Petrogenesis of the synplutonic high-magnesian porphyritic dykes from the mafic-granitoid plutons of the East-European Craton, Voronezh crystalline massif

Cover Page

Cite item

Abstract

This paper documents the data on high-Mg porphyrite dykes (PDs) from the mafic to felsic (~2.09 Ma) plutons of Elan complex (EC). The low-thickness (first centimeters) synplutonic dykes are characterized by sharp straight contacts without visible chilling zones, in contrast to the larger (up to 119 m) dykes that have gradual transitions. The dykes are fresh, porphyritic (bronzite, Al-enstatite, labradorite) and has fine-grained mainly quartzo-feldspathic (+biotite, sulfides, accessories, ±hypersthene) matrix. Based on geochemistry data the PDs are intermediate rocks (SiO2 = 58.9–60.3 wt. %) and plot into calc-alkaline series with high magnesian of whole rock (Mg# ~0.7) and felsic (68.9–70.2 wt. %) matrix (Mg# ~0.5). The PDs show differentiated rare-earth element patterns with negligible Eu anomalies. The bronzite phenocrysts varying sizes are characterized by block zoning and contain irregular inclusions of olivine (Mg# ~0.85), clinopyroxene (Mg# ~0.88), phlogopite (Mg# up to 0.94), labradorite, chrome spinel, graphite and sulfides. The Al-enstatite phenocrysts are practically sterile with respect to trace elements and mineral inclusions. The geochemical features as well as diffusion zones, reaction rims, and resorbed faces of the phenocrysts such as orthopyroxene and plagioclase indicate processes of recrystallization and/or partial dissolution of nonequilibrium crystals in the melt and indicate intratelluric nature of the dyke phenocrysts that cores are inherited from the EC derivatives/cumulate. The mineral thermometry estimates are: (1) the parent magma starting temperatures of 1200–1400 °С and (2) the EC crystallization temperatures 1080–1155 °С, (3) the PD emplacement temperatures 910–1070 °С. The petrogenetic model supposes the generation of EC high-temperature magmas similar to boninites from an upper metasomatized mantle. The melt is contaminated with continental crust lithologies. It implies the half-way evolved magma chamber in the crust. The PD melt, as a result of ending of the half-way magma chamber evolution, was emplaced into the still unheated EC plutons.

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

В последние годы много внимания уделяется механизмам внедрения, магматической дифференциации и кристаллизации дайковых пород (Baer, Heimann, 1995; Halls, Fahrig, 1987; Schultz et al., 2008; Chistyakova, Latypov, 2012). Геохимические и изотопно-геохронологические характеристики роев мафитовых даек являются хорошими индикаторами для геодинамических интерпретаций и восстановления эволюции гипотетических суперконтинентов. Большинство даек представляют собой результат кристаллизации расплавов, близких к родоначальным, что позволяет сопоставить схожие дайки, распространенные на разобщенных террейнах, и установить природу магматических источников.

Другое направление петрологических исследований связано с так называемыми синплутоническими дайками, которые внедряются одновременно с плутонами разного состава. Сходство дайковых пород с мафитовыми включениями в гранитных плутонах используется как доказательство смешения контрастных, коровых гранитных и мантийных мафитовых магм (Barbarin, 2005; Bateman, 1995; Collins et al., 2000). Существуют также синплутонические дайки, генерирующиеся из того же магматического очага, что и ассоциирующие плутонические породы. Как правило, дайки поздних стадий эволюции магматического очага интрудируют частично или полностью затвердевшие комагматичные интрузии или являются сателлитами и представляют собой остаточные расплавы. Широко известно, что такие дайки обогащены несовместимыми компонентами по сравнению с плутоническими комагматами (Chistyakova, Latypov, 2012). Несмотря на то, что синплутонические дайки несут полезную информацию о магматической дифференциации и условиях кристаллизации, им мало уделяется внимания в петрологической литературе.

В данной работе рассмотрены петрография и химические составы основной массы и валовых проб плагиоклаз-ортопироксеновых порфировых даек (для краткости будем называть их порфиритами), комагматичных никеленосным плутонам, дифференцированных от норитов до гранодиоритов (Terentiev et al., 2016). Дается детальная характеристика фенокристаллов, морфология, составы и зональность которых позволяют понять кинетику кристаллизации (Viccaro et al., 2010) и оценить условия кристаллизации начиная от зарождения магм на больших глубинах до извержения/внедрения (Tatsumi, 2006; Cashman, 1992; Iezzi et al., 2011; Pupier et al., 2008; Putirka, 2008) даек и интрудируемых плутонов.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ

