Геохимия, 2023, T. 68, № 6, стр. 570-607

ВВЕДЕНИЕ

Изучение включений ультрамафитов в гнейсах древней континентальной коры является важным элементом реконструкции мантийного магматизма в раннем докембрии. Сравнительно хорошо изучены мантийный магматизм и образование коматиитовых серий в гранит-зеленокаменных структурах архея, в то время как роль мантийного материала (продуктов магматизма и реститов мантии) в строении и развитии гранулито-гнейсовых структур раннего докембрия исследована значительно меньше.

Изучение U-Pb и Lu-Hf систем детритовых цирконов показало, что в раннем докембрии было несколько этапов переработки континентальной коры, а также внедрения мантийного материала (Griffin et al., 2014). Древний мантийный материал обычно сильно переработан и чаще всего сохранился в виде небольших будин или иных включений в кислом материале коры. Однако изучение геологии и состава таких включений позволяет не только констатировать присутствие мантийного вещества в составе коры, но также помогает подойти к расшифровке механизмов их попадания в кору, позволяет оценить последовательность деформаций и метаморфизма пород гранулито-гнейсовых областей.

Наше более раннее изучение мафит-ультрамафитовых включений в гнейсоэндербитах Бугской гнейсо-гранулитовой области выявило их многообразие: они различаются по составу, внутреннему строению, по соотношению с выделенными этапами деформаций, изотопному возрасту. Были выделены древнейшие (3.66 млрд лет) включения, отнесенные к метабазальтам (Балтыбаев и др., 2014; Лобач-Жученко и др., 2014); плутонические породы – серпентинизированные гарцбургиты, более древние, чем наиболее ранние выделенные деформации в регионе (D_{n+ 1}); ортопироксениты с возрастом 3.37 млрд лет (Лобач-Жученко и др., 2012) и сложные тела мафитов неустановленного возраста (Лобач-Жученко и др., 2017, 2022).

Объектом настоящего изучения стало включение флогопитового перидотита, которое представляет интерес благодаря нескольким минералого-геохимическим характеристикам, отличающим его от других включений. Во-первых, включение сложено тремя типами пород, взаимоотношения которых видны в обнажении. Во-вторых, оно характеризуется повышенным содержанием Ni при пониженной магнезиальности и необычно высоким Ni/Cr отношением. К тому же, породы включения содержат флогопит, который является индикатором присутствия воды и повышенного содержания калия в мантии. Большая часть отмеченных особенностей отражает сложные петрологические процессы, определившие современное строение и состав изучаемого включения перидотита. Учитывая сказанное, главной задачей данной работы была минералого-геохимическая характеристика указанного включения и анализ особенностей состава пород и минералов, сравнение с ультрамафитами различного геологического положения с целью разработки наиболее адекватной модели генезиса пород перидотитового включения.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Содержание главных элементов пород определено методом мокрой химии в аналитической лаборатории Геологического института Кольского научного центра РАН (г. Апатиты). Редкие элементы в породе измерены в лаборатории аналитического центра Карельского научного центра РАН (г. Петрозаводск); методика и точность измерений рассмотрены в работе (Светов и др., 2015).

Электронно-микроскопическое изучение минералов выполнено в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург) на электронном микроскопе JSM-6510LA с энергодисперсионным спектрометром JED-2200 при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе 1.5 нА с ZAF-методом коррекции матричных эффектов. Использовались стандарты: Si, Mg, Fe – оливин, Al – керсутит, Ca – диопсид, Na – жадеит, K – ортоклаз, Mn – спессартин, Ti – TiO, Ni и Cr – металлы. Состав минералов части образцов измерен на электронно-зондовом микроанализаторе JXA-8230 с кристаллами TAP, LIF, PET при ускоряющем напряжении 20 кВ, токе на цилиндре Фарадея 300 нА. Применялись стандарты M.A.C. Ltd: оливин (Si и Mg), оливин-гортонолит (Fe), ортоклаз (Al), диопсид (Ca), спессартин (Mn), TiO₂, чистые металлы Cr и Ni.

Содержание редких элементов в минералах определено на ионном микрозонде Cameca IMS-4f (г. Ярославль) по методике (Batanova et al., 1998; Portnyagin et al., 2008). Каждый анализ представляет собой среднее по трем измерениям, размер аналитического кратера около 20 мкм. Содержание элементов рассчитано по интенсивностям вторичных ионов, нормализованных к ³⁰Si⁺ (Jochum et al., 2000, 2007). Стандарт стекла NIST-610 (Rocholl et al., 1997) использовался для настроек на массы ионов. Погрешность измерений не превышала 10% для содержаний свыше 1 ppm и 20% для 0.1–1 ppm.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ЛИНЗЫ ПЕРИДОТИТА, СОСТАВ И ВОЗРАСТ

Включение перидотита UR17/2 находится (рис. 1, 2) на северном борту карьера “Одесский” (48°13′56″ N, 29°59′13″ E) и представляет собой небольшую (~0.5–5.5 м) линзу внутри палеоархейских (3755 ± 6–3768 ± 6 млн лет, Бибикова и др., 2013) тоналитовых ортогнейсов, метаморфизованных ~3.6 млрд лет назад в условиях гранулитовой фации (Lobach-Zhuchenko et al., 2017) в составе Бугского гранулито-гнейсового комплекса юго-западной части Днестровско-Бугской провинции Украинского щита (рис. 1, врезка). Гнейсоэндербиты содержат кроме мафитов и ультрамафитов включения метаморфических пород – кислых метаосадков (кварцитов) и кристаллосланцев. Преобладают в метаморфических толщах гранат-пироксеновые и двупироксеновые кристаллосланцы гранулитовой фации (Балтыбаев и др., 2014; Лобач-Жученко и др., 2018а).

Рис. 1.

