Геохимия, 2023, T. 68, № 9, стр. 897-925

Закалочное стекло

Ценность лампроитов Гауссберга, как уникального объекта ультращелочных магм, в частности, заключается в наличии свежих закалочных стекол, образованных в результате подледного извержения. Составы закалочных стекол, определенные в настоящей работе, и валовые составы изученных образцов, опубликованные в статье Сущевская и др. (2014) приведены в таблице S1 (приложение 2 ) и на рис. 5, 6, 7. Как было сказано выше, валовые составы лампроитов Гауссберга варьируют в достаточно узких пределах (51.5–53.5 мас. % SiO₂, 7.5–8.3 мас. % MgO) (рис. 5). Однородность валовых составов лав Гауссберга в отличие от стекол, скорее всего, может отражать незначительность вклада процессов кристаллизации и отсадки вкрапленников из расплава на ранних стадиях подъема магм. Это привело к отсутствию тренда дифференциации пород, в отличие от других лампроитовых серий, например, Вест Кимберли (западная Австралия) и Лейцит Хиллз (Вайоминг, США) (Murphy et al., 2002). При этом составы закалочных стекол в лавах Гауссберга образуют тренд дифференциации от относительно примитивных составов (51.5 мас. % SiO₂, 6.7 мас. % MgO) до более продвинутых (56.8 мас. % SiO₂, 1.6 мас. % MgO) (рис. 5).

Рис. 5.

Содержания главных петрогенных элементов в закалочных стеклах и породах вулкана Гауссберг. Стекла – данные этой работы. Породы – данные из работы Сущевская и др. (2014). Также приведены составы закалочных стекол и пород по литературным данным (Sheraton, Cundari, 1980; Sheraton, 1985; Murphy et al., 2002; Foley, Jenner, 2004; Salvioli-Mariani et al., 2004).

Рис. 6.

Содержания летучих компонентов в закалочных стеклах вулкана Гауссберг в зависимости от содержания MgO (мас. %). Приведены данные нашей работы и литературные данные (Sheraton, Cundari, 1980; Foley, Jenner, 2004; Salvioli-Mariani et al., 2004).

Рис. 7.

Содержания литофильных элементов (а) и редкоземельных элементов (б) в закалочных стеклах и породах г. Гауссберг, нормированные на состав примитивной мантии (Sun, McDoпоugh, 1989). Стекла – данные этой работы. Породы – данные из работы Сущевская и др. (2014).

В стеклах лампроитов Гауссберга отмечаются достаточно высокие содержания летучих компонентов (рис. 6). Закономерное снижение концентрации фосфора (от 1.9 до 0.7 мас. % P₂O₅) при дифференциации остаточного расплава можно объяснить кристаллизацией апатита. Сера и хлор, наоборот, показывают тренды увеличения содержаний (от 0.02 до 1.0 мас. % S и от 0.13 до 0.27 мас. % Cl) при эволюции состава расплава. Подобные тренды могут свидетельствовать о накоплении этих летучих компонентов в расплаве в промежуточных очагах и последующей быстрой закалке при излиянии магм на поверхность.

По содержаниям редких литофильных элементов составы закалочных стекол наследуют характерные черты валовых составов лампроитов Гауссберга. На диаграммах распределения концентраций литофильных элементов, нормированных к составу примитивной мантии, отмечаются максимумы по содержанию Ba, La, Pb, Sr, Zr и Hf и минимумы U, Nb, Ta и Sm (рис. 7).

Оливин

Вкрапленники оливина в лампроитах Гауссберга, как правило, бесцветны, иногда имеют слабый желтоватый оттенок. В некоторых вкрапленниках оливина содержатся стекловатые расплавные включения или включения хромшпинелида (рис. 2e).

Изучение методами оптической микроскопии и микрозондового анализа показало отсутствие зональности оливинов по содержанию основных и редких элементов (кроме фосфора), при этом выделяется кайма, состав которой отличается от центра зерна (рис. 3). На рис. 8 приведены карты распределения химических элементов типичного зерна оливина в лампроитах Гауссберга. Видно, что состав зерна гомогенен, только самая кайма несколько обогащена Ca и Fe, что может свидетельствовать о ее кристаллизации из более дифференцированного расплава или об изменении состава краевой части оливина при переуравновешивании с остаточным расплавом. Однако по содержанию фосфора наблюдается многократно повторяющаяся осцилляторная зональность, которая может свидетельствовать о разной скорости роста зерна на разных этапах кристаллизации (обогащенные фосфором зоны образуются во время быстрого роста кристалла) (Milman-Barris et al., 2008). Отсутствие зональности в содержаниях других трехвалентных катионов в зерне оливина (Cr и Al) может свидетельствовать об относительно длительном нахождении вкрапленников в горячей магме, в результате чего произошло выравнивание концентраций этих элементов в пределах зерна, также как и для двухвалентных катионов (Milman-Barris et al., 2008). При этом зональность по содержанию фосфора сохранилась вследствие очень низких скоростей диффузии для данного элемента в оливине (Milman-Barris et al., 2008).

Рис. 8.

Изображения типичного вкрапленника оливина из лампроитов Гауссберга (образец #469-4), полученные с использованием электронного микрозонда. (а) изображение в режиме регистрации отраженных электронов (BSE). (б–е) карты распределения элементов Al, Ca, Cr, Fe и Р. В оливине содержится удлиненное стекловатое включение. В более высоком разрешении данные изображения приведены в приложении 4 .

По результатам около 400 анализов отобранных вкрапленников зерен оливина установлено, что практически 95% выборки составляют высокомагнезиальные оливины Fo_89–91 (табл. S2 , приложение 2 ). Хотя в выборке присутствуют и редкие более железистые вкрапленники оливина (до Fo₈₄), что свидетельствует о фракционировании расплавов.

