CC BY
49
УДК 552.13: 552.3 (470.22)
Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2014. Вып. 4
С. А. Светов1, З. П. Рыбникова1, А. Б. Вревский2,3
РЕКОНСТРУКЦИЯ P-T ПАРАМЕТРОВ ГЕНЕРАЦИИ И ИЗЛИЯНИЯ МЕЗОАРХЕЙСКИХ КОМАТИИТОВЫХ РАСПЛАВОВ ПО ДАННЫМ ИЗУЧЕНИЯ АКЦЕССОРНЫХ ШПИНЕЛИДОВ
1 Институт геологии Карельского научного центра РАН, Российская Федерация, 185910, Петрозаводск, ул. Пушкинская, 11
2 Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Российская Федерация, 199034, Санкт-Петербург, наб. Макарова, 2
3 Санкт-Петербургский государственный университет, Российская Федерация, 199034, Санкт-Петербург, Университетская наб., 7/9
В статье приводятся результаты геохимического изучения акцессорных шпинелидов из ме-зоархейских коматиитовых серий зеленокаменных структур восточной части Фенноскандинав-ского щита. Анализировались шпинели из ортокумулятивных зон маломощных (менее 12 м) расслоенных лавовых потоков перидотитовых коматиитов. В породах установлено сосуществование первично магматического алюмохромита-субферриалюмохромита и позднего метаморфического хроммагнетита-магнетита. Расчет на основе химического состава первично-магматических шпинелидов и пород позволил оценить температуру излияния первичных расплавов — 1540-1600oC. Установлено, что кристаллизация коматиитовой магмы начиналась еще до излияния на дневную поверхность с выделения оливина Fo(90-94) при температурах 1730-1580°C, по мере остывания (T = 1470oC) в кристаллизацию вовлекался алюмохромит. Для первичных коматиитовых расплавов изучаемых структур рассчитаны P-T параметры магмогенерации: температура 1740-1830oC и давление P = 4,5 - 7,3 гПа. Анализ условий магмогенеза Al-недеплетированного типа коматиитов в интервале 3,0-2,8 млрд лет показал закономерное уменьшение температур и давлений при их формировании, что согласуется с моделью остывания архейской мантии. Би-блиогр. 45 назв. Ил. 5. Табл. 1.
Ключевые слова: коматииты, мезоархей, Фенноскандинавский щит, шпинелиды, PT условия генерации и кристаллизации коматиитов.
RECONSTRUCTING THE P-T PARAMETERS OF GENERATION AND ERUPTION OF MESOARCHEAN KOMATIITIC MELTS — ACCESSORY SPINELS STUDY
S. A. Svetov1, Z. P. Rybnikova1, A. B. Vrevsky2,3
1 Institute of geology, Karelian research centre RAS, 11, ul. Pushkinskaya, Petrozavodsk, 185910, Russian Federation
2 Institute of Precambrian geology and geochronology RAS, 2, nab. Makarova, Saint-Petersburg, 199034, Russian Federation
3 St. Petersburg State University, 7/9, Uiversitetskaya nab., St. Petersburg, 199034, Russian Federation
The article reports on the results of geochemical study of accessory spinels from mesoarchean kom-atiitic series of the eastern part of Fennoscandian Shield structures. Accessory minerals of the ortocumu-late zones of thin (less than 12 m) differentiated komatiitic lava were analyzed. The coexistence of several generations of spinels in the rocks was established, among them primary magmatic alumohromite, sub-ferrialumohromite and metamorphic chrommagnetite-magnetite. Based on the chemical composition of primary magmatic alumohromites and rocks the melting temperatures were estimated at 1540-1600 °C. It is shown that the crystallization process in komatiitic magma began at the stage of melt recovery to the surface with the olivine crystallization Fo(90-94) at T = 1730-1580°C, then at the cooling (T = 1470 °C) alumochromites are crystallizated. P-T parameters of magma generation of primary komatiitic melts (T = 1740 - 1830°C и P = 4,5 - 7,30GPа) have been calculated. The comparison of Al-undepleted type komatiites conditions in the time interval 3,0-2,8 billion years has shown a regular temperatures and pressures decrease during their generation that corresponds with the model of the Archean mantle cooling. Refs 45. Figs 5. Table 1.
Keywords: komatiites, mesoarchean, Fennoscandian shield, spinels, P-T parameters of magma generation
Интерес к изучению вулканитов коматиитовой серии связан с возможностью использования их геохимической характеристики для реконструкции термодинамических режимов и геодинамических обстановок магмообразования на ранних этапах развития Земли [1, 2]. Приуроченность к данным комплексам крупнейших сульфидных месторождений, таких как Камбалда (кратон Илгарн, Западная Австралия), Лангмур (кратон Супериор, Канада), Шангони (Зимбабве) с запасами до 45 млн т руды с содержанием N1 0,9-4,1% [3], сделали коматиитовые ассоциации одними из самых обсуждаемых в мире.
Основная проблема, с которой сталкиваются исследователи в ходе изучения коматиитов, — значительная метаморфическая переработка пород (от зеленослан-цевой до амфиболитовой фаций), приводящая к замещению первичных минеральных парагенезов на метаморфические. В таких случаях восстанавливать условия магмогенерации расплавов возможно, основываясь лишь на химическом составе пород (распределении малоподвижных петрогенных и трасс-элементов). Однако существует дополнительный инструмент оценки Р-Т режимов магмообразования ультраосновных пород: изучение акцессорных минеральных фаз —универсальных и информативных индикаторов петрологических процессов.
Для коматиитовых магм важнейшими акцессорными минералами являются шпинелиды (хромиты) [4]. Хромиты FeCr2O4 — крайние члены изоморфного ряда хромшпинелидов —классифицируются в зависимости от количественного содержания основных окислов, которые входят в состав минерала [5]. Широко проявленный в минеральной системе хромитов изоморфизм является важным индикатором термодинамических режимов формирования расплавов. В вулканитах коматиито-вой серии часто сохраняются реликты хромитовых зерен, окруженные поздними магнетитовыми каймами, что позволяет данным минеральным фазам сохранить информацию не только о первично-магматических процессах (в ядрах кристаллов), но и поздних метаморфических событиях [4, 6-10].
Акцессорные шпинелиды в докембрийских вулканитах пикритового и коматии-тового ряда в пределах восточной части Фенноскандинавского щита изучались на примере структур Кольской провинции (пикритов Печенгской структуры, коматиитов зе-ленокаменного пояса Колмозеро-Воронье [11, 12]), Карельского кратона (коматиитов Костомукшской структуры [13], Ветреного пояса [12, 14], Совдозерской структуры [15]). Изучалась связь кристаллической структуры шпинелидов с условиями кристаллизации рудных и безрудных расплавов [16]. Однако детального исследования акцессорных хромитов в мезоархейских коматиитовых сериях региона не проводилось.
В данной статье авторы приводят результаты изучения акцессорных минералов группы шпинели из ключевых мезоархейских коматиитовых комплексов восточной части Фенноскандинавского щита с целью реконструкции условий архейского маг-мообразования.
Геологическая характеристика объектов исследования
Объектами исследования выступали коматиитовые серии следующих зелено-каменных поясов: Ведлозерско-Сегозерского (Совдозерская, Паласельгинская структуры —Центральная Карелия), Гимольско-Костомукшского (Костомукшская структура, Северо-Западная Карелия), Северо-Карельского (Хизоваарская структура,
Северная Карелия) и Урагубско-Колмозе-ро-Вороньинского (Полмос-Поросозерская структура, Кольский полуостров) (рис. 1).
Формирование коматиитов в докембрии происходило асинхронно в широком временном интервале, с несколькими глобальными максимумами на уровне 3,5-3,3, 3,1-2,6, 2,4-1,9 млрд лет [17]. Для восточной части Фенноскандинавского щита наиболее ярко высокомагнезиальный вулканизм проявлен в двух временных интервалах: 3,0-2,9 и 2,9-2,8 млрд лет [11, 12, 18], на которых и был сделан акцент исследований.
