопироксеновые кристаллы,
обнаруживает признаки сланцеватости и
катаклаза. Как это признано многими
исследователями, скорее всего, это
связано с твердопластическим течением в
мантии [3-5] вследствие мантийной
конвекции или других причин.
Среди
описанных нами четырех типов ксенолиты I типа демонстрируют
наименьшую степень катаклаза и
последующих изменений. Они представляют
собой крупнозернистые оливиновые
ортопироксениты и близкие к ним
гарцбургиты с первичной призматической,
изометрической или протогранулярной
структурой и, по видимому, в наибольшей
степени приближаются к
протоультрамафиту шпицбергенской
верхней мантии. Первичная природа этой
структуры загадочна, она могла быть
магматической или метаморфической, но,
несомненно, ксенолиты с подобной
структурой «первичны» по отношению к
ксенолитам трех других структурных типов
и, по этой причине, представляют
значительный интерес, т.к. расшифровка их
генезиса позволяет приблизиться к
решению проблемы древнейших, мантийных
пород в истории Земли. Кроме описанных
признаков в пользу ее первичности
свидетельствует ее некоторая аналогия со
структурами кимберлитов и меймечитов.
Важным структурным элементом последних
являются крупные зерна «порфировых
выделений» оливина. Уже давно было
отмечено, что их угловатая форма, широкие
вариации размеров и содержания (30 – 80 %) в
кимберлитах и меймечитах, а также
неравномерное распределение в этих
породах, позволяет смотреть на них, как на
кристаллокласты или порфирокласты,
транспортированные расплавом из мантии.
Вторичный
характер ксенолитов с
порфирокластической структурой II
типа позволяет предполагать, что при ее
формировании в мантии действовали
несколько иные и более интенсивные
тектонические механизмы, чем при
образовании структуры
I
типа, например, горизонтальные
стрессовые зоны, фиксируемые по
геофизическим данным, как границы
раздела, или вертикальные зоны,
составляющие мантийное продолжение
региональных разломов. В целом, можно
предполагать, что «крупнозернистая» и
порфирокластовая структуры I
и II
типа являются мантийными формированиями,
образование которых происходило в
условиях общего сжатия с участием
ориентированного давления.
Микроскопические
структуры, возникающие в результате
деформации хорошо известны из оптических
исследований деформированных минералов (кристаллов).
Такие структуры характеризуются
различными показателями
кристаллографически контролируемого
скольжения, как например: полосы сброса (излома)
и изгибы (волнистое погасание),
механическое двойникование, сдвиговые
превращения. Важными дефектами являются
и дислокации в кристаллах, которые
приводят к образованию небольших
смещений и напряжений в них. При более
высоких температурах, деформация
приводит к образованию субзеренных
структур или к перекристаллизации
агрегатов. Пластичность кристаллов как
раз и зависит от дефектов имеющихся в них.
Тщательное сравнительное исследование
экспериментально деформированных и
природных образцов, проведенное с
помощью оптической микроскопии
подтвердило [26], что практически все
перидотиты испытали процесс интенсивной
деформации, обычно при достаточно
высоких температурах, когда деформация
сопровождается перекристаллизацией.
Поскольку, оливин является главным
минералом в перидотитах, можно считать,
что пластические деформации в первом
приближении определяются пластичностью
оливина.
Как
говорилось ранее, в мантийных ксенолитах
наблюдаются оливины двух генераций.
Первая – наиболее ранняя,
характеризуется порфирокластами крупных
зерен оливина изометричной, неправильной
или удлиненной формы (1 - 6 мм). Эти оливины
ксеноморфны, имеют многочисленные полосы
излома (искривления кристаллической
решетки минерала). Оливины второй
генерации представляют собой необласты
мелких, субидиоморфных зерен (0.2-0.5 мм) в
которых полосы излома встречены не были,
что говорит об их постдеформационной
природе. Предпочтительные ориентировки
осей оптической индикатрисы оливинов
были изучены в 10 шлифах в сечении,
нормальном к максимальному удлинению
ксенолита (рис. 5). Ориентировка
определялась традиционным методом, с
помощью столика Е.С. Федорова.
Анализируя
полученные результаты, можно отметить,
что на диаграммах наблюдается общий
петроструктурный узор в направлении
нормальном длинной оси ксенолита для
всех образцов [18]. Сразу обращает на себя
внимание распределение осей [001], которые
концентрируются в основном в центральной
части диаграммы и совпадают с
направлением длинной оси ксенолита.