Вариации содержаний элементов-примесей в оливинах Гауссберга демонстрируют закономерные изменения, отвечающие эволюции расплава в ходе кристаллизации. Отмечаются тренды накопления Mn от 1100 до 3000 ppm, Co от 110 до 180 ppm и тренды падения содержаний Ni от 4800 до 1800 ppm, Cr от 500 до 100 ppm (рис. 9). Для выявления особенностей состава вкрапленников оливина лампроитов Гауссберга проведено сравнение с литературными данными по другим характерным геологическим объектам. На рис. 9 приведены составы оливинов из пикритовых лав и лерцолитовых включений в лавах щелочной провинции Джетти, расположенной в Восточной Антарктиде и связанной с проявлением магматизма под воздействием плюма Кергелен около 117–110 млн лет (Сущевская и др., 2018). Приведенные для сравнения породы высокомагнезиальной ультращелочной ассоциации Джетти, содержащие около 20–25% оливина, около 1–2% пироксена, около 5% титаномагнетита с варьирующей примесью флогопита и карбонатных минералов, образовались в результате плавления метасоматизированной континентальной мантии при Т около 1270°C и на глубинах около 130–140 км (Сущевская и др., 2017). Лерцолитовые мантийные включения в щелочных лавах Джетти отражают состав континентальной мантии Восточной Антарктиды (Сущевская и др., 2017). На рис. 9 также приведены вариации оливинов из основных магм толеитов Южной Атлантики (PetDB, показаны полем) и траппов Земли Королевы Мод (Антарктида) (Grantham et al., 1996). Можно отметить, что оливины Гауссберга отличаются от других объектов повышенными содержаниями Ni и высокими Ni/Co отношениями. По сравнению с оливинами щелочной провинции Джетти они характеризуются повышенными содержаниями Ni и Ca, и пониженными концентрациями Al.

Рис. 9.

Содержание Ni, Mn, Co, Cr, Ca, Al и вариации характеристических отношений Ni/Co и 100*Mn/Fe относительно форстеритового компонента (Fo) в оливиновых вкрапленниках лампроитов Гауссберга в сравнении с оливинами щелочных пикритов и лерцолитов оазиса Джетти (Сущевская и др., 2018), толеитов Южной Атлантики (PetDB, показаны полем) и траппов Земли Королевы Мод (Grantham et al., 1996). Значения Ni/Co отношения для BSE, ядра и хондритов приведены по данным (Sobolev et al., 2007).

При этом встречаются единичные высокомагнезиальные оливины, отличающиеся пониженными содержаниями кальция (меньше 1000 ppm Ca) и алюминия (меньше 20 ppm Al), близкими к их содержаниям в оливинах из мантийных включений оазиса Джетти (рис. 9). Наиболее магнезиальные оливины Гауссберга имеют повышенные содержания Ca (около 1000 ppm) по сравнению с оливинами Джетти (500 ppm), но ниже, чем содержания Ca в оливинах трапповой провинции Антарктиды (1800 ppm). Значения Mn и Mn/Fe для оливинов Гауссберга также выше, чем в оливинах щелочных пикритов и лерцолитовых включений в них оазиса Джетти, но отличаются пониженными значениями от оливинов траппов Земли Королевы Мод. Уровень отношения NiO/CoO в магнезиальных оливинах Гауссберга (~40) значительно более высокий, чем в щелочных пикритах Джетти (~20). В оливине Fo₈₉ и ниже этот показатель резко снижается, приближаясь к 15, что близко к значениям этих отношений в оливинах Джетти (рис. 9).

На рис. 10 показаны вариации содержаний Li, Ti, Zn и V/Sc в изученных образцах. Оливины лампроитов Гауссберга отличаются более низкими содержаниями Li (~5 ppm) по сравнению с данными по средиземноморским оливинам, но более высокими по сравнению с оливинами из базальтов океанических островов (0–3 ppm) (Foley et al., 2013). По данным (Foley et al., 2013) повышенные содержания Li (от 10 до 45 ppm) в щелочных базальтах Средиземноморского вулканического пояса могут быть связаны с примесью в источнике континентальных осадков. При этом содержание Li в оливинах перидотитов не превышает 1–5 ppm, обычно составляя 2 ppm (Foley et al., 2013).

Рис. 10.

Содержания Li, Zn, Ti и отношения V/Sc в оливиновых вкрапленниках лампроитов Гауссберга в сравнении с оливинами из лампроитов средиземноморского пояса (Средиземноморские лампроиты (Prelevic, Foley, 2007), континентальные лампроиты (Prelevic et al., 2013)).

Содержание цинка в оливинах лампроитов Гауссберга колеблется в узком диапазоне от 130 до 160 ppm, в то время как в оливинах средиземноморских лампроитов концентрации цинка составляют от 100 до 300 ppm. Содержание титана в оливинах Гауссберга составляет от 80 до 120 ppm, что соответствует диапазону составов средиземноморских оливинов (от 40 до 120 ppm), но ниже, чем в оливинах обычных континентальных базальтов или базальтов внутриплитного магматизма (Prelevic, Foley, 2007; Prelevic et al., 2013). Значения V/Sc в оливинах Гауссберга составляет 0.8–0.9, что ниже диапазона V/Sc (от 1 до 5), характеризующего оливины щелочных пород Средиземноморья.

Клинопироксен

В нашей работе было изучено около 330 отдельных вкрапленников клинопироксена из образцов со всех станций отбора. Вкрапленники клинопироксена в породах Гауссберга представлены довольно крупными зеленоватыми субидиоморфными зернами до 2 мм. Составы клинопироксеновых вкрапленников лежат в широком диапазоне по магнезиальности (Mg#) от 92 до 52 (табл. S3a, b, c , приложение 2 ). Большую часть (около 90%) составляют клинопироксены повышенной магнезиальности (Mg# = 88–92). Диапазоны вариаций главных компонентов в клинопироксенах различных станций пробоотбора близки между собой. Зональность во вкрапленниках клинопироксена не наблюдается, однако встречаются единичные зерна, в которых выделяется ядро с повышенным содержанием Fe и Al, окруженное оторочкой более магнезиального состава (рис. 3, приложение 1 ). На основании характерных различий в содержаниях ряда химических элементов можно выделить две группы клинопироксенов: группа I – основная генерация вкрапленников клинопироксена и группа II – малочисленные зерна клинопироксена, часто слагающие центральные части крупных вкрапленников (“зеленые ядра”) (рис.3). Группа I состоит преимущественно из высокомагнезиальных разностей (Mg# > 80, хотя в некоторых зернах, отнесенных нами к этой группе, отмечается Mg# до 69.5), с содержанием MgO на уровне 13–19 мас. %, и отличается повышенными содержаниями TiO₂ (от 0.6 до 1.7 мас. %), Cr₂O₃ (от 0.05 до 1.2 мас. %), NiO (0.02–0.07 мас. %) и пониженными содержаниями FeO (2.5–5 мас. %) и Al₂O₃ (менее 1.2 мас. %). Группа II в основном представлена менее магнезиальными клинопироксенами (Mg# 52–83) с содержанием MgO от 10 до 16 мас. %. Она отличается от группы I повышенным содержанием Al₂O₃ (от 0.7 до 4.5 мас. %), FeO (от 2 до 16 мас. %) при пониженных содержаниях TiO₂ (0.1–0.6 мас. %), Cr₂O₃ (ниже 0.1 мас. %) и NiO (ниже 0.02 мас. %) (рис.11). Концентрации CaO в группе I варьируют в диапазоне от 20.5 до 24 мас. %, примерно такой же диапазон характерен и для группы II. Cодержания Na₂O в клинопироксенах группы I (0.05–0.50 мас. % Na₂O) в целом ниже, чем в клинопироксенах группы II (0.56–0.95 мас. % Na₂O), хотя в отдельных зернах достигает 1.2–1.8 мас. % Na₂O (рис. 11е) Средний состав, пересчитанный на миналы, клинопироксенов группы I выражается как En_50.7Wo_44.3Fs₅, а группы II – En_42.6Wo_41.4Fs₁₆ (приложение 2 , табл. S3a, b ). Согласно современной классификации (Morimoto et al., 1988) обе группы клинопироксенов относятся к полю диопсида, хотя в предыдущих работах по исследованию минералогии лампроитов Гауссберга подобные более железистые ядра пироксенов назывались салитовыми, согласно более ранней классификации (Foley, Jenner, 2004; Poldervvart, Hess, 1951).