Интервал 3,0-1,9 млрд лет формирования коматиитовых расплавов изучен на примере зеленокаменных структур Ведлозерско-Сегозерского зеленокамен-ного пояса, расположенного в Центральной Карелии на западном обрамлении палеоархейского Водлозерского блока. Пояс протягивается в субмеридиональном направлении на 300 км, сформирован вулканогенно-осадочными ассоциациями мезо-неоархейского возраста, разделенными полями гранитогнейсов различного состава и возраста [18, 19].
Коматиит-базальтовые серии представлены фрагментами стратифицированных разрезов, выполненных массивными, подушечными, вариолитовыми лавами в чередовании с прослоями туфового, вулканогенно-осадочного и терригенного материала. Реконструированная мощность разрезов варьирует от 900 до 2000 м [18-20].
Изучение акцессорных шпинелидов проведено на примере маломощных (<10 м) дифференцированных лавовых потоков перидотитовых коматиитов в Паласельгин-ской и Совдозерской структурах, в строении которых выделяются следующие зоны (снизу-вверх): кумулятивная (< 2 м); массивного строения со спинифекс-структу-рами (2-8 м); кровельная брекчированная (< 1 м); зона закалки (< 0,1 м). Детальное описание разрезов и участков работ приведено в монографии [18].
Минеральный состав перидотитовых коматиитов представлен вторичным метаморфическим парагенезом: серпентином, актинолитом, тремолитом, хлоритом, эпидотом, магнетитом, карбонатом. Спинифекс-структуры сохранились в виде хло-рит-актинолитовых или хлорит-актинолит-тремолитовых псевдоморфоз, кумулятивные — серпентин-хлорит-магнетитовых псевдоморфоз.
Породы коматиитовых ассоциаций изменены в условиях зеленосланцевой-эпи-дот-амфиболитовой фации андалузит-силлиманитового типа в интервале давлений 2-4 кбар и температуре 500-540 °С [21].
Рис. 1. Упрощенная схема расположения архейских зеленокаменных поясов в пределах Фенноскандинавского щита. Цифры в кружках — архейские зеленокаменные структуры: 1 — Совдозерская, 2 — Пала-сельгинская, 3 — Костомукшская, 4 — Хи-зоваарская, 5 — Полмос-Поросозерская
Время формирования коматиитовой серии Ведлозерско-Сегозерского зелено-каменного пояса по данным изучения системы (по породе в целом) оцени-
вается в 2921 ± 55 млн лет [22]. Возраст секущих коматииты, даек дацитов в Койкар-ской структуре по данным цирконометрии (SHRIMP-II) равен 2927 ± 9,1 млн лет, для андезитовых даек Паласельгинской структуры, секущих коматиитовую ассоциацию, установлен возраст (SHRIMP-II) 2919 ± 14 млн лет [23]. Приведенные данные позволяют заключить, что временной интервал образования коматиитового комплекса северной части Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса составляет 2,972,90 млрд лет.
Интервал 2,9-1,8 млрд лет рассмотрен на примере Костомукшской, Хизоваар-ской и Полмос-Поросозерской структур.
Костомукшская структура принадлежит к архейскому зеленокаменному поясу Гимолы-Костомукша, расположенному в северо-западной части Карельского крато-на. В своей нижней части зеленокаменный пояс сложен мезоархейскими вулканитами ультраосновного, основного и кислого состава, а в верхней — кварцитами, железистыми кварцитами и слюдистыми сланцами неоархейского возраста [19].
Разрез коматиитовой толщи в структуре сформирован массивными, подушечными лавами и автобрекчиями в переслаивании с туфовым материалом.
Исследование акцессорных шпинелидов проводилось в кумулятивной части (мощность зоны —3 м) массивного лавового потока перидотитовых коматиитов, имеющих реконструированную мощность —10-12 м.
Sm-Nd возраст коматиитов в структуре равен 2843 ± 39 млн лет, что согласуется с и-РЬ возрастом перекрывающих ультраосновную толщу риолитов — 2795 ± 29 млн лет [13]. Метаморфические преобразования пород проходили в несколько этапов развития зеленокаменного пояса в интервалах давлений 4-10 кбар и температур — 530-640 оС [21].
Хизоваарская структура является наиболее изученным фрагментом СевероКарельского зеленокаменного пояса и представляет собой тектонический коллаж, сформированный контрастными стратотектоническими ассоциациями вулканогенной, осадочно-вулканогенной и осадочной природы. Вулканогенные ассоциации относятся к коматиит-базальтовой, толеитовой, бонинитовой и андезитовой сериям [24, 25].
Проведено изучение перидотитовых коматиитов, формирующих нижнюю часть стратотектонического разреза Хизоваарского комплекса, имеющих кумулятивные структуры. В обнажениях породы представлены рассланцованными серпентинитами, хлорит-тремолит-серпентиновыми сланцами, тремолититами, слагающими протяженные линзовидные тела мощностью до 50 м и располагающимися среди базальтов (амфиболитов) [24]. Первичная минеральная ассоциация пород не сохранилась, кумулятивные структуры в коматиитах диагностируются по сохранившимся псевдоморфозам оливина, заполняющим породу на 70-80%. Кумулятивные породы перекрываются базальтами толеитовой серии, для которых характерны массивные и подушечные текстуры. Видимая мощность нижней толщи Хизоваарской структуры варьирует от 100 до 600 м [24].
Время формирования перидотитовых коматиитов может быть определено на основании следующих данных. Разрез основных пород прорывается субвулканическими телами риодацитов с и-РЬ возрастом по цирконам 2803 ± 25 млн лет, а также
трондьемитами со временем формирования 2804 ± 27 млн лет, что позволяет предполагать время образования коматиитового комплекса в интервале 2,9-2,8 млрд лет [24, 25].
Метаморфические преобразования коматиитовой ассоциации соответствуют амфиболитовой фации и происходили при давлении 6-7 кбар и температурах 580-640°С [26].
Полмос-Поросозерская структура является частью Урагубско-Колмозеро-Вороньинского зеленокаменного пояса, расположенного в зоне сочленения Мурманского и Центрально-Кольского блоков Фенноскандинавского щита [11].
Акцессорные шпинелиды изучались в перидотитовых коматиитах нижней части разреза Полмос-Поросозерской структуры (фрагмент Полмостундровской свиты), сформированного породами коматит-толеитовой серии в переслаивании с вул-каногенно-осадочными пачками.
Перидотитовые коматииты образуют серии лавовых потоков, прослеживающихся по простиранию на расстояние около 1500-1800 метров и формирующих пачку мощностью до 250 м. Отдельные лавовые потоки коматиитов варьируют по мощности от 5 до 20 м и имеют дифференцированное строение. Перидотитовые ко-матииты находятся в тесном переслаивании с лавами пироксенитовых и базальтовых коматиитов, имеющих мощность потоков около 3-8 м.
Коматииты Урагубско-Колмозеро-Вороньинского зеленокаменного пояса по геологическим данным формировались ранее кварцевых порфиров данной зоны, для которых U-Pb возраст цирконов составляет 2828 ± 8 млн лет [27], что позволяет уверенно говорить о том, что временной интервал образования высокомагнезиальных вулканитов — 2,9-2,8 млрд лет.
Метаморфические преобразования коматиит-базальтовой серии соответствуют амфиболитовой фации андалузит-силлиманитового и кианит-силлиманитового типа [11], что привело к формированию в породах хлорит-тремолит-серпентин-кар-бонат-магнетитового минерального парагенезиса в интервале давлений 2-3 кбар и температур 650-700 °С [28].
Методы исследования
В данной работе акцент сделан на изучение акцессорных минеральных фаз пе-ридотитовых коматиитов — шпинелидов, что потребовало проведения полевого опробования кумулятивных зон маломощных (< 12 м) дифференцированных лавовых потоков (за исключением Хизоваарской структуры, где изучались кумулятивные линзы). В подобных лавовых телах чаще всего диагностируется двухзонное строение, выделяются кумулятивная нижняя область, представленная орто- и ме-зокумулятом, и массивная прикровельная часть. Образцы отбирались из областей ортокумулята, которые характеризовались наличием около 70-80% «оливиновых» псевдоморфоз, погруженных в мелко раскристаллизованный матрикс, при этом между отдельными «оливиновыми» псевдоморфозами существовали лишь точечные контакты.
