CC BY
92
Труды Карельского научного центра РАН №7. 2015. С. 149-163 DOI: 10.17076/део141
УДК 552.13:552.3
РЕЛИКТЫ ПЕРВИЧНО МАГМАТИЧЕСКИХ АКЦЕССОРНЫХ ШПИНЕЛИДОВ В АРХЕЙСКИХ КОМАТИИТАХ ВОСТОЧНОЙ ФЕННОСКАНДИИ
3. П. Рыбникова
Институт геологии Карельского научного центра РАН
В статье приводятся результаты комплексного изучения реликтов первично-магматических шпинелидов из архейских (3,0-2,7 млрд лет) коматиитовых серий зеленокаменных структур восточной части Фенноскандинавского щита. Проанализированы акцессорные минералы из массивных и мезокумулятивных зон расслоенных лавовых потоков коматиитов (содержащих 24-30 вес. % МдО). В коматиитах установлено сосуществование нескольких генераций шпинелидов, в том числе реликтов первично-магматического хромит-апюмохромита (Сг203 44,64-51,80, Al203 9,39-13,74, #Сг 68,97-78,52, #Мд 3,98-12,14, #Fe < 12), являющегося равновесной минеральной фазой в коматиитовых расплавах и кристаллизующегося в интервале температур 1340-1370 ПС после выделения оливина. Выявленная геохимическая зональность в первичных шпинелидах является результатом равновесной кристаллизации коматиитового расплава с постепенным понижением температуры, приводящей к образованию твердых растворов алюмохромит-субферриапюмохромитов. Показано, что метаморфические преобразования пород при давлении £ 5 кбар и температурах > 500 ПС приводят к полной перекристаллизации первичных шпинелидов.
Ключевые слова: хромиты, коматииты, архей.
Z. P. Rybnikova. RELICTS OF THE PRIMARY MAGMATIC ACCESSORY SPINELS IN THE ARCHEAN KOMATIITES OF THE EASTERN FENNOSCANDIA
The article presents the results of a complex study of the relicts of the primary magmatic spinels from the Archean (3.0-2.7 Ga) komatiitic series of the greenstone structures of the eastern Fennoscandian Shield. The accessory minerals of the massive and mesocumulate zones of differentiated komatiite flows (containing 24-30 wt. % MgO) are analyzed. The coexistence of several generations of spinels including relicts of the primary magmatic chromite-alumochromite (Cr203 44.64-51.80, Al203 9.39-13.74, #Cr 68.97-78.52, #Mg 3.98-12.14, #Fe <12), which is an equilibrium mineral phase in komatiitic melts crystallizing in the temperature range of 1340-1370 ПС after the extraction of olivine, is established in the komatiites. The identified geochemical zoning in the primary spinels is the result of the equilibrium crystallization of komatiitic melt with a gradual decrease in temperature, which leads to the formation of alumochromite-subferrialumochromite solid solutions. It is shown that the metamorphic transformation of rocks at pressure > 5 kbar and temperatures > 500 ПС leads to a complete recrystallization of the primary spinels.
Key wo rd s: chromite, komatiites, archean.
Введение
Основная проблема, возникающая при изучении архейских коматиитовых комплексов различных зеленокаменных структур мира - это значительная метаморфическая переработка пород, приводящая к полному замещению первичных минеральных парагенезисов [Куликов и др., 1988; Вревский, 1989; Barnes, 1998, 2000; Кожевников, 2000; Светов, 2005; Arndt et al., 2008]. В таких случаях реконструкция условий магмогенерации коматиитовых расплавов может базироваться как на изучении химического состава пород (распределение петрогенных и примесных элементов [Вревский и др., 2003; Светов, Смолькин, 2003; Светов, 2005; Arndt et al., 2008]), так и на основе изучения акцессорных минеральных фаз [Barnes, 1998].
Архейские вулканиты коматиитовой серии Восточной части Фенноскандинавского щита (следует отметить, что к коматиитам были отнесены высокомагнезиальные вулканиты (лавы), имеющие концентрации: МдО > 18 вес. %, Si02 < 52 вес. % и с суммой щелочей < 2 вес. % [Arndt, 1986; Arndt et al., 2008]), также характеризуются значительными метаморфическими изменениями (в условиях от зеленосланцевой до амфиболито-вой фаций), однако несмотря на значительную перекристаллизацию, существует возможность сохранения реликтов первично магматических акцессорных фаз - шпинелидов (хромитов), что было установлено ранее [Рыбникова, Светов, 2014; Рыбникова и др., 2014; Световидр., 2014].
Хромиты - члены изоморфного ряда шпинелидов, которые классифицируются в зависимости от содержания основных окислов (Сг203 18-62 вес. %, FeO 0-18 вес. %, МдО 6-16 вес. %, А1203 0-33 вес. %, Fe203 2-30 вес. %), наиболее характерными микропримесями в них выступают Ti, V, Mn, Zn, Ni, Со [Минералы, 1967].
Изучение акцессорных шпинелидов в ультраосновных вулканитах докембрийских комплексов Фенноскандинавского щита имеет длительную предисторию, так ранее шпинелиды изучались на примере вулканитов Кольской провинции (пикритов Печенгской структуры, коматиитов зеленокаменного пояса (ЗКП) Колмозеро-Воронье [Вревский, 1989; Смолькин, 1992]), коматиитов Карельского кратона (Костомукшской структуры [Puchtel et al., 1998] и Ветреного пояса [Смолькин, 1992; Куликов и др., 2011].
В данной статье приводятся обобщающие результаты комплексного минерапого-геохимиче-ского изучения реликтов акцессорных первично магматических шпинелидов, выявленных в архейских коматиитовых сериях следующих объектов восточной части Фенноскандинавского щита:
(Ведлозерско-Сегозерском ЗКП - Совдозер-ская, Хаутаваарская структуры; Гимолы-Косто-мукшском ЗКП - Костомукшская структура, ЗКП Кухмо - структура Сиивикковаара). Важно отметить, что в рассматриваемых коматиитовых сериях ранее было установлено сосуществование нескольких генераций акцессорных шпинелидов, представляющих первично магматические минеральные фазы (хромит, апюмохромит, субфер-риапюмохромит) и поздние метаморфические (хроммагнетит, магнетит) [Рыбникова, Светов, 2014; Рыбникова и др., 2014; Световидр., 2014].
Геологическая характеристика объектов исследования
Работы проводились на разрезах архейских коматиитовых серий следующих зеленокаменных поясов восточной части Фенноскандинавского щита: Ведлозерско-Сегозерском (Совдозерская, Хаутаваарская структуры - Центральная Карелия [Куликов и др., 1988; Светов, 2005]), Гимольско-Костомукшском (Костомукшская структура -Северо-Западная Карелия [Куликов и др., 1988; РисМе! е1 а1., 1998; Володичев и др., 2002]) и Кухмо (Сиивикковаара - Восточная Финляндия [Рарипеп е1 а1., 2009]) (рис. 1). Все изучаемые коматиитовые серии имеют детальное описание в приведенных выше работах, что позволяет ограничиться их краткой характеристикой.
В изучаемых структурах коматииты входят в состав коматиит-базальтовых ассоциаций, где формируют небольшие пачки (серии лавовых потоков) мощностью от 50 до 600 м.
