CC BY
44
Труды Карельского научного центра РАН № 1.2014. С.158-166
КРАТКИЕ СООБЩЕНИЯ
УДК552.13:552.3 (470.22)
ГЕОХИМИЯ АКЦЕССОРНЫХ ХРОМИТОВ
ИЗ МЕЗОАРХЕЙСКИХ КОМАТИИТОВ ЦЕНТРАЛЬНОЙ КАРЕЛИИ (НА ПРИМЕРЕ СОВДОЗЕРСКОЙ СТРУКТУРЫ)
З. П. Рыбникова, С. А. Светов
Институт геологии Карельского научного центра РАН
В статье приводятся результаты геохимического изучения акцессорных хромитов из архейских (2,95-2,92 млрд лет) коматиитов Совдозерской структуры (северная часть Вед-лозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса). В кумулятивных зонах массивных лавовых потоков коматиитов (с содержанием MgO 29-34 вес. %) установлено несколько генераций акцессорных хромитов, варьирующих по составу от алюмохромитов до маг-нетитов. Выявлены реликтовые зерна первично-магматического алюмохромита и суб-ферриалюмохромита (Cr2O3 44,21-46,69 вес. %, Al2O3 8,86-13,55 вес. %), кристаллизующегося из коматиитового расплава в интервале температур 1260-1340 °С. Химический состав хромитов позволяет предполагать, что первичные коматиитовые расплавы, принадлежащие к Al-недеплетированному типу, были Ni-обогащенными. Отделение рудной компоненты от силикатного расплава может быть результатом глубинного ликвацион-ного фракционирования первичных магм.
К л ю ч е в ы е с л о в а: хромиты, коматииты, мезоархей, Совдозерская структура, Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс, Центральная Карелия.
Z. P. Rybnikova, S. A. Svetov. GEOCHEMISTRY OF ACCESSORY CHROMITES IN MESOARCHEAN KOMATIITES FROM CENTRAL KARELIA (SOVDOZERO STRUCTURE)
The results of the geochemical study of the accessory chromites from the Mesoarchean (2.95-2.92 Ga) komatiites from the Sovdozero structure (northern part of the Vedlozero-Segozero greenstone belt) are presented. Several generations of accessory chromites varying in composition from chromohercynite to magnetite were identified in cumulative zones of massive komatiite lava flows (containing 29-34 wt % MgO). Relict grains of primary magmatic chromohercynite - subferrous chromohercynite (Cr2O3 44.21-46.69 %, Al2O3 8.86-13.55 %) crystallized from komatiitic melt in a temperature range of 1260-1340 °C were found. The chemical composition of the grains suggests that the primary komatiitic melts of the Al-undepleted type were Ni-enriched. Separation of the ore component from the silicate melt may be the result of deep fractionation of komatiitic magmas through liquid immiscibility.
K e y w o r d s: chromites, komatiites, Mesoarchean, Vedlozero-Segozero greenstone belt, Central Karelia.
Введение
Магматические ассоциации ультраосновного-основного ряда являются важной составляющей разрезов архейских зеленокаменных поясов древнейших кратонов мира наряду с андезито-выми вулканитами и осадочными комплексами [Вревский 1989; Condie, 1989; Кожевников, 2000; Arndt et al., 2008], при этом их геохимическая характеристика служит важным инструментом реконструкции геодинамических режимов, существующих на ранних стадиях формирования континентальной и океанической коры [Polat, Kerrich, 2001; Светов, 2005]. Важно подчеркнуть, что широкий интерес специалистов к изучению ультраосновных-основных породных серий во многом определяется широко проявленной в них рудной (Cu-Ni, Cr, ЭПГ) минерализацией [Arndt et al., 2008].
В мезоархейских зеленокаменных поясах центральной части Карельского кратона ульт-раосновные-основные вулканиты представлены породами коматиитовой, коматиит-базальтовой и толеитовой серий возрастом от 3,0 до 2,9 млрд лет [Кожевников, 2000; Светов, 2005]. Сложной проблемой, возникающей при изучении данных комплексов, является существенная их переработка в ходе воздействия региональных метаморфических и локальных мета-соматических процессов, вызвавшая замещение первичных минеральных парагенезов, несущих информацию об условиях формирования расплавов.
Восстанавливать условия магматизма возможно основываясь на химическом составе пород в случае отсутствия существенного перераспределения петрогенных и малых элементов. Однако существует еще один не менее надежный способ реконструкции параметров магмообразования - изучение акцессорных минералов, универсальных и информативных индикаторов петрологических процессов.
Для коматиитовых расплавов важнейшими акцессорными фазами являются минералы группы шпинели (от хромитов до шпинелидов).