Из отобранных проб изготавливались шлифы и аншлифы (в общей сложности около 60 препаратов). Изучение морфологии и химического состава минералов проведено на сканирующем электронном микроскопе (СЭМ) VEGA II LSH (Tescan)
с энергодисперсионным микроанализатором INCA Energy 350 (Oxford instruments). Общее количество определений химического состава хромитов превысило 600 анализов.
Компьютерная обработка микрозондовых анализов шпинелидов проводилась в программах «MINAL» (автор — Д. В. Доливо-Добровольский), расчет P-T параметров осуществлялся в программе Petrolog 3,1. [29].
Проверка расчетных температур кристаллизации шпинелидов выполнена с помощью термического анализа монофракций хромита на синхронном термоанализаторе STA 449 F1 Jupiter. Эксперименты проводились в интервале температур от 0 до 1550оС с шагом нагрева 5оС, навеска концентрата составляла 10 мгм. Концентрат шпинели выделен из пробы 9м03-33 перидотитовых коматиитов Совдозерской структуры.
Все аналитические исследования выполнены в Институте геологии КарНЦ РАН (г. Петрозаводск).
Геохимическая характеристика перидотитовых коматиитов
Все рассматриваемые вулканиты на основе петрохимических классификационных требований [1] соответствуют породам коматиитовой серии. Состав зон орто-кумулята в дифференцированных лавовых потоках коматиитов (Совдозерская, Па-ласельгинская, Костомукшская и Полмос-Поросозерская структуры) и кумулятивных линзах (Хизоваарская структура) характеризуется повышенными содержаниями MgO на уровне 32-45 мас.%, низкими концентрациями SiO2 = 37,1-40,5 мас.%, TiO2 < 0,3 мас.% и NaO + K2O < 0,5 мас.%. В связи с тем, что в зонах ортокумулята ранее отмечались повышенные содержания Cr от 2000 до 7500 ppm [11, 18, 24], это позволяло предполагать первичную аккумуляцию акцессорного хромита в ходе кристаллизационной дифференциации.
Вариации петрогенетических отношений CaO/Al2O3 < 1, 15 < Al2O3/TiO2 < 30 в ко-матиитах изучаемых структур (сформированных в интервалах 3,0-2,8 млрд лет) позволяют отнести ассоциации к единому Al-недеплетированному типу «Мунро» [1], что подтверждается нефракционированным распределением тяжелых редкоземельных элементов и слабо проявленным обеднением легких редкоземельных элементов (подобно N-MORB).
Геохимическая характеристика шпинелидов
Детальные СЭМ исследования ортокумулята коматиитов показали, что во всех пробах присутствует несколько генераций шпинелидов, составляющих суммарно около 2-5% валового объема породы.
Наиболее широко в перидотитовых коматиитах развита поздняя генерация шпинелидов, представленная пылевидными (1-10 мкм) идиоморфными кристаллами хроммагнетита-магнетита. Данная минеральная фаза формирует цепочки зерен, оконтуривающие «оливиновые псевдоморфозы», выполненные серпентин-тремо-литовым агрегатом, а также равномерно распределена по матриксу.
Для поздней генерации магнетита характерны низкие содержания Cr и Al. Зерна имеют слабо проявленную геохимическую зональность, выраженную в снижении содержания Cr2O3 от ядра к периферии с 18,57-12,82 до 4,60-3,04 мас.%, а также низкие содержания (мас.%) MgO 0,02-1,27, V2O3 0,07-0,61, ZnO 0,04-1,72, Al2O3 0-0,13,
ю
ЦП
Структура Совдозерская структура Паласельгинская структура
Образец 9т03-33- 2 9т03-33- 2 9т03-33-3 275-17 1 275-17 2 275-17 2
Участок зерна Я ПЗ КЗ Я ПЗ КЗ ЦЗ ПЗ КЗ ЦЗ ПЗ КЗ ЦЗ ПЗ КЗ ЦЗ ПЗ КЗ
5Ю2 0,16 0,38 0,07 0,35 0,09 0,23 0,15 0,07 — 0,10 0,36 0,15 0,07 0,13 0,08 — 0,19 —
ТЮ2 0,31 0,26 0,14 0,16 0,21 — 0,22 — 0,12 0,03 0,12 0,07 0,24 0,02 — 0,30 0,37 —
А12Оз 11,56 0,31 0,03 11,51 0,41 0,19 0,13 0,21 — 0,12 — 0,16 0,25 0,21 0,02 0,34 0,17 —
Сг203 46,34 24,81 8,84 46,44 16,97 8,59 15,76 11,46 7,25 17,79 15,25 12,32 20,07 17,65 13,91 30,54 25,51 14,23
БеО 34,65 70,80 88,54 34,30 79,39 88,72 81,79 86,30 90,54 78,85 81,98 85,08 77,41 79,28 83,61 64,83 71,18 82,50
МпО 2,07 1,40 0,52 1,96 0,81 0,27 0,57 0,53 0,34 0,82 0,59 0,54 0,93 0,94 0,91 1,91 1,10 0,70
MgO 1,13 0,10 0,15 1,43 0,07 0,23 0,18 — 0,01 0,06 0,36 0,04 0,12 0,15 0,22 0,12 0,47 0,43
СаО 0,17 0,07 0,42 — 0,07 0,06 0,07 0,16 0,15 0,05 — 0,05 — 0,08 0,11 0,09 0,05 —
МО 0,08 0,29 0,04 — 0,06 — 0,05 — 0,25 0,24 0,15 0,21 0,22 0,36 0,14 0,60 0,31 0,22
гпо 2,37 0,62 — 2,56 0,49 0,50 0,40 0,03 0,15 0,65 0,40 0,38 0,07 — 0,34 0,87 0,47 0,87
У2Оз 0,45 0,36 0,57 0,43 0,29 0,44 0,04 0,39 0,37 0,25 0,01 0,13 0,31 0,50 0,24 0,15 0,08 0,05
Сумма 99,29 99,41 99,31 99,12 98,86 99,23 99,36 99,15 99,18 98,97 99,22 99,13 99,68 99,32 99,56 99,75 99,90 99,00
514+ 0,006 0,014 0,002 0,012 0,003 0,008 0,01 0,00 — 0,004 0,013 0,006 0,002 0,005 0,003 — 0,007 —
Т(4+ 0,008 0,007 0,004 0,004 0,006 — 0,01 — 0,00 0,001 0,003 0,002 0,006 0,001 — 0,008 0,010 —
А13+ 0,479 0,013 0,001 0,476 0,018 0,008 0,01 0,01 — 0,005 — 0,007 0,011 0,009 0,001 0,014 0,007 —
Сг3+ 1,286 0,716 0,253 1,289 0,491 0,246 0,45 0,33 0,21 0,515 0,438 0,355 0,576 0,508 0,398 0,882 0,732 0,410
Бе3+ 0,195 1,218 1,717 0,190 1,465 1,717 1,52 1,64 1,77 1,464 1,529 1,620 1,386 1,458 1,588 1,082 1,224 1,589
Бе2+ 0,823 0,944 0,965 0,817 0,962 0,972 0,97 0,98 0,98 0,949 0,963 0,970 0,966 0,955 0,946 0,898 0,935 0,925