Минеральный состав коматиитов (с концентрацией МдО > 18 вес. %) представлен вторичным метаморфическим парагенезом: серпентином, тремолитом, актинолитом, хлоритом, эпидо-том, карбонатом, магнетитом. На рис. 2 показаны типичные метаморфически преобразованные структуры коматиитов - реликтовая мезокумуля-тивная (2, а), порфировая (выделения оливина) с гранонематобластовым цементом (2, б), нема-толепидобластовая, порфиробластовая (2, в), гранобластовая с гранонематобластовым цементом (2, г), характеризующие массивные области лавовых тел. Дополнительно следует отметить, что минеральный парагенез вулканитов имеет свои особенности, так в коматиитах Хаутаваарской структуры выявлены реликты магматических оливинов (> Ро70), в Костомукшской структуре матрикс коматиитов представлен тальк-карбонатом. Вулканиты в изучаемых структурах претерпели регионально-метаморфические преобразования в условиях от зеленосланцевой до эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма в интервале давлений Р ~ 2-8 кбар и Т 500-640 ПС [Володичев и др., 2002].
©
Н-1 П-2 В-3 П-4
Рис. 1. Упрощенная схема геологического строения восточной части Фенноскандинавского щита с областями развития архейских комплексов (зеленокаменных поясов) (по: [Вревский, 1989]) и положением зеленокаменных структур, в разрезах которых изучались акцессорные шпинелиды в коматиитах.
Условные обозначения: 1 - архейские зеленокаменные пояса; 2 - ТТГ-гнейсы, граниты, мигматиты; 3 - комплексы Беломорского подвижного пояса; 4 - палеопро-терозойские образования. Мезоархейские зеленокаменные структуры (цифры в кружочках): 1 - Костомукша, 2 - Сиивикковаара, 3 - Совдозеро, 4 - Хаутаваара
Время формирования коматиитовых серий восточной части Фенноскандинавского щита происходило в несколько временных интервалов: Ведлозерско-Сегозерского зеленокамен-ного пояса (на основе датирования секущих даек [Светов, 2005; Арестова и др., 2012] и Sm-Nd методом по породе в целом [Svetov et al., 2001]) в интервале 2,97-2,90 млрд лет; в Кос-томукшской структуре - 2,88-2,80 млрд лет [Puchtel et al., 1998] и в зеленокаменном поясе Кухмо - 2,8-2,7 млрд лет [Papunen et al., 2009].
Методы исследования
Изучение акцессорных шпинелидов в коматиитовых комплексах проводилось по единой методике. Отбор проб осуществлялся в центральных массивных зонах и верхних участках мезокумулятивных областей маломощных (< 20 м) дифференцированных лавовых потоков. Предварительное изучение показало, что в прочих зонах лавовых тел (кровель-
ных и нижних кумулятивных) реликты первично магматических шпинелидов редки.
Из образцов изготавливались аншлифы (в общей сложности около 30 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) в аналитическом центре Института геологии КарНЦ РАН (г. Петрозаводск) при следующих параметрах: W-катод, напряжение 20 кВ, время набора спектра в точках анализа составляло 90 сек в стандартном эксперименте. Общее количество определений химического состава хромитов превысило 500 анализов.
Компьютерная обработка микрозондовых анализов минералов проводилась с помощью программ «MINAL» (автор Д. В. Доливо-Добро-вольский), расчет Т-Р параметров осуществлялся в программе Petrolog 3.1 [Danyushevsky, 2001; Danyushevsky, Plechov, 2011].
©
Рис. 2. Микрофотографии шлифов изучаемых коматиитов из зеленокаменных структур: а - Совдозерская, б - Хаутаваарская, в - Костомукшская, г - Сиивикковаара. Николи II
Геохимическая характеристика коматитов
Все изучаемые вулканиты на основе пет-рохимических классификационных требований [Le Bas, 2000; Arndt et al., 2008; Куликов и др., 2012] соответствуют породам кома-тиитовой серии, при этом в отобранных пробах из массивных зон дифференцированных лавовых потоков и областей мезоку-мулята содержания МдО варьируют от 24 до 30 вес. %, Cr от 1900 до 7500 ррт и Ni от 600 до 2730 ррт. Вариации петрогенетических отношений СаО/А12Оэ < 1, 15 < Al203/Ti02 < 30 наблюдаемых в коматиитах изучаемых структур позволяют отнести ассоциации к единому Al-недеплетированному AUDK типу «Мунро» [Arndt et al., 2008], что подтверждается нефракционированным распределением тяжелых редкоземельных элементов (уровень, близкий к примитивной мантии) и слабопроявленным обеднением легких редкоземельных элементов.
Морфология шпинелидов
Детальные оптические и СЭМ исследования проб коматиитов изучаемых структур позволили установить, что в породах присутствует несколько генераций акцессорных шпинелидов, существенно различающихся по морфологии зерен [Рыбникова и др., 2014].
Первично магматические шпинелиды хро-мит-алюмохромитового типа выявлены в виде реликтовых ядер в крупных зернах магнетит-хроммагнетита. Зерна представлены гипидио-морфными кристаллами шпинели (рис. 3) размером от 0,07 до 3 мм и реже мультиагрегат-ными скоплениями ксеноморфных кристаллов площадью до 0,25 см2, имеющих структуру, подобную "chicken-wire" [Arndt et al., 2008]. Зерна первично магматических шпинелидов визуально четко отличаются от прочих наличием внутренней зональности (существованием ядер), при этом ядра не всегда полностью сохраняются (сохраняются фрагменты ядер), что широко
проявлено в коматиитах Костомукшской структуры. Кристаллы данного типа пересекаются многочисленными трещинами, по которым развивается актинолит и тремолит, имеют частично корродированные участки, как во внутренней части зерен (ядрах), так и на внешних границах, имеют многочисленные вторичные включения, что может отражать поздние реакционные процессы перекристаллизации.
Морфология акцессорных шпинелидов, несомненно, определяется кинетикой процесса кристаллообразования, который в свою очередь зависит от температурных условий кристаллизации. Значительное переохлаждение расплава приводит к кристаллизации дендри-топодобных скелетных кристаллов шпинели. В случае медленного теплообмена, в лавовых потоках формируются идиоморфные или гипи-диоморфные кристаллы шпинели [Barnes 1998, 2000; Arndt et al., 2008].
В изучаемых вулканитах морфология крупных кристаллов первично-магматических шпинелидов, вероятнее всего, отражают режим ликви-дусной кристаллизации. Формирование мульти-агрегатных кластеров шпинелидов (с зональным строением и структурами "chicken-wire") размером до 40 мкм более характерно кристаллизации хромитов из изолированного интеркумулятивного расплава между кумулятивными оливиновыми агрегатами, что отмечалось ранее для кумулятивных ультраосновных пород [Godel et al., 2013].
Рис. 3. Электронно-микроскопические (СЭМ) изображения первично-магматических зерен шпинелидов с реликтовыми ядрами из архейских коматиитов следующих структур:
а - Совдозерской, б - Хаутаваарской, в - Костомукшской, г - Сиивикковаара. Детектор - BSE
Геохимическая характеристика первично-магматических шпинелидов
Изучение крупных гипидиоморфных зональных кристаллов показало высокие содержания в них Сг203 и А1203, что согласуется с их первично магматическим происхождением, вместе с тем, установлена геохимическая гетерогенность зерен. Во всех первично-магматических кристаллах шпинелидов изучаемых структур выделяются (табл.):
1) Ядра - представленные хромитом, суб-феррихромитом, алюмохромитом, субферриа-люмохромитом, характеризующиеся высокими концентрациями хрома и алюминия, при минимальных содержаниях железа;
2) Кайма ядер выполнена субферрихроми-том, субферриалюмохромитом, субалюмофер-рихромитом, феррихромитом - отличающаяся от состава ядер повышенными содержаниями хрома, небольшим увеличением концентрации железа при снижении глинозема;
3) Внешняя оторочка зерен сформирована феррихромитом, хроммагнетитом, магнетитом, характеризуется пропорциональным увеличением содержания железа и уменьшением содержания хрома друг относительно друга к краевой части зерен.