Рис. 11.

Вариации содержаний основных оксидов и магнезиальности (Mg# = 100 (MgO/40.319)/((MgO/40.319) + + (FeO/71.847)) для вкрапленников клинопироксенов лампроитов Гауссберга по данным настоящей работы и литературным данным (“диопсид” – Foley, 1985; Foley, Jenner, 2004; Salvioli-Mariani, 2004). На основании исследований данной работы выделены составы групп I и II вкрапленников клинопироксена в лампроитах Гауссберга. Показаны составы “зеленых ядер” клинопироксенов в лампроитах Гауссберга по данным (Foley, 1985; Foley, Jenner, 2004). Для сравнения нанесены составы вкрапленников клинопироксена щелочных базальтов района Хоббс щелочной провинции Антарктиды, мезозойских траппов Земли Королевы Мод (Hart et al., 1997; Мигдисова и др., 2004) и вайомингитов Вест Кимберли (западная Австралия) (Gupta, Yagi, 1980) и Лейцит Хиллз (Вайоминг, США) (Gupta, Yagi, 1980; Barton, Bergen, 1981). Для лейцититов Лейцит Холлз отдельно показаны составы основной группы вкрапленников (“диопсид”) и “зеленых ядер” клинопироксенов (Barton, Bergen, 1981).

По содержанию основных элементов клинопироксены группы I лампроитов Гауссберга близки к составам вкрапленников высококалиевых пород провинций Лейцит Хиллз, Вайоминг, США и вайомингитов Вест Кимберли (западная Австралия) (Gupta, Yagi, 1980). При этом они отличаются от клинопироксенов пород Антарктиды (щелочные базальты побережья Хоббс и траппы Земли королевы Мод) более низкими содержаниями глинозема (рис. 11а). Клинопироксены второй группы Гауссберга по содержаниям Ti, Cr и Al ближе к фракционированным составам клинопироксенов Антарктиды (рис. 11а, 11б).

Содержания редких элементов в клинопироксенах Гауссберга приведены в табл. S3 с (приложение 2 ). Содержание примесных элементов в клинопироксене группы II принципиально отличается от составов группы I, что еще раз подтверждает отсутствие генетической взаимосвязи между двумя группами клинопироксенов. При этом стоит отметить, что в пределах группы I характер распределения редких элементов во вкрапленниках клинопироксена весьма однороден, за исключением нескольких анализов (рис. 12). Содержания литофильных элементов (например, Zr, La, V, Sc, Nb) во вкрапленниках клинопироксенов значимо коррелируют между собой, хотя с главными элементами такой корреляции не наблюдается (приложение 3 ).

Рис. 12.

Распределение редких и литофильных элементов во вкрапленниках клинопироксена лампроитов Гауссберга по данным нашей работы и Foley, Jenner (2004). Выделены значения для клинопироксенов групп I и II, а также отдельно показан анализ зерна 475-26, относящийся к группе I. Для сравнения приведены данные для вкрапленников клинопироксенов щелочной провинции Антарктиды – побережья Хоббс и мезозойских траппов Земли Королевы Мод (Мигдисова и др., 2004). Концентрации элементов нормированы к концентрациям в примитивной мантии по Sun and McDonough (1989).

По содержанию элементов-примесей клинопироксены Гауссберга принципиально отличаются от клинопироксенов других вулканитов Антарктиды. По сравнению с клинопироксенами трапповых базальтов Земли Королевы Мод и щелочных базальтов побережья Хоббс (Мигдисова и др., 2004) в клинопироксенах Гауссберга выше содержания средних и ниже содержания тяжелых редкоземельных элементов (РЗЭ) (рис. 12). Данная особенность возможна связана с тем, что в ультращелочных породах позиция М2 в кристаллической структуре клинопироксена больше, чем в клинопироксенах из базальтовых расплавов и, соответственно, предоставляется большая возможность занять ее для сильно несовместимых элементов с большим ионным радиусом (Carbonin et al., 1989). Характеристическими особенностями нормированных на состав примитивной мантии спектров литофильных элементов клинопироксенов группы I Гауссберга являются минимумы Zr-Hf, Pb и Ti и максимумы Eu, La-Ce и Th. Двойной минимум Zr-Hf может быть связан с тем, что расплавы были пересыщены щелочами, с которыми Zr и Hf могут образовывать комплексы, что препятствует вхождению этих элементов в структуру клинопироксена (Foley, Jenner, 2004; Ellison, Hess, 1994).

Характерными особенностями спектра зерна из группы II являются резкие минимумы Sr, Ba, резкие максимумы Th-U и Pb, а также отсутствие минимума Zr-Hf и резкого обеднения тяжелыми редкими землями, типичного для остальных спектров клинопироксенов Гауссберга. Нормированный спектр клинопироксена группы II более сходен с составами вкрапленников трапповых базальтов Земли Королевы Мод и щелочных базальтов побережья Хоббс (Мигдисова и др., 2004) (рис. 12).

Выделение двух групп клинопироксенов, а именно присутствие “салитовых” или “зеленых ядер” с повышенными содержаниями FeO, Al₂O₃ и Na₂O наряду с более светлоокрашенными вкрапленниками низкожелезистого клинопироксена диопсидового состава отмечалось ранее в лампроитах Гауссберга и других ультракалиевых вулканических породах (Gupta, 2015). В работах Foley (1985) и Foley, Jenner (2004) описано, что некоторые вкрапленники клинопироксена Гауссберга содержат корродированные зеленые ядра салитового состава, окруженные оболочкой диопсида. Составы этих зеленых ядер соответствуют составам группы II, выделенной в нашей работе (рис. 11). Наличие во вкрапленниках клинопироксена ярко-зеленых ядер с повышенными содержаниями Al, Fe и иногда Na фиксировалось также в лампроитах Шипрок (США) (Wagner, Velde 1986), Лейцит Хилз (США) (Barton, van Bergen, 1981), высококалиевых породах Италии и Греции (Barton et al. 1982; Pe-Piper, 1984) и других вулканических породах (Jankovics et al., 2016; Geng et al., 2022). По составу вкрапленники клинопироксенов и “зеленые ядра” из лейцититов провинции Лейцит Хиллз близки клинопироксенам групп I и II Гауссберга, соответственно (рис. 11).