Выходы осей [100] и [010] создают по два
максимума, расположенных на периферии
диаграмм. Вокруг главных максимумов
наблюдаются и поля рассеивания, которые
определяются частью изученных зерен
более разориентированных в
пространстве. На основе
экспериментальных исследований,
проделанных К. Релайтом и Н. Картером [26,
30], наблюдаемая ориентировка оптических
осей в оливине возможна при развитии
деформации в кристаллах - систем
скольжения по (100) и (или) {110} в направлении
[001]. Причиной подобной закономерной
ориентировки, вероятно, является
пластическое течение ультраосновных
пород в мантии, т.е. тектонический фактор.
Анализ полос излома в оливине также
показывает развитие подобной системы
скольжения, которая становится активной
при температуре 8000 - 9500 С [26, 30].
Можно предположить, что предпочтительная
оптическая ориентировка осей
индикатрисы в кристаллах оливинов
является следствием единого
деформационного процесса, протекавшего в
мантии. Структуры представленные в
ксенолитах, дают право называть
перидотиты и пироксениты мантийных
ксенолитов катаклазитами.
Влияние базальтового расплава,
захватившего ксенолиты, выражено в
подплавлении перидотитов – образовании
стекла, развитии необластов оливина (II
генерация), формировании второй
генерации шпинели.
Период
подъема
Базанитовый
расплав играл роль транспортера
мантийных ксенолитов и в настоящее время
предполагается, что временной интервал
взаимодействия расплава с обломками
отсчитывается с момента их захвата в
процессе подъема магмы до выноса на
поверхность Земли. Для ксенолитов в
кимберлитах этот интервал
предполагается очень коротким, т.к.
считается, что кимберлитовая магма
быстро поднимается к поверхности со
скоростью «курьерского поезда».
Базанитовый (нефелинитовый) расплав
также обладает низкой вязкостью и, по-видимому,
скорость подъема включений в нем была
также достаточно велика. Вместе с тем,
возможен такой вариант, что еще до начала
подъема базанитовый расплав
сосуществовал в глубинной мантийной
камере в контакте со стенками камеры и с
обломками мантии, т.е. временной интервал
взаимодействия расплава и обломков был
более длительным по сравнению с
временным интервалом подъема.
Главным
агентом влияния на ксенолиты мантийных
пород в ходе подъема в расплаве является процесс
декомпрессии. Вторым фактором
воздействия может быть температура, если
на глубине захвата мантия была холоднее
инъецирующего расплава. Стекловатая и
тонкозернистая структура базанитов на
контактах с мантийными ксенолитами
демонстрирует такой же закалочный эффект,
который мы наблюдаем на поверхности
эндоконтактов даек с вмещающими породами.
Как отмечалось, это свидетельствует о
холодном состоянии мантийных ксенолитов
в момент их поглощения базанитовой
магмой. С геологических позиций «холодность»
мантийных пород под вулканом Сверре
вполне реальна, т.к. Г. Амундсеном [24] было
отмечено, что земная кора в этом районе
имеет утонение. Мощность ее всего 27 км.
Возможность приближения
верхней кромки мантийных пород к
дневной поверхности хорошо
иллюстрируется современными
томографическими исследованиями на
Урале, где под Тагильским синклинорием
кромка мантийных пород поднимается до
глубины 20 км. В таком случае, мантийные
включения III
типа вулкана Сверре могли подвергнуться
термальному прогреву, отжигу и
перекристаллизации с образованием
роговиковой гранобластовой ("гранулярной")
структуры. Другими словами, в отличие от
структур I и II типа гранобластовая
структура ксенолитов III
типа своим происхождением могла быть
обязана контактовому воздействию
базанитовой магмы.
Проявленность
в ксенолитах вулкана Сверре процесса
механической дезинтеграции,
выразившегося в их распаде на более
мелкие ксенолиты, микроксенолиты и
ксенокристаллы, позволяет смотреть на
них, как на обычные коровые ксенолиты,
причиной механической дезинтеграции
которых послужили процессы нагревания и
взаимные химические реакции с магмой. В
протекании этих процессов особенно
велика роль летучих компонентов (третий
фактор влияния), о чем свидетельствует
пористая текстура базанитов на контакте
с мантийными ксенолитами. При нагревании
до температур магм минералы
увеличиваются в объеме на 0.8 – 3.2 %. В
результате общего объемного расширения
минералов и в результате их
неодинакового линейного расширения по
разным кристаллографическим
направлениям, внутри ксенолитов при
нагревании появляются межзерновые и
внутризерновые микрополости и поры с
более низким давлением газовой фазы чем в
ксенолите. Эти микрополости, вследствие
разности давлений заполняются магмой,
либо летучими компонентами. В
ультрамафических ксенолитах вулкана
Сверре механически ослабленными зонами,
благоприятными для проникновения магмы и
флюидной фазы, были плоскости
сланцеватости и зоны межгранулярного
катаклаза, обладающие высокой степенью
трещиноватости и развитой удельной
поверхностью, чье происхождение было
предопределено мантийными процессами.
