668

Чащин А. А. ^*, Нечаев В. П. ^*, Кихней Е. В. ^*, Рассказов С. В. ^**,

 Грахам И. Т. ^***, Владимирова Т. П.^****

 

Несмотря на длительность изучения позднекайнозойских субщелочных и щелочных базальтов юга Дальнего Востока России и большой объем имеющейся минералогической и геохимической информации, некоторые аспекты их формирования остаются недостаточно ясными. В частности это касается состава флюида, участвующего в образовании субщелочных и щелочных базальтов. Вместе с тем, известно, что летучие компоненты оказывают существенное влияние на зарождение, эволюцию и рудоносность магматического расплава.

В предлагаемом сообщении представлены результаты изучения состава газовой фазы, закапсулированной в породообразующих минералах субщелочных и щелочных пород Шкотовского плато. Особый петрологический интерес представляют данные по составу летучих компонентов из сапфиров и гиацинтов, проявления которых на территории Шкотовского плато связывают с размывом позднекайнозойских субщелочных и щелочных вулканитов [2].

Шкотовское вулканическое плато расположено на юге Приморья в междуречье рек Партизанская-Арсеньевка и Арсеньевка-Артемовка, где его покровы занимают значительные площади. Фундаментом для большой части плато служат породы Сергеевского, для северо-западного участка – Вознесенского, а для юго-восточной части – Самаркинского террейнов. Сложено плато преимущественно покровами низко- и умереннокалиевых толеитовых базальтов, часто переслаивающихся в нижней части разреза с прослоями и линзами туффитов, песков, глин, лигнитов. Парагенезис минералов-вкрапленников в толеитах представлен плагиоклазом (An_49-63), ортопироксеном (Wo_3-3.6 En_79-75 Fs_17-16), клинопироксеном (Wo_30-40 En_42-44 Fs_28-16) и оливином (Fo_57-66). Причем, количественное соотношение минералов варьирует в породах в широких пределах. Кроме того, в нижней части толеитовой толщи обнаружены покровы толеитов с более простым парагенезисом: плагиоклаз, бронзит. Возраст толеитов, согласно выполненным K-Ar определениям, составляет 13.0 ± 0.7 млн. лет.

Выше по разрезу залегают потоки субщелочных базальтов без видимого присутствия ультраосновных включений. Они принадлежат к умеренно-глиноземистым (al=0.74-1.27) и высокоглиноземистым (al=1.92-2.11) разностям калиево-натриевого ряда (Na₂O/K₂O=1.5-2.8). По минеральному составу среди них различаются мегаплагиофировые базальты с варьирующим количеством фенокристов плагиоклаза (An_48-58), ортопироксена (Wo₄ En₇₈ Fs₁₈), клинопироксена (Wo_36-40 En_42-46 Fs_15-19) и оливин-двупироксеновые разности с редкими вкрапленниками плагиоклаза. K-Ar датированием возраст субщелочных базальтоидов оценивается в 9.4 ± 0.3 млн. лет.

Иногда в пределах развития толеитовых лав картируются небольшие вулканические аппараты (Подгелбаночный, Буреломный, Золотой и др.), сложенные преимущественно щелочными или субщелочными вулканитами, обогащенными лерцолитовыми включениями. Среди вулканитов преобладают низкоглиноземистые (al=0.63-0.75) и умеренно-глиноземистые (al=0.79-0.93) базальты и пикрито-базальты калиево-натриевого ряда (Na₂O/K₂O=1.43-3.26). Парагенезис минералов-вкрапленников в базальтоидах представлен оливином (Fo_63-76), клинопироксеном (Wo_43-50 En_34-41 Fs_14-15), реже плагиоклазом (An_66-45). Помимо фенокристов в породах присутствуют крупные мегакристы (более 0.5 см) клинопироксена (Wo₄₉ En₃₈ Fs₁₃), калишпата (An_2-5 Or_48-23), шпинели, иногда амфибола. К специфической особенности данных субщелочных и щелочных пород необходимо отнести отсутствие ортопироксена. Согласно K-Ar-датировкам возраст щелочных пород Шкотовского плато составляет 11-3 млн. лет.

Выполненные в Австралии и США определения возраста единичных кристаллов циркона из сапфировых россыпей ручья Подгелбаночный [6] и ручья Левый Золотой методами Fission-Track Analysis и U-Pb SHRIMP соответствуют интервалу 10-12 млн. лет, который близок ко времени формирования субщелочных и щелочных пород плато.

Изотопный анализ кислорода силикатов выполнен в лаборатории стабильных изотопов аналитического центра ДВГИ ДВО РАН. Измерение изотопных соотношений ¹⁸О/¹⁶О проведено на изотопном масс-спектрометре Finnigan MAT 252 с использованием двойной системы напуска.