Профильный (СЭМ) микроанализ в крест зональности зерен (рис. 4) позволил выделять реликтовые первично-магматические ядра кристаллов шпинели с максимальными кон-
@
Таблица 1. Вариации химического состава первично магматических зерен шпинелидов
Структура
Совдозерская ВСЗП
Хаутаваарская ВСЗП
Костомукшская ГКЗП
Сиивикковаара ЗПК
Проба (кол-во)
9м03-33 (35 зерен)
РИ4Н-3 (3 зерна)
КЛ 47-06 (18 зерен)
Р-22(3 зерен)
Зона
центр / край зерна
центр / край зерна
центр / край зерна
центр / край зерна
БЮ, ТЮЛЮ Сг-О-,
ш
РеО* МпО МдО 1пО N¡0
#Сг #Мд #Ре
<0,86 / <0,43 0,08-0,60 / <0,36 9,73-12,82 / <0,38 45,08-51,73/3,73-11,07
<0,45 / <0,60 30,26-36,80 / 87,33-95,08 1,44-2,70/<0,58 0,68-1,42 / <0,77 1,84-4,33/<0,50 <0,56 / <0,70
70,22-77,38/93,07-100
3,98-8,25 / <4,14 3,70-11,64/83,64-94,50
0,19-0,31 /<0,38 0,25-0,50/0,51-1,65 12,00-12,52/<0,44 49,09-49,33/7,71-17,93
<0,45 / <0,86 32,32-32,97 / 77,22-90,17 0,63-0,90/0,22-0,78 1,81-2,21/0,05-0,40 1,96-2,39/0,20-0,37 <0,20/0,09-0,49
72,48-73,29/96,47-100 10,15-12,14/0,28-2,13 5,36-5,70/71,84-88,48
0,02-1,64/<5,99 0,10-0,42 / <0,31 9,39-12,20 / <0,35 48,94-51,80/2,45-10,56
<0,34/0,02-0,66 31,64-36,06/85,82-96,11 0,40-1,64/<0,44 0,91-2,25 / < 1,98 1,28-2,22 / <0,53 <0,37 / <0,76
73,32-78,52/87,86-100
5,27-11,70 / <8,65 3,15-9,84/84,39-96,01
0,05-0,34/0,06-0,11 0,18-0,65/0,06-0,07 12,15-13,74 / <0,17 44,64-45,51 /8,22-10,88
0,12-0,42/0,12-0,22 35,35-37,19 / 87,84-90,97 0,21-0,57/<0,11 1,33-2,14/0,15-0,48 2,09-2,62/-<0,22 / <0,51
68,97-71,14/97,68-100 7,25-11,76/0,81-2,57 9,68-11,38/84,03-88,24
Примечание. РеО* - суммарное железо, #Сг = 100Сг/А1+Сг #Мд = 100Мд/Ре2++Мд, #Ре = 100Ре'7А1+Сг+Ре;'
юо но 60 40 20 0 4 3
2 ]
а о
100 80 60 40 20 0 4 3 2 !
В о
РеО»
\ /
СгА Ч— — ..•................................ А1А
\МпО ч
СгА
\
V------ч
^__________/\
X А1,0,
100 80 60 40 20 0 4 3 2 1
б 0
100 80 60 40 20
0 4 3 2
1
Г О
БеО*
СгА
/ V.______/Ч _
. А1,0,
/ \ ЪпО_ / тГо\
7 /V \
^..РеО* \
СфУ
/ Ч
. А1А
Рис. 4. Вариации химического состава по профилям через зерна первично-магматических шпинелидов из коматиитов изучаемых структур:
а - Совдозерской, б - Хаутаваарской, в - Костомукшской, г - Сиивикковаара. Области зерен отмечены цветом: темно-серая - ядро, серая - край ядра, светло-серая - внешняя оторочка зерен (диаметр зерен от 100 до 280 мкм)
центрациями Сг203, А1203, Zr\0 и МдО. Контрастный характер распределения характеризует РеО, концентрация которого происходит на внешних оторочках зерен, формирующихся на стадии метаморфической перекристаллизации. Отмечаемые стабильные концентрации основных окислов (Сг203, А1203, РеО) в реликтовых ядрах свидетельствует о том, что в этих участках сохранились области кристаллов,
не вовлеченных полностью в процессы метаморфической перекристаллизации, при этом небольшие вариации примесных элементов в ядрах указывают на воздействие метафорических факторов (флюида, температуры и давления).
На классификационной диаграмме Н. В. Павлова [Павлов, 1949] (рис. 5) фигуративные точки первично магматических шпинелидов (от ядер
В
Рис. 5. Состав первично магматических шпинелидов из архейских коматиитов изучаемых зеленокаменных структур на классификационной диаграмме Н. В. Павлова [Павлов, 1949]:
а - Совдозерская; б - Хаутаваарская; в - Костомукшская; г - Сиивикковаара. Подсемейства хромшпинелидов: 1 - хромит, 2 - субферрихромит, 3 - алюмохромит, 4 - субферриалюмохромит, 5 - ферриалюмохромит, 6 - субалюмоферрихромит, 7 - феррихромит, 8 - хромпикотит, 9 - субферрихромпикотит, 10 - субалюмохроммагнетит, 11 - хроммагнетит, 12 - пи-котит, 13 - магнетит. Условные обозначения: 1 - внешняя оторочка, 2 - кайма ядер, 3 - реликтовые ядра. Тренды эволюции состава хромшпинели из ультрабазитов [Перевозчиков и др., 2004]: I - первичный тренд дифференциации в верхней мантии, II - вторичные тренды метаморфических преобразований в коровых условиях. AUDK - Al-недеплетированные ко-матииты [Arndt et al., 2008]
а
100 Г
¿80 +
< 60
"и;
и
Я 40
20
0
100 80 60 40 20 0
20 10 0
О
100 80 60 40 20 0
_|_1_1_I
20 10 0 20 10 100Mg/Fc2++Mg
О
О 1
02 □ 3
20 10 0
100Mg/Fe+Mg
Рис. 6. Диаграммы 100 Cr/(AI + Сг) -100-Mg/(Fe2+ + Mg) и 100 Fe3+/(AI + Cr + Fe3+) -100-Mg/(Fe2" + Mg) Ирвайна [Irvine, 1965] для первично магматических шпинелидов из коматиитов изучаемых структур:
а - Совдозерская; б - Хаутаваарская; г - Костомукшская; ж - Сиивикковаара. Условные обозначения: 1 - реликтовые ядра, 2 - кайма ядер, 3 - внешняя оторочка
до краевых зон кристаллов) формируют тренд, совпадающий (для ядер) с первичным трендом магматической дифференциации шпинелей (от алюмохромитов до феррихромитов) и далее
сменяющийся (на краевых участках зерен) трен дом метаморфического преобразования шпи нелидов в коровых условиях - от феррихромитов до магнетитов.
Увеличение степени метаморфического воздействия (увеличение Т)
Рис. 7. Обобщенная схема химического изменения первично-магматических хромитов в ходе метаморфического преобразования архейских коматиитов изучаемых структур. Цифрами в скобках показаны этапы перекристаллизации зерен:
1 - образование хром-магнетитовой каймы, 2 - формирование гетерогенной внутренней структуры с зональными ядрами, 3 - консервация реликтовых ядер. Стрелками показаны направления выноса и привно-са химических элементов. Цветами отмечены - зоны контрастных химических составов шпинели
Для изучения вариаций составов акцессорных шпинелидов в литературе широко используются диаграммы 100Сг/(А1 + Сг) 100Mg/(Fe2+ + Mg) и 100Fe3+/(AI + Cr + Fe3+) -100-Mg/(Fe2+ + Mg) - являющиеся гранями призмы Т. Ирвайна [Irvine, 1965] (рис. 6).
