CC BY
47
УДК: 552.321.6 + 549.8 + 519.241.5
Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2013. Вып. 3
А. Ю. Селятицкий
ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА МИНЕРАЛОВ ИЗ «КОРОВЫХ» ПЕРИДОТИТОВ UHP КОЛЛИЗИОННЫХ ЗОН*
Введение. Ультраосновные гранат-содержащие породы представляют собой достаточно распространенный компонент многих коллизионных зон (террейнов) сверхвысоких давлений (иНР), среди которых Западный гнейсовый регион в Норвегии, террейн Даби-Сулу в Восточном Китае, Богемский массив в Европе, пояс Санба-гава в Японии, Кокчетавский массив в Северном Казахстане, западные и восточные Альпы, Индонезия и др. [1]. Эти ультраосновные породы могут быть источником важной петротектонической информации, касающейся континентальной субдук-ции, коллизии и эксгумации литосферных блоков, а также взаимодействия флюид— порода на границе субдуцирующего слэба с мантийным клином [2-7].
По данным [3] гранатовые перидотиты иНР коллизионных зон по генетическому признаку могут быть разделены на две крупные группы: мантийные (Мд-Сг тип) и «коровые» ^е-Т1 тип). Широко распространенные мантийные перидотиты представляют собой тектонические фрагменты реститовой мантии, внедренные в глубоко погруженную литосферу при субдукции. Они сохранили геохимические признаки пород, имеющих мантийное происхождение, и характеризуются высокими концентрациями МдО, низкими FeО и А12О3, относительно богаты такими редкими элементами, как Сг и N1 и бедны РЗЭ, Zr, Y и № [8-10].
«Коровые» перидотиты сходны с мантийными по минеральному составу, однако заметно отличаются от них геохимически: характеризуются пониженными содержаниями МдО, Сг, N1 и повышенными — FeO, Т102, А1203, обогащены Zr, X №>, РЗЭ [8, 11-15]. По всей вероятности, такие породы происходят из доколлизионных ультра-базит-базитовых предшественников низких давлений, первоначально находившихся в земной коре, а затем при субдукции вместе с корой погруженных в мантию [3, 11, 12, 14]. До метаморфизма сверхвысоких давлений их протолиты могли претерпеть интенсивные метасоматические преобразования [12-14].
В настоящей работе приводятся результаты исследования особенностей химического состава минералов из «коровых» ультрабазитов, образованных при сверхвысоких давлениях в зонах коллизии. Из-за нетипичного для ультрабазитов химического состава и сложной геологической истории «коровые» перидотиты можно считать уникальными образованиями. Поскольку минералы мантийных и «коровых» перидотитов одни и те же (оливин, пироксены, гранат, шпинель), для диагностики «коровых» ультрабазитов необходимо знать особенности состава, слагающих их минералов. Электронно-зондовый микроанализ минералов на главные и некоторые
Селятицкий Александр Юрьевич — канд. геол.-минерал. наук, научный сотрудник, Институт геологии и минералогии им. В. С. Соболева СО РАН; e-mail: dyadyasasha@ngs.ru (основной), selax@uiggm.nsc.ru
* Работа выполнена в Институте геологии и минералогии им. В. С. Соболева СО РАН (г. Новосибирск) при частичной финансовой поддержке РФФИ (проект № 10-05-00217) и гранта компании ОПТЭК для поддержки молодых ученых. © А. Ю. Селятицкий, 2013
редкие (например, Сг и N1) элементы является наиболее быстрым и эффективным методом получения первичной геохимической информации. Поэтому при изучении перидотитов аналитические данные о составах минералов могут помочь решить задачу о генезисе этих пород.
Вопросы терминологии: использование термина «перидотит» в отношении «коровых» UHP ультрабазитов. Как было упомянуто выше, «коровые» ультрабази-ты происходят из магматических предшественников, но имеют достаточно сложную и длительную историю развития, включающую метасоматоз протолитов и их метаморфизм во время субдукции. Это может вызывать формальные сложности в применении термина «перидотит» к таким породам. Эти породы имеют ультраосновной состав и на TAS-диаграмме классифицируются как перидотиты. Согласно рекомендациям Подкомиссии по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук [16] плутонические ультраосновные породы классифицируются на основе модального содержания слагающих их минералов. Рассматриваемые здесь «коровые» ультрабазиты чаще всего не отличаются от мантийных перидотитов петрографически. Как правило, это богатые оливином породы с ромбическим и моноклинным пироксенами [11-13], но с более высоким объемным содержанием граната и/или шпинели. Поэтому на основе минерального состава эти породы могут быть названы гранатовыми или шпинелевыми перидотитами. По минералогическим и текстурно-структурным признакам их сложно отличить от мантийных перидотитов. Вероятно, поэтому эти породы в зарубежных исследованиях были названы перидотитами [11-13].