(а) Геологическая карта раннедокембрийских образований района по материалам ПГО “Севукргеология” и Завальевского графитового комбината, с упрощениями. 1 – карбонатные породы; 2 – метакварциты; 3 – основные породы (мафические гранулиты, амфиболиты, габбро-амфиболиты); 4 – граниты, 5 – эндербиты, чарнокиты, мигматиты; 6 – разрывные нарушения. На врезке: схема строения Украинского щита. Провинции: ВП – Волынская, РТП – Россинско-Тикическая, ДБП – Днестровско–Бугская, СПП – Среднеприднепровская, ПП – Приазовская. КП – Курская и зоны: ГЗ – Голованевская, КЗ – Криворожская, ОПЗ – Орехово–Павлоградская, Границы провинций и зон даны по (Щербак и др., 2008). б) Схема геологического строения северной части карьера “Одесский”. Архей (1–3): 1 – кристаллосланцы (метавулканиты), кварциты, гранатовые, гранат-пироксеновые и гранат-магнетитовые кварциты, 2 – гнейсоэндербиты, 3 – положение изученной линзы и номер, Протерозой: 4 – дайки трахибазальтов и метагаббро. Ориентировка гнейсовидности (5, 6): 5 – S_{n+ 1}, 6 – S_{n+ 2}; 7 – предполагаемая ориентировка простирания толщ; 8 – номера обнажений, упоминаемых в тексте.

Рис. 2.

Обнажение с перидотитовой линзой в гнейсоэндербитах (вертикальная стенка). “а” – строение линзы с указанием места отбора образцов и их номеров, “б” и “в” – фотографии контактов линзы с вмещающим гнейсоэндербитом. 1 – вмещающие гнейсоэндербиты, 2 – перидотитовая часть линзы, состоящая из лерцолита в центре с нерезким переходом в гарцбургит к краю, 3 – кайма из флогопитового и паргаситового (UR17/2-4) ортопироксенита, 4 – участки контактов пород на фотографиях “б” и “в”, 5 – участки отбора серии проб и их номера (I-III): I – (UR17/2-2, UR17/2-2a, UR17/2-2b, UR17/2-2v, UR17/2-3, UR17/2-3a, UR17/2-3b, UR17/2-3v), II – (UR17/2-А, UR17/2-Б, UR17/2-В, UR17/2-Г), III – (UR17/2-2I, UR17/2-2II, UR17/2-2III, UR17/2-2IV, UR17/2-2V), 6 – места отбора отдельных образцов и их номера. На фотографиях сокращенные названия пород: Hzb – гарцбургит, Opt – ортопироксенит, End – гнейсоэндербит.

Линза находится внутри субширотной зоны сдвиговых деформаций (Лобач-Жученко и др., 2018а). Ориентировка длинной оси линзы СЗ 327° с погружением под углом 77°, что соответствует линейности флогопита в краевой перидотитовой части линзы (СЗ 337° угол ~71°) и в кайме ортопироксенита (СЗ 321°, угол 68°). Линейность гнейсоэндербитов у контакта и в породах линзы практически такие же (СЗ 325°, угол 76°).

Проявленные во включении и во вмещающих гнейсоэндербитах структуры были образованы в сдвиговой зоне благодаря деформациям поздней стадии, зафиксированной временем перекристаллизации циркона в интервале 2785–2715 млн лет (Лобач-Жученко и др., 2018б).

Рассмотрение включения флогопитового перидотита как фрагмента дайки исходит из формы и ориентировки линзы, ее симметричном внутреннем строении и присутствии, как будет показано ниже, каймы ортопироксенита – продукта взаимодействия расплава с вмещающим гнейсоэндербитом.

Центральная часть линзы сложена лерцолитом, а краевые части – гарцбургитом (рис. 2). На контакте с гнейсоэндербитом в полосе шириной около 10 см развит флогопитовый ортопироксенит. В гнейсоэндербитах в непосредственном контакте с ортопироксенитом в зоне шириной в 2–3 см наблюдается скопление лейкократового материала с преобладанием кварца и альбит-олигоклаза (рис. 2в).

В верхней части линза выклинивается, эта ее часть целиком преобразована метаморфизмом и деформациями и сложена паргаситовым ортопироксенитом (рис. 2а).

СОСТАВ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ

Флогопит-шпинелевый лерцолит представляет собой среднезернистую породу с аллотриоморфнозернистой структурой со слабой листоватостью (рис. 3а, 3б). Модальный состав UR17/2: Ol ~ 63 (здесь и далее – в об. %, если не указано иное, все сокращения минералов в (Приложение табл. Д3), Opx ~ 16, Cpx ~ 12, Phl ~ 9, Mgt (Spl) ~ 0.3. Вторичные минералы – серпентин, гематит, доломит. В акцессорных количествах – апатит, пентландит, халькопирит, ильменит.

Рис. 3.

Микрофотографии лерцолита (а, б), гарцбургита (в), ортопироксенита (г) из линзы UR17/2. Фотографии (а, в, г) сделаны в проходящем свете, (б) – в обратно-отраженных электронах (BSE).

Флогопит-шпинелевый гарцбургит содержит: Ol ~ 68, Opx ~ 19, Cpx ~ 3, Phl ~ 10, Mgt ~ 0.5, Spl ~ 2. От лерцолита отличается меньшим количеством клинопироксена и внешне – сильным катаклазом (рис. 3в), который в краевых частях линзы проявлен значительно сильнее, чем в ее центре. Из вторичных минералов отмечается серпентин в небольшом количестве.

Флогопит-шпинелевый лерцолит и флогопит-шпинелевый гарцбургит при сходном с РМ содержании MgО характеризуются высоким содержанием FeO, пониженной величиной #mg и повышенным содержанием Со, Cu, Zn, (табл. 1). Высокое содержание Ni при низком содержании Cr обеспечило высокое Ni/Cr отношение, достигающее 4.

Лерцолит отличается от гарцбургита существенно более высокими содержаниями СаО, Sr, Y, отношением Sm/Nd, более низкими концентрациями Ti, K, Rb. Небольшая разница между лерцолитом и гарцбургитом наблюдается по REE: центр линзы (лерцолит) имеет более высокие концентрации REE в сравнении с гарцбургитом (табл. 1, 2). Хотя содержания в последнем возрастают к контакту с ортопироксенитом (рис. 4). Понижение REE в гарцбургите происходит за счет меньшего содержания Срх, а последующее возрастание – из-за ассимиляции эндербита (табл. 2). Обе породы, как и пироксены, характеризуются отрицательной аномалией европия.

Рис. 4.