В данной системе контрастно выделяются области составов реликтовых ядер шпинелидов, кайма ядер и внешней оторочки зерен. Анализ составов шпинелидов в системе 100-Cr/(AI + Cr) - 100-Mg/(Fe2+ + Mg) показывает, что первично магматические ядра (хромит-алю-мохромиты) имеют магнезиальность выше, чем краевые зоны кристаллов. Сопоставимые значения отношения 100Сг/(А1+Сг) для первичных ядер шпинелидов изучаемых структур предположительно отражают близкие условия магмогене-рации исходных расплавов, что коррелирует с принадлежностью коматиитовых комплексов к единому AUDK петрогенетическому типу.
В системе 100-Fe° /(Al + Cr + Fe3) -100-Mg/(Fe2+ + Mg) дополнительно прослеживаются близкие к линейным, тренды метаморфического изменения химического состава минералов. Важно отметить, что существенные вариации отмечаются в первично магматических шпи-нелидах по содержанию Сг и AI, при постоянном Mg/(Fe2' + Mg) отношении, что может быть связано с низкой фугитивностью кислорода в процессе кристаллизации коматиитового расплава.
Метаморфические преобразования шпинелидов
Проведенное изучение первично магматических шпинелидов в архейских коматиитах
А1ЮК-типа показало, что, несмотря на существенные метаморфические изменения пород, существует возможность обнаружения реликтов первично магматических минералов. Поиск реликтов первично магматических хромитов должен основываться, прежде всего, на изучении типоморфных особенностей акцессорных шпинелидов. Так, реликты первично магматических хромитов чаще сохраняются в крупных, идиоморфных (размером до 3 мм) кристаллах, имеющих трещиноватое строение и частично корродированные внешние каймы. Реакционные метаморфические процессы приводят к постепенному изменению химического состава минералов (при этом, как было показано выше, позволяют сохраниться реликтовым ядрам), вызывая формирование зональных структур зерен, диагностируемых СЭМ и ла-зерно-микроскопическими методами.
Детальное СЭМ исследование шпинелей показало, что процесс метаморфического изменения первично магматических зерен хромитов проходил с выносом Сг, А1, Мп, Тп, Мд в силикатную систему с одновременным обогащением Ре краевых частей зерен. Важно подчеркнуть, что 7.п является чувствительным индикатором процессов вторичного изменения хромитов, что позволяет использовать его в качестве химического маркера сохранности реликтовых зерен.
Отмечаемые химические преобразования минеральных индивидов, вероятнее всего, не оказывали существенного влияния на изменение первичной морфологии зерен (их габитуса и размера) и это может быть охарактеризовано схемой преобразования кристаллов (рис. 7).
В ходе изучения акцессорных шпинелидов из архейских коматиитов восточной части Фен-носкандинавского щита дополнительно выполнено изучение группы поздних метаморфических фаз шпинели [Рыбникова и др., 2014]. Отдельного внимания заслуживает генерация, представленная крупными однородными идиоморфными зернами (размером от 80 до 150 мкм, морфологически подобны первично магматическим), с несколько пониженным содержанием Сг203 и отсутствием AI. Данная разновидность минералов формировалась на пике метаморфической перекристаллизации пород, представляя собой случай полной перекристаллизации первично магматической шпинели. Данный процесс, вероятнее всего, происходил до кристаллизации популяции мелких (1-30 мкм) пылевидных идиоморфных кристаллов магнетита (имеющих слабопрояв-ленную геохимическую неоднородность, высокие концентрации FeO и низкие содержаниях прочих окислов) при разложении силикатных минералов (оливина, пироксена) с концентрацией по границам псевдоморфоз.
Для расчета температур метаморфического изменения шпинелидов и пород в целом проведено изучение магнетит-ильменитовых параге-незов, с целью применения термометра [Spencer, Lindsley, 1981]. На примере коматиитов Совдозерской структуры установлено, что в случае парагенеза ильменита с магнетитом из внешней оторочки первично-магматических шпинелей значения температур перекристаллизации варьируют в интервале 440-490 ПС, а в парагенезе с вторичными поздними магне-титами 410-480 ПС. Данные значения соответствуют температурам метаморфической проработки пород коматиитовых серий в мезо- и неоархее [Володичев и др., 2002; Светов, 2005].
Проведенные работы показали, что при метаморфических преобразованиях коматиитов в условиях зеленосланцевой - эпидот-амфибо-литовой фации при давлениях < 5 кбар и температурах < 500 ПС происходит перекристаллизация первично-магматических шпинелидов, сохраняющая первичные реликтовые ядра в зернах шпинелидов.
Геохимия шпинелидов как отражение условий магмогенерации пород
Изучение акцессорных шпинелидов в ме-зоархейских коматиитах позволило установить не только сосуществование нескольких генераций минералов, но и выявить значительные отличия в их химическом составе [Рыбникова и др., 2014], что является следст-
вием изменения условии кристаллизации на различных эволюционных этапах развития высокомагнезиальных комплексов. В контексте данного исследования, акцент сделан на оценке возможностей использования данных по геохимии реликтов первично-магматических шпинелидов для реконструкции термодинамических параметров кристаллизации коматиитовых расплавов.
Хромиты уже длительное время широко используются как петрологические индикаторы [Irvine, 1965] благодаря тому, что их ранняя кристаллизация позволяет коррелировать химический состав данными минеральных фаз и первичного расплава [Barnes, Roeder, 2001]. В результате экспериментального изучения шпинелидов в природных системах установлена корреляция между концентрациями Al203 и ТЮ2 между хромитом и расплавом [Kamenetsky et al., 2001], что принципиально важно в случае коматиитовых магм, для которых принадлежность к Al-деплетированному (ADK) или Al-недеплетированному (AUDK) типу отражает глубину зарождения расплавов.
Для кумулятивных подиформных хромитов зависимость между содержанием Al203 и ТЮ2 в минерале и расплаве описывается следующими уравнениями [Kamenetsky et al., 2001]:
Ln (wt % Al203 в расплаве) = 0,412322 □ Ln (wt % Al203 в хромите) + 1,38529;
Ln (wt % Ti02 в расплаве) = 0,82574 □ Ln (wt % Ti02 в хромите) + 0,20203; использование данных математических закономерностей, ранее апробированных на примере офиолитовых комплексов и базальтов срединно-океанических хребтов [Page, Barnes, 2009], позволяет оценить интервал содержаний Al203 и ТЮ2 в расплавах на момент излияния. Для коматиитов изучаемых структур интерпретация химического состава хромитов с помощью данных закономерностей позволила получить следующие характеристики первичных расплавов (вес. %): Совдозерская структура - Al203= 11,03 ± 0,44, ТЮ2= 0,54 ± 0,17; Хаутаваарская - Al203= 1 1,17 ± 0,21, ТЮ2 = 0,57 ± 0,11; Костомукшская -Al203= 10,81 ± 0,34, ТЮ2= 0,40 ± 0,14; Сиивик-коваара - Al203 = 11,29 ± 1,01, ТЮ2 = 0,45 ± 0,22, что в отличается от реальных составов коматиитовых магм, существующих в изучаемых структурах. Так концентрация Al203 в коматиитах (МдО > 18 вес. %) варьирует 4,59 до 8,79 вес. %, но при этом реальные расплавы характеризуются более низкими содержаниями ТЮ2, ниже 0,4 вес. %, что может объясняться различными математическими зависимостями между составами кумулятивных
157
подиформных и акцессорных хромитов и расплавом или возможной отсадкой из расплава пироксена, в решетку которого входит AI и Ti.