Лейцит

Свежие неизмененные лейциты в лампроитовых породах крайне редки. Как правило, в ходе вторичных изменений пород они бывают замещены санидином, анальцимом, кварцем, карбонатами или цеолитами (Gupta, 2015). Однако вкрапленники лейцитов в породах Гауссберга в основном представлены неизмененными хорошо ограненными кристаллами, в которых могут содержаться стекловатые и флюидные включения. Хотя в некоторых образцах встречаются крупные зерна лейцита (до 2 мм) неправильной формы со следами вторичных изменений, что ранее также отмечалось в работах (Foley, 1985; Foley, Jenner, 2004) (рис. 2е; приложение 1 ). Зональность во вкрапленниках отсутствует, но наблюдается двойникование, связанное с переходом лейцита из кубической в тетрагональную сингонию при температуре ~690°С (Peacor, 1968; Henderson, Taylor, 1969).

В нашей работе проанализировано около 550  зерен лейцита в лампроитах Гауссберга (приложение 2 , табл. S4 ). Состав лейцитов Гауссберга отвечает идеальной стехиометрии лейцита K[AlSi₂O₆]. Лейциты обогащены Na₂O (0.05–0.35 мас. %), но при этом обеднены K₂O (19.9 до 20.9 мас. %) и характеризуются пониженными значениями K₂O/Al₂O₃ по сравнению с лейцитами из лампроитов провинций Лейцит Хилз (США) и Вест Кимберли (Африка) (Jaques et al., 1986; Mitchell, Bergman, 1991) (рис. 13). Содержание BaО в фенокристах лейцита Гауссберга достигает 0.3 мас. %, SrO – 0.04 мас. %. Определение содержаний других элементов-примесей, например, редкоземельных элементов, в лейцитах затруднено из-за очень низких содержаний, которые объясняются невозможностью вхождения этих катионов в кристаллическую решетку из-за своего размера (Foley, Jenner, 2004).

Рис. 13.

Содержания оксидов элементов (в мас. %) и отношение K₂O/Al₂O₃ во вкрапленниках лейцитов пород Гауссберга в сравнении с лейцитами лампроитов провинций Вест Кимберли (Африка) (Jaques et al., 1986; Mitchell, Bergman, 1991) и Лейцит Хиллз (Вайоминг, США) (Mitchell, Bergman, 1991). Для Гаусберга приведены наши и литературные данные (Foley, 1985; Foley, Jenner, 2004 и Salvioli-Mariani et al., 2004), которые разделены на три группы: ядра вкрапленников, резорбированные низкожелезистые зерна, а также высокожелезистые микролиты и каймы вкрапленников. Значки наших составов, отмеченные диагональным крестом, соответствуют низкожелезистым зернам лейцита.

По содержанию железа в лейцитах Гауссберга на основании наших и литературных данных можно выделить три группы составов (рис. 13). Большинство составов центральных частей вкрапленников образует поле с содержаниями Fe₂O₃ в диапазоне 0.7–1.2 мас. %, при этом присутствуют зерна с содержаниями менее 0.45 мас. % Fe₂O₃, а также обогащенные железом лейциты (1.2–2.0 мас. % Fe₂O₃). В работе Foley (1985) было выделено две генерации лейцита в лампроитах Гауссберга: более ранняя генерация, представленная резорбированными зернами, с пониженным содержанием Fe₂O₃ (ниже 0.3 мас. %), и генерация типичных вкрапленников лейцита с содержанием Fe₂O₃ выше 1 мас. %. Согласно данным работы (Salvioli-Mariani et al., 2004) вкрапленники образуют группу с низкими содержаниями Fe₂O₃, а железистые разности лейцита в лампроитах Гауссберга (1.3–2.4 мас. % Fe₂O₃) представлены микролитами в основной массе и тонкими каймами вокруг вкрапленников (рис. 13).

Содержание Fe₂O₃ во вкрапленниках Гауссберга находится на том же уровне, что и у лейцитов Вест Кимберли, но ниже, чем в щелочных породах провинции Лейцит Хиллз (Jaques et al., 1986; Mitchell, Bergman, 1991). Не отмечается закономерного изменения содержаний Fe₂O₃, Na₂O, K₂O c содержанием SiO₂ во вкрапленниках лейцитов, что могло бы отражать ход кристаллизационной дифференциации. Можно отметить, что низкожелезистая группа зерен лейцита Гауссберга отличается также пониженными содержаниями SiO₂ и повышенными содержаниями K₂O по сравнению с типичными вкрапленниками (рис. 13).

Хромистая шпинель

Составы включений шпинели во вкрапленниках оливина (Fo_89–90), определенные в нашей работе, варьируют в более узких пределах, чем определенные в работе (Foley, 1985) (рис. 14; приложение 2 табл. S5 ). Магнезиальность (Mg# = = 100Mg/Mg + Fe²⁺) шпинели варьирует от 57 до 51, доля окисного железа (Fe³⁺# = 100Fe³⁺/(Fe³⁺ + + Fe²⁺)) изменяется от 29 до 37 (среднее 34). Эти значения ниже, чем было выявлено ранее Fe# ~ 40 для того же диапазона магнезиальности (Foley, 1985). Показатели хромистости (Cr# = 100Cr/(Cr + + Al + Fe³⁺)) совпадают с ранее опубликованными и составляют 84–77 (Foley, 1985). Содержания Cr₂O₃ растут от 50 до 60 мас. % по мере падения магнезиальности шпинели, тогда как содержания Al₂O₃ (в среднем 3 мас. %), MnO (0.23–0.31 мас. %), NiO (0.2–0.25 мас. %), V₂O₃ (0.08–0.14 мас. %) не зависят от концентрации MgO. Содержания TiO₂ (24–28 мас. %) имеют прямую корреляционную зависимость с содержаниями FeO 4.2–1.9 мас. % и снижаются с падением магнезиальности (рис. 14). Концентрации Cr₂O₃ находятся в обратной корреляции с концентрациями Al₂O₃: по мере роста хромистости шпинели содержания в ней Al₂O₃ падают, что обычно для магматических шпинелей (Sigurdsson, 1977).