Расслоенные мафит-ультрамафитовые интрузии и мафит-гранитоидные субвулканические тела широко распространены в Воронцовском террейне, который геотектонически рассматривается как часть палеопротерозойского Восточно-Сарматского орогена (ВСО) между архейскими сегментами Восточно-Европейского кратона (ВЕК, Щипанский и др., 2007). Исследуемые дайки приурочены к мафит-гранитоидным массивам еланского комплекса (ЕК), тела которого локализованы (рис. 1) восточнее крупного Елань-Коленовского расслоенного плутона (Бочаров и др., 1986) с возрастом, по U-Pb данным по цирконам, 2073±8.3 млн лет (Terentiev et al., 2016). Массивы ЕК формировались за счет магматической дифференциации предварительно контаминированного высокомагнезиального мафитового (Терентьев, Савко, 2016) или коматиитового (Бочаров и др., 1987) расплава, а ритмичная зональность с резкими контактами между мафитовой и гранитоидной фазами является результатом повторяющихся магматических импульсов (Терентьев, Савко, 2016). Все плутоны ЕК внедрены в палеопротерозойские терригенные, преимущественно метапелитовые породы. Вмещающие породы деформированы и зонально метаморфизованы при температурах 450–750 °С и давлениях 3–4 кбар (Савко, Герасимов, 2002). Протолит последних относятся к флишоидным осадкам аккреционных призм на активных континентальных окраинах (Савко и др., 2011; Щипанский и др., 2007; Terentiev, Santosh, 2016). Геохимические по валовым пробам (Переславцев, 1993; Чернышова, 2002), минералого-петрографические (Чернышова, 1997) и геохронологические по цирконам (Terentiev et al., 2016) исследования Еланского и Елкинского типовых плутонов и сопутствующих им порфиритов демонстрируют, что они одновозрастны и комагматичны.

 

Рис. 1. Схема расположения интрузивных тел. Заштрихованы массивы ЕК.

 

На уровне эрозионного среза, погребенного под чехлом фанерозойских осадков мощностью 150–200 м, плутоны ЕК представляют собой концентрически зональные тела около 3–4 км в диаметре с зонами, дифференцированными от краевых мафитов до гранитоидов в центре. Пироксеновые роговики, развитые в краевых зонах метаосадочных ксенолитов и вдоль контакта интрузий, а также порфировидные структуры пород и присутствие низкоглиноземистой роговой обманки показывают кристаллизацию в малоглубинных условиях, вероятно, менее 1 кбар. Еланский и Елкинский плутоны могут быть подразделены на кумулятивную, дифференцированную и дайковую серии, что хорошо иллюстрируется изменением размеров породообразующих кристаллов и характера их зональности (рис. 2). Кумулятивная серия преобладает в краевой части плутонов и состоит из массивных флогопитовых и флогопит-роговообманковых меланоритов, плагиоортопироксенитов, флогопитовых и пироксеновых горнблендитов, роговообманковых мелагаббро и кварцевых мелагаббродиоритов, которые часто несут промышленное сульфидное никелевое оруденение. Они являются наиболее примитивными породами и характеризуются минимальными концентрациями несовместимых компонентов. Кумулаты встречаются также среди разреза дифференцированной серии, тем самым нарушая общий тренд от мафитов к гранитоидам. Дифференцированная серия залегает в центре массивов и имеет мощность более 1.5 км. Она состоит из чередующихся высокомагнезиальных биотит-ортопироксеновых и амфибол-биотит-ортопироксеновых кварцевых меладиоритов, меламонцодиоритов и мелагранодиоритов, которые ближе к ядру массива могут постепенно переходить или иметь резкие контакты с биотитовыми и биотит-роговообманковыми кварцевыми диоритами, тоналитами, гранодиоритами, монцогранитами. Наиболее меланократовые породы дифференцированной серии порфировидные с тонко-, мелкозернистой офитовой основной массой. Мезократовые гранитоиды дифференцированной серии чаще всего равномернозернисты. Породы обеих серий, и реже метаосадки вблизи интрузий секутся дайками порфиритов, которые являются предметом настоящего исследования.

 

Рис. 2. Зависимость размера кристаллов ортопироксена и плагиоклаза в матриксе от ширины зональной каймы в фенокристаллах.

 

ОТБОР ОБРАЗЦОВ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Главные элементы были определены ренгено-флуоресцентным методом (XRF) на спектрометре S8 Tiger (Bruker AXS GmbH, Германия) в Воронежском государственном университете. Калибровка спектрометра и обработка результатов осуществлялась с использованием стандартных образцов химического состава горных пород (GSP-2, СГ-4, СКД-1). Точность анализа составляла 1–3% для элементов с концентрациями выше 0.5 мас.% и до 5% для элементов с концентрацией ниже 0.5 мас.%. Редкие и рассеянные элементы определяли методом индукционно-связанной плазмы с масс-спектрометрическим окончанием анализа (ICP-MS) в Институте проблем технологии микроэлектроники и особочистых материалов (Черноголовка). Разложение образцов пород в зависимости от их состава проводили путем кислотного вскрытия как в открытой, так и в закрытой системах. Пределы обнаружения для REE, Hf, Ta, Th, U составляли 0.02–0.03 ppm, для Nb, Be, Co – 0.03–0.05 ppm, для Li, Ni, Ga, Y – 0.1 ppm, для Zr – 0.2 ppm, для Rb, Sr, Ba – 0.3 ppm, для Сu, Zn, V, Cr – 1–2 ppm. Правильность анализа контролировалась путем измерения международных и российских стандартных образцов GSP-2, AGV-2. Ошибки определения концентраций составляли от 3 до 5 отн.% для большинства элементов.