Мп2+ 0,062 0,043 0,016 0,058 0,025 0,008 0,02 0,02 0,01 0,025 0,018 0,017 0,029 0,029 0,028 0,059 0,034 0,022
Mg2+ 0,059 0,005 0,008 0,075 0,004 0,012 0,01 — 0,00 0,003 0,019 0,002 0,006 0,008 0,012 0,006 0,025 0,023
Са2+ 0,006 0,003 0,016 — 0,003 0,002 0,00 0,01 0,01 0,002 — 0,002 — 0,003 0,004 0,004 0,002 —
№2+ 0,002 0,009 0,001 — 0,002 — 0,00 — 0,01 0,007 0,005 0,006 0,007 0,010 0,004 0,018 0,009 0,006
гп2+ 0,062 0,017 — 0,066 0,013 0,013 0,01 0,00 0,00 0,018 0,011 0,010 0,002 — 0,009 0,023 0,013 0,023
У3+ 0,013 0,011 0,017 0,012 0,008 0,013 0,00 0,01 0,01 0,007 0,000 0,004 0,009 0,014 0,007 0,004 0,002 0,001
Сг 72,89 98,16 99,56 73,02 96,54 96,75 98,82 97,31 100,00 99,02 100,00 98,12 98,19 98,25 99,81 98,38 98,99 100,00
#Сг* 65,65 36,78 12,84 65,92 24,86 12,48 22,93 16,61 10,50 25,95 22,28 17,90 29,22 25,71 20,05 44,58 37,26 20,52
#Mg 6,71 0,57 0,82 8,38 0,38 1,24 1,02 0,00 0,04 0,34 1,98 0,23 0,66 0,87 1,23 0,70 2,62 2,46
ю
о\
Окончание таблицы
Структура Костомукшская структура Хизоваарская структура Полмос-Поросозерская структура
Образец KL 47-066 KL 47-066 022-2 022-2 189/ 79 200-а\80
Участок зерна Я ПЗ КЗ ЦЗ ПЗ КЗ ЦЗ ПЗ КЗ ЦЗ КЗ КЗ ЦЗ ЦЗ ЦЗ ЦЗ ЦЗ ЦЗ
Si02 0,47 0,17 0,4 0,21 0,64 0,44 0,29 0,39 0,34 0,02 0,11 1,25 — — — — — —
ТЮ2 0,09 0,18 0,03 0,18 0,05 0,04 1 1,49 2,05 0,13 0,67 0,16 0,17 0,15 0,08 0,1 0,08 0,07
А12Оз 11,5 0,32 0,07 — — — 0,36 0,41 0,85 — 0,01 0,18 0,04 — — 0,07 0,06 0,07
Сг203 50,3 19,69 8,01 18,9 9,95 4,59 10,43 11,89 18,41 7,49 7,52 7,19 5,03 4,71 3,75 3,81 4,65 4,74
БеО 32,35 77,39 90,41 79,05 86,23 93,16 83,73 81,62 73,68 90,48 89,6 87,69 95,16 95,34 96,28 88,31 86,02 85,75
МпО 1,02 0,07 0,03 0,43 0,61 — 0,6 0,17 0,28 0,01 0,04 0,25 0,03 0,07 0,07 0,06 0,1 0,08
MgO 1,46 0,39 0,34 0,41 0,6 0,04 0,98 0,81 1,36 0,07 0,15 2,03 0,42 0,42 0,41 0,67 0,73 0,65
СаО — 0,11 0,01 0,07 0,15 0,08 — 0,03 — — 0,04 0,05 — — — — — —
NiO 0,35 0,07 0,4 — 0,33 0,22 0,87 0,56 0,37 0,22 0,4 0,32 0,2 0,21 0,13 0,44 0,41 0,47
ZnO 1,69 0,36 — 0,22 0,21 0,14 — 0,45 0,51 — 0,48 — — 0,04 0,04 0,08 0,05 0,1
v2o3 0,2 0,6 0,34 0,11 0,49 0,53 1,15 1,13 1,25 1,04 0,37 0,86 0,12 0,07 0,07 0,06 0,04 0,07
Сумма 99,42 99,35 100 99,59 99,26 99,24 99,4 98,96 99,1 99,46 99,39 100 101,2 101 100,8 93,6 92,14 92
Si4+ 0,016 0,006 0,014 0,008 0,023 0,016 0,01 0,014 0,012 0,001 0,004 0,044 — — — — — —
Ti4+ 0,002 0,005 0,001 0,005 0,001 0,001 0,027 0,041 0,056 0,004 0,018 0,004 0,005 0,004 0,002 0,003 0,002 0,002
Al3+ 0,475 0,014 0,003 — — — 0,015 0,018 0,036 — 0 0,008 0,002 — — 0,003 0,003 0,003
Cr3+ 1,393 0,566 0,227 0,542 0,284 0,131 0,297 0,341 0,526 0,214 0,215 0,201 0,141 0,132 0,105 0,115 0,143 0,146
Бе3+ 0,089 1,381 1,73 1,43 1,653 1,819 1,58 1,499 1,265 1,747 1,729 1,67 1,845 1,858 1,888 1,874 1,849 1,845
Бе2+ 0,859 0,972 0,984 0,968 0,953 1,001 0,941 0,976 0,962 0,994 0,986 0,923 0,976 0,973 0,974 0,947 0,943 0,944
Mn2+ 0,03 0,002 0,001 0,013 0,019 — 0,018 0,005 0,008 0 0,001 0,008 0,001 0,002 0,002 0,002 0,003 0,003
Mg2+ 0,076 0,021 0,018 0,022 0,032 0,002 0,053 0,044 0,073 0,004 0,008 0,107 0,022 0,022 0,022 0,038 0,042 0,038
Ca2+ — 0,004 0 0,003 0,006 0,003 — 0,001 — — 0,002 0,002 — — — — — —
Ni2+ 0,01 0,002 0,011 — 0,009 0,006 0,025 0,016 0,011 0,006 0,012 0,009 0,006 0,006 0,004 0,014 0,013 0,015
Zn2+ 0,044 0,01 — 0,006 0,006 0,004 — 0,012 0,014 — 0,013 — — 0,001 0,001 0,002 0,001 0,003
V3+ 0,006 0,018 0,01 0,003 0,014 0,015 0,033 0,033 0,036 0,03 0,011 0,024 0,003 0,002 0,002 0,002 0,001 0,002
#Cr 74,59 97,6 98,72 100 100 100 95,16 95,06 93,53 100 99,79 96,4 98,83 100 100 97,33 98,11 97,85
Cr* 71,19 28,86 11,6 27,49 14,67 6,74 15,69 18,35 28,78 10,93 11,07 10,7 7,09 6,64 5,29 5,78 7,15 7,31
#Mg 8,17 2,11 1,84 2,25 3,26 0,23 5,31 4,28 7,06 0,39 0,83 10,4 2,22 2,23 2,18 3,87 4,29 3,84
Примечание. БеО — суммарное содержание; #Сг= 100*Сг3+/(Сг3+ + А13+), Сг* = 100*Сг3+/(Сг3+ +А13++Бе3+), 100ЧУ^2+/(]У^2++ Бе2+); Я — ядра зерен, ЦЗ —
центральная зона зерна, ПЗ — переходная зона, КЗ — краевая зона. # — индекс (хромистость, магнезиальность).
МпО 0,01-0,60, ТЮ2 0-0,16, А1203 0,01-0,15 (Совдозерская, Паласельгинская, Косто-мукшская и Полмос-Поросозерская структуры) (табл.). Минимальная концентрация Сг203 в магнетитах (13,34-0,07 мас.%) установлена в Хизоваарской структуре.
Ранняя первично-магматическая генерация шпинели в ортокумулятах кома-тиитов сохранилась в меньшем объеме, преимущественно в областях матрикса. Шпинель представлена кристаллами эвгедральной, реже ксеноморфной формы, имеющими размер от 0,07 до 3 мм. Зерна шпинели имеют зональное строение, покрыты сетью трещин, по которым развивается актинолит и тремолит.
Первичные магматические шпи-нелиды наиболее полно сохранились в ортокумулятах Совдозерской структуры, их зерна имеют размеры 80200 мкм и ярко проявленную зональность (рис. 2А). В них выделяются:
1) Ядра выполнены алюмохро-митом и субферриалюмохромитом (рис. 3А, табл.). Состав варьирует в следующих интервалах (мас.%): СГ2О3 44,21-46,69, Fe0 34,14-37,94, МдО 0,63-1,27, V20з 0,07-0,70, Zn0 2,21-3,27, А120в 8,86-13,55, Мп0 1,782,36, ТЮ2 0,20-0,68.