Хромиты (FeCr2O4, крайние члены изоморфного ряда хромшпинелидов) классифицируются в зависимости от количественного содержания основных окислов, которые входят в состав минерала. Среди хромитов выделяют: магнохро-мит (Mg, Fe) Cr2O4, хромопикотит (Mg, Fe) (Cr, Al)2O4 и алюмохромит Fe (Cr, Al)2O4. Дополнительно различают более дробно более железистые разновидности, такие как магмоферрихро-мит (Mg, Fe) (Cr, Fe)2O4, феррихромшпинель Mg (Cr, Al, Fe)2O4 и феррихромпикотит (Mg, Fe)
(Cr, Al, Fe)2O4. Содержание основных оксидов в хромитах колеблется в следующих пределах: Cr2O3 18-62 %, FeO 0-18 %, MgO 6-16 %, Al2O3 0-33 %, Fe2O3 2-30 %. Типичными примесями хромита являются TiO2, V2O3, MnO, ZnO, NiO, CoO [Минералы..., 1967].
Существующий широкий изоморфизм в минеральной системе хромитов (отраженный в классификации) является важнейшим индикатором смены условий формирования первичных расплавов, а также носителем информации о более поздних метаморфических преобразованиях пород [Barnes, Roeder, 2001].
С целью реконструкции термодинамических условий формирования докембрийских вулканитов Фенноскандинавского щита акцессорные хромшпинелиды в ультраоснов-ных породах (главным образом в коматиитах и пикритах) детально изучались в структурах Кольской провинции (на примере пикритов Печенгской структуры, коматиитов зеленокаменного пояса Колмозеро - Воронье), Карельского кратона (коматиитов Костомукш-ской структуры, Койкарской структуры и Ветреного пояса) [Смолькин, 1992], позволив существенно откорректировать модели и условия магмообразования.
В данной статье приводятся результаты исследования реликтовых зерен хромитов, впервые обнаруженных в кумулятивных зонах лавовых потоков мезоархейских коматиитов Совдо-зерской структуры (северная часть Ведлозер-ско-Сегозерского зеленокаменного пояса).
Объект исследования
Ведлозерско-Сегозерский зеленокаменный пояс, расположенный в центральной части Карельской провинции Фенноскандинавского щита, протягивается в субмеридиональном направлении от оз. Ведлозеро до оз. Сегозеро на расстояние около 300 км при ширине 50-60 км. Он сформирован вулканогенно-осадочными комплексами мезо-неоархейского возраста, локализованными в следующих структурах: Хаутаваарской, Койкарской, Паласельгинской, Семченской, Совдозерской и др., разделенных полями гранито-гнейсов различного состава и возраста [Коматииты..., 1988; Светов, 2005]. Характерной особенностью зеленокаменного пояса является широкое развитие наряду с ко-матиит-базальтовой ассоциацией средне-кис-лых вулканитов адакитовой, толеитовой, высо-ко-Nb и высоко-Mg серий и осадочных последовательностей, детально описанных в работах [Светов, 2005, 2009].
Изучаемая нами Совдозерская структура локализована в северо-западной части Ведлозер-ско-Сегозерского зеленокаменного пояса, в 25 км севернее Койкарской структуры и приурочена к системе озер Совдозеро - Хейзьярви. Протяженность структуры составляет 20 км в меридиональном направлении. Мезоархейские породные ассоциации Совдозерской структуры, ранее относимые к гимольской серии, подразделяются на две толщи: нижнюю, сложенную метаморфизованными ультраосновными-ос-новными вулканитами, и верхнюю, осадочную, сформированную углеродсодержащими филлитами, железистыми кварцитами, туфами и туф-фитами дацитов, песчаниками [Чернов и др., 1970]. Архейские образования структуры с востока ограничены гранито-гнейсами, плагио-гнейсо-гранитами, плагиомикроклиновыми и микроклиновыми гранитами Южно-Сегозерской глыбы. С запада перекрываются толщей ятулий-ских образований, входящих в состав Янгозер-ской мульды [Там же].
В 1983 г. В. Я. Горьковец и М. Б. Раевская впервые выделили в составе нижней мезоар-хейской толщи коматииты [Коматииты..., 1988]. Коматиит-базальтовая ассоциация в Совдозерской структуре имеет трехчленное строение, в ее разрезе выделяются: нижний уровень базальтов (мощностью около 200-300 м), затем следует пачка коматиитов мощностью 600 м, и завершается разрез верхней толщей базальтов мощностью 200 м. Контакты между пачками предположительно тектонические, а сам разрез имеет слайдерный характер. Интрузивные комплексы структуры представлены дайками и субвулканическими телами дацит-риолитового состава, высокомагнезиальными габброидами и телами ульт-рамафитов [Светов, 2005]. Породы коматиито-вых ассоциаций претерпели регионально-метаморфические преобразования в условиях от зеленосланцевой до эпидот-амфиболитовой фации андалузит-силлиманитового типа.
Время формирования коматиитовой серии Совдозерской структуры, по данным Эт-Ш метода (по породе в целом), оценивается в 2921 ± 55 млн лет ^е1оу е1 а1., 2001]. Прецизионного определения времени формирования ассоциации Совдозерской структуры не проводилось, однако для коматиитового комплекса Ведлозер-ско-Сегозерского зеленокаменного пояса известен возраст секущих коматииты даек дацитов в Койкарской структуре, равный 2927 ± 9,1 млн лет. Это позволяет установить интервал формирования коматиитового комплекса северной части Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса в промежутке 2,92-2,95 млрд лет.