Кроме того, систематика пород иногда допускает использование не совсем правильного, но подходящего по смыслу термина. Так, те же мантийные ультрабазиты не могут в полной мере быть названы перидотитами, поскольку они представляют собой реститовую часть, оставшуюся от плавления мантии на ранних этапах развития Земли. Однако, Петрографический комитет Отделения геологии, геофизики, геохимии и горных наук Академии наук СССР допускает использование термина «перидотит» для таких мантийных ультрабазитов — во введении к монографии «Магматические горные породы. Том 5: Ультраосновные породы» [17, с. 4] можно прочитать следующее: «...многие глубинные ультрабазиты, в том числе и издавна определяющие "лицо" этой группы пород альпинотипные гипербазиты, строго говоря, нельзя считать собственно магматическими образованиями, поскольку они не кристаллизовались непосредственно из расплава. Однако, трудно было бы представить себе книгу "Ультраосновные породы" без описания ультрабазитов офио-литовых комплексов, перидотитов океана, ксенолитов ультрабазитов в базальтах и кимберлитах и т. д. Поэтому руководствуясь прочно укоренившейся традицией и учитывая то, что глубинные ультрабазиты возникают все же в ходе магматического процесса (частичного плавления), мы включили их характеристику в настоящую монографию». Есть и другие допущения, упомянутые в той же монографии далее [17, с. 4].
Следует также добавить, что такие мантийные реститы — гранатовые перидотиты, — широко встречающиеся в иНР коллизионных зонах, в зарубежной литературе рассматриваются в рамках проблемы иНР метаморфизма [1-7, 18-23], поскольку эти мантийные перидотиты очень часто несут в себе признаки деформаций, минеральной перекристаллизации, мантийного метаморфизма и метасоматоза.
Таким образом, терминология даже наиболее широко распространенных (мантийных) перидотитов основана на некоторых допущениях, поскольку их минеральный и петрохимический состав остается преимущественно магматическим, однако процессы, которым они были длительное время подвержены, являются в значительной степени метаморфическими и метасоматическими. Поэтому, основываясь на вышеприведенных соображениях, мы считаем возможным использование термина «перидотит» к ультраосновным породам изначально коровой природы, со сложной геолого-петрологической историей их магматических протолитов.
Использованная база данных. В табл. 1 представлена информация по аналитическим данным, которые были использованы в работе. В основном иНР ультра-базитовые породы представлены лерцолитами, в меньшей степени гарцбургитами. Практически все они — гранатсодержащие. По Кокчетавскому массиву использованы собственные аналитические данные, полученные для иНР гранатовых ультра-базитов западной части массива и НР шпинелевых гарцбургитов восточной части (табл. 2). Исследовались содержания таких компонентов, как FeO, МдО, МпО, Т102, Сг203, N10 в оливине, клинопироксене, ортопироксене, гранате и шпинели.
Таблица 1. Использованная база аналитических данных по составам минералов из «коровых»
и мантийных перидотитов
«Коровые» перидотиты (о1 = 63; орх = 37; срх = 22; дЛ = 46; Бр1 = 16) Мантийные перидотиты (о1 = 120; орх = 140; срх = 94; дЛ = 72; 8р1 = 40)
Казахстан: Кокчетавский массив (о1 = 51; орх = 19; срх = 11; дЛ = 30; 8р1 = 16) (наши данные) Норвегия: Западный гнейсовый регион [11] (о1 = 7; орх = 13; срх = 6; дЛ = 11) Китай: террейн Даби-Сулу [6] (о1 = 5; орх = 5; срх = 5; дЛ = 5) Норвегия: Западный гнейсовый регион [4, 11] (о1 = 11; орх = 16; срх = 8; ^ = 12) Китай: террейн Даби-Сулу [5, 6, 18-20] (о1 = 43; орх = 31; срх = 31; дЛ = 38; Бр1 = 5) Индонезия: о-в Сулавеси [7, 21] (о1 = 11; орх = 17; срх = 13; дЛ = 13; Бр1 = 5) Европа (о1 = 52; орх = 73; срх = 42; дЛ = 9; 8р1 = 30): — Бланский массив, Чехия [22] — Западные Альпы [8] — Центральные Альпы [23] — Лигурийские перидотиты Италии [24]
Примечание. о1 — оливин, орх — ортопироксен, срх — клинопироксен, дЛ — гранат, — шпинель. Цифрами в круглых скобках после знака равенства указано количество использованных анализов минерала.