2) Краевая часть ядер сформирована субферриалюмохромитом и фер-рихромитом следующего состава (мас.%): Сг20э 42,86-46,15, Fe0 38,3850,45, Мд0 0,02-1,09, V20з 0,02-0,64, Zn0 1,16-2,79, А120в 0,76-9,43, Мп0 1,93-2,64, ТЮ2 0,13-0,54.
3) Переходная зона крупных зерен представлена феррихромитом и характеризуется повышенными концентрациями хрома и алюминия, при этом содержание железа существенно повышается. Концентрации основных окислов находятся в интервалах (мас.%): Сг20э 41,93-45,03, Fe0 36,93-52,54, Мд0 0,13-0,92, V20з 0,13-0,67, Zn0 0,94-2,77, А120в 0,16-5,08, Мп0 1,76-2,68, ТЮ2 0,08-0,64.
4) Внешние каймы зерен выполнены хроммагнетитом-магнетитом, отличающимся по составу от позднего магнетита из пылевидной фракции более высокими содержаниями хрома, алюминия и марганца. Краевые участки имеют состав (мас.%): Сг20э 7,01-24,14, Fe0 72,46-91,23, Мд0 0-0,39, V20з 0,02-0,55, Zn0 0-0,84, А120в 0,01-0,38, МП0 0,22-1,29, ТЮ2 0-0,12.
В меньшем количестве первичные шпинелиды выявлены в коматиитовых ор-токумулятах Паласельгинской структуры, где сохранились зерна размером от 20 до
Рис. 2. Электронно-микроскопические изображения зерен шпинелидов, выявленных в ме-зоархейских коматиитах Совдозерской (А), Ко-стомукшской (Б), Паласельгинской (В) и Полмос-Поросозерской (Г) структур. А, Б — зональные первично-магматические зерна, сохранившие в центральных частях реликты алюмохромита (А) и хромита (Б). Краевые участки зерна отвечают по составу хроммагнетиту-магнетиту; В — первично-магматическое зерно хроммагнетита; Г — зерно магнетита с обратной зональностью (центр зерна выполнен магнетитом, краевая часть — хроммагнетитом). Использован детектор рассеянных электронов (8Е)
Сг3+ Сг3+
Рис. 3. Состав шпинелидов мезоархейских коматиитов изучаемых зеленокаменных структур на классификационной диаграмме Н. В. Павлова [30]. А — Совдозерская структура, Б — Па-ласельгинская структура, В — Костомукшская структура, Г — Полмос-Поросозерская структура, Д — Хизоваарская структура. Подсемейства хромшпинелидов: 1 — хромит, 2 — субферрихро-мит, 3 — алюмохромит, 4 — субферриалюмохромит, 5 — ферри-алюмохромит, 6 — субалюмоферрихромит, 7 — феррихромит, 8 — хромпикотит, 9 — субферрихромпикотит, 10 — субалюмо-хроммагнетит, 11 — хроммагнетит, 12 — пикотит, 13 — магнетит. Тренды эволюции состава хромшпинели из ультрабазитов [30, 31]: I — первичный тренд дифференциации в верхней мантии, II — вторичные тренды метаморфических преобразований в ко-ровых условиях. Условные обозначения: 1 — первично-магматические ядра шпинелидов, 2 — вторичные шпинелиды
150 мкм, имеющие однородное строение (отсутствуют ядра) и низкие содержания Сг203 и А1203. В них выделяются:
1) Центральные части зерен, соответствующие по составу хроммагнетитам (см. рис. 3Б), их состав варьирует в пределах (мас.%): Сг203 16,15-30,54, Fe0 64,8379,15, МдО 0,12-0,47, V20з 0,10-0,31, Zn0 0,07-0,87, А^ 0,12-0,34, МпО 0,78-1,91, ТЮ2 0,03-0,32.
2) Краевые зоны (переходная и край зерна) сформированы хроммагнетитом-магнетитом, со следующими характеристиками (мас.%): Сг203 3,04-14,64, Fe0 80,4994,67, Мд0 0,02-0,57, V20з 0,01-0,20, Zn0 0,04-0,52, А^ 0,02-0,15, Мп0 0,07-0,63, ТЮ2 0,02-0,16.
Поиск первичных высокохромистых шпинелидов в ортокумулятах коматии-тов, сформированных в интервале 2,9-2,8 млрд лет, позволил выявить данные фазы лишь в Костомукшской структуре. Шпинели (см. рис. 2Б) представлены твердым раствором хромита-субферрихромита-алюмохромита (в ядрах зерен), со следующими характеристиками (мас.%): Cr2O3 38,51-53,20, FeO 32,35-49,62, MgO 0,40-1,34, V2O3 0,01-0,94, ZnO 0,46-2,01, AI2O3 5,06-12,14, MnO 0,24-1,32, TiO2 0,01-0,52 и маг-нетит-хроммагнетитом в краевых зонах (см. рис. 3В).
Изучение шпинелидов Полмос-Поросозерской структуры показало отсутствие первичных высоко-Cr разностей при широком развитии вторичных хроммагнети-тов-магнетитов (см. рис. 3Г).
В ортокумулятах Хизоваарской структуры установлено, что первичные шпине-лиды в коматиитах представлены низкохромистым типом (с содержанием Cr2O3 7,4911,14 мас.%) и относятся к группе хроммагнетитов-магнетитов (см. рис. 3Д). При этом для данных минеральных фаз характерна обратная геохимическая зональность, проявленная в увеличении содержания Cr2O3 в краевых зонах зерен до 18,40 мас.%. Важно отметить, что в Хизоваарской структуре сохранились также вторичные хром-магнетит-магнетиты с обычной зональностью, для которых характерны минимальные (< 0,2 мас.%) концентрации Cr2O3.
Для изучения вариации составов акцессорных шпинелидов в литературе широко применяются диаграммы 100Cr/(Al + Cr)-100Mg/(Fe2+ + Mg) и 100Fe3+/ (Al + Cr + Fe3+)-100Mg/(Fe2+ + Mg), являющиеся гранями призмы Т. Ирвайна [8-9] (см. рис. 4 А-Д). Анализ данных в системе 100Cr/(Al + Cr)-100Mg/(Fe2+ + Mg) показывает, что первичные алюмохромиты Совдозерской и Костомукшской структур (рис. 4 А, В) имеют низкую магнезиальность, что может быть следствием кристаллизации данных фаз вслед за оливином. Сопоставимые значения отношения 100Cr/ (Al + Cr) для первичных зерен шпинелидов предположительно отражают близкие условия магмогенерации исходных расплавов. На диаграмме 100Fe3+/(Al + Cr + Fe3+)-100 Mg/(Fe2+ + Mg) прослеживаются общие, близкие к линейным, тренды изменения химического состава шпинелидов в ходе метаморфических преобразований, при этом для Совдозерской и Костомукшской структур (для которых метаморфизм был ниже эпидот-амфиболитовой фации) характерен непрерывный фазовый переход от алюмохромита до магнетита.
Значительные вариации состава шпинелидов наблюдаются по концентрации Cr и Al, при близком к постоянному Mg/(Fe2+ + Mg) отношению, что, возможно, связано с низкой фугитивностью кислорода в процессе минералообразования.
Важным аспектом изучения акцессорных хромитов является определение концентрации в них примесных компонентов, в том числе элементов платиновой группы (ЭПГ). В ходе нашего исследования использован СЭМ VEGA II LSH с энергодисперсионным микроанализатором INCA Energy 350, не позволяющий качественно определять микроконцентрации данных фаз. Однако проведение измерений в режиме увеличенного времени сканирования до 300 сек показало, что в ядрах первично магматических хромитов из коматиитов изучаемых нами структур диагностируются повышенные содержания Os, Ir, Ru, Pt и Pd.