Локальные анализы минералов выполнены на электронном микроскопе Jeol 6380LW с системой количественного энергодисперсионного анализа Inca (аналитик Н.С. Базиков, ВГУ). Условия анализа: ускоряющее напряжение 20 кв, ток зонда 1.2 mA, время набора спектра 90 сек, диаметр пучка 1–3 мкм. ZAF-коррекция при расчете содержания окислов и оценка точности проводились с помощью комплекта программ математического обеспечения системы. Точность анализа систематически контролировалась по эталонным образцам природных и синтетических минералов. Составы основной массы определялись площадным методом на участках отсутствия фенокристаллов. Площадь сканированных участков составляла 0.015–0.25 мм2. После 7–10 площадных измерений оценивалось среднее содержание и стандартное отклонение концентраций главных элементов для каждого проанализированного образца.

Содержания РЗЭ и других элементов примесей в ортопироксенах определялись в Ярославском филиале Физико-технологического института РАН с использованием вторично-ионного микрозонда CAMECA IMS-4F (аналитики С.Г. Симакин, Е.В. Потапов). Методика измерений соответствовала изложенной в (Nosova et al., 2002).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Полевые взаимоотношения и петрография

Дайки порфиритов разной видимой мощности от первых сантиметров до 119 м, что установлено по керну скважин, секут массивные породы дифференцированной серии как мафитовой, так и гранитоидной фаз ЕК. Контакты между дайками и вмещающими плутоническими породами неодинаковы. Как правило, маломощные дайки до 2 м характеризуются резкими ровными контактами, но без явных закалочных зон, а более мощные дайки (10 м и более) визуально постепенно переходят в порфировидные кварцевые меладиориты и меламонцодиориты. Дайки тоналитов и гранодиоритов (сателлиты) секут как вмещающие породы дифференцированной серии, так и дайки порфиритов, что подтверждается присутствием ксенолитов последних.

Основная масса в порфиритах тонкозернистая с размерами кристаллов 10–20 мкм и лейстовидным плагиоклазом, а в зонах постепенного перехода к породам дифференцированной серии или в центре даек – до 50 мкм и изометричным плагиоклазом. Она сложена плагиоклазом (An = 26– 47), калиевым полевым шпатом, биотитом (XFe = 26–46), кварцем, сульфидами, акцессорными минералами (рутил, ильменит, апатит, циркон, хромшпинелиды), спорадически ортопироксеном (XMg = 68–79). Идиоморфизмом обладают пироксены, плагиоклазы, сульфиды, промежутки между которыми заполнены кварцем, калиевым полевым шпатом и биотитом. В основной массе часто наблюдаются землистого облика карбонатные зональные агрегаты с тонкой оторочкой из прозрачных карбонатов или кварца, часто вытянутые и изометричные (0.1×0.3 мм и более).

Фенокристаллы даек представлены преобладающими ортопироксенами и плагиоклазами, сульфидами, а также спорадически оливином и редко – оплавленным кварцем. Соотношение фенокристаллов и основной массы изменяется от 20 до 40%, а размеры фенокристаллов ортопироксена сильно варьируют в интервале 0.12–4.33 мм при логарифмически нормальном унимодальном распределении (данные подсчета 1000 кристаллов в 10 шлифах). Фенокристаллы, как правило, монокристалличны, за исключением ортопироксеновой оторочки вокруг оливина и гломеропорфировых сростков ортопироксена и плагиоклаза, а также немногочисленных включений пород, по структурно-текстурным особенностям идентичных дифференцированной и/или кумулятивной сериям ЕК. Преобладающие фенокристаллы ортопироксена и плагиоклаза характеризуются многообразием форм, размеров и внутреннего строения. Среди ортопироксеновых фенокристаллов выделяются две главные разновидности: (1) количественно преобладающие относительно крупные (≥200 мкм) изометричные кристаллы с многочисленными включениями силикатов (изометричный оливин, ксеноморфный лабрадор, чешуйки флогопита, иногда хромшпинелиды, графит, сульфиды) с/без биотитовой реакционной каймы и (2) редкие (до 2.5%) удлиненные мелкие (<200 мкм по короткой оси) кристаллы без включений или с вростками сульфидов и рутила с характерной каймой, контрастно отличающейся от ядра. Крупные кристаллы демонстрируют как ровные отчетливые грани, так и в разной степени извилистые края с заливами и проникновением в них основной массы породы, а также вростки рудных минералов и других силикатов (рис. 3). Удлиненные кристаллы чаще всего сохраняют свои кристаллографические формы.

 

Рис. 3. (а) Фенокристаллы ортопироксена первого типа с вариациями степени оплавленности, ширины и насыщенности ситовидной каймы. (б) Фенокристаллы ортопироксена второго типа.