Исследования состава флюида в минералах осуществлялось на газовом хроматографе “Кристалл Люкс-4000” по методике Ф.И. Летникова и Т.А. Шкарупы[4]. Газы извлекались из монофракций плагиоклаза и K-Na полевых шпатов в атмосфере чистого гелия путем двухступенчатого нагрева – до 600°С, а затем до 1000-1100°С. Навески сапфира и гиацинта нагревались до 500°С и 500-1000°С. Выполненные таким образом анализы позволили определить содержание таких компонентов, как H₂O, H₂, CH₄, CO, CO₂, и N₂ в газовой фазе включений. Помимо этого, в некоторых породах, ионно-метрическим методом определялось содержание фтора и хлора.

Полученные данные высокотемпературной газовой хроматографии использовались для расчета величин фугитивности кислорода по программе «Селектор-С» [3]. Учитывая значительную миграционную способность H₂ и более энергичное его окисление в первичном флюиде по сравнению с CO, для расчета химического потенциала кислорода использовались компоненты CO₂-CO.

Проведенное исследование изотопного состава кислорода в субщелочных и щелочных базальтах Шкотовского плато показало, что они имеют незначительные вариации значений δ¹⁸O (5.4-6.0⁰/₀₀), которые близки к величинам δ¹⁸O пород мантийного генезиса (6.0 ± 0.5⁰/₀₀) [7]. Это указывает, что флюид, принимающий участие в формировании субщелочных и щелочных пород плато, имеет глубинную природу.

Результаты хроматографического анализа газовой фазы из включений плагиоклаза умеренно-глиноземистых субщелочных пород (без лерцолитовых включений) Шкотовского плато показывают, что преобладающим компонентом в газовой смеси является вода (88.5-95.4 об.%). Вторая по объему составляющая представлена H₂ (1.78-5.33 об.%) и CO (2.41-5.11 об.%). Доля CO₂ в ней не превышает 1.3 об.%. Второстепенными компонентами газовой смеси выступает метан и азот.

Полученные с помощью программы “Селектор-С” расчетные оценки летучести кислорода в момент кристаллизации плагиоклаза умеренно-глиноземистых субщелочных вулканитов соответствуют значениям (-lgfO₂=13.5-14.5 при Т=1100⁰С), которые лежат либо несколько выше кварц-железо-фаялитового буфера (QIF), либо ниже этого буфера. Значения fO₂, полученные для умеренно-глиноземистых субщелочных базальтов по магнетит-ильменитовому геотермометру, отвечают окислительным условиям, которые близки буферному равновесию QMF (-lgfO₂=10.9-13.1 при Т=980-860°С). Исходя из вышесказанного, можно полагать, что по мере охлаждения и кристаллизации умеренно-глиноземистых субщелочных расплавов происходит их значительное окисление.

Плагиоклаз из высокоглиноземистых субщелочных базальтов плато обладает несколько иным составом флюидной фазы – более низким содержанием H₂O и высоким CO₂. Согласно термодинамическим расчетам их кристаллизация происходила при более высокой летучести кислорода (-lgfO₂=11.98 при Т=1100°С), чем кристаллизация плагиоклаза умеренно-глиноземистых субщелочных базальтов (рис.1).

Газовая фаза включений из мегакристов K-Na полевых шпатов щелочных базальтов достаточно близка к таковой в плагиоклазах умеренно-глиноземистых субщелочных вулканитов (без лерцолитовых включений), однако содержание CO₂ в ней выше (0.83-3.65 об.% и соответственно 0.37-1.31 об.%). Рассчитанные значения фугитивности кислорода показали, что кристаллизация K-Na полевых шпатов происходила в более окислительной обстановке (-lgfO₂=12.71-13.26 при Т=1100°С), чем образование плагиоклаза из умеренно-глиноземистых субщелочных базальтов (без лерцолитовых включений). На более окислительную обстановку формирования щелочных базальтов также косвенно указывают некоторые минералогические особенности, а именно, наличие в породе магнетита и отсутствие ильменита. В то же время по отношению к высокоглиноземистым разностям субщелочных базальтов (без лерцолитовых включений) их кристаллизация осуществлялась в более восстановительных условиях (рис. 1).

Анализ газовой фазы, закапсулированной в сапфирах и гиацинтах западной части Шкотовского плато показал, что она близка к таковой из щелочных базальтов. Полученные расчетные оценки фугитивности кислорода для сапфиров и гиацинтов ложатся выше буфера WI (-lgfO₂=12.87-13.0 при Т=1100°С), что несколько ниже, нежели для высокоглиноземистых субщелочных базальтов, но выше, чем для умеренно-глиноземистых субщелочных базальтов. В целом же, по величинам fO₂ они наиболее близки к щелочным породам плато.