Коматиитовый комплекс Совдозерской структуры сформирован серией лавовых потоков (выделяется от 13 до 15 лавовых потоков в разрезе [Светов, 2005]) и прослоев туфового материала. В литофациальном плане доминируют массивные, брекчированные лавы кома-тиитов в переслаивании с лапиллиевыми, пе-литовыми туфами коматиитового состава. Уникальность разреза Совдозерской структуры определяется доминирующей ролью высокомагнезиальных пород (коматиитов с MgO > 27 мас. %), что является уникальным для архейских зеленокаменных ассоциаций Фенно-скандинавского щита.
Лавовые потоки высокомагнезиальных коматиитов имеют мощность от 5-10 до 40 м и дифференцированное строение. В подошве лавовых тел присутствуют реликтовые кумулятивные зоны, мощностью около 1 -3 м (микроскопически сформированные псевдоморфозами, выполненными серпентин-магнетитовым агрегатом по кумулятивному оливину (80-90 % от объема породы). Центральные части лавовых потоков коматиитов имеют массивное строение, с редкими зонами спинифекс-струк-тур «оливинового» типа. Кровля лавовых потоков сформирована автобрекчиями с наложенной контракционной трещиноватостью (мощность зон брекчий варирует от 1 до 2,5 м).
Минеральный состав коматиитов представлен вторичным метаморфическим парагенезом: серпентином, тремолитом, хлоритом,
эпидотом, магнетитом, карбонатом, при этом псевдоморфозы по спинифекс-структурам выполнены хлорит-актинолитовым или хлорит-ак-тинолит-тремолитовым агрегатом с оконтури-ванием пластинок первичных кристаллов оливина зернами мелкокристаллического магнетита, кумулятивные структуры представлены псевдоморфозами оливина, выполненными серпентиновым или хлоритовым агрегатом.
Методы исследования
В связи с тем, что в данном исследовании акцент сделан на изучении акцессорных минеральных фаз коматиитов - хромитов, нами была отобрана коллекция проб из кумулятивных зон лавовых потоков коматиитов, имеющих вкрапленность рудных минералов, из которых были изготовлены шлифы и аншлифы.
Изучение морфологии рудных минералов (магнетитов, хромитов) и их химического состава проводилось на сканирующем электронном микроскопе VEGA II LSH (Tescan) с энергодисперсионным микроанализатором INCA Energy 350 (Oxford instruments) в ана-
литическом центре Института геологии КарНЦ РАН. Общее количество анализов превысило 150.
Компьютерная обработка микрозондовых анализов минералов проводилась с помощью программ ILMAT (автор программы - Luc Lepage) и MINAL (автор Д. В. Доливо-Добровольский).
Обсуждение результатов
Изучаемые высокомагнезиальные коматииты Совдозерской структуры, на основе петрохими-ческих классификационных требований [Le Bas,
2000; Arndt et al., 2008; Куликов и др., 2012], соответствуют коматиитовой серии. Вулканиты характеризуются высоким содержанием MgO 29-34 вес. %, при этом максимальные концентрации (32-34 вес. % MgO) характеризуют кумулятивные зоны лавовых потоков, концентрация TiO2 не превышает 0,4 вес. %; NaO + K2O < 0,5 вес. %; SiO2 38,1-40,5 вес. %. Вулканиты существенно обогащены Cr - от 2000 до 7500 ppm и Ni - от 600 до 2730 ppm. По петрогенетическим отношениям (CaO/Al2O3 < 1; 17 < Al2O3/TiO2 < 30; Zr/Y ~ 2,5) могут быть отнесены к Al-недеплети-рованному типу «Мунро» [Arndt et al., 2008],
Рис. 1. Электронно-микроскопические изображения зерен шпинелидов, выявленных в мезоархейских коматии-тах Совдозерской структуры (в интеркумулусной части кумулятивной зоны лавового потока): А - крупные зональные зерна магнетита, сохранившие в центральных частях реликты алюмохромитов; Б - реликтная зона алюмохромита (увеличенная часть рисунка А); В, Г - реликтовые участки сохранившегося алюмохромита в магнетите. Номера на фотографиях соответствуют химическим анализам в таблице. Пунктирной линией показаны примерные границы реликтовых зерен алюмохромита. Использован детектор рассеянных электронов (ЭЕ)
что подтверждается нефракционированным распределением НЯЕЕ (уровень близкий к примитивной мантии) и слабо проявленным обеднением 1_ЯЕЕ (подобно Ы-МОЯВ).
Высокое содержание Сг в кумулятивных зонах лавовых потоков позволило предполагать аккумуляцию хромшпинели при кристаллизации. Проведенное микрозондовое изучение четырех образцов коматиитового кумулята (проба 9М03-33) позволило установить, что в данных зонах рудные минералы представлены несколькими генерациями магнетита и ильменитом, их содержание варьирует от 1 до 5 %.