На наш взгляд, правомернее рассматривать необходимость корректировки математических зависимостей в распределении А1203 и ТЮ2 в акцессорных хромитах и коматиитовом расплаве AUDK-типа. Анализ валовых концентраций коматиитов (из которых опробовались хромиты (около 40 анализов)) с составами хромитов (200 СЭМ анализов) позволяет предложить вариант модифицированной зависимости:
Ln (wt % А1203 в коматиитовом расплаве) = 0,41 □ Ln (wt % А1203 в хромите) + 0,94;
Ln (wt % Ti02 в коматиитовом расплаве) = 0,98 □ Ln (wt % Ti02 в хромите);
Применение модифицированных уравнений позволило получить максимально близкие к изучаемым породам характеристики (вес. %): Совдозерская структура - Al203 = 6,96 ± 0,58, ТЮ2= 0,37 ±0,12; Хаутаваарская - Al203 = 7,10 ± 0,13, ТЮ2= 0,40 ± 0,09; Костомукшская - Al203 = 6,97 ± 0,21, ТЮ2 = 0,32 ± 0,11; Сиивикковаара -А1203= 7,17 ±0,68, ТЮ2=0,31 ±0,18.
Анализ вариаций содержаний Al203 в первично-магматических хромитах из коматиитов Al-недеплетированного типа (AUDK) рассматриваемых структур Фенноскандинавского щита показал, что концентраций глинозема в хромитах AUDK-типа всегда существенно выше наблюдаемых в коматиитах Al-деплетированного типа (ADK) из зеленокаменных поясов Барбер-тон (ЮАР), Форрестаниа (3. Австралия), что, несомненно, отражает специфику состава первичных расплавов коматиитов AUDK и ADK типов [Arndt et al., 2008].
Важным аспектом изучения первично магматических акцессорных хромитов является определение концентрации в них примесных компонентов, в том числе элементов платиновой группы (ЭПГ). В ходе исследования использовался СЭМ VEGA II LSH с энергодисперсионным микроанализатором INCA Energy 350, не позволяющий качественно определять микроконцентрации данных фаз. Однако проведение измерений в режиме увеличенного времени набора спектра в точках анализа до 300 секунд показало, что в ядрах первично магматических хромитов, из коматиитов Совдозерской и Костомукшской структур, диагностируются высокие содержания ЭИПГ (Os, Ir, Ru до 100 ppb) и ЭППГ (Pt и Pd до 200 ppb). Данное наблюдение согласуется с высокими значениями коэффициентов разделения хромит-расплав для ЭПГ: Kd(0s и (хромит-расплав) > 8 и Kd(Rul (хромит-расплав) > 79 [Page et al., 2012].
Отдельного внимания заслуживает распределение никеля в шпинелидах. В ядрах первично-магматических зерен хромит-субферрихро-мит-алюмохромита содержание NiO значительно варьирует, не превышая 0,47 вес. % (3700 ррт). Учитывая Kd(Nil (хромит-расплав) = 53 [Некрасов, Горбачев, 1979], можно предполагать максимальную концентрацию Ni в расплаве на уровне 60-70 ррт, в то время как ко-матииты, в которых изучались акцессорные фазы, содержат Ni - от 600 до 2730 ррт. Данное наблюдение может отражать эффект кристаллизации хромита из обедненного Ni расплава (за счет кристаллизации оливина, в решетку которого входит Ni). Вместе с тем, важно отметить, что вторичные хроммагнетит-магне-титовые зерна также характеризуются повышенными концентрациями NiO, что уже является результатом серпентинизации Ni-обогащен-ных оливинов и перераспределения никеля между силикатными (оливины и пироксены) и магнетитовыми фазами в ходе метаморфических реакций [Barnes, Kunilov, 2000].
Отмеченные аномально высокие содержания Ni и ЭПГ в первично магматических хромитах, несомненно, требуют дальнейшего изучения и проведения прецизионного локального геохимического опробования шпинелидов методом LA-ICP-MS, что и запланировано на следующем этапе исследований.
Геохимический состав шпинелидов широко используется для оценки возможных геодинамических режимов формирования породных комплексов. Сопоставление составов первично магматических шпинелидов из коматиитов восточной части Фенноскандинавского щита по #Сг = 100*Cr/(AI + Cr) дает хорошую сходимость с акцессорными хромитами из коматиитов (AUDK-типа) архейских зеленокаменных поясов мира [Arndt et al., 2008] и близко вулканитам офиоли-товых ассоциаций [Cameron, Nisbet, 1982], однако при этом первые характеризуются более низким коэффициентом #Mg [Arndt etal., 2008].
По соотношению 6 < Al203< 13, 2 < Fe2 /Fe3+< 11 и ТЮ2< 0,8 первично магматические хромиты из коматиитов изучаемых структур подобны акцессорным шпинелидам коматиитов AUDK -типа (коматииты зеленокаменных поясов Аби-тиби и Йилгарн), а также попадают в область составов шпинелидов из перидотитов супра-субдукционных зон (PSSZ) и островных дуг (ARC) (рис. 8) по: [Kamenetskyetal., 2001].
Важно отметить, что проведенный ранее [Светов, 2005, 2009] анализ геологического строения, геохимии и петрологии зеленокаменных комплексов центральной части Карельского кратона (Ведлозерско-Сегозерского
©
<L>
+
PL,
_ Щ ssz
~ L * "7w шШй peridotite _ ---Л 1
■ 9 / 1 Mm / morb |
XXXiff 1Щ х§? / peridotite fix 1
\ I ____1
Ol О 2 ДЗ Щ4*.5 Ш-Ь Г>7
10
20
30
АШз
40
50
60
АШ3
Рис. 8. Составы реликтовых ядер хромшпинелидов из коматиитов изучаемых структур на диаграммах Fe2+/Fe3+, ТЮ2 - А1203 с вынесенными полями вулканитов различных геодинамических обстановок [Kamenetsky et al., 2001]. Зеленокаменные структуры:
1 - Совдозерская, 2 - Хаутаваарская, 3 - Костомукшская, 4 - Сиивиковаара; Поля хромитов их коматиитов зелено-каменных поясов: 6 - Барбертон, 7 - Йилгарн, 8 - Абитиби (база данных «GEOROC - Geochemistry of Rocks of the Oceans and Continents»). ARC - поле островодужных вулканитов: SSZ - перидотиты супра-субдукционной зоны, OIB - базальты океанических островов, MORB - базальты и перидотиты срединно-океанических хребтов, LIP - крупные изверженные комплексы базальтов (плато-базальты Кару, Центральной Сибири, Эмэйшань)
зеленокаменного пояса), содержащих комати-ит-базальтовые серии, показал возможность формирования ассоциаций в задуговых бассейнах, приуроченных к окраинно-континен-тальным вулканическим дугам [Светов, 2005], что согласуется с интерпретацией химического состава шпинелидов.
Для определения температурных параметров формирования шпинелидов использовался программный комплекс Ре1го1од 3.1 [ОапуизИеузку, 2001; ОапуизИеузку, Р1есИоу, 2011], в результате рассчитаны модельные температуры кристаллизации магматических хромитов в коматиитовых расплавах. Для шпинелидов Совдозерской, Костомукшской и Сиивикковаара структур получены близкие значения температур кристаллизации в интервале 1310-1470 ЕС, что коррелирует с проведенным ранее термическим анализом монофракций шпинели, выделенных из коматиитов Совдозерской структуры, позволивший установить, что на кривых нагревания ДСК присутствует эндотермический эффект в интервале температур 1340 - 1370 ЕС, что, вероятнее всего, соответствовало температуре плавления (кристаллизации) хромитов [Рыбникова и др., 2014].