 

Среди фенокристаллов плагиоклаза также выделяются две разновидности: (1) изометричные концентрически-зональные >100 мкм в диаметре и (2) широко развитые удлиненные более мелкие кристаллы (<50 мкм по короткой оси). Оба типа фенокристаллов демонстрируют различную степень резорбированности и взаимодействия с основной массой порфиритов. Следует отметить присутствие полевошпатовых кристаллов ситовидного облика. Причем вростки одного минерала в другом наблюдаются как в краевой, так и в ядерной частях кристаллов.

Составы фенокристаллов и основной массы

Основная масса порфиритов контрастно отличается от основной массы порфировидных кварцевых диоритов дифференцированной серии. Она характеризуется высокими содержаниями (мас.%) SiO2 (68.9–70.2), TiO2 (0.57–0.63), K2O (2.8–3.9), умеренными Al2O3 (13.8–14.5), FeO (1.6–2.7) и низкими CaO (3.1–3.9) и MgO (0.9–1.25). По сравнению с породами дифференцированной серии в порфиритах пониженная магнезиальность (Mg# = 0.43–0.61), а концентрации большинства главных элементов совпадают с трендом конечных дериватов ЕК (рис. 4).

 

Рис. 4. Положение составов матрикса порфиритов (многоугольники) на вариационных диаграммах по сравнению с составами дифференцированной серии ЕК (серое поле по Терентьев, Савко, 2016). Жирными стрелками показаны тренды дифференциации бонинитовой серии, построенные по данным (Taylor et al., 1994).

 

Фенокристаллы ортопироксена первого типа обладают бронзитовым составом со стабильной магнезиальностью (Mg# 85–91), нарушаемой вблизи трещин или минералов-включений (рис. 5 a,б). Бронзит содержит низкие концентрации TiO2 (до 0.36%) и умеренные Al2O3 (0.23–2.71%), Cr2O3 (до 1.03%) и CaO (0.17–2.56%). Пятнистая зональность характерна для кристаллов с блоковым погасанием. В краевых нерезорбированных зонах бронзита, особенно в тех, которые напрямую контактируют с основной массой, наблюдается постепенное падение магнезиальности от Mg# 85 до Mg# 75. Некоторые кристаллы в краевой части содержат включения/вростки изометричного пирротина и червеобразного плагиоклаза, основность которого падает (от An46 до An28) от внешней к внутренней части зоны вкрапленности (рис. 5 в, г). При этом магнезиальность ортопироксена, вмещающего вростки плагиоклаза, растет до Mg# 91, возрастает также в два раза содержание Al2O3, а CaO падает в два раза по сравнению с ядрами.

 

Рис. 5. (а, б) Зональность фенокристаллов ортопироксена под микроскопом. (в, г) Фенокристалл ортопироксена с каймой, характеризующейся вкрапленностью пирротина и червеобразного плагиоклаза.

 

Второй тип фенокристаллов ортопироксена по химическому составу очень близок клиноэнстатиту. Однако отсутствие характерных двойников и прямое погасание свидельствуют в пользу ортоэнстатита. Энстатитовые ядра характеризуются высокой магнезиальностью (Mg# 88–100), в среднем составляющей около 97, высокими концетрациями Al2O3 (2.32–8.36%), низкими CaO (0.15–0.90%). Они почти стерильны в отношении Mn, Cr, Ti (редкие значения выше предела чувствительности). Тонкие, контрастно отличающиеся от ядра окраской каймы близки по составу каймам в крупном бронзите и кристаллам в основной массе порфиритов с магнезиальностью, снижающейся до Mg# 75 (рис. 6). Сложнопостроенные изометричные кристаллы энстатита с включениями плагиоклаза, пирротина и рутила обладают хорошо выраженной зональностью. Края представлены ортопироксеном с магнезиальностью равной магнезиальности кристаллов основной массы (Mg# = 74–80). Затем следует переходная зона с ортопироксеном повышенной глиноземистости и выросшей магнезиальностью (Mg# = 80–86). Самая широкая зона сложена алюмоэнстатитом (Mg# = 90–99) с низкими или на пределе чувствительности содержаниями таких примесей, как Mn, Cr, Ti, и с включениями плагиоклаза, рутила пирротина (рис. 6). Ядро представлено высокомагнезиальным (Mg# = 88–93) ортопироксеном с высокими концентрациями Al2O3, CaO, Cr2O3 по сравнению с другими зонами сложнозональных кристаллов.

 

Рис. 6. Морфологические типы фенокристаллов алюмоэнстатита: удлиненные кристаллы (а), срастания (б) и широкая мантия вокруг бронзита (в). На рисунке (в) слева показан геохимический профиль через ортопироксен-алюмоэнстатитовый кристалл. Фотографии – в отраженных электронах, на врезках – под поляризационным микроскопом (николи скрещены). Opx – ортопироксен, Al-En – алюмоэнстатит.

 

Химические анализы фенокристаллов плагиоклаза подтверждают их концентрическую зональность с вариациями относительно низко- (An56–61) и высококальциевых зон (An62–65) в обоих типах вкрапленников. Статистически удлиненные кристаллы кислые (кальциевость падает до An49) по сравнению с изометричными. В редких случаях тонкая кайма по фенокристаллам плагиоклаза демонстрирует обогащенность альбитовым миналом (An до 42).