Результаты изучения особенностей химического состава минералов из «коровых» перидотитов отражены на рис. 1-5. Для сравнения на эти же рисунки вынесены составы минералов из мантийных перидотитов. Данные статистической обработки представлены в табл. 3.
Оливин. Наибольшие различия проявлены в концентрациях Fe0, МдО и N10. Оливины из «коровых» перидотитов отличаются высокой железистостью f= Fe/ ^е+Мд) — среднее значение составляет 0,19, тогда как для мантийных оливинов
Таблица 2. Некоторые химические составы минералов из «коровых» ультрабазитов Кокчетавского массива, Северный Казахстан, использованные в работе
Образец SiO2 Т1О2 АЬО3 СГ2О3 БеО МпО №О МдО СаО №2О Сумма
Оливин
СКЧ-19 39,97 0,05 0,00 0,00 16,21 0,08 0,04 44,07 0,01 0,01 100,43
СКЧ-19/3 40,14 0,11 0,00 0,00 14,51 0,04 0,06 45,10 0,03 0,01 99,99
Kumd-1 39,99 0,02 0,00 0,00 13,63 0,04 0,07 45,65 0,00 0,01 99,41
Kumd-2 39,84 0,10 0,00 0,00 13,53 0,06 0,00 46,33 0,00 0,02 99,89
Kumd-3 39,93 0,04 0,00 0,00 14,88 0,06 0,00 45,10 0,00 0,02 100,03
СКЧ-1/1-г 35,42 0,05 0,00 0,01 37,31 0,54 0,02 26,55 0,00 0,03 99,92
СКЧ-11/1-р 38,96 0,00 0,00 0,00 19,25 0,31 0,00 41,14 0,03 0,01 99,70
СКЧ-11/2-г 39,15 0,03 0,00 0,00 18,66 0,24 0,00 41,91 0,00 0,04 100,06
СКЧ-11/3-Р 39,31 0,24 0,00 0,00 17,56 0,28 0,00 42,15 0,02 0,01 99,58
9-L-2-t 38,97 0,00 0,00 0,00 19,47 0,29 0,00 41,82 0,03 0,01 100,59
R-118-98-t 38,40 0,01 0,01 0,00 23,13 0,35 0,00 38,16 0,01 0,05 100,11
R-118-98-А-t 39,13 0,00 0,00 0,00 17,60 0,30 0,01 43,21 0,02 0,01 100,28
R-118-b-t 38,61 0,00 0,00 0,01 20,81 0,39 0,00 40,16 0,05 0,02 100,08
Ортопироксен
Kumd-1-t 57,35 0,09 1,42 0,00 8,84 0,08 0,05 32,61 0,18 0,03 100,64
СКЧ-1/1 56,27 0,08 2,11 0,04 17,87 0,42 0,00 21,82 0,44 0,26 99,31
СКЧ-11/1р 55,00 0,16 2,14 0,00 12,40 0,34 0,00 29,49 0,22 0,00 99,78
СКЧ-11т 55,43 0,16 1,52 0,23 12,37 0,29 0,04 29,90 0,29 0,06 100,28
СКЧ-11/3р 56,67 0,05 0,60 0,00 11,71 0,33 0,00 30,56 0,31 0,00 100,23
СКЧ-16р 54,65 0,12 2,56 0,00 11,86 0,12 0,00 30,00 0,17 0,00 99,48
Клинопироксен
CK-92-t 55,19 0,06 0,67 0,00 2,54 0,01 0,01 16,86 24,50 0,16 99,99
CK-92-t 55,36 0,06 0,63 0,00 2,51 0,03 0,00 17,03 24,79 0,19 100,60
СКЧ-19/3-р 55,66 0,06 0,34 0,00 2,49 0,04 0,01 17,66 24,01 0,18 100,45
СКЧ-19/3-р 54,86 0,06 0,66 0,00 2,74 0,03 0,00 17,51 23,59 0,19 99,64
Гранат
Kumd-1-t 41,68 0,03 22,86 0,04 14,09 0,20 0,00 16,03 5,13 0,00 100,06
Kumd-2-t 41,79 0,02 23,07 0,00 13,59 0,26 0,01 17,77 4,19 0,01 100,72
Kumd-2-t 41,99 0,00 23,21 0,00 13,27 0,24 0,01 18,18 3,73 0,04 100,67