Дополнительно в ходе моделирования определена последовательность кристаллизации минеральных фаз в коматиитовом расплаве. Установлено, что выделению хромита в коматиитовом расплаве А1ЮК-типа предшествует
кристаллизация оливина (Fo90 94), начинающаяся при температурах 1730-1560 ПС, что согласуется с результатами экспериментальных работ [Zhang, Herzberg, 1994; Herzberg, 1995; Herzberg, O'Hara, 1998].
Оценка P-T параметров излияния (TNq) высокомагнезиальных расплавов, базирующаяся на интерпретации химического состава зон закалки коматиитов изучаемых структур, позволила оценить температуры ликвидуса мезоархейских коматиитов, которые варьировали от 1600 до 1500 ЕС [Светов, Смолькин, 2003; Светов и др., 2014].
Полученные данные свидетельствуют о том, что в ходе извержения коматиитовых расплавов длительный временной интервал (на стадии подъема магмы на дневную поверхность и излиянии) основной минеральной фазой, контролирующей эволюцию расплава, являлся оливин, и лишь после существенного охлаждения расплава (на 200-250 ЕС) к кристаллизации добавлялся алюмохромит +/- пироксен.
Таким образом, на примере изучения реликтов акцессорных шпинелидов в мезоархейских коматиитовых комплексах Фенно-скандинавского щита показано, что геохимия первично магматических шпинелидов является важным источником дополнительной информации о процессах магмогенеза первичных расплавов, позволяет оценить температурные режимы кристаллизации пород и оценивать первичный потенциал материнских расплавов на рудные компоненты (Ni, ЭПГ).
<э
Выводы
Проведенные исследования показали, что в мезоархейских коматиитах А1ЮК и АйК-ти-пов (сформированных в интервале от 3,0 до 2,7 млрд лет) сохраняются акцессорные шпи-нелиды хромит-алюмохромитового типа в виде реликтовых ядер в крупных зернах магнетит-хроммагнетита в центральных зонах дифференцированных лавовых потоков. Однако в случае если метаморфические преобразования пород проходят в условиях выше эпидот-амфиболитовой фации (в интервале давлений > 5 кбар и температурах > 500 ЕС), реликты первично магматических акцессорных хромитов полностью замещаются.
СЭМ изучение шпинелидов в коматиитах позволило установить сосуществование нескольких их генераций, характеризующихся контрастным химическим составом. При этом химическая характеристика первично-магматических и поздних метаморфических фаз шпинели в мезоархейских коматиитах различных структур Фенноскандинавского щита во многом подобна, что является следствием близких условий магмогенерации коматиито-вых расплавов А1ЮК-типа и подобными режимами поздних региональных метаморфических преобразований.
Изученные реликтовые фрагменты зерен хромитов-субферриалюмохромитов (Сг203 44,64-51,80 вес. %, А1203 9,39-13,74 вес. %, #Сг 68,97-78,52, #Мд 3,98-12,14, #Ре < 12) являлись равновесными первично магматическими минеральными фазами в коматиитовых расплавах и кристаллизовались в интервале температур 1340-1370 ЕС. Выявленная геохимическая зональность в них является результатом равновесной кристаллизации коматии-тового расплава с постепенным понижением температуры, приводящей к образованию твердых растворов алюмохромит - субфер-риалюмохромитов.
Химический состав реликтовых ядер первично магматических шпинелидов из изучаемых коматиитов подобен составу акцессорных шпинелидов из перидотитов супра-субдукци-онных зон и островных дуг, что согласуется с предположением о формировании коматиит-базальтовой ассоциации в задуговых бассейнах, приуроченных к окраинно-континенталь-ным вулканическим дугам.
Проведенное исследование показало большой петрологический потенциал, который открывается при изучении акцессорных минеральных фаз в метаморфически измененных породах архея.
Автор выражает благодарность д. г.-м. н. В. С. Куликову за ценные замечания и советы в ходе подготовки статьи, д. г. -м. н. С. А. Све-тову за всестороннюю поддержку исследований автора, коллективу лаборатории геохимии и моделирования природных и техногенных процессов ИГ КарНЦ РАН за содействие в проведении полевых и аналитических исследований, сотруднику Геологической службы Финляндии - Ог. Т. На1коа[ю за помощь в организации и проведении полевых исследований в пределах зеленокаменного пояса Кухмо, В. Финляндия в 2014 г.
Работа выполнена при поддержке РФФИ, проект 13-05-00402 и 13-05-00402А.
Литература
Арестова Н. А., Чекулаев В. П., Матвеева Л. В. и др. 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.
Володичев О. И., КулешевичЛ. В., Кузенко Т. И. Эндогенные режимы метаморфизма в различных геодинамических обстановках докембрия Карелии // Рукописный науч. отчет, ИГ КарНЦ РАН. 2002. 187 с.
Вревский А. Б. Петрология и геодинамические режимы развития архейской литосферы (на примере северо-восточной части Балтийского щита). Л.: Наука, 1989. 143 с.
Вревский А. Б., Матреничев В. А., Ружьева М. С. Петрология коматиитов Балтийского щита и изотопно-геохимическая эволюция их мантийных источников//Петрология. 2003. Т. 11, №6. С. 587-617.
Кожевников В. Н. Архейские зеленокаменные пояса Карельского кратона как аккреционные ороге-ны. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2000. 223 с.
Куликов В. С., Куликова В. В. и др. Коматииты и высокомагнезиальные базальты раннего докембрия Балтийского щита. Л.: Наука, 1988. 192 с.
Куликов В. С., Куликова В. В., Бычкова Я. В. Ветреный пояс: тектоно- и петротип палеопротерозоя юго-восточной Фенноскандии // Геология Карелии от архея до наших дней. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2011. С.91-103.
Куликов В. С., Куликова В. В., Бычкова Я. В. О классификации ультраосновных-основных высокомагнезиальных вулканитов нормальной и низкой щелочности (новый взгляд на примере Фенноскандии) // Геология и полезные ископаемые Карелии. Петрозаводск: 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.
Некрасов И. Я., Горбачев И. С. К вопросу о генезисе базитовых рудно-силикатных магм // Проблемы физико-химической петрологии (состояние флюида и растворов, метасоматоз, рудообразова-ние). М.: Наука, 1979. Т. 2. С. 258-272.
В
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.
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. Чир-винского. Вып. 6. Пермь: Перм. ун-т, 2004. С. 170-180.
Рыбникова 3. П., Светов С. А. Геохимия акцессорных хромитов из мезоархейских коматиитов Центральной Карелии (на примере Совдозерской структуры) //Труды Карельского научного центра РАН. Серия Геология докембрия. 2014. № 1. С. 158-166.
Рыбникова 3. П., Светов С. А., Вревский А. Б. и др. Акцессорные хромшпинелиды из мезоархейских коматиитов Фенноскандинавского щита // Литосфера. 2014. № 6. С. 22-44.
Светов С. А. Древнейшие адакиты Фенноскандинавского щита. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2009. 115с.
Светов С. А. Магматические системы зоны перехода океан-континент в архее восточной части Фенноскандинавского щита. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2005. 230 с.
Светов С. А., Рыбникова 3. П., Вревский А. Б. Реконструкция Р—Т параметров генерации и излияния мезоархейских коматиитовых расплавов по данным изучения акцессорных шпинелидов // Вестник Санкт-Петербургского университета. Сер. 7. 2014. №4. С. 19-36.