Обобщенный профиль, демонстрирующий изменение содержания главных и редких элементов от лерцолита (в центре линзы) через зону эндо- и экзоконтакта к вмещающим гнейсоэндербитам: I – лерцолит, II – гарцбургит, III – ортопироксенит, IV – гнейсоэндербит. В правой части графика для сравнения приведен средний (n = 11) состав гнейсоэндербитов на удалении от контакта. В нижней части графика показаны номера проанализированных образцов (табл. 1, 2): лерцолит (UR17/2J, UR17/2), гарцбургит (UR17/2-2-I, UR17/2-2-II, UR17/2-2-III), ортопироксенит (UR17/2-2-IV, UR17/2-А, UR17/2-3, UR17/2-2-V), гнейсоэндербит (UR17/2-Б, UR17/2-В, UR17/2-Г, UR17/2-1).

Флогопитовый ортопироксенит – среднезернистая порода с гранолепидобластовой структурой (рис. 3г). Содержит (мас. %): Opx ~ 76, Cpx ~ 0.1, Phl ~ 13, Amph ~ 7, Mgt ~ 2; акцессорные минералы (Ар + Саrb) ~ 2 и единичные зерна пентландита, халькопирита, миллерита, пирита. В клинопироксене сохранились реликты оливина. Во флогопите и ортопироксене встречаются округлые до 2–3 мкм зерна циркона. В сравнении с гарцбургитом флогопитовый ортопироксенит содержит больше SiO₂, Al₂O₃, MnO, CaO, Na₂ O, P₂O₅, Y, Hf, Nb, REE, V, Ga, меньше MgO, Сr, Co, Ni (табл. 1; рис. 4, 6а); в нем выше отношение FeO/Fe₂O₃. Химический и минералогический состав ортопироксенита меняется по мере приближения к контакту с гнейсоэндербитом (рис. 4), в том числе последовательно растет содержание всех REE и Eu-отрицательная аномалия (рис. 6а). Общей особенностью химического состава пород линзы является высокое содержание К и Rb, которое на порядок выше, чем в эндербите (рис. 4, табл. 1).

Верхняя часть линзы (рис. 2а) сложена среднезернистым паргасит-плагиоклазовым ортопироксенитом с нематобластовой структурой. По петрографическим наблюдениям содержание Prg + Opx $ \gg $ Pl. Содержание биотита до об. 5%. На контакте с гнейсоэндербитом присутствуют авгит и калиевый полевой шпат. Акцессорные минералы – апатит, кальцит.

В изученных породах доминируют железо-магнезиальные алюмосиликатные минералы и лишь в небольшом количестве встречаются рудные.

Оливин лерцолита и гарцбургита имеет близкие составы (Fa₁₄Fo₈₆), образуют зерна размером 1–2 мм и содержит включения шпинели (Al-хромита). Состав оливина (Приложение, табл. Д1) при катаклазе не меняется, трещины заполнены серпентином и магнетитом. Отличительной особенностью оливина перидотитов являются высокое содержание NiO (0.42–0.49 мас. %), которое не коррелируется с его магнезиальностью (рис. 5). Оливин, в целом, имеет низкие концентрации REE, плоское распределение, с небольшим увеличением HREE (рис. 6б). Небольшое увеличение LREE имеется в лишь одном из четырех зерен (Приложение, табл. Д2).

Рис. 5.

График соотношения содержания Ni и магнезиальности (содержания форстерита) оливина. 1 – оливин лерцолита линзы, 2 – оливин гарцбургита линзы, 3 – оливин их включений перидотитов Бугского комплекса (средние значения; Лобач-Жученко и др., 2018а), 4 – оливин из мантийных ксенолитов из кимберлитов в кратонах (Beard et al., 2007; Сазонова и др., 2015), 5 – оливин ксенолитов мантии в щелочных базальтах (Witt-Eickschen, O’Neil 2005; Rudnick et al., 1999), 6 – оливин коматиитов Южной Африки и Горгоны (Sobolev et al., 2007), 7 – оливин пикритов Гавайских островов и Норильского комплекса (Sobolev et al., 2007), 8 – оливин кимберлитов (Сазонова и др., 2015). Поля кратонных и внекратонных оливинов даны по (Downes et al., 2004), линии эволюции оливина при смешении и фракционировании – по (Prelevic et al., 2013).

Рис. 6.

Распределение редкоземельных элементов в породах и минералах изученной линзы. а – породы, б – оливин, в – клинопироксен и ортопироксен; г – флогопит. Нормировано на хондрит С1 (Sun, McDonough, 1989).

Шпинель по составу отвечает Cr и Al–шпинелидам (рис. 7а, Приложение, табл. Д1). Магматическая шпинель (Spl 1) сохраняется в виде мелких включений в оливине лерцолита и отвечает глиноземистым алюмохромитам. Также к ранним шпинелям предположительно относятся алюмохромиты ксеноморфных зерен из межзернового пространства, некоторые из них секутся трещинами, заполненными флогопитом или доломитом (рис. 8). Реликты Spl 1 иногда имеют резорбированные края и/или Cr–Mgt–Mgt каймы. Spl 1 характеризуется повышенной железистостью #fe = = (Fe⁺²/(Mg + Fe⁺²)) = 68–83, благодаря которой на диаграмме #mg (Mg/(Mg + Fe + 2) – #Cr (Cr/Cr + Al) ее составы отклоняются от области мантийных (рис. 7б), а также повышенным количеством TiO₂, низким содержанием MnO, Fe⁺³ (Приложение, табл. Д1). Большая часть шпинели образует сложные ксеноморфные зерна (Spl 2), расположенные между породообразующими минералами или в трещинах минералов (рис. 8). Их состав варьирует от Mg-Al-шпинели (плеонаста) – пикотитов до Cr–Mgt–Mgt (рис. 7а). Такой состав отражает распад первичной шпинели на Mg–Al–Zn и Cr–Fe–Ti фазы во время поздне-, постмагматических процессов; часто эти шпинели образуют сростки с сульфидами, доломитом, ильменитом, гематитом, апатитом, флогопитом. Обогащенные глиноземом шпинели встречаются вблизи контакта с ортопироксенитовой каймой, что может свидетельствовать о влиянии контаминации. Шпинель лерцолита отличается от шпинели гарцбургита меньшим содержанием Ni, что определяется меньшим содержанием Ni в породе.

Рис. 7.