Kumd-3-t 42,13 0,02 23,24 0,00 15,11 0,30 0,00 15,98 4,29 0,02 101,09
СКЧ-19/3-р 42,08 0,03 22,95 0,00 14,11 0,21 0,04 16,17 5,46 0,04 101,07
CK-92-t 41,51 0,03 23,04 0,00 15,26 0,30 0,01 14,54 5,92 0,00 100,61
Шпинель
СКЧ-1/1 0,07 0,03 60,36 0,00 28,73 0,16 0,02 10,52 0,00 0,03 99,90
СКЧ-11/2 0,04 0,02 64,60 0,22 16,54 0,14 0,00 17,67 0,00 0,01 99,27
Окончание табл. 2
Образец SiO2 ТЮ2 А12О3 СГ2О3 БеО МпО №О МдО СаО №2О Сумма
Оливин
СКЧ-16 0,00 0,01 65,56 0,00 15,59 0,05 0,00 17,82 0,02 0,00 99,10
9^-2 0,00 0,01 64,27 0,25 17,54 0,15 0,00 16,54 0,04 0,01 98,80
R-118-98 0,07 0,01 64,47 0,00 19,14 0,15 0,00 15,96 0,00 0,05 99,87
R-118-b 0,03 0,02 65,52 0,18 17,21 0,25 0,00 16,87 0,09 0,01 100,20
Примечание. Анализы выполнены на микрозонде СашеЬах-Мкго в Институте геологии и минералогии им. В. С. Соболева СО РАН, аналитик Е. Н. Нигматулина. Содержания оксидов в мас. %. Содержание К2О во всех анализах ниже предела обнаружения микрозонда.
Таблица 3. Средние, минимальные и максимальные содержания компонентов в минералах «коровых» и мантийных перидотитов
О1 Орх Срх Grt Бр1
БеО 20(13-38) 9(4-13) 12 (9-18) 6 (3-9) 4 (2-) 2 (1-4) 16(13-24) 10 (6-14) 19(16-29) 18 (10-42)
МпО 0,22 (0,02-0,65) 0,12 (0,01-0,24) 0,2 (0,03-0,43) 0,14 (0,01-0,28) 0,05 (0,01-0,23) 0,08 (0-0,33) 0,36 (0,15-0,9) 0,47 (0,01-0,87) 0,12 (0,05-0,25) 0,18 (0-0,45)
МдО 41(26-46) 50 (46-55) 30 (20-33) 34 (30-38) 16 (13-18) 16 (14-19) 15 (10-18) 20(16-23) 16 (11-18) 15(4-21)
ТЮ2 0,02 (0-0,12) 0,01 (0-0,1) 0,07 (0-0,17) 0,09 (0-0,36) 0,05 (0,01-0,11) 0,21 (0-0,97) — 0,01 (0-0,03) 0,16 (0-0,73)
СГ2О3 0,01 (0-0,15) 0,02 (0-0,43) 0,01 (0-0,06) 0,31 (0-0,91) 0,17 (0-0,9) 1,15 (0,19-2,98) 0,12 (0-1,33) 2,1 (0,34-4,8) 0,07 (0-0,25) 26(4-55)
№О 0,02 (0-0,17) 0,38 (0-0,58) 0,01 (0-0,05) 0,07 (0-0,17) 0 (0-0,03) 0,05 (0-0,53) 0,01 (0-0,04) 0,02 (0-0,09) 0,01 (0-0,04) 0,17 (0-0,78)
f 0,19 (0,14-0,33) 0,09 (0,04-0,14) 0,18 (0,13-0,32) 0,09 (0,04-0,14) 0,12 (0,07-0,2) 0,07 (0,03-0,12) 0,37 (0,29-0,57) 0,21 (0,12-0,33) 0,41 (0,33-0,61) 0,42 (0,21-0,86)
п 63 120 37 140 22 94 46 72 16 40
Примечание. Содержания оксидов в мас. %. В числителе — данные для «коровых» перидотитов, в знаменателе — для мантийных; цифра перед скобками — среднее значение, в скобках — минимум и максимум. Значения рассчитаны с использованием данных из табл. 1 и 2, а также некоторых, не вошедших в статью, аналитических данных по Кокчетавскому массиву. Условные обозначения минералов даны в табл. 1; f= Бе / (Бе + Мд) — железистость; п — количество анализов.