Светов С. А., Смолькин В. Ф. Модельные РТ-ус-ловия генерации высокомагнезиальных магм докембрия Фенноскандинавского щита // Геохимия. 2003. Т. 41, №8. С. 879-892.
Смолькин В. Ф. Коматиитовый и пикритовый магматизм раннего докембрия Балтийского щита. СПб.: Наука, 1992. 272 с.
ArndtN. Т. Komatiites: a dirty window to theArchean mantle // Terra Cognita. 1986. Vol. 6. P. 59-66.
Arndt N. Т., Lesher С. M., Barnes S. J. Komatiite. Cambridge: Cambridge University Press., 2008. 467 p.
Barnes S. J. Chromite in komatiites, I. Magmatic controls on crystallization and composition. // Journal of Petrology. 1998. Vol. 39. P. 1689-1720.
Barnes S. J. Chromite in komatiites, II. Modification during greenschist to mid-amphibolite facies metamor-phism //Journal of Petrology. 2000. Vol. 41. P. 387-409.
Barnes S. J., KunilovV. 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.
Cameron W. E., Nisbet E. G. Phanerozoic analogues of komatiitic basalts. In: Komatiites (eds. N. T. Arndt, E. G. Nisbet). George Allen & Unwin, London. 1982. P. 29-49.
Danyushevsky L. V. The effect of small amounts of H20 on crystallization of mid-ocean ridge and backarc basin magmas //J. Volcan. Geoth. Res. 2001. Vol. 110, No 3-4. P. 265-280.
Danyushevsky L. V., Plechov P. Yu. Petrolog 3: Integrated software for modeling crystallization processes // Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 29 July 2011. 2011. Vol. 12. N 7. Q07021, doi: 10.1029/2011GC003516.
Godel В. M., Barnes S. J., Barnes S. J. Deposition mechanisms of magmatic sulphide liquids: evidence from high-resolution x-ray computedtomography andtrace element chemistry of komatiite-hosted disseminated sulphides // Journal of Petrology. 2013. Vol. 54, No 7. P. 1454-1481.
Herzberg C. Generation of plume magmas through time: an experimental perspective // Chemical Geology. 1995. Vol. 126. P. 1-16.
Herzberg С., O'Hara M. J. Phase equilibrium constraints on the origin of basalts, picrites and komatiites // Earth-Science Reviews. 1998. Vol. 44. P. 39-79.
Irvine T. N. Chromian spinel as a petrogenetic indicator, part I. theory. Canadian Journal of Earth Sciences. 1965. Vol. 2. P. 648-672.
Kamenetsky V. S., Crawford A. J., Meffre S. Factors controlling chemistry of magmatic spinel: An empirical study of associated olivine, Cr-spinel and melt inclusions from primitive rocks // J. Petrol. 2001. Vol. 4. P.655-671.
Le Bas M. J. IUGS Reclassification of the high-Mg and picritic volcanic rocks // J. Petrol. 2000. Vol. 41. P.1467-1470.
Page P., Barnes S. J., BedardJ. H., ZientekM. 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. 302-303. P. 3-15.
Pago, P., Barnes, S. J. Using trace elements in chromites to constrain the origin of podiform chromitites in the Thetford Mines Ophiolite, Quebec, Canada // Economic Geology. 2009. Vol. 104(7). P. 997-1018.
Papunen H., Halkoaho Т., Luukkonen E. Archaean evolution of the Tipasjnrvi-Kuhmo-Suomussalmi Greenstone Complex, Finland // Bulletin of the Geological Survery of Finland 2009. Vol. 403. 68 p.
Puchtel L. S., Hofmann A. W., Mezger K. et al. 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.
Spencer K. J., Lindsley D. H. A solution model for coexisting iron-titanium oxides. American Mineralogist. 1981. Vol. 66. P. 1190-1201.
SvetovS. A., SvetovaA. 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.
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.
Поступила в редакцию 11.02.2015
e
References
Arestova N. A., Chekulaev V. P., Matveeva L. V, Kucherovskii G. A., Lepekhina E. N., SergeevS. A. Novye dannye o vozraste arkheiskikh porod Vodlozerskogo domena (Baltiiskii shchit) i ikh znachenie dlya geodinamicheskikh rekonstruktsii [New age data on the Archean rocks of the Vodlozero domain (Baltic Shield) and their significance for geodynamic reconstructions], Doklady Akademii nauk [Proceedings of the Academy of Sciences], 2012. Vol. 442, No 1. P. 67-73.
Volodichev O. I., Kuleshevich L. V., Kuzenko T. I. Endogennye rezhimy metamorfizma v razlichnykh geodinamicheskikh obstanovkakh dokembriya Karelii [Endogenous regimes of metamorphic transformations in various geodynamic settings in the Precambrian of Karelia], Rukopisnyi nauch. otchet, IG KarNTS RAN. 2002. 187 p.
Vrevskii A. B. Petrologiya i geodinamicheskie rezhimy razvitiya arkheiskoi litosfery (na primere severo-vostochnoi chasti Baltiiskogo shchita) [Petrology and geodynamic regimes of the Archean lithosphere development (example of the northeastern part of the Baltic Shield)]. Leningrad: Nauka, 1989. 143 p.
Vrevskii A. B., Matrenichev V. A., Ruzh'eva M. S. Petrologiya komatiitov Baltiiskogo shchita i izotopno-geokhimicheskaya evolyutsiya ikh mantiinykh istochnikov [Petrology of komatiites from the Baltic Shield and isotope geochemical evolution of their mantel sources], Petrologiya. 2003. Vol. 11, No 6. P. 587-617.
Kozhevnikov V. N. Arkheiskie zelenokamennye poyasa Karel'skogo kratona kak akkretsionnye orogeny [Archean greenstone belts of the Karelian Craton as accreationary orogens], Petrozavodsk: KarRC of RAS, 2000. 223 p.
Kulikov V. S., Kulikova V. V. i dr. Komatiity i vysokomagnezial'nye bazal'ty rannego dokembriya Baltiiskogo shchita [Komatiites and high-magnesium basalts of the early Precambrian from the Baltic Shield], Leningrad: Nauka, 1988. 192 p.
Kulikov V. S., Kulikova V. V., Bychkova Ya. V. Vetrenyi poyas: tektono- i petrotip paleoproterozoya yugo-vostochnoi Fennoskandii [Windy belt: early proterozoic tectonic and petrologic type of the southeastern Fennoscandia], Geologiya Karelii ot arkheya do nashikh dnei [Geology of Karelia from the Archean to the present]. Petrozavodsk: KarRC of RAS, 2011. P. 91-103.
Kulikov V. S., Kulikova V. V., Bychkova Ya. V. O klassifikatsii ul'traosnovnykh-osnovnykh vysokomag-nezial'nykh vulkanitov normal'noi i nizkoi shchelochnosti (novyi vzglyad na primere Fennoskandii) [On the classification of the ultrabasic-basic high-magnesium volcanic rocks of normal and low alkalinity (a new look on the example of Fennoscandia)]. Geologiya ipoleznye iskopaemye Karelii [Geology and mineral resources of Karelia], Petrozavodsk: KarRC of RAS, 2012. No 15. P. 38-44.
Mineraly. Slozhnye okisly, titanaty, niobaty, tantalaty, antimonaty, gidrookisly [Minerals. Complex oxides, titanates, niobates, tantalates, antimonates, hydroxides], Spravochnik. Ed. F. V. Chukhrova. Moscow: Nauka, 1967. Vol. 2, iss. 3. 676 p.
