CC BY
37
ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК РЕСПУБЛИКИ ТАДЖИКИСТАН __________________________________2009, том 52, №5_____________________________
ГЕОЛОГИЯ
УДК 552.3(575.3)
В.С.Лутков, Ф.А.Малахов ГЛУБИННЫЕ МИНЕРАЛЫ В КСЕНОЛИТАХ ИЗ ЩЕЛОЧНЫХ БАЗИТОВ ЮЖНО-ГИССАРСКОЙ ЗОНЫ (ЮЖНЫЙ ТЯНЬ-ШАНЬ) КАК ИНДИКАТОРЫ
МАНТИЙНОГО МЕТАСОМАТОЗА
(Представлено членом-корреспондентом АН Республики Таджикистан А.Р.Файзиевым 28.12.2008г.)
Мантийные минералы используются для оценки термодинамических (Р-Т) параметров и типа внутримантийного магматизма и метасоматоза. Состав оливина и ортопироксена в нодулях неизмененных шпинелевых лерцолитов обычен для такого ряда пород (f=10%; Саол =0.05%) (табл.1). Судя по относительно высокому содержанию CaO в ортопироксене, последний является довольно высокотемпературным (табл.1, анализ 3). Оливин из пироксени-тов является более железистым (20-25%) и кальциевым (0.13). Ксенокристы в щелочных ба-зитах имеют варьирующий состав, так как они захвачены из разных мантийных пород - от перидотитов до пироксенитов.
Таблица 1
Состав мантийных оливинов, ортопироксенов, клинопироксенов Южно-Гиссарской зоны,
мас.%
Анализы Минералы SiO2 TiO2 Al2°3 FeO MnO MgO CaO Na2O C2O3 Сумма f
1 Ол 40.6 - - 9.2 0.15 48.3 0.05 - 0.04 98.3 10
2 Ол 37.5 0 0.6 23.0 0.4 38.2 0.13 0 - 99.9 25
3 РП 55.1 0.07 4.4 5.8 0.05 32.3 0.77 0 0.33 98.8 9
4 МП 52.3 0.22 5.3 2.7 0.05 15.8 20.8 1.12 0.65 98.9 9
5 МП 52.0 0.27 6.8 2.3 0.20 15.9 22.3 0.34 0.50 100.6 8
6 МП 50.4 0.4 6.2 4.1 - 15.3 21.9 0.7 0.61 99.6 13
7 МП 50.9 0.18 2.6 2.0 0.08 17.7 23.2 0.43 1.01 98.1 6
8 МП 52.4 0.21 2.8 5.4 0.10 17.2 21.8 0.37 0.19 100.5 15
9 МП 54.0 0.46 0.3 0.6 0.09 18.0 24.9 0.08 0.12 98.6 2
10 МП 49.2 0.45 6.0 7.0 0.16 14.0 20.0 0.85 0.04 97.7 22
11 МП 43.1 3.3 12.0 7.1 - 10.8 22.6 0.61 0.03 99.5 27
12 МП 47.3 1.85 8.4 7.1 - 10.6 22.7 1.13 0 99.1 27
13 МП 51.8 0.3 6.2 2.8 0.12 15.3 21.4 1.4 0.6 100.0 9
14 МП 49.0 0.68 5.0 11.1 0.16 10.6 22.4 0.63 - 99.6 37
Примечание Минералы: 1-2 - оливины (Ол), 3 - ортопироксен (РП), 4-1 4 - клинопироксены (М [П).
Породы: 1,3 - Шп-лерцолиты, 2 - Шп-Ол-Ам-пироксенит; 4 - Шп-лерцолит, 5 - Фл-Шп-Ол-Карб-вебстерит, 6,7 - Фл-пироксениты, 8 - Грф-пироксенит, 9 - Ва-глиммерит, 10 - Гр-пироксенит, 11 -Ti-пироксенит, 12 - Шп-пироксенит, 13 - Фл-Ам-пироксенит,14 - Шп-МП-Би-Пл-горнблендит. Ол-оливин, РП-ортопироксен, Шп-шпинель, МП-клинопироксен, Ам-амфибол, Фл-флогопит, Карб-карбонат, Грф-графит, Гр-гранат, Пл-плагиоклаз, Би-биотит.
Клинопироксен в изученных породах обладает необычным составом - от ультраба-зитов до пироксенитов - он беден Na (жадеитом) и обогащен Ca/Mg. В то же время желези-стость, глиноземистость и хромистость соответствуют пироксенам из аналогичных пород других регионов. Хотя по ряду признаков они относятся к шпинелевой фации, указанные особенности свидетельствуют об их низкотемпературном характере (табл.2). Несколько повышено содержание Na в пироксенах пироксенитов, представлявших выплавки из перидотитов.