Наиболее широкое развитие имеют мелкие (размером от 1 до 5 мкм) пылевидные кристаллы магнетита (поздняя генерация), расположенные как по кайме оливиновых псевдоморфоз, так и хаотично по всей породе. Данный магнетит (представлен рядом хроммагнетит -магнетит) характеризуется следующими значениями содержания (вес. %): РеО
84,77-92,81; Сг2О3 3,96-8,41; МдО 0,09-4,67; У2О3 0,07-0,46; гпО 0,04-1,09; А12О3 0-0,13; МпО 0-0,13; ТЮ2 0-0,12.
В реликтных зонах интеркумулусного пространства (сформированного хлорит-тремолит-тальковым тонкодисперсным агрегатом) выявлено значительное присутствие (до 15 % объема) более крупных выделений магнетита размером от 60 до 3000 мкм. Данные зерна имеют неровные границы, а детальное изучение позволило выявить их зональное строение (рис. 1, а-г):
1) Внешние каймы зерен сформированы хроммагнетитом-магнетитом, отличающимся по составу от позднего магнетита из пылевидной фракции (табл.) повышенным содержанием хрома, алюминия и марганца. Состав краевых участков характеризуется следующими концентрациями (вес. %): РеО 72,46-91,23; Сг2О3 7,01-24,14; МдО 0-0,39; У2О3 0,02-0,55; гпО 0-0,84; А12О3 0,01-0,38; МпО 0,22-1,29; ТЮ2 0-0,12.
2) Внутренняя переходная зона крупных зерен сформирована феррихромитом и характеризуется повышенной концентрацией хрома и алюминия, при этом содержание железа существенно снижается. Концентрация основных окислов находится в следующих интервалах (вес. %): РеО 36,93-52,54; Сг2О3 41,93-45,03; МдО 0,13-0,92; У2О3 0,13-0,67; ^пО 0,94-2,77; А12О3 0,16-5,08; МпО 1,76-2,68; ТЮ2 0,08-0,64.
3) Краевая часть «хромитовых реликтов» сформирована субферриалюмохромитом и феррихромитом следующего состава (вес. %): РеО 38,38-50,45; Сг2О3 42,86-46,15; МдО 0,02-1,09; У2О3 0,02-0,64; гпО 1,16-2,79; А12О3 0,76-9,43; МпО 1,93-2,64; ТЮ2 0,13-0,54.
4) Хромитовые ядра выявленных реликтов выполнены алюмохромитом и субферриалюмохромитом. Состав варьирует в следующих интервалах (вес. %): FeO 34,14-37,94; Cr2O3
44,21-46,69; MgO 0,63-1,27; V2O3 0,07-0,70; ZnO 2,21-3,27; Al2O3 8,86-13,55; MnO
1,78-2,36; TiO2 0,20-0,68.
Таким образом, на основе микрозондового изучения нами выделено несколько этапов формирования минералов группы шпинели в коматиитах.
Кристаллизация высокомагнезиального ко-матиитового расплава, с учетом того, что первичные магмы Совдозерского комплекса содержали MgO на уровне 27-28 вес. % (состав зон закалки лавовых потоков), начиналась при температуре 1540-1580 оС (по модели [Nisbet, 1982]). В данных условиях могла происходить инициальная кристаллизация пикотита, хром-пикотита (согласно тренду фракционирования шпинели при мантийной дифференциации).
Выявленные нами реликты алюмохромитов, характеризующиеся высоким содержанием Al -до 14 вес. % (среднее - 11,57 вес. %), являются индикаторами кристаллизации в условиях высокого давления [Fisk, Bence, 1980], возможно, еще на стадии подъема расплава из магматического источника, при этом оценочная температура кристаллизации алюмохромитов изучаемых коматиитов составляла 1260- 1340 оС (по модели [Ariskin, Nikolaev, 1996]).
Установленная зональность в хромитовых зернах - высокое содержание в ядрах Cr2O3 (до 47 вес. %), #Сг (77-78) при высокой Mg# (рис. 2) и увеличение к краям зерен концентрации FeO при резком снижении содержания Cr2O3 - является следствием постепенного понижения температуры кристаллизации [Не-радовский, Смолькин, 1977] и привело к формированию твердых растворов алюмохромита-субферриалюмохромита.
Важной особенностью алюмохромитов из кумулятивных зон мезоархейских коматиито-вых лав Совдозерской структуры является повышенное содержание в них NiO (от 0,05 до 0,47 вес. % при среднем значении 0,15 вес. %). Это несколько больше, чем в хромитах из кумулятивных зон коматиитовых лав Камбалды (для которых концентрация NiO < 0,06 вес. %) [Lesher, 1989], что, несомненно, свидетельствует о первичном обогащении материнских расплавов никелем. При этом отсутствие значимой никеленосности коматиитовых комплексов Центральной Карелии, возможно, является следствием ликвационного отделения сульфидной фазы от силикатного расплава на стадии подъема магмы на дневную поверхность.