Данное наблюдение согласуется с высокими значениями коэффициентов разделения хромит-расплав для ЭПГ: Kd (Os, Ir) (хромит-расплав) > 8 и Kd (Ru) (хромит-расплав) > 79 [1, 32], что свидетельствует о совместимости ЭПГ с шпинелидами.
А
В
Г
Д
< 60
40
20
80 дай 3100 80 £3 100 80
60 60 60 60
40 40 40 40
20 20 20 20
1 1 1 1 0 1 ' 1 ' 0 , , , -1 0 . 0
20 10 0
20 10 0
20 10 0 100]У^/Ре2++М§
100
100 80 ^^ Ш0 : о| 100 80 т-, 100 га 80
60 40 Ш 60 60
гО 40 40 40
ш 20 20 ж 20 20
1111 0 1 ' 1 ' 0 , ш, 0 1111 0
20 10 0
20 10 0
20 10 0
ЮОГ^/Бе
В
20 10 0 20 10 О
шо
□ 1
20 10 0 20 10 0
Рис. 4. Состав шпинелидов мезоархейских коматиитов изучаемых зеленокаменных структур на диаграмме-призме Т. Ирвайна [8-9] в координатах 100Сг/(А1 + Cr)-100Mg/(Fe2+ + Mg) и 100Fe37 (А1 + Сг + Fe3+)-100Mg/(Fe2+ + Mg). А — Совдозерская структура, Б — Паласельгинская структура, В — Костомукшская структура, Г — Полмос-Поросозерская структура, Д — Хизоваарская структура. Условные обозначения: 1 — первично-магматические ядра шпинелидов, 2 — вторичные шпинелиды
Подтверждением этому может служить состав акцессорных хромитов из мезоархейских коматиитов зеленокаменного пояса Абитиби, Канада (изученных в кумулятивных зонах дифференцированного лавового потока «Алексо»), для которого характерны следующие содержания (в ррЬ): Об — 1,69, 1г — 1,50, Ru — 5,25, Rh — 0,78, Р1 — 3,23 и Ра — 4,38 [32].
Распределение ZnO и МпО в хромитах является важным петрологическим индикатором условий их формирования (рис. 5). Изучаемые шпинелиды характеризуются значительными вариациями данных компонентов. Содержание ZnO варьирует от 0,03 до 3,27 мас.%, МпО от 0,02 до 5,36 мас.%. Фигуративные точки первичных хромитов (Совдозерская, Паласельгинская, Костомукшская структуры) попадают в поля акцессорных хромитов архейских коматиитов Австралии и Южной Африки (см. рис. 5 А-В) и сопоставимы с составами хромитов из безрудных интрузий Чинчуан [33]. В связи с тем, что коматиитовая ассоциация Костомукшской структуры является эталонным комплексом, сформированным в обстановках океанических плато [13], сопоставимый тип хромитов в коматиитах Костомукшской, Совдо-зерской, Паласельгинской структур позволяет предполагать формирование серий в близких геодинамических обстановках протоокеанического типа, что согласуется с ранее сделанными выводами [18].
Рис. 5. Диаграммы соотношений ZnO-MnO (мас.%) в шпинелидах мезоархейских коматиитов изучаемых зеле-нокаменных структур: А — Совдозерская структура, Б — Паласельгинская структура, В — Костомукшская структура, Г — Полмос-Поросозерская структура, Д — Хизовааарская структура. Поля (I-IV) — состав шпинелидов [3, 4]: Кемпри-сайского массива (I), интрузии Чинчуан (II), коматиитов Австралии и Африки (III), безрудной интрузии Зангбутай (IV). Условные обозначения: 1 — первично-магматические ядра шпинелидов, 2 — вторичные шпинелиды
Фигуративные точки вторичных магнетитов и хроммагнетитов Хизоваарской и Полмос-Поросозерской структур образуют обособленные скопления в области низких концентраций ZnO и MnO, не проявляя корреляций с эталонными объектами (см. рис. 5 Г-Д).
Отдельное внимание заслуживает распределение никеля в изучаемых минеральных фазах. В первично-магматических зернах, принадлежащих к ряду хромит-субферрихромит-алюмохромит из кумулятивных коматиитов, содержание NiO варьирует от 0,05 до 1,78 мас.%.
Хромиты перидотитовых коматиитов, сформированных в интервале 3,02,9 млрд лет, имеют концентрацию NiO от 0,08 до 0,61 мас.% (при средних значениях 0,25 мас.%). В краевых участках зерен шпинели содержание NiO также повышенное. Акцессорные хромиты коматиитов, сформированных на уровне 2,9-2,8 млрд лет, тоже обогащены NiO, при этом максимальные концентрации отмечены в хромит-алюмохромитовых зернах коматиитов Костомукшской структуры (до 0,47 мас.%), хроммагнетит-магнетитах коматиитов Хизоваарской структуры (до 0,87 мас.%). Приведенные данные значительно выше тех, которые характеризуют хромиты из кумулятивных зон коматиитовых лав Камбалды с содержанием NiO < 0,06 мас.% [34], что свидетельствует о Ni-обогащенном характере первичного расплава.
Вместе с тем, важно отметить, что вторичные хроммагнетит-магнетитовые зерна также характеризуются повышенными содержаниями МО, что скорее всего может быть результатом серпентинизации М-обогащенных оливинов и перераспределения никеля между силикатными (оливины и пироксены) и хромитовыми фазами в ходе метаморфических реакций [35].
Отмеченные ранее аномально высокие содержания N1 и ЭПГ в хромитах несомненно требуют дальнейшего анализа и проведения прецизионного локального геохимического изучения шпинелидов методом LA-ICP-MS, что и запланировано на следующем этапе исследований.
Обсуждение результатов
Проведенное геохимическое изучение акцессорных шпинелидов из ортокумуля-тивных зон мезоархейских коматиитовых лав позволило установить не только сосуществование нескольких генераций минералов, но и выявить значительные отличия в их химическом составе, что является следствием изменения условий кристаллизации на различных эволюционных этапах развития высокомагнезиальных комплексов. В контексте данного исследования нас интересовала возможность использования данных по геохимии шпинелидов (первично-магматических фаз) для реконструкции термодинамических параметров кристаллизации коматиитовых расплавов.
Оценка Р-Т параметров излияния (Тц) и генерации (Тро0 высокомагнезиальных расплавов может проводиться на основе интерпретации химического состава пород. Для коматиитовых вулканитов экспериментально установлена зависимость Тц от концентрации МдО в расплаве. В настоящее время применяются следующие уравнения: Тц = 17,86 х (МдО мас.%) + 1061°С и Тц = 1400°С + (МдО мас.% -10) х 20 [36], в которых за концентрацию МдО (мас.%) принимаются значения, характеризующие первичный расплав. В случае коматиитов, имеющих чаще всего дифференцированное строение лавовых тел и значительные вариации в магнезиальности, за первичные значения корректно принимать составы зон закалки лавовых потоков [37].
Основываясь на температурах излияния расплава (Тц), можно оценить и потенциальные температуры магмогенерации коматиитов в мантийном источнике — Тр( (для случая адиабатического подъема мантийного плюма). Расчет потенциальной температуры производился на основе уравнения: Тр( = 1382,5 + 2,8046Тц -0,00049671(Тц) [38].
Приведенные выше, экспериментально подтвержденные, математические зависимости были апробированы на составах базальтов, коматиитов и перидотитов (с содержаниями МдО 8-32 мас.%) в интервале температур от 1100 до 1900°С [36, 39].
Выполненные расчеты, базирующиеся на использовании составов зон закалки лавовых потоков коматиитов в изучаемых структурах [18, 37], дают следующие результаты.