На наш взгляд, подобные отклонения в составе пироксенов объясняются тремя однонаправленными факторами: а) пониженное содержание Na в валовой системе, что подтверждается их сравнением с пироксенами Байкало-Монгольского региона; б) довольно интенсивное их плавление и деплетирование со снижением роли ряда базитофильных элементов; в) процессы метасоматоза. Более важным является воздействие на мантийные породы водных флюидов со снижением температуры и падением в пироксенитах концентраций Na, Al, Ti и роста Mg, Ca (±Сг). Последний фактор подтверждается соответствующими экспериментами [1]. Особенно четко эти процессы выражены в метасоматических флогопитовых пироксенитах, где на фоне падения железистости (6-9%), Na и роста хрома в пироксенах наблюдается увеличение количеств Ca (табл.1). Минимальным содержанием железа, титана, натрия и максимальным - кальция характеризуются пироксены уникальных метасоматических Ва-глиммеритов. Резко увеличены железистость, глиноземистость и титанистость в шпинелевых и флогопитовых «черных» пироксенитах, но кальций и натрий остаются в них на низком уровне, а содержание хрома резко снижается. Плагиоклазовые пироксениты - горнблендиты коромантийного слоя мало отличаются от мантийных пород «черной» серии, за исключением некоторого роста железистости, глиноземистости и падения концентраций хрома (табл.1). Ксенокристы пироксенов в щелочных базитах в основном захвачены из лерцолитов.
Амфиболы в ксенолитах пироксенитов и горнблендитов в основном представлены субщелочными умеренно титанистыми керсутитами, реже Ti-паргаситами (табл.2). Часть из них, обнаруженная в плагиоклазовых горнблендитах - габбро, относится к коромантийному слою. В шпинелевых лерцолитах наблюдались прожилки, сложенные Ti-паргаситом, флогопитом, клинопироксеном, что подтверждает более поздний характер слюд и амфиболов по отношению к породам ультраосновной мантии. Наиболее необычные черты изученных амфиболов выражаются в их повышенной калиевости (K/Na=1), что определяется общим калиевым профилем метасоматоза. Присутствие в ксенолитах и мегакристах кливажированных амфиболов подтверждает их ксеногенное происхождение. Амфибол (К-керсутит) в целом является типоморфным минералом метасоматитов верхней мантии и коромантийного слоя региона.
Таблица 2
Химизм амфиболов и слюд из мантийных ксенолитов Южно-Гиссарской зоны, мас.%
сч о Т1О2 АІ2°3 БеО МпО Ме° СаО N2° К2О С2О3 Сумма Б
1 Ам 39.0 4.8 15.0 8.9 0.21 13.1 11.3 2.1 1.4 - 95.8 27
2 Ам 39.2 3.0 15.1 8.5 - 14.2 11.5 2.1 - 0 93.6 25
3 Ам 39.2 2.0 14.8 10.8 0.23 12.3 12.0 1.8 2.2 - 95.3 33
4 Ам 38.3 4.0 14.8 15.3 0.19 9.5 12.1 2.4 1.7 0.03 98.3 47
5 Ам 38.3 5.9 13.3 11.1 - 10.0 11.0 2.4 2.3 - 94.3 38
6 Ам 39.0 3.9 14.7 7.2 0.01 12.9 11.0 1.9 2.9 - 93.5 24
7 Ам 38.6 5.3 13.7 13.1 - 10.8 11.0 2.1 - 0.02 94.6 40
8 Ам 38.3 2.5 14.8 13.9 0.21 11.4 11.9 2.4 2.1 0.05 97.6 41
9 Фл 40.7 0.7 13.7 0.9 0 28.5 0 0.3 11.0 0.03 95.8 2
10 Фл 35.9 3.8 17.6 12.9 0.09 15.7 0 0.6 9.4 0.05 96.0 31
11 Фл 37.2 4.0 19.0 8.1 0.06 20.2 0.3 0.8 8.7 0.03 98.0 18
12 Фл 38.8 3.3 16.6 7.1 0 21.8 0.3 0.5 8.3 - 96.7 15
13 Би 35.6 5.5 15.3 24.7 0.26 7.8 0.7 0.7 7.9 0.18 98.6 64
14 Би 36.6 6.3 16.1 16.8 0 12.0 0.2 0.7 9.4 - 98.1 44
15 Фл 38.9 4.4 16.2 4.1 0.03 21.7 0.03 0.9 9.4 0.38 96.0 9
16 Фл 35.5 4.5 17.4 11.5 0.09 17.9 0.01 0.5 10.2 0.06 97.7 27
17 Фл 37.9 1.4 16.7 3.7 0.05 23.6 0.01 0.5 9.9 1.95 95.7 8
18 Фл 36.6 0.9 17.8 6.2 0.02 21.6 0.02 0.8 9.1 0.44 93.5 14
19 Фл 30.7 7.1 16.8 2.5 0.06 20.4 0.3 0.1 3.7 0.19 81.8 6
20 Би 33.9 3.8 16.8 18.0 0.23 12.7 0 0.4 9.9 0.12 95.8 44
Примечание. Породы: 1 - Кр-Шп-Ол-пироксенит, 2 - Ам-Фл-пироксенит, 3 - Ам-Фл-пироксенит, 4 -Би-Пл-МП-горнблендит, 5 - Би-МП-Кр-габбро, 6 - Би-Ол-Пл-горнблендит, 7 - Ап-МП-горнблендит, 8 - Ам-Би-габбро, 9 - глиммерит, 10 - Фл-Ам-пироксенит, 11 - глиммерит, 12 - Фл-пироксенит, 13 -Би-Кр-габбро, 14 - Пл-Би-МП-горнблендит, 15 - глиммерит, 16 - глиммерит, 17 - Фл-пироксенит, 18 - Фл-пироксенит, 19 - Ва-глиммерит (17% ВаО), 20 - Би-глиммерит, Кр - керсутит, Ап - апатит.