Nekrasov I. Ya., Gorbachev I. S. K voprosu o genezise bazitovykh rudno-silikatnykh magm [On the question of the basic ore and silicate magma genesis], Problemy fiziko-khimicheskoi petrologii (sostoyanie flyuida / rastvorov, metasomatoz, rudoobrazovanie) [Problems of physiochemical Petrology (condition of fluids and solutions, metasomatism, ore formation)]. Moscow: Nauka, 1979. Vol. 2. P. 258-272.
Pavlov N. V. Khimicheskii sostav khromshpinelidov v svyazi s petrograficheskim sostavom porod ul'traosnovnykh intruzivov [Chemical composition of chrome-spinels in view of the pétrographie composition of the rocks of the ultrabasic intrusion], Tr. In-ta geol. nauk. Ser. Rud. mestorozhd. [Proceedings of the Institute of Geological Sciences. Ore deposits series]. 1949. Iss. 103, No 3. 88 p.
Perevozchikov B. V., Plotnikov A. V., Makiev T. T. Priroda variatsii sostava rudnoi i aktsessornoi khromshpineli ul'trabazitovogo massiva Syum-Keu (Polyarnyi Ural) [Nature of variations in the composition of the ore and accessory chrome-spinels from Syum-Keu ultrabasic massif (Polar Urals)]. Problemy mineralogii, petrografii i metallogenii: nauch. chteniya pamyati P. N. Chirvinskogo. Iss. 6. Perm': Perm, un-t, 2004. P. 170-180.
Rybnikova Z. P., Svetov S. A. Geokhimiya aktsessornykh khromitov iz mezoarkheiskikh komatiitov Tsentral'noi Karelii (na primere Sovdozerskoi struktury) [Geochemistry of accessory chromites in mesoarchean komatiites from Central Karelia (Sovdozero structure)]. Trudy Karel'skogo nauchnogo tsentra RAN. Seriya Geologiya dokembriya [Proceedings of the Karelian research centre RAS. Precambrian geology series], 2014. No 1. P. 158-166.
Rybnikova Z. P., Svetov S. A., Vrevskii A. B., Klimovskaya E. A., Chazhengina S. Yu. Aktsessornye khromshpinelidy iz mezoarkheiskikh komatiitov Fennoskandinavskogo shchita [Accessory chrome-spinels in Mesoarchean komatiites of the Fennoscandian Shield], Litosfera. 2014. No 6. P. 22-44.
Svetov S. A. Drevneishie adakity Fennoskandinavskogo shchita [The oldest adakites of the Fennoscandian Shield], Petrozavodsk: KarRC of RAS, 2009. 115 p.
Svetov S. A. Magmaticheskie sistemy zony perekhoda okean-kontinent v arkhee vostochnoi chasti Fennoskandinavskogo shchita [Magmatic systems in the ocean-continent transition zone in the Archean of the eastern Fennoscandian Shield], Petrozavodsk: KarRC of RAS, 2005. 230 p.
Svetov S. A., Rybnikova Z. P., Vrevskii A. B. Rekonstruktsiya P—T parametrov generatsii i izliyaniya mezoarkheiskikh komatiitovykh rasplavov po dannym izucheniya aktsessornykh shpinelidov [Reconstruction of P—T parameters of generation and extrusion of Mesoarchean komatiitic melts according to the study of accessory spinels], Vestnik Sankt-Peterburgskogo universiteta [Herald of St. Petersburg University], Ser. 7. 2014. No 4. P. 19-36.
Svetov S. A., Smol'kin V. F. Model'nye PT-usloviya generatsii vysokomagnezial'nykh magm dokembriya Fennoskandinavskogo shchita [Model PT-conditions of high-magnesia magma generation in the Precambrian of the Fennoscandian Shield], Geokhimiya. 2003. Vol. 41, No 8. P. 879-892.
Smol'kin V. F. Komatiitovyi i pikritovyi magmatizm rannego dokembriya Baltiiskogo shchita [Early Precambrian komatiitic and pictric magmatism of the Baltic Shield], St. Petersburg: Nauka, 1992. 272 p.
Arndt N. T. Komatiites: a dirty window to theArchean mantle. Terra Cognita. 1986. Vol. 6. P. 59-66.
Arndt N. Т., Lesher С. M., Barnes S. J. Komatiite. Cambridge: Cambridge University Press. 2008. 467 p.
Barnes S J. Chromite in komatiites, I. Magmatic controls on crystallization and composition. Journal of Petrology. 1998. Vol. 39. P. 1689-1720.
Barnes S. J. Chromite in komatiites, II. Modification during greenschist to mid-amphibolite facies metamorphism. Journal of Petrology. 2000. Vol. 41. P. 387-409.
Barnes S. J., KunilovV. Y. Spinels and Mg-ilmenites from the Noril'sk 1 and Talnakh intrusions and other mafic rocks of the Siberian flood basalt province. Econ. Geo!. 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.
Cameron W. E., Nisbet E. G. 1982. Phanerozoic analogues of komatiitic basalts. In: Komatiites (eds. N. T. Arndt, E. G. Nisbet). George Allen & Unwin, London, 1982. P. 29-49.
Danyushevsky L. V. The effect of small amounts of H20 on crystallization of mid-ocean ridge and backarc basin magmas. J. Volcan. Geoth. Res. 2001. Vol. 110, No 3-4. P. 265-280.
Danyushevsky L. V., Plechov P. Yu. Petrolog 3: Integrated software for modeling crystallization processes. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 29 July 2011. 2011. Vol. 12. No 7. Q07021, doi: 10.1029/2011GC003516.
Godel В. M., Barnes S. J., Barnes S. J. Deposition mechanisms of magmatic sulphide liquids: evidence from high-resolution x-ray computedtomography andtrace element chemistry of komatiite-hosted disseminated sulphides. Journal of Petrology. 2013. Vol. 54, No 7. P. 1454-1481.
СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРЕ:
Рыбникова Зоя Павловна
аспирант
Институт геологии Карельского научного центра РАН, ул. Пушкинская, 11, Петрозаводск, Республика Карелия, Россия, 185910
эл. почта: [email protected] тел.: +79637400336
Herzberg C. Generation of plume magmas through time: an experimental perspective. Chemical Geology. 1995. 126. P. 1-16.
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.
Irvine T. N. Chromian spinel as a petrogenetic indicator, part I. theory. Canadian Journal of Earth Sciences. 1965. Vol. 2. P. 648-672.
Kamenetsky V. S., Crawford A. J., Meffre S. Factors controlling chemistry of magmatic spinel: An empirical study of associated olivine, Cr-spinel and melt inclusions from primitive rocks. J. Petrol. 2001. Vol. 4. P. 655-671.
Le Bas M. J. IUGS Reclassification of the high-Mg and picritic volcanic rocks. J. Petrol. 2000. Vol. 41. P.1467-1470.
Page P., Barnes S. J., BedardJ. H., ZientekM. 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. 302-303. P. 3-15.
Pagn P., Barnes S. J. Using trace elements in chromites to constrain the origin of podiform chromitites in the Thetford Mines Ophiolite, Quebec, Canada. Economic Geology. 2009. Vol. 104 (7). P. 997-1018.
Papunen H., Halkoaho T., Luukkonen E. Archaean evolution of the TipasjDrvi-Kuhmo-Suomussalmi Greenstone Complex, Finland. Bulletin of the Geological Survery of Finland 2009. Vol. 403. 68 p.
Puchtel L. S., HofmannA. I/I/., MezgerK. etal. 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.
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., SvetovaA. 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.
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.
Received February 11, 2015
CONTRIBUTORS:
Rybnikova, Zoya
Institute of Geology, Karelian Research Centre Russian Academy of Sciences
11 Pushkinskaya St., 182910 Petrozavodsk, Karelia, Russia, e-mail: [email protected] tel.: +79637400336