Составы шпинели гарцбургита на диаграммах: а – Al–Cr–Fe⁺³, б – #Сr–#mg. 1–3 – шпинели гарцбургита изученной линзы UR17/2: 1 – Spl 1 в оливине; 2 – Spl 1 из межзернового пространства; 3 – Spl 2 в разной степени преобразованные зерна; 4–7 – шпинель ультрамафитов Прибайкалья: 4 – из интрузий Западного Прибайкалья (Mekhonoshin et al., 2020), 5–7 – из Йоко-Довыренского массива (Пушкарев и др., 2004): 5 – из неконтаминированных дунитов, 6 – из контаминированных дунитов, 7 – хромититов. Пунктирные линии на “а” соединяют составы фаз зерен сложного строения. Серое поле на “б” – шпинели мантийных перидотитов и линии изоплет (Kamenetsky et al., 2001). #Сr = Cr/Cr + Al.

Рис. 8.

Фотографии пластин изученных пород на растровом электронном микроскопе. Показаны шпинели из флогопитового лерцолита – (а, б), гарцбургита – (в) и ортопироксенита – (г).

Ортопироксен характеризуется повышенной железистостью (Приложение, табл. Д1), типичной для ортопироксенов основных и ультраосновных пород Украинского щита. Характерно низкое (<1%) содержание Al₂O₃ и Cr₂O₃. Отличия ортопироксенов лерцолита и гарцбургита проявлены в несколько большем содержании в гарцбургите NiО и Cr₂O₃. Магнезиальность ортопироксена снижается от лерцолита и гарцбургита (0.86–0.87) к ортопироксениту (0.79).

В паргаситовом ортопироксените присутствует гиперстен, #mg которого уменьшается от 0.62 до 0.56 на контакте с эндербитом. По соотношению (FeO + MgO)/Al₂O₃ (Лобач-Жученко и др., 2018а), а также диаграмме c учетом состава Са-пироксена (Rietmeijer, 1983), ортопироксен лерцолита, гарцбургита и ортопироксенита соответствуют магматическому типу, в то время как гиперстен из паргаситового ортопироксенита находится в поле метаморфических ортопироксенов. Содержание REE в ортопироксене (и, соответственно, в ортопироксените) низкое, характерно относительно плоское распределение L- и MREE с небольшим увеличением HREE, (La/Yb)_n = 0.016 и четкая отрицательная аномалия Eu (рис. 6а). Последнее может быть связано с различной подвижностью Eu²⁺ и Eu³⁺ в системе при (пере)кристаллизации пироксенов в результате изменения фугитивности кислорода (Fabbrizio et al., 2021).

Клинопироксен представлен диопсидом (Приложение, табл. Д1) со средним значением #mg = 92 в лерцолите и гарцбургите; магнезиальность в ортопироксените варьирует (87.6–89.7), что ниже, чем в перидотитах. Содержание Al₂O₃ и Cr₂O₃ в лерцолите и гарцбургите низкие – 1.02–0.67% и 0.22–0.08%, соответственно. В клинопироксене из ортопироксенита содержание Al₂O₃ выше: 2.4–1.03%, а Cr₂O₃ сходно с таковым из лерцолита и гарцбургита. В клинопироксене ортопироксенита несколько увеличивается содержание Na, уменьшается Са, Cr (Приложение, табл. Д2). Для Срх перидотитов характерно относительно плоское распределение REE с небольшим уменьшением HREE и отрицательной аномалией Eu (рис. 6в), как и в ортопироксене.

Слюда лерцолита, гарцбургита и ортопироксенита по соотношению Аl, Fe и Mg представлена флогопитом (Приложение, табл. Д1), который образует пластинки, иногда крупные (до 400 мкм), развивается за счет пироксенов и оливина. При замещении флогопитом оливина в слюде сохраняются тонкие прожилки продуктов изменения оливина – серпентин и магнетит. Иногда сохраняется только магнетит.

Состав флогопита в разных частях линзы и различной ориентировки идентичен (Приложение, табл. Д1). Небольшие изменения наблюдается при переходе от перидотитов к ортопироксениту: увеличивается содержание Na₂O, уменьшается содержание Cr, #mg (от 92 до 88), что соответствует уменьшению магнезиальности и содержания Cr₂O₃ в замещаемых флогопитом пироксенах. В целом, флогопиты ортопироксенитов имеют более варьирующие содержания многих элементов, чем перидотиты (Приложение, табл. Д1, Д2).

Амфибол присутствует в ортопироксените, развивается по пироксенам и представлен магнезиальной роговой обманкой – эденитом. В паргаситовом ортопироксените амфибол образует самостоятельные крупные зерна, состав которых меняется от Mg-паргасита в центре зерна до чермакита на краю (Приложение, табл. Д1).

Карбонат перидотитов представлен доломитом, реже железистым карбонатом; в паргаситовом ортопироксените – кальцитом.

Серпентин (антигорит) замещает оливин; совместно с магнетитом заполняет тонкие трещины в катаклазированных зернах.

Сульфиды. Среди сульфидов преобладает пентландит. Встречаются редкие сростки Pn и Cср (Лобач-Жученко и др., 2021б). Состав Pn перидотита с отношением Fe_31–34 : Ni_33–34 по сравнению с Pn ортопироксенита с отношением Fe_24–30 : Ni_36–41 является более высокотемпературным (Kitakaze et al., 2011). В ортопироксените пентландит замещается миллеритом, а в зоне контакта с эндербитом они оба деформированы и ориентированы, как и флогопит, параллельно контакту (Лобач–Жученко и др., 2021б). В ортопироксените присутствуют единичные зерна пирита. Сульфиды замещаются окислами железа и магнетитом.

Магнетит перидотитов представлен двумя генетическими типами: Cr-магнетитом, содержащим до 5–6 мас. % Cr, Al, Ti, и магнетитом, заполняющим трещины в серпентине и не содержащим примесей других элементов. В паргаситовом ортопироксените встречается магнетит с небольшой примесью хрома.

Апатит присутствует в небольшом количестве в перидотите и ортопироксените, представлен фтор-апатитом (Cl – 0.25–0.62, F – 1.62–2.94 мас. %).

Циркон в виде мелких зерен встречается в ортопироксене и флогопите, а крупные зерна сами содержат включения клинопироксена, ортопироксена, плагиоклаза, флогопита, апатита. Большая часть включений минералов сильно изменена, как и содержащий их циркон. Неизмененные ортопироксен и флогопит идентичны по составу минералам ортопироксенитов. В одном из зернен циркона по данным рамановской спектроскопии диагностировано включение оливина (Лобач-Жученко и др., 2018б).