Флюидная фаза в ксенолитах
вулкана Сверре опережала магматическое
проникновение, т.к. тонкие магматические
жилки в ксенолитах, начинающиеся от
стекловатых базанитовых оторочек, внутри
включений обнаруживают совсем не
базанитовый состав. Г. Амундсеном, было
показано, что продолжения базанитовых
жилок в ксенолитах имеют гетерогенное
строение и состоят из несмешивающихся
участков богатого кремнием базальтового
стекла, богатого летучими компонентами
ультрамафического стекла и сферул
анкерит-доломит-магнезитового состава,
плавление которых определялось
миграцией летучих компонентов,
существенно богатых карбонатной фазой.
Поскольку ультрамафические ксенолиты
вулкана Сверре в основном сложены
минералами более
высокими членами реакционной серии Н.
Боуэна (оливин, ортопироксен) по
сравнению с минералами базанитов (клинопироксен),
плагиоклаз, нефелин), то базанитовая
магма не может их расплавить, но путем
предварительной метасоматической
проработки она может «выровнять» состав
ксенолитов с составом магмы, и тем самым
подготовить его к плавлению. В процессе
нормального гибридизма
базанитовая магма не может просто
расплавить более тугоплавкие
ультрамафитовые включения, но, главным
образом, метасоматическим путем и с
помощью эвтектического плавления, она
может их «базанитизировать», в первую
очередь, «клинопироксенизировать»
подобно тому, как гранитная магма не
может просто расплавить ксенолит
базальта, но может его «гранитизировать»,
т.е. выровнять его состав с составом магмы,
преобразовав его минералогически в те
минералы, которые выделятся из данной
магмы, а после этого она может его
растворить. Другими словами, IV тип ксенолитов
представляет собой наиболее измененный
или наиболее «базанитизированный» тип
переработки ультрамафитовых включений в
базанитовом расплаве.
Таким
образом, IV
структурный тип ксенолитов вулкана
Сверре, подобно III
образуется под воздействием
базанитового расплава. Но, если в III
типе главным фактором было нагревание, то
в IV – влияние летучих
компонентов, способствовавших
выравниванию состава ксенолитов с
составом магмы – их клинопироксенизации.
В
целом, из четырех описанных типов
ксенолитов вулкана Сверре два первых
представляют собой относительно «чистые»
мантийные типы, два вторых – результат
теплового и реакционного взаимодействия
ксенолитов с магмой в полном
соответствии со схемой нормального
гибридизма. Возможно, что в эволюционной
цепочке рассмотренных четырех типов
существуют и другие переходные типы,
детализирующие намеченную картину,
особенно между III
и IV.
Как видно на примере ультрамафичексих
ксенолитов вулкана Сверре, механизм их
взаимодействия с базанитовым расплавом
достаточно сложен. Помимо чисто
метасоматического замещения
определенная роль, по-видимому,
принадлежит разного рода процессам
частичного плавления.
Как было отмечено ранее,
при исследовании текстурно-структурных
особенностей мантийные включения
обнаруживают достаточно схожие свойства
и образуют целостные, обособленные
группы, т.е. типы ксенолитов. При
рассмотрении же геохимических
особенностей, как среди выделенных типов,
так и внутри конкретного структурного
типа оказывается, они обладают далеко
неоднородными параметрами. Химизм вносит
свои коррективы во взаимоотношения между
типами, а все его ярко проявленные
изменения обязаны, вероятнее всего,
наложению процессов взаимодействия с
базанитовой магмой. Менее заметные
вариации геохимических характеристик
внутри типов также является значимыми.