Рис. 14.

Составы включений шпинели во вкрапленниках оливина из лампроитов Гауссберга по нашим данным и данным работы (Foley, 1985). Содержания оксидов в мас. %.

Порядок и условия кристаллизации лампроитов Гауссберга

Проведенные в данной работе и предыдущие исследования петрографических особенностей лампроитов Гауссберга показали, что ранними кристаллизующимися фазами являются магнезиальные оливины и клинопироксены, а также лейцит, формирующие ассоциацию вкрапленников (Vyalov, Sobolev, 1959; Sheraton, Cundari, 1980; Foley, Jenner, 2004). При этом первой ликвидусной фазой лампроитов Гауссберга является хромистая шпинель, которая встречается в виде включений во вкрапленниках оливина (Fo_89–90) (наши данные, Foley, 1985). В ассоциацию минералов основной массы входят: клинопироксен, лейцит, флогопит и апатит.

В основном вкрапленники в лампроитах Гауссберга образуют отдельные зерна идиоморфной и субидиоморфной формы, но встречаются и гломеропорфировые сростки (рис. 2в, 2г; приложение 1 ). В работе Vyalov, Sobolev (1959) отмечалась находка кристалла оливина, окруженного кристаллами клинопироксена, что свидетельствует о более ранней кристаллизации оливина.

Отсутствие характерных петрографических свидетельств не позволяет надежно восстановить порядок кристаллизации минералов-вкрапленников на основании изучения природных образцов. В данном случае важную информацию позволяют получить экспериментальные исследования лампроитовых магм, проведенные при контролируемых условиях. Существует большое количество экспериментальных работ, посвященных изучению фазовых равновесий в ультракалиевых магматических системах, однако данные, непосредственно соответствующие составу лампроитовых магм Гауссберга, достаточно ограниченны (Gupta, 2015).

Экспериментальные исследования по кристаллизации лампроитового расплава Гауссберга были проведены при атмосферном давлении и разных окислительно-восстановительных условиях в работе Foley (1985). Было показано, что при кристаллизации расплава, соответствующего среднему валовому составу лампроитов Гауссберга, в условиях фугитивности кислорода на уровне буферов NNO (никель-бунзенит) или MW (магнетит-вюстит), первой ликвидусной фазой являлся оливин при температуре 1260°С, к которому при снижении температуры на 10–20°С присоединялся лейцит. Кристаллизация клинопироксена и хромшпинелида начиналась при более низких температурах (<1200°С). Стоит отметить, что при более окисленных условиях (на уровне буферов HM (гематит-магнетит) и MnH (манганозит-гаусманит) кристаллизация оливина и лейцита из расплава начиналась одновременно при температуре 1260°С. Появления хромшпинелида в качестве первой ликвидусной фазы (при 1280°С) в экспериментах Foley (1985) удалось добиться при добавлении в стартовый состав 0.2 мас. % Cr₂O₃. В этих экспериментах кристаллизация оливина совместно с лейцитом и хромшпинелидом начиналась при 1260°С во всем исследованном интервале окислительно-восстановительных условий (от MW до HM). Так как данная серия экспериментов проводилась только в узком диапазоне температур (близликвидусных), появление клинопироксена, ожидаемое при более низких температурах, не было отмечено.

Фазовые равновесия в синтетической системе форстерит + диопсид + лейцит (Fo-Di-Lc) были изучены в работах Gupta (1972) и Nag et al. (2007). Сухие эксперименты, проведенные при атмосферном давлении, показали, что кристаллизация расплава в системе Fo–Di–Lc из стартового состава Fo₁₅Di₄₀Lc₄₅, достаточно близкого нормативному составу лампроитов Гауссберга, следует последовательности: Ol → Ol + Lc → Ol + Lc + CPx (с присутствием остаточного расплава) (Gupta, 1972). При этих условиях точка одновременной кристаллизации трех фаз находится при температуре 1296 ± 3°C (нормативный состав Fo₃Di₆₀Lc₃₇). В водонасыщенной системе Fo–Di–Lc при давлении 100 МПа точка одновременной кристаллизации трех минеральных фаз имеет температуру 880 ± 5°C, что почти на 400°С ниже, чем в сухой системе при атмосферном давлении (Nag et al., 2007). При этом положение данной точки смещено в сторону лейцита, что отражает уменьшение поля стабильности этого минерала в водонасыщенной системе (Fo₃Di₅₀Lc₄₇) (Nag et al., 2007). Стоит отметить, что при данных условиях (водонасыщенная система при 100 МПа) при дальнейшем снижении температуры до 850 ± 10°C наблюдается кристаллизация флогопита одновременно с оливином, лейцитом и клинопироксеном (Nag et al., 2007).

Эксперименты, проведенные в системе Fo–Di–Lc при давлении 2.3 ГПа и водонасыщенных условиях, показали, что при относительно высоком давлении в системе не наблюдается кристаллизация лейцита. При этом становятся стабильными флогопит, кальсилит и калиевый полевой шпат (Nag et al., 2007). Ранее экспериментальные исследования системы K₂O–Al₂O₃–SiO₂ показали, что в сухих условиях при температуре 1250°С лейцит стабилен при давлениях ниже ~2 ГПа, тогда как при более высоких давлениях разлагается на калиевый полевой шпат и кальсилит. При более низких температурах поле стабильности лейцита по давлению сужается (Fasshauer et al., 1998). В водонасыщенных условиях лейцит стабилен только при давлении ниже 0.5 ГПа (Tuttle, Bowen, 1958; Morse, 1969).

Таким образом, существующие экспериментальные данные показывают, что кристаллизация ассоциации оливин + лейцит + клинопироксен из высококалиевых расплавов возможна при достаточно широком диапазоне окислительно-восстановительных условий (от MW до MH), а температура кристаллизации сильно зависит от присутствия воды в системе. При этом стабильность лейцита ограничена давлением ниже 2 ГПа в сухих системах и ниже 0.5 ГПа в водонасыщенных.

Оценки ликвидусных температур примитивных магм Гауссберга были получены по составам равновесных пар включений шпинели во вкрапленниках оливина Fo_89–91. При применении метода термометрии, основанного на использовании зависимости коэффициента распределения Al₂O₃ между оливином и шпинелью от температуры, предложенного Coogan с соавторами (Coogan et al., 2014), был получен диапазон значений Т = 1180–1250°С. При использовании метода Ballhaus et al. (1991) получились более низкие оценки ликвидусных температур: 1086–1219°С (приложение 2 , табл. S5 ).