РАСЧЕТ РТ-ПАРАМЕТРОВ ОБРАЗОВАНИЯ И ПРЕОБРАЗОВАНИЯ ПОРОД

Для определения условий образования пород и последующего их преобразования мы использовали РТ-оценки равновесий по множеству минеральных реакций, а также различные моно- и биминеральные геотермобарометры (табл. 3). Оценивалась также температура кристаллизации некоторых минералов в системе “расплав-минерал”, принимая за состав гипотетического расплава отдельные составы изученных пород.

Необходимо отметить, что неудовлетворительная сходимость линий реакций минералов, полученная методом оценки мультиравновесий TWEEQU (Berman, 1991), показала отсутствие или нарушение химического равновесия между некоторыми главными минералами в перидотитах и ортопироксенитах. На нарушение равновесия указывал также достаточно пестрый состав некоторых минералов в пределах отдельных полированных пластин. Вместе с этим, по оценкам ряда минеральных термобарометров определенная закономерность в РТ-параметрах выявляется (табл. 3) при использовании непосредственно контактирующих или близко расположенных друг к другу минералов, не имеющих структурных и морфологических признаков неравновесных взаимоотношений. Эти оценки нами взяты как более адекватно отражающие РТ-параметры формирования и преобразования пород линзы.

Наиболее высокие температуры (~1000–1200°С, табл. 3), превышающие температуру метаморфизма окружающих пород (до 900°С, Балтыбаев и др., 2014; Lobach-Zhuchenko et al., 2017), получены по равновесиям оливина и шпинели (Wan et al., 2008), а также оливина и клинопироксена (Loucks, 1996). Эти температуры мы рассматриваем как минимальные субсолидусные, установившиеся после магматической кристаллизации этих минералов. Термометрия с привлечением оливина и шпинели показала (табл. 3) широкий диапазон значений, что связано с существованием шинелей нескольких генераций, как отмечалось выше. По шинелям (Al-хромиты) получены самые высокие значения температур – до 1272°С, но большинство других составов шпинелей в паре с оливином, показали значения температур значительно ниже (табл. 3). Низкие значения температур, полученные по этим и другим минеральным парам и разным геотермометрам (табл. 3) рассматриваются как следствие нарушения химического равновесия и/или несоответствия составов минералов условиям калибровки геотермометров.

Ортопироксен-клинопироксеновые, оливин-ортопироксеновые термометры, а также мономинеральные ортопироксеновые и клинопироксеновые термометры для различных, предположительно равновесных составов минералов, выявили температуры: ~750–900°C, а также ~900–1050°C (табл. 3). Если температуры ~750–900°C скорее связаны с этапом метаморфического переуравновешивания составов первично магматических минералов, в том числе метаморфизма магматического циркона (средняя температура 780°С, Лобач-Жученко и др., 2018б), то более высокие температуры могут рассматриваться как субсолидусные, установившиеся после магматической кристаллизации этих минералов. Во всяком случае, эти температуры (~900–1050°C) несколько превышают температуры метаморфизма окружающих пород (Балтыбаев и др., 2014; Lobach-Zhuchenko et al., 2017).

Значительное число оценок температур по биминеральным равновесиям выявило широкий низкотемпературный диапазон значений, соответствующий, вероятно, стадиям регрессивного преобразования пород. Однако интерпретировать каждый полученный температурный интервал представляется сложным в виду отсутствия объективных критериев достижения равновесия для использованных составов минералов.

Таким образом, по данным минеральной термометрии ассоциация Ol + Spl, вероятно, кристаллизовались при температуре выше 1000°С, но последующие метаморфические преобразования сильно нарушили химическое равновесие между этими минералами. Набор имеющихся минеральных парагенезисов (Lobach-Zhuchenko et al., 2017), отсутствие, в частности, граната, не дает возможности удовлетворительно оценить давление при минералообразовании. Использованный мономинеральный пироксеновый барометр (Mercier, 1980) дает завышенное давление ~25–35 кбар и выше, что связано с практическим отсутствием хрома в изученных пироксенах. Однако, принадлежность перидотитов к шпинелевой фации глубинности отвечает умеренным давлениям до ~15–20 кбар. Судя по нашим оценкам, с использованием пакетов программ “MELTS” и “PERPLEX” (как при допущении магматического генезиса минералов, так и метаморфического), давление минералообразования не превышало 10–12 кбар. Нижний предел давления минералообразования можно оценить по отсутствию плагиоклаза в минеральных парагенезисах перидотитов как не ниже 7 кбар, поскольку породы не относятся к плагиоклазовой фации глубинности.

Составы минералов из сильно дислоцированной и метаморфизованной части линзы, где образуются паргаситовый ортопироксенит (рис. 2а), позволили ограничить возможный температурный диапазон этого метаморфического преобразования. Для оценки в расчетах использовались составы амфиболов из зоны перекристаллизации линзы, т.е. непосредственно из паргаситового ортопироксенита. Амфибол-плагиоклазовые минеральные пары выявили по термометру (Holland, Blundy, 1994) температуры 710–780°С для широкого диапазона давления от 1 до 15 кбар (табл. 3). Для амфибола нижней части линзы, замещающего пироксен в флогопитовом ортопироксените и включенного в циркон, выявляется температура кристаллизации ниже 700°С (Лобач-Жученко и др., 2018б). По составу этих же амфиболов из паргаситового ортопироксенита с использованием барометра (Molina et al., 2015) получены две оценки давления: 6–7 кбар по предположительно ранним генерациям амфибола, состав которых ближе к паргаситу, и около 3 кбар – по более поздним (табл. 3). Эти оценки давления характеризуют тренд спада давления на регрессивном этапе метаморфизма пород Бугской гнейсо-гранулитовой области.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Вариации концентраций несовместимых и совместимых элементов в флогопитовом лерцолите и гарцбургите совместно с изотопными отношениями Sr, Nd, Hf (Лобач-Жученко и др., 2017), свидетельствуют о сложном генезисе пород изученной линзы. Главными особенностями состава пород включения UR17/2 являются: а) повышенная железистость, б) высокие концентрации никеля, не коррелирующие с содержанием MgO, в) высокие содержания K (K₂O > Na₂O).