средняя железистость составляет 0,09 (см. табл. 3). Точки составов мантийных оливинов на диаграмме Мд-Бе (см. рис. 1а) образуют компактные поля, в то время как «коровые» оливины по составу заметно варьируют. В оливинах мантийных перидотитов железистость изменяется в интервале 0,04-0,11 (одно значение 0,14, которое тяготеет к полю «коровых» оливинов), тогда как в оливинах «коровых» перидотитов максимальные значения железистости достигают 0,44 и не опускаются ниже 0,14. Среди «коровых» составов оливины из перидотитов Китая обладают наиболее выдержанным составом и наименьшей железистостью (£ = 0,15-0,16).
Бе 1,0
0,8
0,6
0,4
0,2
0
Бе 0,20 0,18 0,16 0,14 0,12 0,10 0,08 0,06 0,04 0,02
О
'•• о\
_|_I_I_I_I
0,35 0,7 1,05 1,4 1,75 2,1
Мё
0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2
Мё
♦ 1
■ 2
л 3
Бе 0,6
0,5
0,4
0,3
0,2
ОД
О
Ре 1,6
1,4
1,2
1,0
0,8
0,6
0,4
0,2
О
0,5
1,0 1,5
2,0 Мё
\«\
0,5 1,0 1,5 2,0 2,5
Мё
о 6
□ 7
Рис. 1. Различия минералов из «коровых» и мантийных перидотитов по Бе и Мд. а — оливин, б — ортопироксен, в — клинопироксен, г — гранат; 1-3 «коровые» перидотиты: 1 — Западный гнейсовый регион, Норвегия, 2 — террейн Даби-Сулу, восточный Китай, 3 — Кокчетавский массив, северный Казахстан; 4-7 мантийные перидотиты: 4 — Западный гнейсовый регион, Норвегия, 5 — перидотиты Европы (Западные и Центральные Альпы, Лигурийские перидотиты Италии, Бланский массив Чехии), 6 — террейн Даби-Сулу, Восточный Китай, 7 — о-в Сулавеси, Индонезия. Точечным пунктиром показаны поля «коровых» составов, серой заливкой — поля «мантийных» составов. Содержание Бе и Мд в формульных коэффициентах.
Большинство оливинов из «коровых» перидотитов характеризуется очень низкими концентрациями МО, как правило < 0,01 мас. % (среднее содержание 0,02 мас. %), тогда как оливины мантийных перидотитов содержат МО в концентрациях почти всегда > 0,3 мас. % (среднее значение 0,38 мас. %). Единичные анализы оливинов из мантийных перидотитов Китая, Норвегии и Индонезии имеют низкие концентрации МО — соответственно 0,17, 0,04 и 0,00 мас. % (рис. 2г).
0,14 0,21
Бе / (Бе + Мя)
0,4 0,5 0,6 Ре / (Бе + Мя)
Бе / (Бе +М§) Ре / (Ре + Мя)
Рис. 2. Диаграммы железистость — содержание Сг2О3 для клинопироксенов (а), гранатов (б) и ортопироксенов (в) и диаграмма железистость — содержание №О для оливина (г) из «коровых» и мантийных перидотитов.
Условные обозначения — см. рис. 1. Содержание Сг2О3 и №О в мас. %.
Ортопироксены из «коровых» перидотитов также более железистые в сравнении с мантийными (см. рис. 1б): средняя железистость первых — 0,18, вторых — 0,09. Интервал железистости для мантийных ортопироксенов составляет 0,04-0,11, редко до 0,14; для «коровых» 0,13-0,21, реже до 0,26 и 0,32.
Ортопироксены из разных генетических типов также существенно различаются в концентрациях Сг2О3 (см. рис. 2в). Для «коровых» ортопироксенов характерны очень низкие содержания Сг2О3, в то время как большинство мантийных ортопи-роксенов обогащено Сг2О3. В некоторых мантийных ортопироксенах концентрации
0М8
Ре 0,75
0 м8
Сг2О3 невысокие и сопоставимы с «коровой» выборкой ортопироксенов; особенно это характерно для ортопироксенов из мантийных перидотитов Китая. Наиболее высокие содержания Сг2О3 в орто-пироксенах из мантийных перидотитов Европы.
Так же как оливины, по концентрациям ТЮ2 ор-топироксены из разных типов ультрабазитов не имеют существенных различий (рис. 5а). Ортопи-роксены из мантийных перидотитов Европы характеризуются максимальными концентрациями титана, часто превышающими содержание ТЮ2 в «ко-ровых» перидотитах.