Температуры излияния (Тц) коматиитов Совдозерской и Паласельгинской структур (сформированных в интервале 3,0-2,9 млрд лет) не превышали 1600°С (Паласельгинская структура — 1560-1580°С, Совдозерская — 1580-1600°С). Модельные температуры генерации (Тр(Л) первичных расплавов данных структур находились в интервале 1780-1830°С, что в среднем выше на 220-250°С расчетных значений температур архейской мантии в интервале 3,0-2,9 млрд лет [39]. Расчет
температур излияния (Тц) коматиитов, сформированных в интервале 2,9-2,8 млрд лет, возможен лишь для Костомукшской (1540-1560°С) и Полмос-Поросозерской структур (1500-1520°С), в связи с тем, что в Хизоваарской структуре не сохранилось полного разреза лавовой толщи (представлены только кумулятивные зоны). Температуры генерации (Тр(Л) вулканитов составляли 1740-1770°С.
Полученные в данной работе Р-Т параметры хорошо коррелируют с результатами изучения режимов формирования высокомагнезиальных серий Фенносканди-навского щита в архее и палеопротерозое [37].
Известно, что отношение СаО/А12О3 в коматиитах (определяющее А1-депле-тированный и А1-недеплетированный тип пород) коррелирует с давлением в очаге магмагенерации [39, 40]. В случае, когда на ликвидусе расплава присутствует парагенез: О1 + Орх + Срх ± Gr, зависимость содержания СаО и А12О3 в расплаве от давления может быть описана уравнениями: СаО (мас.%) = 16,0811 - 2,0724Р + 0,1322Р2 - 0,0018Р3, А12О3 (мас.%) = 22,8581 - 4,0110Р + 0,2703Р2 - 0,0061Р3, где Р — давление в ГПа [39]. Калибровка уравнения проводилась экспериментально при плавлении мантийного перидотита ^В-1 в интервале давлений от 2 до 22,5 ГПа и температур от 1400 до 2300°С, показав хорошее совпадение расчетных данных с экспериментальными в интервале 2,5-5 ГПа. Для давления более 5 ГПа количество экспериментальных данных невелико, поэтому точность расчетов снижается. Корректность использованных уравнений была подтверждена ранее при изучении пикритовых, базальтовых и коматиитовых составов [41, 42].
В связи с тем, что кальций подвержен перераспределению в ходе метаморфических преобразований и в изучаемых коматиитах проявлена карбонатизация, рассчитанные на его основе давления в магматическом источнике будут существенно завышены. В противоположность этому, концентрация А12О3 в коматиитовых лавах не изменяется в ходе метаморфизма, что позволяет использовать ее для расчета давлений. В результате для А1-недеплетированных коматиитов, сформированных в интервале 3,0-2,9 млрд лет, получены модельные величины давлений — 6,5-7,3 ГПа, для коматиитов с возрастом 2,9-2,8 млрд лет — 4,5-6,7 ГПа.
Расчетные значения давлений формирования коматиитовых расплавов коррелируют с химизмом первично-магматических шпинелидов — алюмохромитов и суб-ферриалюмохромитов, в которых концентрация А12О3 достигает 14 мас.%, что является важным индикатором кристаллизации в условиях высоких давле-ний [43].
Использование программного комплекса Ре1хо^ 3,1. [29] позволило рассчитать температуры кристаллизации шпинелидов в расплавах. Для разновозрастных хромитов из изучаемых структур получены близкие значения температур — 1371-1472°С (интервал 3,0-2,9 млрд лет) и 1310-1450°С (интервал 2,9-2,8 млрд лет). Для контроля расчетных значений выполнен термический анализ монофракции шпинели, выделенной из перидотитовых коматиитов Совдозерской структуры, позволивший получить в ходе трех экспериментов (плавление — кристаллизация в атмосферных условиях) температуры кристаллизации равные 1335,4-1368,4°С, что совпадает с расчетными значениями.
Дополнительно при моделировании определена последовательность кристаллизации минеральных фаз в коматиитовом расплаве. Установлено, что кристаллизации хромита предшествует образование оливина Fo(90-94) при температурах 1730-1580°С, что согласуется с результатами экспериментальных работ [40-43],
установивших последовательность кристаллизации минеральных фаз коматиито-вых расплавов.
Выявленная геохимическая зональность в первично-магматических шпинели-дах является результатом равновесной кристаллизации с постепенным понижением температуры. Данный процесс привел к формированию на инициальной стадии кристаллизации твердых растворов алюмохромита — субферриалюмохромита.
Поздний пылевидный хроммагнетит-магнетит формировался на заключительных, метаморфических стадиях перекристаллизации коматиитов. Оценка температурных условий кристаллизации данных фаз по магнетит-ильменитовому термометру [44] дает интервал значений 340-400°С, что соответствует температурному режиму метаморфических преобразований коматиитовых комплексов. В это же время происходило формирование твердых растворов с замещением алюмохромита феррихромитом, хроммагнетитом и магнетитом, что прослеживается на диаграмме A13+-Cr3+-Fe3+ и совпадает с трендами эволюционного развития первично магматической шпинели при метаморфизме в коровых условиях (см. рис. 3).
Обратная геохимическая зональность, выявленная в хроммагнетитах кумулятивных коматиитов Хизоваарской структуры, возможно, связана с неравновесными условиями кристаллизации минеральных фаз (реакционное взаимодействие с поздними инъекциями коматиитового расплава) или отражает метаморфическую перекристаллизацию, когда дополнительным источником хрома могли стать силикатные минералы — оливин или пироксен.
Выводы
Проведенные исследования показали, что в мезоархейских коматиитах (сформированных в интервале от 3,0 до 2,8 млрд лет) сохраняются акцессорные шпинели-ды хромит-алюмохромитового типов в виде реликтовых ядер в крупных зернах маг-нетита-хроммагнетита, при преобразованиях пород на уровне зеленосланцевой — амфиболитовой фаций метаморфизма.
Обнаруженные реликтовые зерна хромитов-субферриалюмохромитов (Сг2О3 44,21-53,20 мас.%, А1203 8,86-13,55 мас.%), на наш взгляд, являлись равновесными первичномагматическими минеральными фазами в коматиитовых расплавах и кристаллизовались в интервале температур 1310-1470°С.
Расчет Р-Т параметров генерации коматиитовых расплавов показал, что формирование А1-недеплетированных коматиитов происходит при температурах 1740-1830°С и давлении 4,5-7,3 ГПа. При излиянии расплавы имели температуру 1540-1600°С, при этом кристаллизация оливина Б°(90-94) начиналась еще на стадии подъема магмы на дневную поверхность в интервале температур — 1730-1580°С. При снижении температур до 1470°С к кристаллизующемуся оливину присоединялся алюмохромит.
Анализ геохимического состава акцессорных хромитов и коматиитов двух возрастных групп позволяет отметить общую тенденцию уменьшения температур и давлений при генерации расплавов в интервале 3,0-2,8 млрд лет, что согласуется с моделью постепенного остывания архейской мантии [45].
Авторы выражают благодарность д.г.-м.н. В. Н. Кожевникову и Е. Е. Климовской за предоставление проб кумулятивных коматиитов Хизоваарской и Костомукшской структур. Работа выполнена при поддержке РФФИ, проект 13-05-00402А и 14-3550191 мол. нр.
Литература
1. Arndt N. T., Lesher C. M., Barnes S.-J. Komatiite. Cambridge: Cambridge University Press, 2008. 467 p.
2. Гирнис А. В., Рябчиков И. Д., Богатиков О. А. Генезис коматиитов и коматиитовых базальтов. М.: Наука, 1987. 121 с.
3. Naldrett A. J. Magmatic sulfide deposits // Oxford monographs on geology and geophysics. New York: Clarendon press, 1989. N 14. 342 p.
4. Barnes S. J. Chromite in komatiites, 1. Magmatic controls on crystallization and composition // J. Petrology. 1998. Vol. 39. P. 1689-1720.
5. Минералы. Справочник. Т. 2. Вып. 3. Сложные окислы, титанаты, ниобаты, танталаты, анти-монаты, гидроокислы / под. ред. Ф. В. Чухрова. М.: Наука, 1967. 676 с.