Анализ петрохимического
состава ультрамафитовых ксенолитов
вулкана Сверре в эволюционной серии I
– IV
типов на базе диаграмм «оксид-петрогенный
элемент – оксид магния» показывает
наличие трех типов таких диаграмм
- прямая, обратная корреляция и
отсутствие корреляции. По аналогии с
обогащением кальцием и углекислотой
карбонатных жилок в мантийных ксенолитах,
можно предполагать, что в ходе их
инъекции и переработки в базанитовом
расплаве мантийные включения вулкана
Сверре обогащались также Al,
Na,
Cr.
Помимо петрогенных элементов в составе
метасоматического флюида, по-видимому,
участвовали другие элементы. Такими,
очевидно, были те, которыми был обогащен
базанитовый расплав, и которые
присутствуют в ксенолитах в значительно
больших количествах, чем в средних типах
по Е. Ягутцу и Б. Лутцу [16]. В их числе, кроме
CO2,
оказались, в первую очередь, элементы
магматических эманаций (ЭМЭ) - фосфор,
сера; селен, щелочноземельный барий;
редкоземельный лантан, церий;
радиоактивный уран и в меньшей степени,
ЭМЭ – мышьяк; свинец, стронций, иттрий,
рубидий и торий, а также элементы
платиновой группы – палладий, платина,
рутений. Таким образом, геохимический
анализ мантийных ксенолитов вулкана
Сверре, с одной стороны, еще раз
подтверждает наши представления об
участии в их переработке флюидной фазы.
Содержание многих элементов
магматических эманаций во много раз
превышает их количество в средних
мантийных типах, а сами эти элементы как
раз характерны для включающих ксенолиты
базанитов. Наиболее выразительными в
этом смысле оказались фосфор, сера и
барий. Вероятно, барий, как и другие
элементы этих групп, также рассеивается в
межзерновом пространстве или находится в
составе минералов концентраторов
подобных редких элементов. Интересно, что
диаграммы зависимости между
петрогенными элементами, другими
элементами-примесями и барием, показали
отсутствие корреляции, что, возможно,
свидетельствует о обогащенности мантии
под Шпицбергеном барием.
Распространение
метасоматического флюида по межзерновым
пространствам внутри ультрамафических
ксенолитов подчеркивается еще и тем, что
все описанные нами микрофазы акцессорных
минералов локально тяготеют именно к
этим пространствам, включая и первую для
мантийных включений находку платинового
минерала – рустенбургита ((Pt,Pd)3Sn) [17,
20]. Общий же первичный уровень содержания
ЭПГ (максимальное содержание – 0.052 г/т) в
мантийных ксенолитах вулкана Сверре,
хотя и превышает среднестатистический,
был очень низкий и вполне мантийный.
Характер распределения платиноидов в них
(Pd>Pt>Ru>Os>Ir>Rh)
с преобладанием палладия также
соответствует таковому в мантийных
включениях из щелочных базальтов Тянь-Шаня,
Германии и других мест [13, 14].
Под влиянием существенно
карбонатного метасоматоза в
ультрамафических ксенолитах вулкана
Сверре происходит зародышевый процесс
выплавления щелочных, кислых и
ультраосновных расплавов в объемах не
превышающих первые проценты объема самих
ксенолитов. Образование щелочных
расплавов (анатектических стекол),
соответствующих трахитам и фонолитам,
несомненно, свидетельствует о миграции в
ультрамафические ксенолиты щелочей, в
первую очередь натрия, а также, возможно,
алюминия, которых было очень мало в самих
ксенолитах, но зато много в базанитах
вулкана Сверре. Таким образом, флюидная
фаза по своему составу была не просто
карбонатной , а была щелочно-алюминиево-карбонатной.
Кроме того, отсутствие в наших мантийных
включениях водосодержащих минеральных
фаз еще вовсе не свидетельствует о том,
что флюидная фаза не была водной. Широкие
вариации состава щелочных и кислых
анатектических стекол от нормальных и
щелочных риолитов до трахитов и
фонолитов указывает на химическую
неравновесность метасоматического и
магматического процессов их образования.
Хотя, Шпицберген были первым
районом, откуда впервые были описаны
анатектические стекла в мантийных
включениях [29], со временем география
подобных находок расширилась и сейчас
включает области Монголии, Австралии,
штат Виктория [31]. Во всех этих регионах
стекла были описаны в ксенолитах
шпинелевой фации глубинности из щелочных
базальтов в связи с карбонатным
метасоматозом. Их важнейшей особенностью,
как и в мантийных ксенолитах вулкана
Сверре, является кислый и щелочной состав.