Ранее оценка температуры кристаллизации лампроитовых магм Гауссберга была проведена при изучении расплавных включений в оливине и лейците в двух образцах лампроитов Гауссберга (Salvoli-Mariani et al., 2004). Микротермометрические исследования показали, что полное расплавление стекла во включениях происходит в диапазоне температур 1070–1140°С, хотя исчезновения усадочного пузырька авторам не удалось добиться. Плавление лейцита-хозяина начиналось при температуре 1213–1238°С. Также в работе (Salvoli-Mariani et al., 2004) проведены расчеты температуры кристаллизации оливина на основании коэффициента разделения Fe и Mg между оливином и расплавом по уравнению Ford et al. (1983). Отношение Fe³⁺/Fe²⁺ было рассчитано с использованием оценки окислительно-восстановительных условий кристаллизации лампроитов Гауссберга на уровне NNO-0.5, полученных в экспериментальной работе Foley (1985). Температуры равновесия расплавных включений с оливином-хозяином, рассчитанные по данной методике находятся в диапазоне 1103–1158°C (Salvoli-Mariani et al., 2004). Температурные диапазоны, полученные при изучении расплавных включений, ниже экспериментально-определенных при сухих условиях (Foley, 1985; Gupta et al., 1972), что может свидетельствовать о присутствии в кристаллизующейся магме воды, способствующей понижению ликвидусных температур (Nag et al., 2007). Небольшое содержание воды (0.7 мас. % H₂O) в закалочных стеклах Гауссберга, также как и присутствие CO₂-содержащего флюида в закалочных пузырьках расплавных включений ранее было продемонстрировано для лампроитов Гауссберга (Salvoli-Mariani et al., 2004). Также наличие воды, накапливающейся в ходе фракционирования магмы, подтверждается кристаллизацией микролитов флогопита в основной массе (рис. 2б).

Условия окисления лампроитов Гауссберга на уровне около буфера NNO (что соответствует ~QFM + 0.7) были получены в работе Foley (1985) на основании экспериментальных данных и составов природных минералов. Автором были отмечены высокие концентрации Fe₂O₃ в лейцитовых вкрапленниках (до 2 мас. %) и повышенные значения Fe# во включениях шпинели в оливиновых вкрапленниках (~34). Также Foley (1985) привел данные о наличии двух генераций лейцита, различающихся по содержанию Fe³⁺: более ранние генерации лейцита заметно обеднены Fe³⁺ (около 0.3 мас. % Fe₂O₃) по сравнению с поздней генерацией, что позволило сделать вывод об изменении режима фугитивности от более низких значений fO₂ ниже буфера MW до значений на уровне NNO (~QFM + 0.7), что соответствует окислению магмы по мере поднятия расплавов к поверхности (Foley, 1985). В нашем исследовании, основанном на анализе более 500 зерен и петрографических наблюдений, мы показываем, что типичные вкрапленники лейцита содержат 0.7–1.2 мас. % Fe₂O₃, а низкожелезистые зерна встречаются редко, в отдельных образцах, в виде измененных, частично резорбированных зерен, нередко в срастаниях с зеленым клинопироксеном (рис. 13, 2д). Являются ли данные низкожелезистые лейциты продуктами кристаллизации лампроитовой магмы Гауссберга при более восстановленных условиях, требует дополнительного изучения. В работе Salvoli-Mariani et al. (2004) было показано, что повышенное содержание Fe характерно для микролитов лейцита из основной массы и тонких кайм вкрапленников, что соответствует более окисленным условиям при излиянии лампроитовых магм Гауссберга на поверхность.

Присутствие “экзотических” минералов-вкрапленников клинопироксена и лейцита

На основании изучения внешнего вида вкрапленников и особенностей их состава, отмечается присутствие зерен клинопироксена и лейцита, которые принципиально отличаются от основной генерации минералов-вкрапленников лампроитов Гауссберга и, скорее всего, кристаллизовались из других порций магмы и при отличных физико-химических условиях. В некоторых образцах отмечаются агрегаты или сростки крупных резорбированных зерен лейцита (до 2 мм) и зеленых кристаллов клинопироксена, что может свидетельствовать об их одновременной кристаллизации (рис. 2е; приложение 1 ).

К данным минералам относится выделенная нами группа II вкрапленников клинопироксена, которые чаще всего слагают резорбированные или оплавленные “зеленые ядра”. Они отличаются повышенным содержанием Al₂O₃, FeO и Na₂O при пониженных содержаниях TiO₂, Cr₂O₃ и NiO и отличными от типичных вкрапленников клинопироксенов Гауссберга (группа I) содержаниями элементов-примесей (рис. 11, 12).

Среди обширной изученной выборки зерен лейцита в лампроитах Гауссберга также выделяется группа зерен, которая отличается от большинства типичных вкрапленников. Она представлена крупными зернами (до 2 мм), со следами резорбции и вторичными изменениями (рис. 2е; приложение 1 ). Данная генерация лейцита отличается пониженными содержаниями железа и кремния, и повышенными – калия, по сравнению с типичными лейцитами. На основании присутствия в лампроитах Гауссберга двух генераций лейцита в работе Foley (1985) был сделан вывод об изменении режима фугитивности кислорода в системе. Кристаллизация низкожелезистых кристаллов лейцита (более ранняя генерация) происходила в более восстановленных условиях (немного ниже буфера NNO). А на поздних стадиях, при приближении магмы к поверхности, кристаллизация основной группы вкрапленников происходила в более окисленных условиях (на уровне буфера NNO) (Foley, 1985). Кристаллизация высокожелезитсых микролитов лейцита и кайм вокруг вкрапленников отвечает еще более окисленным условиям, при излиянии магм на поверхность.

Вопрос о происхождении “зеленых ядер” клинопироксена группы II с повышенным содержанием глинозема, железа и натрия, а также низкожелезистых зерен лейцита в лампроитовых магмах Гауссберга требует дополнительного исследования.

Распределение редких элементов между оливином и высококалиевым расплавом

Содержания редких и рассеянных элементов в оливиновых вкрапленниках магматических пород достаточно низкие (табл. S2, приложение 1), за исключением Ni и Mn, концентрации которых в оливине могут превышать 1000 ppm. Размеры большинства катионов несовместимых элементов слишком велики, чтобы легко входить в кристаллическую решетку оливина на позиции М1 и М2, имеющие близкие размеры. Вхождение в структуру таких элементов как Zr⁴⁺, Sc³⁺, Li¹⁺, имеющих подходящие размеры катионов, требует балансировки заряда, что приводит к их пониженным концентрациям в оливине (Kohn, Schofield, 1994). Условия выплавления и кристаллизации также оказывают определяющее влияние на возможность захвата кристаллами оливина примесных компонентов. Коэффициенты распределения редких элементов в оливине растут по мере дифференциации расплава с понижением температуры, падением концентраций MgO и ростом содержаний SiO₂ (Kohn, Schofield, 1994).