Клинопироксен. Если составы оливинов и орто-пироксенов из мантийных и «коровых» ультрабази-тов образуют отдельные поля (за исключением единичных точек) по железу, магнию и хрому, то поля составов клинопироксенов из разных типов частично
перекрываются по этим компонентам (см. рис. 1е, 2а). Наименьшей железистостью среди «коровых» клинопироксенов характеризуется кокчетавская выборка ^ = 0,070,08); на диаграмме Мд-Бе (см. рис. 1е) точки их составов расположены полностью в поле мантийных клинопироксенов. Наибольшей железистостью среди «коровых» характеризуются клинопироксены террейна Даби-Сулу, Китай, ^ = 0,19-0,20). Они обладают достаточно высокими концентрациями Сг2О3 (0,43-0,90 мас. %), сравнимыми с концентрациями Сг2О3 в мантийных клинопироксенах (0,19-2,98 мас. %). Клинопироксены из «коровых» перидотитов Кокчетавского массива Казахстана и Западного гнейсового региона Норвегии характеризуются практически полным отсутствием Сг2О3 — от 0,00 до нескольких сотых мас. % (т. е. меньше предела обнаружения микрозонда). Среднее значение Сг2О3 для всей выборки «коровых» клинопироксенов составляет 0,17, что гораздо ниже среднего значения для мантийных клинопироксенов (1,15 мас. %).
0,50 0,25
а 1 о2 п 3 +4 х5 °б □ 7
Рис. 3. Диаграммы Мд-Сг-Бе (а) и Мд-Са-Бе (б) для граната из «коровых» и мантийных перидотитов.
1-3 «коровые» перидотиты: 1 — Кокчетавский массив, Северный Казахстан, 2 — Западный гнейсовый регион, Норвегия, 3 — террейн Даби-Сулу, Восточный Китай; 4-7 мантийные перидотиты: 4 — Европа (Бланский массив Чехии и перидотитовые комплексы Западных Альп), 5 — Западный гнейсовый регион, Норвегия, 6 — террейн Даби-Сулу, Восточный Китай, 7 — п-ов Сулавеси, Индонезия. Значения Мд, Са, Бе и Сг в формульных коэффициентах.
0,73
а 1 02 ХЗ о 4 □5 Рис. 4. Состав шпинели из «коровых» и мантийных перидотитов: 1 — «коровые» перидотиты Кокчетавского массива, Северный Казахстан; 2-5 мантийные перидотиты: 2 — Бланский массив, Чехия, 3 — перидотитовые комплексы Западных Альп, 4 — террейн Даби-Сулу, Восточный Китай, 7 — п-ов Сулавеси, Индонезия. Значения Мд, Сг, Бе в формульных коэффициентах; А12О3, Сг2О3, ТЮ2, №О — в мас. %.
Отметим, что в отношении такого компонента как Т1О2 клинопироксены из мантийных перидотитов (Мд-Сг тип) характеризуются более высокими максимальным и средним значениями, чем клинопироксены из «коровых» перидотитов (Бе-Т1 тип) (см. рис. 5б).
Гранаты в «коровых» ультрабазитах гораздо более железистые и практически не содержат Сг2О3 (за исключением китайских) по сравнению с мантийной выборкой (см. рис. 1г, 2б, 3а). Гранаты из разных генетических типов по концентрациям Бе
Рис. 5. Содержание TiO2 в пироксенах из «коровых» и мантийных перидотитов: а — ортопироксен, б — клинопироксен. Условные обозначения — см. рис. 1. Содержание TiO2 в мас. %.
и Mg занимают практически самостоятельные поля, за исключением двух анализов норвежских мантийных гранатов из образца Е38 [11], которые тяготеют к «коровым» составам (см. рис. 1г). Так же как для клинопироксенов, содержание Cr2O3 в гранатах из «коровых» перидотитов террейна Даби-Сулу существенно выше, чем в гранатах из «коровых» перидотитов Кокчетава и Норвегии и перекрывается с составами наименее хромистых мантийных гранатов (см. рис. 2б). Если кокчетавские и норвежские «коровые» гранаты практически лишены Cr2O3, то в китайских «коровых» гранатах содержание &2O3 составляет 0,32-1,33 мас. %.
Содержания MnO и CaO в гранатах разных типов перекрываются практически полностью. Содержание MnO в «коровых» гранатах 0,15-0,90 мас. % (Хср = 0,36 мас. %), в мантийных — 0,01-0,87 мас. % (Хср = 0,47 мас. %). Содержание СаО (см. рис. 3б) в «коровых» гранатах — 2,67-6,78 мас. % (Хср = 4,78 мас. %), в мантийных — 3,51-6,40 мас. % (Хср = 4,73 мас. %).