6. Barnes S.-J., Roeder P. L. The range of spinel compositions in terrestrial mafic and ultramafic rocks // J. Petrol. 2001. Vol. 42. P. 1279-1302.
7. Шпинелиды мантийных пород / Мацюк С. С., Платонов А. Н., Польшин Э. В. и др.; отв. ред. В. И. Павлишин. Киев: Наук. Думка, 1989. 212 с.
8. Irvine T. N. Chromian spinel as a petrogenetic indicator. Part I: Theory // Can. J. Earth Sci. 1967. Vol. 2. P. 648-672.
9. Irvine T. N. Chromian spinel as a petrogenetic indicator. Part I: Petrologic applications // Can. J. Earth Sci. 1967. Vol. 4. P. 71-103.
10.Чащухин И. С., Вотяков С. Л., Щапова Ю. В. Кристаллохимия хромшпинели и окситермобаро-метрия ультрамафитов складчатых областей. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН, 2007. 310 с.
11. Вревский А. Б. Петрология и геодинамические режимы развития архейской литосферы (на примере северо-восточной части Балтийского щита). Л.: Наука, 1989. 143 с.
12. Смолькин В. Ф. Коматиитовый и пикритовый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. СПб.: Наука, 1992. 272 с.
13. Puchtel L. S., Hofmann A. W., Mezger K. Oceanic plateau model continental crustal growh in the Archaean: A case study from Kostomuksha greenstone belt, NW Baltic Shield // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. Vol. 155. P. 57-74.
14. Куликов В. С., Куликова В. В., Бычкова Я. В. Ветреный пояс: тектоно- и петротип палеопротеро-зоя юго-восточной Фенноскандии // Геология Карелии от Архея до наших дней. Петрозаводск: Институт геологии КарНЦ РАН, 2011. С. 91-103.
15. Рыбникова З. П., Светов С. А. Геохимия акцессорных хромитов из мезоархейских коматиитов Центральной Карелии (на примере Совдозерской структуры) // Труды КарНЦ РАН, Серия Геология докембрия. 2014. № 1. С. 158-166.
16. Светов С. А., Фофанов А. Д., Мошкина Е. В., Репникова Е. А., Смолькин В. Ф., Кевлич В. И. Реальная структура и физические свойства хромитов, как источник информации о их генезисе // ДАН. 2003. Т. 393. № 4. С. 532-535.
17. Isley A. E., Abbott D. H. Implications of the temporal distribution of high Mg magmatism for mantle plume volcanism // J. Geology. 2002. Vol. 110. P. 141-158.
18. Светов С. А. Магматические системы зоны перехода океан-континент в архее восточной части Фенноскандинавского щита. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2005. 230 с.
19. Коматииты и высокомагнезиальные базальты раннего докембрия Балтийского щита. Л.: Наука, 1988. 192 с.
20. Светова А. И. Архейский вулканизм Ведлозерско-Сегозерского зеленокаменного пояса Карелии. Петрозаводск: КНЦ РАН, 1988. 148 с.
21. Володичев О. И., Кулешевич Л. В., Кузенко Т. И. Эндогенные режимы метаморфизма в различных геодинамических обстановках докембрия Карелии // Рукописный науч. отчет, ИГ КарНЦ РАН, 2002. 187 с.
22. 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. 2001. Vol. 39. Suppl. 1. P. 24-38.
23. Арестова Н. А., Чекулаев В. П., Матвеева Л. В, Кучеровский Г. А., Лепёхина Е. Н., Сергеев С. А. Новые данные о возрасте архейских пород Водлозерского домена (Балтийский щит) и их значение для геодинамических реконструкций // Доклады Академии наук. 2012. Т. 442, № 1. С. 67-73.
24. Кожевников В. Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные орогены. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2000. 223 с.
25. Щипанский А. А. Субдукционные и мантийно-плюмовые процессы в геодинамике формирования архейских зеленокаменных поясов. М.: ЛКИ, 2008. 544 с
26. Глебовицкий В. А., Бушмин С. А. Послемигматитовый метасоматоз. Л.: Наука, 1983. 215 с.
27. Кудряшев Н. М., Гавриленко Г. Б. Геохронология зеленокаменного пояса Колмозеро-Воронья и его обрамления (Кольский полуостров) // Тез. I Росс. конф. по изотопной геохронологии. Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты. М., 2000. С. 196-198.
28. Смолькин В. Ф., Борисова В. В., Светов С. А., Борисов А. Е. Позднеархейские коматииты Урагуб-ско-Титовской структуры, северо-запад Кольского региона // Петрология. 2000. Т. 8. №2. C. 199-124.
29. Danyushevsky L. V., Plechov P. Yu. Petrolog 3: Integrated software for modeling crystallization processes // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2011. Vol. 12, N 7. Q07021, doi: 10.1029/2011GC003516.
30. Павлов Н. В. Химический состав хромшпинелидов в связи с петрографическим составом пород ультраосновных интрузивов // Тр. Ин-та геол. наук. Сер. руд. месторожд. 1949. Вып. 103, № 3. 88 с.
31. 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.
32. Page P., Barnes S.-J., Bedard J. H., Zientek M. L. In situ determination of Os, Ir, and Ru in chromites formed from komatiite, tholeiite and boninite magmas: implications for chromite control of Os, Ir and Ru during partial melting and crystal fractionation // Chemical Geology. 2012. Vol. 302. Р. 3-15.
33. Barnes S.-J., Tang Z. Chrome spinels from the Jinchuan Ni-Cu sulphide deposit, Gansu Province, People's Republic of China // Economic Geology. 1999. Vol. 94. P. 343-356.
34. Lesher C. M. Komatiite-associated nickel sulfide deposits Reviews in Economic Geology. 1989. Vol. 4. P. 45-101.
35. 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.
36. Nisbet E. G., Cheadle M. J., Arndt N. T., Bickle M. J. Constraining the potential temperature of the Ar-caean mantle: A review of the evidence from komatiites // Lithos. 1993. Vol. 30. P. 291-307.
37. Светов С. А., Смолькин В. Ф. Модельные PT-условия генерации высокомагнезиальных магм докембрия Фенноскандинавского щита // Геохимия. 2003. Т. 41. № 8. С. 879-892.
38. McKenzi D. P., Bickle M. J. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere // J. Petrol. 1988. Vol. 29. P. 625-679.
39. Herzberg C. Generation of plume magmas through time: an experimental perspective // Chemical Geology. 1995. Vol. 126. P. 1-16.
40. Zhang J., Herzberg C. Melting experiments on anhydrous peridotite KLB-1 from 5,0 to 22,5 Gpa // J. Geophysical Res. 1994. Vol. 99. P. 1729-1774.
41. Herzberg C., Zhang J. Melting experiments on komatiite analog compositions at 5 Gpa // American Mineralogist. 1997. Vol. 82. P. 354-367.
42. Herzberg C., O'Hara M. J. Phase equilibrium constraints on the origin of basalts, picrites and komatiites // Earth-Science Reviews. 1998. Vol. 44. P. 39-79.
43. 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.
44. Spencer K. J., Lindsley D. H. A solution model for coexisting iron-titanium oxides // American Mineralogist. 1981. Vol. 66. P. 1190-1201.
45. Richter F. M. A major change in the thermal state of the Earth at the Archaean — Proterozoic Boundary: Consequences for the nature and preservation of continental lithosphere // J. Petrol., Spec. Lithosphere Iss. 1988. P. 39-52.
Статья поступила в редакцию 26 июня 2014 г.
Контактная информация
Светов Сергей Анатольевич — доктор геолого-минералогических наук; [email protected]
Рыбникова Зоя Павловна — аспирант; [email protected]
Вревский Александр Борисович — доктор геолого-минералогических наук; [email protected]
Svetov Sergey A. — Doctor of Geological and Mineralogical Sciences; [email protected]
Rybnikova Zoya P. — post graduate; [email protected]
Vrevsky Alexandr B. — Doctor of Geological and Mineralogical Sciences; [email protected]