11-1 11-2 11-3 11-4 11-5 12-1 12-2 12-3 12-4 15-1 15-2 17-1 17-2 19-9 19-10 19-11
РХ МО МО МО МО РХ КРХ МО МО РХ МО РХ МО КРХ РХ КРХ
БЮ2 0,85 0,33 0,18 0,13 0,20 0,16 0,03 0,12 0,11 0,34 0,24 0,13 0,08 0,28
тіо2 0,36 0,13 0,04 0,07 0,25 0,21 0,21 0,21 0,34 0,10 0,35 0,02 0,54 0,41 0,29
АІ203 9,64 0,18 0,16 0,22 0,29 11,38 3,92 0,32 11,47 0,36 11,62 0,90 11,78 0,76
СГ203 46,68 14,94 20,05 11,00 12,98 46,03 45,42 31,69 12,49 46,29 11,00 45,76 10,61 43,75 46,33 42,87
РеО 35,17 82,78 76,35 86,94 84,47 35,46 45,42 64,09 85,24 35,40 86,54 35,08 88,04 50,03 34,63 50,45
МпО 2,36 0,70 1,20 0,22 0,57 2,33 2,28 1,66 0,60 2,27 0,72 1,81 0,52 2,64 1,97 2,54
МдО 0,93 0,35 0,23 0,19 0,15 0,83 0,30 0,39 0,14 1,20 1,00 0,28 0,20 1,10 0,47
СаО 0,15 0,01 0,02 0,06 0,25 0,06 0,04 0,11
ІЧІ0 0,11 0,03 0,22 0,32 0,14 0,02 0,41 0,11 0,26 0,19 0,07 0,08 0,09
гпО 2,61 0,14 0,62 0,27 0,37 2,90 1,16 0,30 0,21 2,59 0,38 2,70 1,28 2,93 1,27
V20з 0,38 0,41 0,55 0,03 0,24 0,44 0,39 0,48 0,02 0,11 0,33 0,31 0,19 0,29 0,27 0,64
Сумма 99,23 99,85 99,52 99,40 99,41 99,83 99,33 99,57 99,38 99,85 99,69 99,17 99,98 99,80 99,70 99,65
Формульные коэффициенты
Бі4+ 0,030 0,012 0,007 0,005 0,007 0,006 0,001 0,004 0,004 0,012 0,009 0,005 0,003 0,010
ті4+ 0,010 0,003 0,001 0,002 0,007 0,006 0,006 0,006 0,009 0,003 0,009 0,001 0,015 0,011 0,008
Аі3+ 0,403 0,008 0,007 0,009 0,013 0,470 0,168 0,014 0,472 0,015 0,482 0,039 0,486 0,033
Сг3+ 1,308 0,426 0,577 0,315 0,372 1,276 1,307 0,915 0,358 1,279 0,315 1,273 0,302 1,269 1,282 1,242
Ре3+ 0,199 1,531 1,393 1,659 1,595 0,214 0,491 1,043 1,621 0,221 1,655 0,194 1,674 0,645 0,197 0,670
Ре2+ 0,843 0,967 0,930 0,974 0,967 0,826 0,891 0,914 0,966 0,814 0,963 0,839 0,976 0,890 0,816 0,877
Мп2+ 0,071 0,021 0,037 0,007 0,017 0,069 0,070 0,051 0,018 0,067 0,022 0,054 0,016 0,082 0,059 0,079
Мд2+ 0,049 0,019 0,013 0,010 0,008 0,043 0,016 0,021 0,008 0,063 0,053 0,015 0,011 0,058 0,026
Са2+ 0,006 0,000 0,001 0,002 0,010 0,002 0,002 0,004
1\Г 0,003 0,001 0,006 0,009 0,004 0,001 0,012 0,003 0,007 0,006 0,002 0,002 0,003
гп2+ 0,068 0,004 0,017 0,007 0,010 0,075 0,031 0,008 0,006 0,067 0,010 0,070 0,035 0,076 0,034
V3* 0,011 0,012 0,016 0,001 0,007 0,013 0,011 0,014 0,001 0,003 0,009 0,009 0,006 0,008 0,008 0,019
#Сг 76,46 98,22 98,79 97,12 96,74 73,07 88,60 98,50 100,0 73,02 95,35 72,53 100,0 97,03 72,51 97,43
Сг* 68,48 21,69 29,18 15,89 18,80 65,09 66,47 46,40 18,10 64,85 15,85 65,32 15,29 64,99 65,23 63,88
#Мд 5,49 1,89 1,33 1,02 0,82 4,99 1,80 2,26 0,80 7,15 5,91 1,50 1,20 6,58 2,87
21-3 21-4 21-8 21-9 21-10 21-11 21-14 21-15 21-16 21-17 21-20 21-21 21-22 21-26 21-27 21-28
КРХ КРХ РХ РХ РХ РХ РХ РХ РХ РХ РХ РХ РХ КРХ РХ РХ