Частота встречаемости слюд в мантийных и коромантийных породах региона составляет 11-25%. Слюды варьируют от магнезиальных, бариевых, хромфлогопитов до титан-флогопитов - биотитов [2]. Слюды - главные типоморфные минералы процессов К- метасоматоза в мантии Тянь-Шаня. Они сравнимы с мантийными слюдами Байкало-Монгольского региона, но обогащены К и обеднены Ка и Т (это указывает на пониженные температуры или повышенные давления) (табл.2). Для изученного региона характерны нодули глиммери-тов, редкие в других щелочно-базитовых провинциях. Среди слюд можно выделить две группы: а) продукты кристаллизации вмещающих щелочных базитов (фенокристы, кумуля-ты); последние представлены биотитовыми пироксенитами - железистыми глиммеритами, их парагенезис и состав отвечают набору вкрапленников (1=30-44%); б) ко второй группе относятся незональные слюды мантийных ксенолитов и мегакристов. В слюдосодержащих ксенолитах проявлены признаки метаморфизма и метасоматоза: зерна блокового строения или кливажированные кристаллы, бластовые и порфирокластические структуры, прожилки и гнезда флогопита. Характерно неравномерное распределение слюд, их коррозионные соот-
ношения с первичными минералами - диопсидом, авгитом, реже оливином и шпинелью. Границы вмещающих базитов и нодулей срезают элементы внутренней структуры последних, включая выделения метасоматических слюд. Флогопиты в виде отдельных пластинок или сложенных по составу прожилков (авгит+флогопит+паргасит; шпинель + паргасит + флогопит) пересекают мантийные перидотиты.
Железистость мантийных слюд обычно не выше 2-15%, причем минимальная желе-зистость типична для глиммеритов (табл.2). Наиболее магнезиальные флогопиты (f=2-4) не известны в щелочных базитах других регионов, они более типичны для маридов в кимберлитах [3]. Среди нодулей «черной» серии, представленных щелочными - субщелочными породами, встречаются глиноземистые породы с кристаллами пироксена и амфибола до 4-7 см, а слюд и апатита - до 0.5-1 см («мантийные пегматиты»). Эти породы обычно обогащены Ti, Na и обеднены H2O и К при варьирующем Fe/Mg. Встречаются и слюдосодержащие нодули (плагиоклазовые пироксениты, горнблендиты, габбро) коромантийного слоя, железистость слюд в которых достигает 44-64% (табл.2).
Работа выполнена при поддержке Международного научно-технического центра (проект А-1418).
Институт геологии Поступило 29.12.2008 г.
АН Республики Таджикистан
ЛИТЕРАТУРА
1. Foley S.F. - Eur. J. Mineral, 1989, pp. 411-426.
2. Лутков В.С. - Петрология, 1998, т.6, № 1, с. 54-69.
3. Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. - М.: Мир, 1983, 300 с.
В.С.Лутков, Ф.А.Малахов МИНЕРАЛ^ОИ ЖАРФЙ ДАР КСЕНОЛИТ^ОИ БАЗИТ^ОИ ИШЦОРИИ МИНТАЦАИ Х,ИСОРИ ЧАНУБЙ (ТЁН-ШОНИ ЧАНУБЙ) ^АМЧУН НИШОНА^ОИ МЕТАСОМАТОЗИ МАНТИЯ
Дар мак;ола метасоматизми мантиявй дар ксенолитх,ои жарфй аз базитх,ои ишкории минтакди Дисори чанубй дида баромада шудааст.
V.S.Lutkov, F.A.Malakhov DEEP MINERALS IN XENOLITHS FROM ALKALINE BASITES OF SOUTHERN HISSAR ZONE (SOUTHERN TIEN-SHAN)
AS A INDICATORS OF MANTLE GENESIS
In article is considered mantle metasomatism in deep xenolites from alkaline basites of Southern Hissar zone.