Шпинель. «Коровая» выборка представлена составами шпинели только из гарц-бургитов Кокчетавского массива (см. табл. 2). Главное отличие кокчетавских шпинелей от мантийной выборки — очень низкое содержание Cr2O3 и существенное обогащение герцинитовым миналом и глиноземом (см. рис. 4а, б). Содержание Cr2O3 в них колеблется от 0,00 до 0,25 мас. %, в то время как в шпинелях из мантийных перидотитов содержание хрома варьирует от 4 до 55 мас. %. Содержание Al2O3 в шпинелях из «коровой» выборки — 60-67 мас. % (Хср = 64 мас. %), из мантийной — 4-64 мас. % (Хср=40 мас. %). Отношение Cr / (Cr + Al) в первых составляет 0,000-0,003 (Хср = 0,001), во вторых — 0,04-0,88 (Хср = 0,37). Помимо Cr2O3, мантийные шпинели обогащены также NiO и TiO2 (рис. 4е, табл. 3).
Заключение. Выполнен анализ особенностей химического состава минералов из «коровых» и мантийных перидотитов различных UHP субдукционно-коллизион-ных зон мира. Получены результаты изучения особенностей химических составов
оливина, пироксенов, граната и шпинели из «коровых» гранатовых и шпинелевых перидотитов коллизионных зон Северного Казахстана, Западной Норвегии, Восточного Китая и мантийных гранатовых перидотитов Западной Норвегии, Восточного Китая, Индонезии и Европы (Западные и Центральные Альпы, Лигурийские перидотиты Италии, Бланский массив Чехии).
Генетический тип «коровых» перидотитов характеризуется рядом минералогических особенностей, отличающих его от типичных мантийных аналогов. В сравнении с мантийными, «коровые» перидотиты характеризуются высокой железисто-стью минералов, весьма низкими концентрациями Ni в оливине и пониженными концентрациями Cr в пироксенах, шпинели и гранате. Эти особенности кардинально отличают их от минералов из ультраосновных пород типичного мантийного происхождения.
Более высокие концентрации TiO2 в пироксенах и шпинелях из мантийной выборки, по всей вероятности, объясняются тем, что в мантийных перидотитах эти минералы могут являться практически единственными концентраторами примеси TiO2, в то время как в «коровых» перидотитах высокое валовое содержание TiO2 и FeO обусловливает появление в значительных количествах (несколько об. %) самостоятельной Ti-содержащей фазы — ильменита, который в совокупности с выявленными особенностями состава минералов может считаться минералогической особенностью именно корового типа ультрабазитов.
По содержанию Fe, Mg, Cr и Ni минералы отражают различия в валовом составе перидотитов двух генетических типов. Выявленные особенности и различия в составах минералов из «коровых» перидотитов могут быть использованы для первичной дискриминации и диагностики генезиса пород, и наряду с химическим составом самих пород [10-15], для установления природы их протолитов в субдукци-онно-коллизионных обстановках.
Автор благодарит академика В. В. Ревердатто за содействие в научном исследовании и замечания к первоначальному тексту статьи.
Литература
1. Liou J. G., Ernst W. G., Zhang R. Y., Tsujimori T., Jahn B. M. Ultrahigh-pressure minerals and metamor-phic terranes — The view from China // J. Asian Earth Sci. 2009. Vol. 35. P. 199-231.
2. Coleman R. G., Wang X. Overview of the geology and tectonics of UHPM // Ultrahigh pressure meta-morphism / eds R. G. Coleman, X. Wang. Cambridge: Cambridge University Press, 1995. P. 1-32.
3. Brueckner H. K., Medaris L. G. A general model for the intrusion and evolution of «mantle» garnet peridotites in high-pressure and ultrahigh-pressure metamorphic terranes // J. Metam. Geol. 2000. Vol. 18. P. 123-133.
4. Roermund H. L. M. van, Drury M. R., Barnhoorn A., de Ronde A. A. Super-silicic garnet microstructures from an orogenic garnet peridotite, evidence for an ultra-deep (>6 GPa) origin // J. Metam. Geol. 2000. Vol. 18. P. 135-147.
5. Zheng J. P., Zhang R. Y., Griffin W. L., Liou J. G., O'Reilly S. Y. Heterogeneous and metasomatized mantle recorded by trace elements in minerals of the Donghai garnet peridotites, Sulu UHP terrane, China // Chem. Geol. 2005. Vol. 221. P. 243-259.