біо2 0,35 0,23 0,11 0,20 0,36 0,23 0,11 0,23 0,21 0,42 0,34 0,43 0,08 0,05 0,25 0,09
тіо2 0,13 0,24 0,25 0,68 0,67 0,44 0,36 0,43 0,49 0,42 0,35 0,43 0,54 0,30 0,20 0,32
АІ2О3 9,21 9,43 10,65 12,13 12,79 11,56 11,65 13,55 12,23 11,56 11,94 11,97 11,52 7,72 11,88 8,86
СГ2О3 45,05 45,09 46,34 45,12 44,93 45,05 46,10 44,21 44,83 45,78 45,80 46,30 46,05 44,78 45,18 46,69
РеО 38,38 39,21 35,98 35,05 34,86 35,85 34,51 34,24 34,43 35,58 34,84 34,14 35,36 40,06 35,49 37,94
МпО 2,06 1,93 1,78 1,81 1,93 1,92 2,21 2,24 2,01 1,81 1,85 1,81 2,02 2,45 2,25 2,16
МдО 1,09 0,89 0,78 0,90 1,15 1,10 1,08 1,13 1,27 1,17 0,97 1,07 1,05 0,80 0,77 0,63
СаО 0,05 0,04 0,14 0,05 0,10 0,04 0,07 0,11 0,19 0,04
І\ІІ0 0,38 0,07 0,05 0,16 0,37 0,10 0,29 0,09 0,18 0,40 0,15 0,05
гпо 2,44 2,77 3,05 3,27 3,02 3,14 2,81 2,21 2,82 2,73 2,94 2,90 2,31 2,79 2,37 2,69
V20з 0,44 0,14 0,34 0,13 0,07 0,27 0,15 0,50 0,35 0,30 0,24 0,21 0,51 0,23 0,70 0,24
Сумма 99,52 99,99 99,39 99,33 99,94 99,69 99,40 98,95 98,94 99,81 99,34 99,46 99,80 99,57 99,26 99,67
Формульные коэффициенты
бі4+ 0,012 0,008 0,004 0,007 0,013 0,008 0,004 0,008 0,008 0,015 0,012 0,015 0,003 0,002 0,009 0,003
ті4+ 0,004 0,006 0,007 0,018 0,017 0,012 0,010 0,011 0,013 0,011 0,009 0,011 0,014 0,008 0,005 0,009
Аі3+ 0,384 0,392 0,444 0,502 0,523 0,477 0,482 0,558 0,506 0,476 0,494 0,494 0,475 0,325 0,492 0,371
Сг3+ 1,259 1,256 1,295 1,253 1,234 1,246 1,280 1,221 1,245 1,264 1,271 1,282 1,274 1,263 1,256 1,312
Ре3+ 0,313 0,319 0,231 0,191 0,181 0,230 0,207 0,169 0,199 0,200 0,185 0,165 0,204 0,387 0,204 0,286
Ре2+ 0,822 0,836 0,833 0,838 0,832 0,819 0,806 0,831 0,812 0,840 0,837 0,835 0,831 0,808 0,840 0,841
Мп2+ 0,062 0,058 0,053 0,054 0,057 0,057 0,066 0,066 0,060 0,054 0,055 0,054 0,060 0,074 0,067 0,065
Мд2+ 0,057 0,047 0,041 0,047 0,059 0,057 0,056 0,059 0,067 0,061 0,051 0,056 0,055 0,042 0,040 0,033
Са2+ 0,002 0,002 0,005 0,002 0,004 0,001 0,003 0,004 0,007 0,001
1\Г 0,011 0,002 0,001 0,005 0,010 0,003 0,008 0,003 0,005 0,011 0,004 0,002
гп2+ 0,064 0,072 0,080 0,085 0,077 0,081 0,073 0,057 0,073 0,070 0,076 0,075 0,060 0,073 0,061 0,071
V3* 0,012 0,004 0,010 0,004 0,002 0,008 0,004 0,014 0,010 0,008 0,007 0,006 0,014 0,007 0,020 0,007
#Сг 76,65 76,24 74,49 71,39 70,22 72,33 72,64 68,64 71,09 72,65 72,01 72,18 72,84 79,56 71,85 77,94
Сг* 64,40 63,86 65,75 64,38 63,67 63,80 65,00 62,68 63,84 65,17 65,17 66,05 65,24 63,98 64,35 66,61
#Мд 6,53 5,31 4,73 5,30 6,67 6,55 6,55 6,59 7,59 6,76 5,69 6,27 6,18 4,99 4,60 3,79
Примечание. #Сг = 100*Сг7(Сг3++ДГ); Сг* = 100*Сг3+/(СГ++АТ+Ре3+); #Мд = 100*Мд2+/(Мд2++Ре2+); РХ - реликтовые обособления хромита, КРХ - краевая зона реликтовых обособлений хромита, МО - магнетитовая оторочка хромитовых обособлений.