Сопоставления состава флюидной фазы из изученных сапфиров с опубликованными данными по составам газовых компонентов из включений корунда, встречающихся в мраморах и гнейсах [1], показало, что для первых характерны высокие концентрации H₂ (2.76 об.% и соответственно 0.05-0.15 об.%), CO (2.08 об.% и соответственно 0.8-0.67 об.%), но низкие – CO₂ (1.32 об.% и соответственно 2.02-4.21 об.%) и H₂O (93.71 об.% и соответственно 94.89-97.14 об.%). Полученные расчетные оценки fO₂ для корундов из гнейсов и мраморов ложатся выше буферной кривой MW равновесия (-lgfO₂=16.65-17.07 при Т=800°С), что указывает на более окислительные условия их образования, по сравнению с сапфирами Шкотовского плато.

Анализ содержания галогенов в валовом составе пород Шкотовского плато выявил, что максимальное содержание Cl (0.023-0.046%) и F (0.079-0.083%) характерно для щелочных пород вулкана Подгелбаночный, несущих значительное количество лерцолитовых включений и с которыми пространственно ассоциируют сапфиры и гиацинты в россыпи одноименного ручья [2]. Менее обогащены фтором и хлором субщелочные базальты. При этом субщелочные базальты с лерцолитовыми включениями обычно обладают более высокими концентрациями Cl по отношению к мегаплагиофировым субщелочным образованиям плато (без лерцолитовых включений), с которыми также сопряжены россыпи сапфира и реже гиацинта (0.006-0.014% и соответственно 0.002-0.010%). Содержание фтора во всех изученных субщелочных вулканитах находится практически на одном уровне и составляет 0.042-0.063%. Наиболее низкие концентрации хлора (0.002-0.003%) зафиксированы в самых молодых вулканитах плато – щелочных базальтах ручья Старикова, где сапфиры не найдены, хотя гиацинты встречаются. Необходимо также отметить, что в этих породах наблюдаются повышенные содержания фтора (0.077-0.081%).

Таким образом, проведенные исследования показывают, что формирование умеренно-глиноземистых субщелочных базальтов (без лерцолитовых включений) Шкотовского плато на раннемагматической стадии происходило в восстановительных условиях, приближающихся к буферной реакции QIF. Однако по мере кристаллизации субщелочных расплавов эти условия сменялись окисленными. Что касается высокоглиноземистых субщелочных вулканитов, то их кристаллизация изначально протекала в окислительной обстановке, близкой к параметрам буферного равновесия MW.

Установлено, что кристаллизация щелочных базальтов осуществлялась при высоком содержании F в составе флюида и в более окислительных условиях по отношению к умеренно-глиноземистым субщелочным базальтам, но в более восстановительной обстановке по сравнению с высокоглиноземистыми образованиями плато.

В заключение отметим, что из-за ограниченного числа анализов, полученные параметры флюидного режима, существовавшего в момент кристаллизации сапфиров, являются предварительными и требуют дальнейшего детального исследования.

 

Литература

1. Баталина А.А., Шанина С.Н., Мурзин В.В. Газовый состав флюида при формировании минерализации Алабашского и Липовского проявления рубина (Средний Урал) // Металлогения древних и современных океанов. Тез. докл. Миасс: ИМин УрО РАН, 2005. Т.2. С. 117-122.

2. Высоцкий С.В., Щека С.А., Нечаев В.П., Сорока В.П., Баркар А.В., Ханчук А.И. Первая находка сапфиров в кайнозойских щелочно-базальтовых вулканах Приморского края // Докл. РАН. 2002. 387/6. С. 221-253.

3. Карпов И.К., Чудненко К.В., Бычинский В.А. Программное средство расчета химических равновесий минимизацией термодинамических потенциалов: краткая инструкция к программному продукту “Селектор-С”. Иркутск, 1997. 105 с.

4. Летников Ф.А., Шкарупа Т.А. Методическое руководство по хроматографическому анализу воды и газов в горных породах и минералах. Иркутск, 1977. 25 с.

5. Никольский Н.С. Термодинамика минеральных равновесий базитов. М.: Наука. 1978. 177 с.

6. Akinin V.V., Vysotskiy S.V., Mazdab F.K., Miller E., Wooden J.L. SHRIMP dating of zircon from the Podgelbanochny alkali basalt volcano in Primorye, Russian Far East: application to genesis of megacrysts // Metallogeny of the Pacific Northwest: Tectonics, magmatism and metallogeny of active continental margins. Dal^’nauka, Vladivostok, 2004. P. 323-326.

7. Taylor H.P. The oxygen isotope geochemistry of igneous rocks // Contrib. Mineral. Petrol. 1968. V. 19. № 1. P. 1-71.

 

 

Подпись к рисунку. Чащин.

 

Рис. 1. Диаграмма T°С-lgfO₂ для позднекайнозойских субщелочных и щелочных базальтоидов Шкотовского плато.