Для выяснения генезиса включения UR17/2 необходимо учитывать его особенности: внутреннее симметричное зональное строение, последовательность минералообразования и специфические составы минералов. Отдельного внимания заслуживает природа флогопитового и паргаситового ортопироксенитов.

Для расшифровки генезиса пород необходимо сравнение их с включениями ультрабазитов в континентальной коре, представленных двумя главными типами: внутрикоровыми дифференциатами основных магм (стратиформных интрузий) и мантийных реститов.

Если сравнивать перидотиты изученной линзы с перидотитами – фрагментами расслоенных интрузий и реститами субкратонной литосферной мантии, то следует отметить нижеследующее.

Характерной особенностью расслоенных интрузий является неоднородность состава пород и минералов. Вариации железистости наблюдаются даже в прослоях внешне однородных дунитов. Например, в Сарановском ультрабазитовом комплексе аподунитовые серпентиниты и гарцбургиты имеют железистость от 12 до 18% (Штейнберг, Лагутина, 1984), а в расслоенном массиве Стольцбург в слоях дунитов и перидотитов содержание MgO варьирует от 29 до 38 вес. % (Anhaeusser, 2001). Магнезиальность перидотитов архейской расслоенной интрузии Фискенессет (ЮЗ Гренландия) варьирует от 0.74 до 0.81. Перидотиты этой интрузии рассматриваются как продукты фракционной кристаллизации базальтового расплава, а также как самостоятельные силлы перидотитов (Polat et al., 2009). Перидотиты интрузии Фискенессет с содержанием SiO₂, равным таковому линзы UR17/2, имеет большие концентрации CaO, FeO, Al₂O₃, меньшую величину #mg = 0.80.

Близкие геохимические характеристики с перидотитами изученной линзы имеют два включения гарцбургита в ортогнейсах комплекса Итсак (ЮЗ Гренландия), которые рассматриваются как фрагменты расслоенной интрузии (Friend et al., 2002). Они идентичны с линзой UR17/2 как по составу породы в целом, так и составами оливина и ортопироксена, а отличие – в большем содержании NiO в породах линзы UR17/2. Отнесение данных двух включений гарцбургита комплекса Итсак к фрагментам расслоенного комплекса базируется только на их магнезиальности, не типичной для пород мантии (Friend et al., 2002).

Ортопироксениты линзы UR17/2 от ортопироксенитов архейских расслоенных интрузий Южной Африки (Anhaeusser, 2001) и расслоенных силлов Канады (Desharnais et al., 2000) отличаются меньшими содержаниями FeО и СаО и большими – щелочей и MgO.

Особенностью ультрамафитов расслоенных интрузий является отсутствие регрессивной серпентинизации. Указывается, что наблюдаемая серпентинизация в расслоенных массивах контролируется локальными зонами проницаемости и носит наложенный характер (Штейнберг, Лагутина, 1984). В перидотитах UR17/2 серпентинизация слабая, но затрагивает все зерна оливинов, и происходила, скорее всего, в ходе регрессивных преобразований.

Можно заключить, что перидотиты линзы UR17/2 близки к перидотитам расслоенных интрузий пониженной магнезиальностью, но принципиально отличаются постоянством состава, в том числе отношения Fe/Mg как в породах, так и в алюмосиликатных минералах.

Сравнение перидотитов линзы UR17/2 c ксенолитами мантии, которые присутствуют в кимберлитах древних кратонов, а также в вулканических поясах, представляет сложную задачу из-за вариаций составов реститов разных кратонах. Также следует иметь в виду, что основная часть информации относится к гранат-содержащим разностям ксенолитов, т.е. более глубинным породам.

Ксенолиты чаще представлены гранатовыми и, в меньшей степени, шпинелевыми лерцолитами, гарцбургитами и верлитами. Модальный состав шпинелевых перидотитов шпинель-пироксенитовой субфации (Соболев и др., 1974) близок к модальному составу перидотитов линзы UR17/2 и отличается от абиссальных перидотитов (океанической мантии) большим количеством Орх и меньшим Ol.

При сравнении состава линзы UR17/2 с реститами субконтинентальной мантии следует отметить, что повышенная железистость пород UR17/2 (#mg = 0.86) не соответствует стандартной магнезиальности (#mg = 0.926) ксенолитов литосферной мантии, установленной на многих кратонах (Boyd, 1978). В то же время, магнезиальность верхней мантии под различными кратонами варьирует. Наличие в кимберлитах кратона Каапвааль и кратона Слейв ксенолитов мантии с повышенной железистостью (Pearson et al., 2003; Kopylova et al., 1999) свидетельствует о присутствии в субкратонной литосфере участков, обогащенных железом. Для северной части кратона Слейв установлена геохимическая стратификация литосферной мантии с выделением на глубине 150 км слоя, мощностью ~50 км, обогащенного железом (с #mg 0.88) (Kopylova, Russell, 2000).

Предположение о возможном существовании в мантии различных по составу доменов, возникших в архее, высказано рядом исследователей (Vervoort, Patchett, 1996; Kamber et al., 2003; Frei et al., 2004). Гетерогенность литосферной мантии, первичная или возникшая в течение геологической истории, находит подтверждение в широкой вариации магнезиальности перидотитов различных кратонов и различных доменов одного кратона (Pearson, Witting, 2008). Тем не менее, перидотиты UR17/2 более железистые, чем наиболее железистые реститы мантии. Соответственно, они содержат и более железистые оливин, ортопироксен, раннюю шпинель.

Для перидотитов ксенолитов с повышенной железистостью (Harte et al., 1987) предполагается, что они представляют продукты кристаллизации ранних расплавов (Simon et al., 2002). Для ксенолитов дунитов из многих трубок (Boyd, Nixon, 1978), которые отличаются от лерцолитов и гарцбургитов большей железистостью (#mg = 0.869–0.894), предполагается кумулусное образование. Близким составом с UR17/2 обладают ксенолиты верлитов из кимберлитовой трубки на Кольском полуострове (Beard et al., 2007). Ортопироксены верлитов сходны с ортопироксенами перидотитов UR17/2 низкими содержаниями Al₂O₃ (<1 вес. %) и Cr₂O₃ (<0.5 вес. %), величиной #mg = 0.87, составом шпинели. На графике #mg vs Cr# (рис. 5б) оливин-шпинелевые пары верлитов, как и перидотитов UR17/2, располагаются правее мантийного оливин-шпинелевого тренда OSMA (Arrai, 1994).