Вместе с тем отмечаемое повышенное со- нетитах является следствием серпентиниза-
держание ЫЮ в поздних магнетитах и хроммаг- ции оливинов и результатом перераспределе-
Рис. 2. Состав хромшпинелидов мезоархейских коматиитов Совдозерской структуры на классификационной диаграмме Н. В. Павлова [Павлов, 1949]. Подсемейства хромшпинелидов: 1 - хромит, 2 - субферри-хромит, 3 - алюмохромит, 4 - субферриалюмохромит, 5 - ферриалюмохромит, 6 - субалюмоферрихромит, 7 - феррихромит, 8 - хромпикотит, 9 - субферрихромпикотит, 10 - субалюмохроммагнетит, 11 - хроммаг-нетит, 12 - пикотит, 13 - магнетит
ния никеля между силикатными и магнетито-выми фазами в ходе метаморфических реакций [Barnes, Kunilov, 2000].
Поздний пылевидный хроммагнетит-магне-тит формировался на заключительных, метаморфических стадиях перекристаллизации коматиитов. Оценка температурных условий кристаллизации данных фаз по магнетит-ильмени-товому термометру [Spencer, Lindsley, 1981] дает интервал значений на уровне 360-380 °С, что хорошо согласуется с модельными значениями температуры метаморфизма мезоархейских ассоциаций Совдозерской и Койкар-ской структур, равными 320-500 °С при давлении от 2 до 5,5 кбар [Володичев и др., 2002]. В это же время происходило формирование твердых растворов с замещением алюмохромита феррихромитом, хроммагнетитом и магнетитом, что хорошо прослеживается на диаграмме Al3+- Cr3+- Fe3+ и совпадает с трендами эволюционного развития первично магматической шпинели при метаморфизме в коровых условиях (см. рис. 2).
Важным индикатором условий формирования хромитов является содержание ZnO и MnO. В изучаемых хромитах содержание ZnO (2,21-3,27 вес. %) и MnO (1,78-2,36 вес. %) близко к характеристике хромитов из архейских коматиитов Австралии и Южной Африки и также сопоставимо с составом хромитов из безрудных интрузий Зангбутай [Barnes, Tang, 1999] (рис. 3).
Выводы
Впервые в коматиитовом комплексе Сов-дозерской структуры проведено детальное изучение хромитов, которое позволило выявить несколько их генераций, связанных с первично-магматическим и метаморфическим этапом формирования комплекса. Геохимическая эволюция хромитовых фаз описывается эволюционными трендами в системе Al3+ - Cr3+ - Fe3+ .
Обнаруженные реликтовые зерна алюмохромитов и субферриалюмохромитов (Cr2O3
44,21-46,69 %, Al2O3 8,86-13,55 %), на наш]
Рис. 3. Диаграммы соотношений #Cr - #Mg, Cr3+ - Al3+, ZnO - MnO в хромшпинелидах мезоархейских коматиитов Совдозерской структуры. Поля 1-4 - состав хромшпинелидов: Кемприсайского массива (1), интрузии Джинчуан [Barnes, Tang, 1999] (2), коматиитов Австралии и Африки (3), безрудной интрузии Зангбутай [Там же] (4)
взгляд, являлись первичными равновесными минеральными фазами коматиитовых расплавов и кристаллизовались в интервале температур от 1260 до 1340 °С.
Химический состав хромитов позволяет предполагать, что первичные коматиитовые магмы, принадлежащие к А1-недеплетированно-му типу, были М-обогащенными. Отсутствие ^-минерализации в ультрамафитах может быть результатом отделения рудной компоненты от силикатного коматиитового расплава в ходе глубинного ликвационного фракционирования.
Работа выполнена при поддержке РФФИ, проект 13-05-00402 и 13-05-00402 А.
Литература
Володичев О. И., Кулешевич Л. В., Кузенко Т. И. Эндогенные режимы метаморфизма в различных гео-динамических обстановках докембрия Карелии // Рукописный науч. отчет. ИГ КарНЦ РАН. 2002. 187 с.
Вревский А. Б. Петрология и геодинамические режимы развития архейской литосферы. Л.: Наука. 1989. 143 с.
Кожевников В. Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные ороге-ны. Петрозаводск: КарНЦ РАН. 2000. 223 с.
Коматииты и высокомагнезиальные вулканиты раннего докембрия Балтийского щита // Куликов В. С., Куликова В. В. и др. Л.: Наука, 1988. 192 с.
Куликов В. С., Куликова В. В., Бычкова Я. В. О классификации ультраосновных-основных высокомагнезиальных вулканитов нормальной и низкой щелочности (новый взгляд на примере Фенноскан-дии) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск: ИГ КарНЦ РАН, 2012. № 15. С. 38-44.
Минералы. Справочник. Том 2. Вып. 3. Сложные окислы, титанаты, ниобаты, танталаты, антимонаты, гидроокислы / Под. ред. Ф. В. Чухрова. М.: Наука, 1967. 676 с.