На диаграмме А. Н. Заварицкого поля
составов стекол из географически разных
мест частично перекрывают друг друга или
занимают дискретное положение, но в целом,
они оконтуривают обширную область
кислого – щелочного магматизма в верхней
части поля aSb.
Значительной и обращающей на себя
внимание особенностью состава этих
стекол является то, что они имеют не
состав щелочных базальтов, вмещающих
ксенолиты; не состав толеитовых
базальтов, которые выплавляются из
ультрамафитов при частичном плавлении, а
демонстрируют довольно полярные к
составу субстрата кислые и щелочные
выплавки. Объем этих выплавок невелик и
обычно не превышает 1 – 5, максимум 7 – 10 %
объема ксенолитов, демонстрируя низкую
степень плавления. Их дискретное
положение на диаграмме А. Н. Заварицкого
свидетельствует о неравновесном составе
флюидной карбонатной фазы для разных
районов.
В
генетическом отношении анатектические
стекла в ксенолитах I
– IV
структурного типа, по нашему мнению,
образовывались под влиянием флюидной
фазы, выделившейся из магмы базанитов. Об
этом свидетельствуют такие
установленные нами такие
петрографические факты, как наличие
карбонатных минералов в виде
характерных сфероидальных образований
не только в мантийных ксенолитах, но и в
мелких миндалинах в самих базанитах,
включающих эти ксенолиты. Об этом
свидетельствует также концентрация
сфероидальных карбонатов в
выклинивающихся частях базанитовых
жилок вулканического стекла в
ультрамафических ксенолитах. И, в
принципе, в последнем нет ничего
особенного, ибо кальцитовые миндалины с
хлоритом и кварцем в базальтах
представляет собой довольно
распространенное явление, а их
парагенезис низкотемпературен и обычно
связывается с действием флюидной фазы.
Наконец, из геолого-петрологических
данных, хорошо известна ассоциация,
близких нефелиновым базанитам,
нефелинитов с карбонатитами,
предполагающая генетическую связь этих
пород.
Весь этот процесс
находится в соответствии с механизмом
нормального гибридизма, предполагающего,
что низкотемпературная магма может
расплавить более высокотемпературный
ксенолит только после того как она
преобразовала его в те фазы, которыми
сама насыщена. А поскольку магма
базанитов насыщена клинопироксеном,
плагиоклазом и нефелином, то попадание
составов анатектических стекол
мантийных ксенолитов вулканов Сверре,
Халвдан и Сигурд на диаграмме А. Н.
Заварицкого, с одной стороны, в область
клинопироксенитов, а с другой стороны, в
область кислых и щелочных пород также
представляется весьма закономерным.
Наличие анатектических стекол
промежуточного состава, фигуративные
точки которых располагаются между
главными полями связано с
метастабильностью анатектического
процессами явлениями несовместимости
новообразованных расплавов.
Экспериментальные
возможности образования кислых и
щелочных стекол недавно были
продемонстрированы низкостепенным и
высокобарическим плавлением перидотитов
[25]. Таким образом, наблюдения над
мантийными стеклами вулкана Сверре дают
полезную информацию, касающуюся генезиса
широкого рядя щелочных,
особенно, нефелиносиенитовых
расплавов, относительно механизма
образования которых, до сих пор не было
достаточной ясности [12].
В широком петрологическом смысле
анатектические стекла в
ультрамафических ксенолитах вулкана
Сверре и в других
вулканах Северо-Западного Шпицбергена
демонстрируют как бы пример природного
эксперимента в области мантийного
анатексиса с выплавлением кислых,
щелочных и клинопироксенитовых магм под
влиянием щелочно-карбонатного (или может
быть, карбонатитового) мантийного
метасоматоза. Не исключено, что
карбонатный метасоматоз, подобно
щелочному метасоматозу, играет в мантии
значительную роль при образовании
формации щелочноультраосновных пород с
карбонатитами, выплавлении
клинопироксенитовых магм и при «клинопироксенизации» и «верлитизации» мантии. Тот
факт, что во многих случаях прожилки
анатектического стекла в ксенолитах
непосредственно переходят в крупные
стекловатые включения, свидетельствует о
том, что анатектический расплав
перемещался по трещинам и обладал
достаточно высокой подвижностью и низкой
вязкостью. Еще более важным, является то,
что несмотря на низкую степень плавления
(1 – 7 %), он мог отделяться от
ультрамафитового субстрата и
мигрировать с образованием автохтонных и
аллохтонных магматических масс щелочных
магм.
Возможно,
наиболее важным следствием карбонатного
метасоматоза являлось связанное с этим
процессом образование хром-диопсида.