Шпинель верлитов, как и шпинель из пикритов Норильска (Криволуцкая, 2011), имеет повышенные содержания TiO₂ и ZnO. Преобладающим сульфидом верлитов, как и перидотитов UR17/2, является пентландит.

Повышенная железистость ультрамафитов UR17/2, как и других ультрамафитов Украинского щита, может отражать обогащенный железом состав литосферной мантии под Сарматским кратоном и тем самым не противоречить предположению о реститовой природе перидотитов линзы. Но существенным отличием химического состава перидотитов UR17/2 от реститов древней мантии является отношение Ca/Al, среднее значение которого у архейской мантии равно 0.73 (Boyd, 1989), а в лерцолите UR17/2 оно существенно выше: 1.53 и 2.21, в гарцбургитах варьирует от 1.05 до 0.03.

Включения гарцбургитов в гнейсах ЮЗ Гренландии, рассматриваемые как тектонические фрагменты мантии (обр. 42, Friend et al., 2002), отличаются от гарцбургитов UR17/2 большими концентрациями SiO₂, Al₂O₃ и MgO (#mg = 0.90) и отношением Ca/Al = 0.30, не отвечающим среднему значению перидотитов ксенолитов архейской мантии. На диаграммах Al vs Ca (Fig. 3, Boyd, 1989) фигуративные точки лерцолитов включения UR17/2 располагаются вне поля кратонных перидотитов за счет большего содержания кальция, а из трех точек гарцбургитов две расположены вблизи поля кратонных перидотитов. Гарцбургит включения ЮЗ Гренландии (№ 47; Friend et al., 2002) также находится вне поля кратонных перидотитов, но за счет большего содержания глинозема.

Пониженная магнезиальность перидотитов включения UR17/2 коррелируется с пониженной магнезиальностью оливина (Fo = 85.6), составляющего более 60% объема перидотитов линзы. Магнезиальность изученных оливинов отличается от #mg большинства оливинов ультраосновных пород, ксенолитов кратонной и более молодой мантии, расчетной #mg оливина РМ, орогенных лерцолитов Альпийского пояса, абиссальных перидотитов океанического дна, содержание форстерита в Ol которых находится, как правило, в пределах 89–92 (Herzberg et al., 2016).

Содержание FeO в оливине зависит от коэффициента распределения (Kd^ol/m), который определяется содержанием FeO в расплаве, температурой, давлением и фугитивностью кислорода (Takahashi, 1978; Sugawara, 2000; Herzberg et al., 2016 и др.). Важным моментом является коэффициент распределения отношения Fe⁺²/Mg в системе “оливин–расплав” (см. обзор в статье Takahashi, 1978). Было показано, что в системе, в которой оливин равновесен с расплавом, этот коэффициент равен ~0.3 (Roeder, Emslie, 1970), что обычно и используется для оценки отношения MgO/FeO в расплаве, равновесном с оливином. В перидотите UR17/2 отношение Fe/Mg^Ol/Fe/Mg^порода равно 1.25. Это означает, что оливин не равновесен с расплавом, имеющим такой же состав, как вмещающая порода; оливин равновесен с расплавом, отношение Fe/Mg которого отвечает значению 0.60–0.55. Иными словами, расплав, из которого кристаллизовался данный оливин, содержал значительно больше железа и/или меньше магния, чем в породе, в которой он находится.

Помимо железистости, отношений Fe/Mg и Ca/Al, породы линзы отличаются от ксенолитов мантии повышенными содержаниями никеля.

Таким образом, флогопитовые перидотиты UR17/2 при сходном с примитивной мантией содержании MgО характеризуются высоким содержанием FeO (11 мас. %), пониженной (0.86) величиной #mg и высоким содержанием Ni, среднее содержание которого в лерцолитах UR17/2 равно 2760 ppm, в гарцбургитах – 3737 ppm (табл. 1). Эти характеристики отличают изученные ультрамафиты от большинства других магматических и мантийных ультрамафитов (Palme, O’Neil, 2003).

Нельзя не отметить, что повышенное содержание Fe, Ni и K характерны для импактных расплавов. Экспериментальными работами установлено, что при высокоскоростном ударе последовательность испарения элементов определяется их летучестью. В результате этого происходит обогащение конденсатов летучими K₂O, Na₂O и FeO относительно умеренно летучих SiO₂, MgO и труднолетучих CaO, TiO₂ и Al₂O₃ (Яковлев и др., 1991, 2011; Яковлев, Люль, 1992; Сорокин и др., 2020). Результаты экспериментов согласуются с составами импактных расплавов Попигайской астроблемы (Kettrup et al., 2003), кратеров Брент и Ильинецкий (Dressler, Reimold, 2001) и некоторых других. Ряд ультрамафитов, связанных с импактами, например, ультрамафиты структуры Вредефорт, имеют, как и изученные нами породы, высокие отношения Ni/Cr (рис. 2 в Лобач-Жученко и др., 2021а). Но предположение об импактной природе пород линзы требует дальнейшего изучения.

Преобладающая часть никеля ультрабазитов находится в оливине. Содержание же никеля в Ol определяется его количеством в расплаве (Herzberg et al., 2016), коэффициентом распределения $\left( {{\text{D}}_{{{\text{Ni}}}}^{{Ol{\text{ - melt}}}}} \right),$ который контролируется температурой, давлением и фугитивностью кислорода (Hart, Davis, 1978; Sobolev et al., 2007; Li, Ripley, 2010; Herzberg et al., 2016) и степенью полимеризации расплава (Kushiro, Mysen, 2002).

В перидотитах изученного включения содержание Ni в оливинах варьирует от 4730 ppm в лерцолите (центр линзы) до 5612 ppm в гарцбургите (краевая часть включения); среднее значение, измеренное SIMS методом, равно 5206 ppm (Приложение, табл. Д2). Эти величины не согласуется с его магнезиальностью (Fo = 86), т. к. подобные высокие содержания Ni в Ol (от 1000 до 5000 ppm) обычны для пород с #mg > 0.89 (Sobоlev et al., 2007). Оливин мантии содержит 2200–3400 ppm Ni, а магматический оливин в случае фракционирования имеет более низкие (до 800 ppm) его концентрации. Более высокие содержания, до 9000 ppm, характерны для расплавов повышенной щелочности (Foley et al., 2013).