Нерадовский Ю. Н., Смолькин В. Ф. Необычные титан-хромовые шпинели в породах никеленосных массивов Печенги // Минералы и парагенезисы минералов основных и ультраосновных пород Кольского полуострова. Апатиты, 1977. С. 125-135.
Павлов Н. В. Химический состав хромшпи-нелидов в связи с петрографическим составом пород ультраосновных интрузивов // Тр. Ин-та геол. наук. Сер. руд. месторожд. 1949. Вып. 103, № 3. 88 с.
Перевозчиков Б. В., Плотников А. В., Макиев Т. Т. Природа вариаций состава рудной и акцессорной хромшпинели ультрабазитового массива Сыум-Кеу (Полярный Урал) // Проблемы минералогии, петрографии и металлогении: науч. чтения памяти
П. Н. Чирвинского. Вып. 6. Пермь: Перм. Ун-т, 2004. С. 170-180.
165
Светов С. А. Древнейшие адакиты Фенноскандинав-ского щита // Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2009. 115 с.
Светов С. А. Магматические системы зоны перехода океан-континент в архее восточной части Фен-носкандинавского щита. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2005. 230 с.
Смолькин В. Ф. Коматиитовый и пикритовый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. СПб.: Наука. 1992. 272 с.
Чернов В. М., Инина К. А., Горьковец В. Я., Раевская М. Б. Вулканогенные железисто-кремнистые формации Карелии // Петрозаводск. 1970. 285 с.
Ariskin A. A., Nikolaev G. S. An empirical model for the calculation of spinel-melt equilibrium in mafic igneous systems at atmospheric pressure: I. Chromian spinels // Contrib. Mineral. Petrol. 1996. Vol. 123. P. 282-292.
Arndt N. T., Lesher C. M., Barnes S. J. Komatiite. Cambridge: Cambridge University Press. 2008. 467 p.
Barnes S. J., Kunilov V. Y. Spinels and Mg-ilmenites from the Noril’sk 1 and Talnakh intrusions and other mafic rocks of the Siberian flood basalt province; Econ. Geol. 2000. Vol. 95. P. 1701-1717.
Barnes S. J., Roeder P. L. The range of spinel compositions in terrestrial mafic and ultramafic rocks // J. Petrol. 2001. Vol. 42. P. 2279-2302.
Barnes S. J., Tang Z. Chrome spinels from the Jinchuan Ni-Cu sulphide deposit, Gansu Province, People’s Republic of China // Economic Geology. 1999. 94. P. 343-356.
СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ:
Рыбникова Зоя Павловна
аспирант
Институт геологии Карельского научного центра РАН ул. Пушкинская 11, г. Петрозаводск, Республика Карелия, Россия, 185910
эл. почта: [email protected] тел.: +79637400336
Светов Сергей Анатольевич
зам. директора, руководитель лаб., д. г.-м. н.
Институт геологии Карельского научного центра РАН ул. Пушкинская 11, г. Петрозаводск, Республика Карелия, Россия, 185910
эл. почта: [email protected] тел.: (8142) 782753
Condie K. C. Geochemical changes in basalts and andesites across the Archean-Proterozoic boundary: Identification and significance // Lithos. 1989. 23. P. 1-18.
Fisk M. R., Bence A. E., Experimental crystallization of chrome spinel in FAMOUS basalt 527-1-1 // Earth Planet. Sci. Lett. 1980. Vol. 48. P. 111-123.
Le Bas M. J. IUGS Reclassification of the high-Mg and picritic volcanic rocks // J. Petrol. 2000. Vol. 41. P.1467-1470.
Lesher C. M. Komatiite-associated nickel sulfide deposits Reviews in Economic Geology. 1989. Vol. 4. P. 45-101.
Nisbet E. G. The tectonic setting and petrogenesis of komatiites // In N. T. Arndt, E.G. Nisbet (eds.) // Komatiites. London: Allen and Unwin, 1982. P. 501520.
Polat A., Kerrich R. Geodinamic processes, continental growth, and mantle evolution recorded in late Archean greenstone belts of the southern Superior Province, Canada // Precambrian Research. 2001. 112. P. 5-25.
Spencer K. J., Lindsley D. H. A solution model for coexisting iron-titanium oxides // American Mineralogist. 1981. Vol. 66. P. 1190-1201.
Svetov S. A., Svetova A. I., Huhma H. Geochemistry of the komatiite-tholeiite rock association in the Vedlozero-Segozero archean greenstone belt, Central Karelia // Geochemistry International. Vol. 39, suppl. 1. 2001. P. 24-38.
Rybnikova, Zoya
Institute of Geology, Karelian Research Centre,
Russian Academy of Sciences
11 Pushkinskaya St., 185910 Petrozavodsk, Karelia, Russia e-mail: [email protected] tel.: +79637400336
Svetov, Sergey
Institute of Geology, Karelian Research Centre,
Russian Academy of Sciences
11 Pushkinskaya St., 185910 Petrozavodsk, Karelia, Russia e-mail: [email protected] tel.: (8142) 782753