Наиболее совместимым среди элементов-примесей для оливина является никель. Как показано в работе (Koshlyakova et al., 2022) на основе анализа существующих экспериментальных данных существует большая зависимость коэффициента распределения никеля $\left( {{\text{D}}_{{{\text{Ni}}}}^{{Ol{\text{/M}}}}} \right)$ от состава расплава и температуры (T). При этом как T, так и содержание щелочей (Na и K) в расплаве имеют отрицательную корреляцию, тогда как содержание кремнезема в расплаве – положительную корреляцию со значениями ${\text{D}}_{{{\text{Ni}}}}^{{Ol{\text{/M}}}}.$ Увеличение содержания кремнезема приводит к большей полимеризации расплава и более низким значениям NBO/T (отношения немостиковых кислородов к числу тетраэдрически координированных катионов). Тогда как K⁺ и Na⁺ являются катионами-модификаторами и препятствуют полимеризации расплавов, образуя большее количество немостиковых кислородов и увеличивая NBO/T (Mysen, Richet, 2018). Ранее отрицательная взаимосвязь значения NBO/T расплава и ${\text{D}}_{{{\text{Ni}}}}^{{Ol{\text{/M}}}}$ была показана в работе Mysen, Virgo (1980). На основании своих экспериментальных данных Koshlyakova et al. (2022) предполагают, что отрицательный эффект содержания K в расплаве сильнее, чем Na, что имеет большое значение для лампроитовых пород.

В работе (Foley, Jenner, 2004) было сделано предположение, что коэффициент распределения никеля зависит от щелочности расплавов, и с ростом щелочности ${\text{D}}_{{{\text{Ni}}}}^{{Ol{\text{/M}}}}$ растет и может достигать 60–80 в ультращелочных расплавах (Foley, Jenner, 2004). Значения коэффициентов распределения никеля между оливином и мафическими расплавами, определенные в экспериментальных исследованиях, обычно лежат в диапазоне от 2 до 20 (Koshlyakova et al., 2022). При этом самое высокое значение ${\text{D}}_{{{\text{Ni}}}}^{{Ol{\text{/M}}}}$^M, полученное в эксперименте с мафическим расплавом (54 мас. % SiO₂, 12 мас. % MgO, 2.7 мас. % Na₂O) при температуре 1250°С, составляет 48 (Duke, 1976). Рассчитанные в работе (Шишкина и др., 2023) ${\text{D}}_{{{\text{Ni}}}}^{{Ol{\text{/M}}}}$ по валовым составам лампроитов и вкрапленников оливина составляют 11–21, тогда как рассчитанные по составам закалочных стекол варьируют в диапазоне 53–153. В работе Foley, Jenner (2004) значения ${\text{D}}_{{{\text{Ni}}}}^{{Ol{\text{/M}}}}$, рассчитанные по составам закалочных стекол, варьировали в диапазоне 62–95 (среднее значение 82). Расчёт, проведенный с использованием модели Koshlyakova et al. (2022), учитывающий влияние не только температуры, но и содержания щелочных элементов в расплаве, показал, что для лампроитовых расплавов Гауссберга значение ${\text{D}}_{{{\text{Ni}}}}^{{Ol{\text{/M}}}}$ составляет 27. На наш взгляд, высокие коэффициенты распределения никеля для оливина в работе Foley, Jenner (2004) объясняются некорректным выбором состава расплава. Составы закалочных стекол лампроитов Гауссберга являются дифференцированными порциями расплава, неравновесными с высокомагнезиальными оливинами, что подтверждается значениями ${\text{KD}}_{{Ol{\text{ - Mel}}}}^{{{\text{Fe - Mg}}}}{\text{t}}$ на уровне 0.10–0.15, которые не отвечают равновесию (Toplis, 2005).

Коэффициенты распределения редких элементов между оливином и примитивным расплавом Гауссберга были определены в работе (Шишкина и др., 2023) в сравнении с данными по островным дугам и базальтам срединно-океанических хребтов. Отметим, что значения ${\text{D}}_{{{\text{element}}}}^{{Ol{\text{/M}}}}$ в оливинах Гауссберга в целом близки к таковым для угандитов вулканического поля Буньяругуру и лейцититовых базанитов вулканического поля Вирунги (Foley et al., 2011).

Несмотря на отрицательный эффект содержания щелочей в расплаве на ${\text{D}}_{{{\text{Ni}}}}^{{Ol{\text{/M}}}},$ для оливинов из ультращелочных магм наблюдаются высокие содержания Ni, что может быть вызвано разными причинами и, в первую очередь, высокими концентрациями Ni в источнике выплавления магм (Davis, Smith, 1993), например, при вовлечении пироксенит-содержащего мантийного источника.

Происхождение ультракалиевых лампроитов вулкана Гауссберг

Принято считать, что образование лампроитовых расплавов происходит в результате плавления метасоматизированной, обогащенной литофильными и летучими элементами древней литосферной мантии, история формирования которой в каждом конкретном случае индивидуальна (Gupta, 2015). Полученные в нашей работе новые данные о содержаниях редких элементов в минералах лампроитов Гауссберга позволяют дополнить информацию о геохимической специфике лампроитовых магм и попытаться определить природу источника их выплавления.

На основании изучения примесных компонентов в ликвидусных оливинах можно восстановить историю их генерации из перидотитовой или пироксенитововой мантии (Sobolev et al., 2007). Так, повышенные содержания Ni, достигающие 4900 ppm в ликвидусных оливинах Гауссберга (рис. 9), могут указывать на присутствие безоливинового (пироксенитового) компонента в мантийном источнике (Sobolev et al., 2007). Оливины с высокими значениями 100*Mn/Fe и наименьшими Ni/(Mg/Fe)/1000) равновесны с перидотитовой мантией, а оливины из расплавов, выплавляющихся из пироксенитового (безоливинового) источника, обладают наибольшими Ni/(Mg/Fe)/1000 и наименьшими 100*Mn/Fe (рис. 14). Расчет характеристического параметра X_PX согласно предложенной (Sobolev et al., 2007) формуле (X_PXNi = = 10.54NiO/(MgO/FeO) – 0.4368) для вкрапленников оливина в лампроитах Гауссберга, позволяет предположить наличие от 30 до 60% (в среднем 50%) пироксенитового вещества в плавящемся источнике (X_PXNi ≈ 0.5) (рис. 15).

Рис. 15.