Пространственная связь этого минерала с
межгранулярной трещиноватой структурной
частью в крупнозернистых ксенолитах I
типа, с катакластической основной массой
в порфирокластических ксенолитах II
типа и их широко варьирующее количество (от
5 до 70 %), весьма неравномерное
распределение и мелкие размеры – все это
позволяет смотреть на этот минерал, как
на вторичное метасоматическое
образование. Обращает на себя внимание,
что IV
структурный тип, в котором процессы
магматической переработки ксенолитов I, II, III
типов выражены в наибольшей степени,
особенно обогащен хром-диопсидом, т.е.
клинопироксеном. По данным Н.А. Шубиной и
др. [21], состав хром-диопсида сильно
варьирует на фоне удивительного
постоянства составов оливина и
ортопироксена. Непостоянство состава
хромдиопсида вполне гармонирует с
представлениями о его метасоматическом
генезисе. Скажем, вследствие реакции
кальцита с ортопироксеном или оливином.
Отметим, что процесс клинопироксенизации
мантийных включений вулкана Сверре в
ходе их подъема, как бы, противоположен
процессу «деклинопироксенизации» или «деплетизации»
мантии, в результате выплавления из нее
базальтовой компоненты.
По-видимому,
по сходному сценарию в мантийных
ксенолитах вулкана Сверре шло
образование шпинели второй генерации.
Она характеризуется ровно такими же
признаками тестурно-структурного
положения, как и хромдиопсид, иногда
слагает цепочки крупных зерен,
нанизанных на залеченные трещины. Во II
типе ксенолитов наблюдается ее явное
тяготение к их периферической
реакционной зоне. Состав шпинели, как и
хром-диопсида характеризуется
непостоянством, особенно в части
содержания хрома. Анализ мантийных
ксенолитов вулкана Сверре на содержание
в них платиноидов показывает, что здесь
наблюдается количественная зависимость
– чем больше в ксенолите шпинели, тем
больше в них платиноидов. С учетом
находки платинового минерала –
рустенбургита [17], можно предположить, что
и ЭПГ принимали участие во флюидном
процессе, но количественная роль этого
участия требует дальнейшего уточнения.
Элементы платиновой группы, при этом,
перемещались по межзерновым
пространствам метасоматическими
флюидами, и концентрировались в
хромистой шпинели, а также образовывали
собственные минеральные фазы. Они могли
перераспределяться внутри ксенолитов с
некоторым выносом, подобно другим
когерентным элементам, но могли и
привноситься в ксенолиты из базанитового
расплава. Имеющиеся на сегодняшний день
данные о содержании элементов платиновой
группы в щелочных базальтоидах Маймеча-Котуйской
провинции [15, 28] и других мест
свидетельствуют о том, что эти породы
обогащены этими элементами и,
следовательно, отделяющийся от них флюид
вполне мог привносить платиноиды в
ксенолиты. Общий же первичный уровень
содержания ЭПГ в мантийных ксенолитах
вулкана Сверре, хотя и превышает
среднестатистический, очень низкий и
вполне мантийный.
Оценивая в целом поведение
мантийных ксенолитов вулкана Сверре, до и
в ходе их подъема к поверхности Земли,
следует заключить:
1.
Все четыре структурных типа
ксенолитов вулкана Сверре относятся к
разряду катакластических структур,
демонстрирующих разную степень
изменений. Во всех типах в качестве
главных структурных элементов
различаются обломки оливина и
ортопироксена 1 генерации – реликты
протоультрамафита и обломки этих
минералов 2 генерации – продукты их
дробления. Соотношения этих двух
структурных элементов меняются от одной
структуры к другой.
2.
К протоструктуре первичного
ультрамафита, обнаруживающего
наименьшую степень катакластического
влияния (10 – 30 %) наиболее близка
структура I
типа, соответствующая «протогранулярной»
структуре Ж. Мерсье и А. Никола.
Гранобластовая, роговиковая структура
ксенолитов III типа обнаруживает почти
полный вариант катакластических
превращений, с другой стороны, в этой
структуре хорошо проявлены признаки
роговиковой контактово-термальной
перекристаллизации, невелирующие
признаки катаклаза.
Гетерогранобластовая структура IV типа
представляет собой наиболее продвинутый
вариант реакционных взаимотношений
мантийных ксенолитов вулкана Сверре с
базанитовым расплавом.
3.