Следует отметить также составы ситовидных кристаллов полевых шпатов, которые выглядят как порфировидные вкрапленники. Мы не относим их к пертитовым структурным разновидностям, поскольку они неоднородны и помимо плагиоклаз-щелочнополевошпатовых симплекситов образуют срастания с кварцем и содержат включения минералов основной массы, таких как ортопироксен, биотит, рутил, сульфиды. Среди ситовидных кристаллов выделяются две разновидности. Первая разновидность представлена изометричными зонального строения кристаллическими агрегатами, в которых от края к центру наблюдается кайма криптопертитов переменного состава An54Ab45Or01–An32Ab51Or17–An08Ab27Or65, затем следует промежуточная зона плагиоклазового состава (An43–57) с вростками криптопертитов, а внутреняя часть представлена неупорядоченным срастанием андезина, калиевого полевого шпата и кварца с включениями темноцветных минералов, характерных для основной массы порфиритов. Вторая разновидность идиоморфного облика тоже зональна: краевая зона сложена андезином (An49–51); широкая промежуточная зона представлена антипертитами, в которой ближе к внутренней зоне появляются включения кварца и повсеместно развиты включения рутила и сульфидов; а внутрення часть, структурно аналогичная основной массе порфиритов, представлена кварц-полевошпатовым агрегатом с биотитом и рутилом.

Составы минералов-влючений в фенокристаллах ортопироксена

Включения в фенокристаллах бронзита представлены изометричным оливином, хром-шпинелидами, чешуйками флогопита, редким клинопироксеном, неправильной формы плагиоклазами и в некоторых случаях сульфидами и графитом. Оливин раньше всех подвержен вторичным изменениям, поэтому часто замещен серпентином, тальком или их смесью. Неизмененные кристаллы характеризуются магнезиальностью (Mg# = 82–85), совпадающей с магнезиальностью вмещающего бронзита. Содержания элементов-примесей ниже предела чувствительности, за исключением MnO (до 0.43%), реже CaO (до 0.21%) и Na2O (до 0.35%). Хромшпинелиды имеют очень малые размеры (редко более 2 мкм), поэтому чистые микрозондовые анализы удалось получить для единичных кристаллов.

Флогопит характеризуется умеренными содержаниями TiO2 (около 1.5%), примесью Cr2O3 (до 0.43%) и высокой магнезиальностью (Mg# до 94). Включения плагиоклаза с примесями железа и калия варьируют от An28 до An63, однако средневзвешенный состав соответствует лабрадору с An55. Включения клинопироксена авгитовые по составу с высокой магнезиальностью (Mg# ~ 88). Они содержат TiO2 до 0.63%, Al2O3 – 3.2–4.6%, Cr2O3 – 0.7–1.0%.

Геохимия валовых проб

По химическому составу (рис. 4) порфириты являются средними породами (SiO2 = 58.9–60.3 мас.%), относятся к известково-щелочной серии по (Middlemost, 1994) (Na2O+K2O <6.5 мас.%). По сравнению с породами дифференцированной серии ЕК в порфиритах аналогичная высокая магнезиальность (Mg# около 0.7). Концентрации большинства главных элементов в порфиритах попадают в центральную часть тренда дифференцированной серии (рис. 7 a,б). Для них характерно дифференцированное распределение редкоземельных элементов (РЗЭ) относительно хондрита с резким преобладанием легких РЗЭ над тяжелыми (La/ Yb) N=10.5–12.1. Европиевая аномалия проявлена незначительно (Eu*/Eu = 0.72–0.77). Так же как для дифференцированной серии ЕК, для порфиритов характерны обогащение легкими РЗЭ и элементами с крупными ионными радиусами (LILE), отрицательные аномалии Nb, Ti, Sr относительно примитивной мантии (рис. 7 a,б).

 

Рис. 7. (a, б) Нормализованное к хондрит- и к примитивной мантии распределение редких и рассеянных элементов в порфиритах и их вероятных комагматах ЕК. Данные по породам дифференцированной и кумулятивной серий ЕК из работ (Терентьев, Савко, 2016; Terentiev et al., 2016); составы матрикса порфиритов расчитаны исходя из пропорционального вычитания концентраций каждого элемента в фенокристаллах плагиоклаза и пироксена из среднего состава валовых проб. Составы бонинитов по (Falloon et al., 2008), хондрит С1 и примитивная мантия по (Sun, McDonough, 1989). (в, г) Хондрит-нормализованное распределение редкоземельных элементов в ортопироксенах из порфиритов. Для сравнения показаны составы ядер ортопироксена из порфиритов и их вероятных комагматов ЕК (серые поля).