Генетическая роль составов оливинов. (а) Оценка доли пироксенитового компонента в плавящемся источнике Гауссберга. Расчет характеристического параметра X_PX проводился по формуле X_PXNi = = 10.54NiO/(MgO/FeO) – 0.4368 (Sobolev et al., 2007). (б) вариации состава оливинов на графике в координатах 100Mn/Fe – Ni/(Mg/Fe) × 1000 (Sobolev et al., 2007), который позволяет идентифицировать пироксенитовый и перидотитовый источники для первичных расплавов (показаны полями).

Численное моделирование показало, что рециклированный коровый материал, если он содержится в составе поднимающегося плюма, будет плавиться на глубине 150–170 км, образуя расплавы андезитового состава, которые в дальнейшем при взаимодействии с перидотитовым субстратом могут формировать реакционный пироксенит (Sobolev et al., 2005). При дальнейшем подъеме, на глубинах 150 км, будет происходить плавление этого реакционного пироксенита с образованием высокомагнезиальных железистых пикритов. На глубине около 100 км в плавление вступает и мантийный перидотит. Причиной возникновения пироксенитового компонента в источнике может быть как ассимиляция разнообразных коровых пород, так и деламинация корневых частей литосферы при плюмовом воздействии (Sobolev et al., 2007). В то же время нельзя отрицать возможность образования обогащенного источника за счет метасоматического преобразования перидотита с образованием клинопироксена и флогопита (например, Grégoire et al., 2002), что приведет к кристаллизации из формирующихся расплавов оливинов с повышенными концентрациями Ni и пониженными Mn по отношению к Fe.

Существуют различные предположения о природе источников формирования ультракалиевых магм. Изучение лампроитов провинции Ксиаогулих привело Sun et al. (2014) к выводу, что последние происходят из флогопит-содержащего гранатового источника нижней континентальной мантии. Это соответствует экспериментальным исследованиям, показывающим, что лампроитовые (оливин-лейцититовые) магмы могут быть производными высококалиевых оливин-пироксенитовых расплавов, которые могли образоваться в результате частичного плавления флогопит-содержащих гарцбургитов или лерцолитов в относительно восстановительных условиях в присутствии водосодержащего флюида (Gupta, 1972; Foley, 1989, 1993; Foley et al., 2022). Первичные расплавы, получаемые из гранатовых пироксенитов, в отличие от перидотитов, должны быть обогащены глиноземом и особенно заметно кальцием (Zou et al., 2003). Однако ликвидусные оливины Гауссберга относительно обогащены Ni, СаO, но обеднены глиноземом, что может объясняться гетерогенностью пироксенитовых источников (Elkins et al., 2019; Sobolev et al., 2007). По сравнению с оливинами Ксиаогулихского четвертичного комплекса оливины Гауссберга имеют достаточно низкие отношения Fe/Mn в среднем около 62, что, возможно, предполагает более окислительные условия плавления (Herzberg, 2011; Kelley, Cottrell, 2009).

Новые экспериментальные данные показывают, что важными компонентами мантийного источника для формирования ультракалиевых пород должны являться водосодержащие пироксениты, в состав которых входят флогопит или K‑рихтерит (Foley et al., 2022). При этом в ходе продвижения исходных магм они могут растворять вмещающие перидотитовые породы, что приводит к стиранию “пироксенитовой метки”. Кроме того следует учитывать возможность существования локальной неоднородности мантийного источника, что может приводить к излиянием щелочных лав разного состава на близлежащих территориях (Chayka et al., 2020).

В отличие от высокомагнезиальных щелочных базальтов провинции Джетти, обогащенных летучими и в первую очередь СО₂, содержание которого в породах достигает 8 мас. %. (Сущевская и др., 2017) и формирование которых произошло в результате глубинного плавления метасоматизированной, значительно обогащенной летучими ультраосновной мантии, расплавы Гауссберга не столь обогащены летучими. Хотя в закалочных стеклах и расплавных включениях во вкрапленниках лампроитов Гауссберга и выявлено присутствие СO₂ и H₂O – содержащего флюида, и других летучих компонентов (S, Cl, P, F) (Savioli-Marziani, 2004; наши данные), но их концентрации свидетельствуют о недосыщенности расплавов летучими компонентами. Возможно, присутствие летучих компонентов наследуется из первичных расплавов, образовавшихся при плавлении водосодержащего мантийного источника, например, пироксенита, содержащего флогопит или калиевый амфибол. Кроме того расплавы Гауссберга изначально обогащены U и Th, так называемыми континентальными маркерами, свидетельствующими о вовлечении в плавление фрагментов континентальной литосферы (Сущевская и др., 2014).

Ранее на основании изотопно-геохимических данных была предложена модель формирования мантийного источника изученных лампроитов вулкана Гауссберг за счет вещества, аналогичного древнему 2.2–2.4 млрд лет палеопротерозойскому субстрату нижней коры – верхней мантии, в сочетании с современным плюмовым веществом (Сущевская и др., 2017). Условия для такого смешения и плавления могли возникнуть в результате подъема и распространения плюма Кергелен вблизи, или в пределах существующей спрединговой зоны, разделяющей Антарктиду и Индию (Frey et al., 2000).

При этом согласно термохимической модели, предложенной А.В. Соболевым с соавторами (Соболев и др., 2009), в апикальных частях плюма под краем континента могли возникать условия, достаточные для глубинного плавления метасоматизированной мантии. Ее последующее плавление могло привести к появлению обогащенных расплавов низких степеней плавления, часть из которых поднималась на поверхность, а другая – могла остаться и законсервироваться в мантийном каркасе. С этим этапом связано проявление щелочного магматизма в восточной Антарктиде и юго-восточной Индии (Сущевская и др., 2017). Локальное термальное воздействие плюма Кергелен хотя и ослабевающее, продолжается до современного времени, о чем свидетельствует образование вулканических островов Росс и Херд в пределах плато Кергелен (Сущевская и др., 2014). Последующее плавление под воздействием Кергелен-плюма древних литосферных областей окраины Антарктиды, включающих фрагменты гипербазитов, пироксенитов и жил или даек, обогащенных щелочных базальтов, образованных на разных этапах континентального развития Гондваны, привело к образованию лампроитовых расплавов, сформировавших вулкан Гауссберг. Эти расплавы низких степеней плавления отличались изотопными характеристиками, отвечающими обогащенной древней континентальной мантии (Сущевская и др., 2017).

Таким образом, геохимические исследования, дополненные данными о составе оливина, позволяют сделать вывод о том, что появление ультращелочных магм в районе вулкана Гауссберг могло произойти в ходе плавления древней континентальной литосферы Гондваны, которая была гетерогенна и включала в себя как перидотитовую мантию, так и фрагменты водосодержащих пироксенитов.