В ультрамафических ксенолитах
вулкана Сверре наблюдаются
многочисленные признаки реакционного
взаимодействия с базанитовой магмой. Под
влиянием флюидной фазы, выделившейся из
базанитовой магмы, в ксенолитах I
– IV
структурного типа формировались
анатектические стекла. Состав стекол не
соответствует составу базанитов.
Фигуративные точки анатектических
стекол сосредотачиваются в разных частях
диаграммы А.Н. Заварицкого. Точки
располагаются в верхней части диаграммы
в поле кислых и щелочных пород (от
нормальных и щелочных риолитов до
трахитов и фонолитов), в нижней части в
области составов средних
клинопироксенитов, а также ряд точек
вблизи составов базальтов, кварцевых
габбро, диоритов.
4.
Даже, возможно, кратковременный
период пребывания ксенолитов в
базанитовом расплаве не прошел для них
бесследно. Базанитовый расплав вызывал
общую перекристаллизацию ксенолитов и
локальные процессы щелочно-карбонатной (неоднородной,
избирательной) метасоматической
переработки, а также клинопироксенизацию
и шпинелизацию. Элементы платиновой
группы при этом частично привносились
метасоматическими флюидами и
концентрировались в шпинели, а также
образовывал собственные минеральные
фазы.
5.
Петрохимический
состав мантийных включений вулкана
Сверре не испытал сильных изменений,
тогда как состав элементо-примесей и,
особенно, элементов магматических
эманаций изменился достаточно сильно.
Все превращения ксенолитов находятся в
полном соответствии с механизмом
переработки ксенолитов в магмах в
процессе нормального гибридизма. Как
видно, этот процесс справедлив не только
для коровых, но и для мантийных
ксенолитов.
6.
Мантия
под Шпицбергеном обладает рядом
особенностей. Верхняя кромка мантийных
пород находиться на весьма малой глубине
– порядка 27 км. Мантия во время подьема
базанитового расплава
имела относительно невысокую
температуру в сравнении с температурой
магмы. В процессе подьема тепловой режим
менялся в сторону увеличения темперутур
[10].
7.
Предпочтительная
оптическая ориентировка оливинов,
наличие катакластических структур,
скрытосланцеватых, трахитоидных текстур,
свидетельствует о едином деформационном
процессе, протекавшем в мантии.
Список
литературы
1.
Арзамасцев А.А. Эволюция
палеозойского щелочного магматизма
северо-восточной части балтийского щита.
Автореферат диссертации на соискание
степени д.г.-м.н. 1998. 30
с.
2.
Буров Ю.П. Перидотитовые включения и
бомбы в трахибазальтах вулкана Сверре на
Западном Шпицбергене. Материалы по
геологии Шпицбергена. Л.: НИИГА, 1965, с. 260-271.
3.
Грачев А.Ф., Добржинецкая Л.Ф.
Структурная анизотропия мантийных
ксенолитов из неогеновых вулканитов
центральной Европы и ее значение для
интерпретации азимутальной сейсмической
анизотропии литосферы. // Глубинные
ксенолиты и строение литосферы. М.: Наука,
1987. 239 с.
4.
Грин Х.У. Пластичность оливина в
перидотитах // Электронная микроскопия в
минералогии. М.: Мир, 1979, с. 427-447.
5.
Добржинецкая Л.Ф. Деформации
глубинных пород в условиях глубинного
тектогенеза. М.: Наука, 1989. 287 с.
6.
Евдокимов А.Н. Вулканы Шпицбергена.
СПб.: ВНИИ Океангеология, 2000, 123 с.
7.
Заварицкий А.Н. Изверженные горные
породы. М.: АН СССР, 1956, 479 с.
8.
Классификация магматических (изверженных)
пород и словарь терминов. Рекомендации
подкомиссии по систематике изверженных
пород МСГН. / Под ред. С.В. Ефремовой. М.,
Недра, 1997, 248 с.
9.
Куно Х. Платобазальты. – В кн.: Земная
кора и верхняя мантия. М.: Мир, 1972, с. 434 - 441.
10.
Копылова М.Г., Геншафт Ю.С., Дашевская Д.Н.
Петрология верхнемантийных и
нижнекоровых ксенолитов Северо-западного
Шпицбергена. // Петрология, 1996, т. 4, №5, с. 533
– 560
11.
Кутолин В.А. Проблемы петрологии
базальтов. Новосибирск: Наука, 1972. 96 с.
12.