 

Геохимия фенокристаллов ортопироксена

Хондрит-нормализованные спектры РЗЭ (рис. 7в, г) в ядрах бронзита из порфиритов и окружающих кварцевых диоритов характеризуются субхондритовым распределением со слабым обогащением тяжелыми РЗЭ относительно легких (LaN/YbN = 0.05–0.59) и средних (LaN/ SmN = 0.13–1.47) и умеренной аномалией Eu (Eu/Eu* ~0.4). По сравнению с другими ортопироксенами бронзит обогащен Cr (2024–4143 г/т), Ni(251–412 г/т), Co (62–72 г/т) (табл. 1). Алюмоэнстатит характеризуется отчетливым обогащением тяжелыми РЗЭ (LaN/ YbN  = 0.01–0.31) и отрицательной аномалией Eu (Eu/ Eu* ~0.17). Однако наблюдается разница в соотношении легких и средних РЗЭ в самостоятельных кристаллах энстатита (LaN/ SmN = 2.2 и 4.4) и в мантиях по бронзиту (LaN/SmN = 0.12 и 0.21). Алюмоэнстатит умеренно обогащен Ti и характеризуется наименьшими концентрациями Cr (245–335 г/т), Ni (45–145 г/т), Co (1.0–1.4 г/т) (табл. 1).

 

Таблица 1. Содержания редких и рассеянных элементов (г/т) в ортопироксенах высокомагнезиальных порфиритовых даек