6. Zheng J. P., Sun M., Griffin W. L., Zhou M. F., Zhao G. C., Robinson P., Tang H. Y., Zhang Z. H. Age and geochemistry of contrasting peridotite types in the Dabie UHP belt, eastern China: Petrogenetic and geody-namic implications // Chem. Geol. 2008. Vol. 247. P. 282-304.
7. Kadarusman A., Parkinson C. D. Petrology and P-T evolution of garnet peridotites from central Sulawesi, Indonesia // J. Metam. Geol. 2000. Vol. 18. P. 193-209.
8. Ernst W. G. Petrochemical study of lherzolitic rocks from the Western Alps // J. Petrology. 1978. Vol. 19. P. 341-392.
9. McDonough W. F., Frey F. A. Rare earth elements in upper mantle rocks // Review in mineralogy. Geochemistry and mineralogy of rare earth elements. Min. Soc. Amer. 1989. Vol. 21. P. 99-145.
10. Ревердатто В. В., Селятицкий А. Ю., Карсвелл Д. Геохимические различия «мантийных» и «ко-ровых» перидотитов/пироксенитов в метаморфических комплексах высоких/сверхвысоких давлений // Геология и геофизика. 2008. Т. 49, № 2. C. 99-119.
11. Carswell D. A., Harvey M. A., Al-Samman A. The Petrogenesis of constraining Fe-Ti and Mg-Cr garnet peridotite types in the high grade gneiss complex of Western Norway // Bull. Mineral. 1983. Vol. 106. P. 727-750.
12. Zhang R. Y., Liou J. G. Dual origin of garnet peridotites of Dabie-Sulu UHP terrane, eastern-central China // Episodes. 1998. Vol. 21. P. 229-234.
13. Zhang R. Y., Liou J. G., Yang J. S., Yui T.-F. Petrochemical constraints for dual origin of garnet peridotites from the Dabie-Sulu UHP terrane, eastern-central China // J. Metam. Geol. 2000. Vol. 18. P. 149-166.
14. Ревердатто В. В., Селятицкий А. Ю. Оливин-гранатовые, оливин-шпинелевые и ортопирок-сеновые метаморфические породы Кокчетавского массива, Северный Казахстан // Петрология. 2005. Т. 13, № 6. С. 564-591.
15. Селятицкий А. Ю. Шпинель-антофиллитовые породы Кокчетавского массива (Северный Казахстан) // Геология и геофизика. 2007. Т. 48, № 5. С. 511-520.
16. Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов. Рекомендации Подкомиссии по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук. М.: Недра, 1997. 248 с.
17. Магматические горные породы. Т. 5. Ультраосновные породы / под ред. О. А. Богатикова М.: Наука, 1988. 505 с.
18. Mineral chemistry of peridotites from paleozoic, mesozoic and cenozoic lithosphere: constraints on mantle evolution beneath eastern China / Zheng J., Griffin W. L., O'Reilly S. Y., Yang J., Li T., Zhang M., Zhang R. Y., Liou J. G. // J. Petrol. 2006. Vol. 47, N 11. P. 2233-2256.
19. Malaspina N., Poli S., Fumagalli P. The oxidation state of metasomatized mantle wedge: insights from C-O-H-bearing garnet peridotite // J. Petrol. 2009. Vol. 50, iss. 8. P. 1533-1552.
20. Ye K., Song Y. R., Chen Y., Xu H. J., Liu J. B., Sun M. Multistage metamorphism of orogenic garnet-lherzolite from Zhimafang, Sulu UHP terrane, E. China: Implications for mantle wedge convection during progressive oceanic and continental subduction // Lithos. 2009. Vol. 109. P. 155-175.
21. Helmers H., Maaskant P., Hartel T. H. D. Garnet peridotite and associated high-grade rocks from Sulawesi, Indonesia // Lithos. 1990. Vol. 25. P. 171-188.
22. Naemura K., Hirajima T., Svojtka M. The pressure-temperature path and the origin of phlogopite in spinel-garnet peridotites from the Blansky Les massif of the Moldanubian zone, Czech Republic // J. Petrology. 2009. Vol. 50. P. 1795-1827.
23. Paquin J., Altherr R. New constraints on the P-T evolution of the Alpe Arami garnet peridotite body (Central Alps, Switzerland) // J. Petrol. 2001. Vol. 42, N 6. P. 1119-1140.
24. Ernst W. G., Piccardo G. B. Petrogenesis of some Ligurian peridotites: I. Mineral and bulk-rock chemistry // Geoch. &sm. Acta. 1979. Vol. 43. P. 219-327.
Статья поступила в редакцию 20 марта 2013 г.