Лазаренков В.Г. Формационный анализ
щелочных пород континентов и океанов. Л.:
Недра, 1988. 236 с.
13.
Лазаренков В.Г., Лутков В.С.
Распределение благородных металлов в
шпинелевых лерцолитах и мантийных
включениях в щелочно- базальтоидных
трубках южного Тянь-Шаня // ДАН, 1994, т. 338,
№2, 211-214.
14.
Лазаренков В.Г., Лутков В.С.
Распределение элементов платиновой
группы в «зеленых» и «черных»
клинопироксенах из мантийных включений в
щелочно-базальтоидных трубках южного
Тянь-Шаня // ДАН, 1993, 331, №5, 668-681.
15.
Лазаренков В.Г, Малич К.Н., Лопатин Г. Г.
Геохимия ультрамафитов платиноносного
Гулинского массива Маймеча-котуйской
провинции. // Геохимия, 1993, №11, с. 1523-1531.
16.
Лутц Б.Г. Химический состав
континентальной коры и верхней мантии
Земли. М.: Наука, 1975. 166 с.
17.
Маслов В.А Мантийные включения в
щелочных базальтоидах вулкана Сверре,
архипелаг Шпицберген: Петрография,
геохимия, платиноносность. // Автореферат
канд. Диссертации. М., 2000, с. 22.
18.
Маслов В.А. Микроструктурный анализ
оливина и элементы микростроения
включений шпинелевых лерцолитов –
гарцбургитов (архипелаг Шпицбереген) // Сб.
Трудов молодых ученых СПбГГИ (ТУ), 1999, с 30.
19.
Маслов В.А. Тектоника района Вуд-фиорда
(арх. Шпицберген). // Полезные ископаемые
России и их освоение. Тезисы докл. конф.
СПбГГИ (ТУ), 1996, с. 16.
20.
Маслов В.А., Лазаренков В.Г. Первые
данные о распределении элементов
платиновой группы в мантийных включениях
шпинелевых перидотитов из базанитов
вулкана Сверре (Шпицберген). //
Реферативный журнал ВИНИТИ, 2000, с. 23.
21.
Маслов В.А., Лазаренков В.Г.
Структурные типы мантийных ксенолитов из
базанитов вулкана Сверре (Шпицберген). //
Известия ВУЗов: Геология и Разведка, 1999,
№6, с. 45 – 52.
22.
Шубина Н.А., Уханов А.В., Геншафт Ю.С.,
Колесов Г.М. Редкие и породообразующие
элементы в перидотитовых нодулях из
базальтов Северо-западного Шпицбергена:
К проблеме неоднородности верхней мантии
// Геохимия, 1997, №1, с. 21-30.
23.
Хаин В.Е. Региональная геотектоника.
Внеальпийская Европа и Западная Азия. М.:
Недра, 1977. 541
c.
24.
Amundsen H.E.F. Evidence for liquid immiscibility in the upper mantle
// Nature. 1987. V. 327. P. 692 – 695.
25.
BVTP: Robinson, Draper et al. Basaltic volcanism on the terrestrial
planets (Lunar and Planetary Institute). 1998
26.
Carter N.L., Ave’Lallement H.G. Higt-temperature flow dunite and
peridotite // Bull. Geol. Soc. Amer. 1970. V. 81. P. 53 – 63.
27.
Green D.H., Ringwood A.E. The genesis of basaltic magmas. // Contrib.
Mineral. Petrol. 1967. V. 15. P. 427 – 440.
28.
Kogarko L.N., Henderson C.H., Pacheco H. Primary Ca-rich carbonatite
magma and carbonate-silicate-sulphide licuid unmisibility in the upper
mantle. CMP, 1994,v. 121, p. 267 – 274.
29.
Mercier J.C., Nicolas A. Textures and fabrics of upper mantle
peridotites as illustrated by xenoliths from basalts // J. Petrol. 1975. V.
16. 101 – 119(454 – 487).
30.
Raleigh C.B. Mechanisms of plastic deformations of olivine // J.
Geophys. Res. 1968. V. 73. P. 5391 – 5406
31.
Yaxley
G.M., Kamenetsky V. In situ origin for glass in mantle xenolits from south
eastern Australia: insights from trace elements compositions of glasses and
metasomatic phases // EPSL. 1999. V. 172. № 1/2. P.
97 – 109.
Маслов В.А. Геолого-геофизические
характеристики Арктического региона, СПб,
ВНИИОкенгеология, 2002. Вып. 4. С.-Петербург, Россия
|