Элемент

Скв. 9114

Скв. 1437

Скважина 9114

Скв. 1437

Скв. 1431

Скв. 9114

Скважина 1437

Скважина 1431

Al-En-1.1

Al-En-1.5

Al-En-1.1

Al-En-1.5

Opx-1.1

Opx-1.5

Opx-3.1

Opx-3.5

Opx-3.1

Opx-3.5

Opx-1.1

Opx-1.5

Opx-2.1

Opx-2.5

Opx-1.1

Opx-1.5

Opx-4.1

Opx-4.5

Opx-2.1

Opx-2.5

мантия

мантия

центр

центр

ядро

ядро

ядро

ядро

ядро

ядро

ядро

ядро

кайма

кайма

кайма

кайма

м-кс

м-кс

м-кс

м-кс

с ядром бронзита

удлиненный кристалл

-

-

-

-

-

-

из диорита

с мантией энстатита

по энстатиту

из порфирита

из диорита

Sc

64.6

66.4

99.8

108

36.9

38.3

45.7

49.2

46.5

58.0

47.0

53.2

109

132

86.8

101

52.5

56.4

53.3

57.4

V

411

506

142

152

134

151

191

222

262

321

209

237

492

585

488

956

297

322

195

222

Ti

1173

1270

255

962

511

523

660

710

649

704

732

806

2451

2557

2352

2457

988

1020

894

973

Cr

317

335

245

281

2024

2275

2807

3377

3560

4143

2735

2953

514

589

852

1171

2311

2569

1803

2122

Co

1.21

1.43

1.04

1.18

70.1

72.2

68.7

71.8

63.6

70.1

62.3

69.1

9.12

9.81

11.5

12.8

36.4

39.1

92.0

96.9

Ni

131

145

45

113

251

269

349

412

318

344

327

349

286

318

306

344

139

149

351

392

Rb

0.670

1.858

0.130

0.853

8.74

10.9

8.96

10.7

9.19

13.1

11.3

13.4

10.5

14.0

52.8

110

12.6

14.4

19.3

21.8

Sr

0.190

1.72

0.240

1.51

0.947

2.81

0.627

3.67

0.379

1.43

2.34

3.58

34.7

50.3

60.4

125

0.541

2.13

0.469

1.72

Y

2.32

2.87

5.37

5.70

1.42

1.73

1.81

1.98

1.69

2.21

3.31

4.15

19.5

22.3

20.3

35.1

2.69

3.02

4.47

6.47

Zr

6.53

6.91

7.30

9.00

7.18

7.69

1.86

2.58

1.57

2.79

5.68

7.43

14.8

38.4

6.87

10.6

2.09

3.55

3.10

3.64

Nb

0.048

0.067

0.029

0.055

0.012

0.056

0.016

0.034

0.027

0.083

0.077

0.089

0.113

0.160

0.523

1.12

0.026

0.098

0.018

0.059

Ba

0.173

1.56

0.107

1.18

0.054

1.49

0.329

2.32

0.022

1.61

2.18

3.38

13.9

31.9

177

375

0.064

1.25

0.047

0.998

La

0.008

0.023

0.424

0.890

0.113

0.157

0.027

0.057

0.053

0.381

0.460

0.630

2.38

3.58

6.19

9.57

0.330

1.01

0.064

0.095

Ce

0.027

0.125

1.24

15.7

0.304

0.454

0.131

0.265

0.458

1.35

1.43

2.25

4.92

6.49

14.3

33.4

2.49

6.65

0.305

0.383

Pr

0.008

0.026

0.077

0.289

0.040

0.057

0.014

0.040

0.036

0.174

0.216

0.297

0.415

0.601

1.65

3.01

0.188

0.425

0.044

0.101

Nd

0.037

0.184

0.173

0.243

0.226

0.329

0.113

0.232

0.130

0.216

1.08

1.90

1.68

2.52

4.30

9.16

0.319

0.413

0.307

0.615

Sm

0.023

0.116

0.061

0.257

0.086

0.226

0.128

0.280

0.055

0.163

0.311

0.456

0.374

0.799

1.34

2.08

0.131

0.288

0.220

0.406

Eu

0.001

0.018

н.п.о

0.020

0.009

0.027

0.011

0.040

0.008

0.042

0.008

0.101

0.103

0.122

0.273

0.732

0.006

0.015

0.009

0.022

Gd

0.073

0.219

0.159

0.495

0.042

0.197

0.062

0.174

0.151

0.470

0.270

0.487

0.448

1.98

0.842

3.58

0.396

0.468

0.226

0.527

Dy

0.225

0.447

0.595

1.00

0.197

0.261

0.135

0.268

0.242

0.363

0.460

0.638

1.80

5.90

2.54

4.83

0.316

0.413

0.556

0.989

Er

0.331

0.447

0.847

1.10

0.137

0.240

0.210

0.344

0.176

0.310

0.380

0.592

2.93

7.83

2.62

3.94

0.380

0.569

0.656

0.876

Yb

0.685

0.980

1.48

1.91

0.206

0.467

0.369

0.452

0.154

0.550

0.528

0.819

5.12

8.37

3.56

5.23

0.523

0.701

1.02

1.59

Lu

0.098

0.153

0.180

0.279

0.023

0.060

0.045

0.082

0.040

0.070

0.059

0.106

0.733

1.49

0.496

0.881

0.068

0.098

0.154

0.186

Hf

0.189

0.469

0.407

2.93

0.107

0.285

0.058

0.219

0.027

0.230

0.178

0.366

0.844

2.23

0.976

1.67

0.132

0.196

0.052

0.191

Ta

0.014

0.110

0.050

0.136

0.012

0.038

0.012

0.038

0.016

0.102

0.031

0.066

0.259

0.904

0.601

0.843

0.044

0.083

0.070

0.223

Pb

0.083

0.152

0.078

2.32

0.077

0.243

0.070

0.217

н.п.о

0.181

0.194

0.549

0.162

0.540

4.78

7.74

0.068

0.517

н.п.о

0.433

Th

0.012

0.016

0.012

0.220

0.075

0.195

0.011

0.023

н.п.о

0.019

0.081

0.281

0.026

0.192

0.443

1.05

н.п.о

0.011

н.п.о

0.030

U

0.016

0.035

0.015

0.178

0.049

0.077

0.015

0.058

н.п.о

0.021

0.040

0.115

0.168

3.79

0.134

0.368

н.п.о

0.027

н.п.о

0.019

Примечания. М-кс – матрикс, н.п.о. – ниже предела обнаружения, скв. – скважина.

 

Хондрит-нормализованные спектры РЗЭ в ортопироксенах матрикса из порфиритов и окружающих кварцевых диоритов характеризуются схожим распределением с контрастной аномалией Eu (Eu/Eu* ~0.08–0.14). Отличие заключается в слабом обеднении легкими РЗЭ матрикса порфиритов (LaN/YbN = 0.42 и 0.97) по сравнению с сильным обеднением легкими РЗЭ матрикса диоритов (LaN/YbN = 0.04). По содержаниям Cr, Ni, Co ортопироксен матрикса сопоставим с ядрами бронзита (табл. 1). Каймы вокруг фенокристаллов характеризуются субхондритовым распределением РЗЭ при 10-кратном увеличении РЗЭ относительно хондрита (LaN/YbN = 0.3–1.2) и без контрастных аномалий Eu (Eu/Eu* ~0.3–0.8). Каймы в значительной степени относительно всех остальных морфотипов ортопироксена обогащены Ti и V, характеризуются высокими концентрациями элементов, таких как Rb, Sr, Zr, Ba (табл. 1).