Содержание никеля в породах линзы обусловлено количеством оливина (60% объема породы), содержащим ~0.5 мас. % Ni, и флогопитом (ок. 10% объема породы) с содержанием никеля (0.17–0.33 мас. %). Но особенностью оливина изученной линзы является отсутствие корреляции содержания Ni с его магнезиальностью (рис. 5). Установлена строгая зависимость содержания никеля в оливине от его магнезиальности, эволюционирующая от коматиитов до РМ (Herzberg et al ., 2016) с содержанием в перидотитах около 3000 ppm Ni. Оливины UR17/2 расположены вне тренда эволюции составов при частичном плавлении перидотитов (Herzberg et al., 2016) (рис. 5) и находятся вблизи пикритов Гавайских о-вов и Норильского вулкано-плутонического комплекса (Lobach–Zhuchenko et al., 2021). В координатах Ni ppm vs Fo%, фигуративные точки составов оливинов UR17/2 располагаются вдали от поля оливинов из ксенолитов мантии и находятся вблизи тренда смешения и фракционирования магм (рис. 5). Причиной высокого содержания Ni в изученном оливине может быть повышенное содержание в расплаве калия, повышенные отношения K₂O/Na₂O и K₂O/Al₂O₃, которые обуславливают очень высокий коэффициент распределения Ni в оливин (Prelevic, Foley, 2007). Это может иметь значение, если высокое содержание калия было присуще расплаву, из которого кристаллизовался оливин.

Избыток Ni по отношению к магнезиальности отмечен, как сказано выше, для оливинов из пикритов Гавайских островов и Норильского комплекса. В качестве объяснения предложено несколько моделей: 1) особый состав источника, образованный при смешении перидотита с пироксенитом (Sobolev et al., 2007); 2) повышенное давление (Li, Ripley, 2010; Niu et al., 2011; Putirka et al., 2008); 3) увеличение Fe и Ni в результате добавления материала из ядра Земли или с границы ядро-мантия (плюмы) в мантийный источник пикритов (Рябчиков, 2003, 2009; Humayun et al., 2004). Предложенные модели объясняют высокие концентрации никеля в расплаве и, соответственно, в оливине.

Симметричное зональное строение линзы, наличие гибридной каймы ортопироксенита, обогащенной в сравнении с гарцбургитом SiO₂, Na₂O, Al₂O₃, присутствие в гнейсоэндербите тонкой полосы, насыщенной лейкократовым материалом, по-видимому, образованной в результате его частичного плавления на контакте с горячим расплавом, согласуются с тем, что породы линзы представляют продукт кристаллизации расплава.

Ключевым вопросом является состав исходного расплава. Гибридизация расплава материалом эндербита, имевшая место до кристаллизации ортопироксена, магнезиальность которого уменьшается при переходе от гарцбургита к ортопироксениту, затрудняют оценку состава расплава. Проверка магматической кристаллизации минералов расплавов состава лерцолита и гарцбургита UR17/2 с применением программы pMELTS 5.6.1 (Ghiorso et al., 2002) продемонстрировала, что рассчитанные последовательность кристаллизации минералов и их магнезиальность существенно отличаются от их наблюдаемых взаимоотношений в шлифах и фактического состава. Также расчеты показали, что исходный состав не соответствует перидотиту.

По данным нашего моделирования кристаллизации минералов из расплава перидотитового состава (в программе “MELTS”, Asimow, Ghiorso, 1998), первые кристаллизующиеся шпинели должны иметь высокое содержание как магния, так и хрома. Это позволяет предполагать, что наблюдаемые в породах шпинели скорее являются метаморфогенными: они содержат относительно немного хрома и имеют низкую магнезиальность. Из характера замещения ранних шпинелей и соотношению их с другими минералами следует, что метаморфогенными определенно являются более железистые шпинели, которые отличаются и иным трендом составов, направленным в сторону чистого магнетита (рис. 7а).

Как отмечено выше, оливин линзы равновесен с расплавом, отношение Fe/Mg в котором находится в пределах 0.60–0.55, что типично для магм среднего-основного состава. Содержание 1.5 вес. % TiO₂ в шпинели, включенной в оливин, указывает на повышенную щелочность расплава, из которого кристаллизовались оливин и шпинель (Al-феррихромит). Хромиты с повышенным содержанием TiO₂ характерны для субщелочных и щелочных ультраосновных – основных комплексов пород. Можно предполагать, что исходный состав был близок к пикриту, в процессе кристаллизации которого кристаллизовался кумулусный оливин.

ВЫВОДЫ

Учитывая геохимические особенности изученных перидотитов, зачастую противоречивость некоторых геохимических параметров пород и минералов, можно предварительно предложить следующую последовательность событий, определивших формирование минералов и перидотитовой линзы в целом.

Главные события происходили ~2814 ± 51 млн лет:

1) Кристаллизация из расплава предположительно пикритового состава оливина и шпинели (Al-хромита) с образованием кумулата, кристаллизация клинопироксена.

2) Гибридизация расплава материалом вмещающего гнейсоэндербита.

3) Кристаллизация ортопироксена и замещение им клинопироксена.

На этапе 2785–2715 млн лет имело место:

4) Понижение температуры, появление водного флюида, обогащенного калием и кристаллизация флогопита. Одновременно происходит кристаллизация или перекристаллизация некоторых сульфидов.

5) Пластические деформации, образование сдвиговых зон и синхронный гранулитовый метаморфизм.

6) Регрессивный метаморфизм, поздние низкотемпературные изменения минералов и локальное рассланцевание пород.

В совокупности указанные процессы определили зональное строение и вещественное разнообразие перидотитовой линзы.

Авторы весьма признательны Б.А. Базылеву (ГЕОХИ РАН) и анонимному рецензенту за ценные замечания и поставленные вопросы, работа над которыми существенно улучшила рукопись статьи. Также авторы выражают благодарность В.В. Балаганскому (ГИ КНЦ РАН), Л.М. Степанюку (ИГМР НАН Украины) за участие в полевых исследованиях, О.Л. Галанкиной (ИГГД РАН) за проведенный анализ состава породообразующих минералов.

Работа выполнена в рамках Госзаданий (темы НИР FMUW-2022-0004, FMUW-2022-0002).

ПРИЛОЖЕНИЕ