ОБСУЖДЕНИЕ

Происхождение фенокристаллов

Несмотря на то, что порфириты характеризуются почти равномерной порфировой структурой, не все фенокристаллы идиоморфны. Вкрапленники ортопироксена характеризуются размерами с высокой дисперсией, но без статистически значимой дискретности и, соотвественно, без расчленения на ясно выраженные размерные фракции. Контрастные отличия наблюдаются по химическому составу и внутреннему строению кристаллов, что позволило выделить бронзит с многочисленными включениями и алюмоэнстатит, лишенный как включений, так и большинства примесных элементов. Широко распространенные фенокристаллы ортопироксена первого типа и включения оливина в них высоко магнезиальны (Mg# около 88 и 84) по сравнению с валовым составом матрицы порфиритов (Mg# = 43–61). Принимая во внимание коэффициенты распределения (Fe-Mg) оливин-жидкость и ортопироксен-жидкость, равные 0.331 и 0.288 соответственно (Sugawara, 2000), фенокристаллы ортопироксена и включения оливина находятся в равновесии с жидкостью, магнезиальность которой не менее 65. Таким образом, в порфиритах присутствует неравновесный ортопироксен, который не может кристаллизоваться из расплава, соответстующего составу матрикса, в котором он находится. С другой стороны, в равновесии с матриксом находятся ортопироксеновые каймы вокруг фенокристаллов и ортопироксен с Mg около 75 в основной массе порфиритов. Присутствие диффузионных зон, реакционных кайм и резорбированных граней фенокристаллов как ортопироксена, так и плагиоклаза (рис. 3) указывает на процессы перекристаллизации и/ или частичного растворения кристаллов, неравновесных с расплавом (Klügel, 2001; Tomiya, Takahashi, 2005), и еще раз подтверждает ксеногенную природу фенокристаллов даек. Составы и внутренняя структура фенокристаллов ортопироксена и плагиоклаза из порфиритов аналогичны составам и внутренней структуре этих минералов из пород кумулятивной серии, составам и внутренней структуре ядерных частей ортопироксена и плагиоклаза из наиболее примитивных (мафитовых) дериватов дифференцированной серии. Геохимические особенности кайм ортопироксена, такие как обогащенность коровыми элементами Rb, Sr, Zr, Ba, контрастные отрицательные аномалии Eu подразумевают их формирование при параметрах, отличающихся от условий кристаллизации ядер с субхондритовым распределением РЗЭ (рис. 7в, г) и обогащенностью мантийными элементами, например Cr. Это свидетельствует в пользу интрателлурического (унаследованного от предыдущих этапов кристаллизации) происхождения фенокристаллов порфиритов. Исключения составляют фенокристаллы алюмоэнстатита, которые не обнаружены в каких-либо других сериях ЕК.

Генетическая связь даек и плутонических пород

Секущие взаимоотношения и отсутствие закалочных зон свидетельствуют о внедрении даек на завершающей стадии затвердевания плутонов, когда слагающие их породы были все еще горячими. Эти же признаки вместе с родством геохимических особенностей порфиритов и вмещающих плутонических пород (рис. 4, 7a,б) могут быть объяснены следующими генетическими моделями. (1) Порфириты, возможно, являлись результатом кристаллизации интеркумулусного расплава, отделившегося от плутонической матрицы (кумулятивная и дифференцированная серии плутонов), как это было предположено М.Н. Чернышовой (1997). При этом часть фенокристаллов ортопироксена и плагиоклаза признавалась сингенетичной матрице порфиритов. (2) Другой возможностью образования порфиритов является дифференциация промежуточного магматического очага с последующим захватом кристаллов ортопироксена и плагиоклаза из кумулатов или дифференцированной серии. (3) Версию о смешении магм контрастного кислого (матрикс порфиритов) и мафитового (высокомагнезиальные породы ЕК) также необходимо рассмотреть. Признаки смешения (Janoušek et al., 2004), такие как микрозернистые мафитовые включения и ветвящиеся жилы мафитового состава в кислом матриксе, комплексная и/или реверсивная зональность в каймах фенокристаллов, а также пробелы в химических составах или эвтакситовая текстура не наблюдаются, поэтому последний вариант петрогенезиса может быть исключен. Спорадически встречающиеся ситовидные кристаллы полевых шпатов с включениями минералов матрикса, скорее всего, являются признаком смешения кислого расплава с растворенной дозой ортопироксеновых и плагиоклазовых фенокристаллов, обогащающих вокруг себя расплав кальцием и магнием. К тому же обилие сульфидов в матриксе наряду с сульфидоносностью кумулатов ЕК и совпадение составов кислого матрикса с финальными дериватами плутонических пород свидетельствуют в пользу генетической связи матрикса порфиритов и пород дифференцированной серии.

Если допустить интеркумулусный вариант генезиса, то в порфиритах, как и в породах дифференцированной серии, должны (а) кристаллизоваться поздняя роговая обманка, (б) происходить обеднение сульфидами, (в) наряду с ортопироксеновыми и плагиоклазовыми фенокристаллами должны наблюдаться ксеногенные включения других минералов, таких как клинопироксен, (г) втречаться более железистый, по сравнению с примитивными дериватами дифференцированной серии, биотит и ортопироксен, (д) фиксироваться самые низкие температуры кристаллизации (см. следующий раздел и табл. 2). Однако ни одно из этих условий не подтверждается петрографическими данными и петрологическими расчетами, поэтому более реалистичной, на наш взгляд, является модель дифференциации промежуточного магматического очага, проливающая свет в том числе на генетическую связь даек и вмещающих плутонических пород. Геохимически ортопироксен матрикса наследует метки ядер ортопироксена, такие как обогащенность Cr, Ni, Co, распределение РЗЭ и подтверждают генетическую связь дифференциатов/кумулатов ЕК и порфиритов. Однако контрастные отрицательные аномалии Eu и обеднение/обогащение легкими РЗЭ в ортопироксене матрикса свидетельствуют об обильном фракционировании плагиоклаза и акцессорных минералов в дайковом расплаве, что отличает данный морфотип.

 

Таблица 2. Условия кристаллизации фенокристаллов и матрикса порфиритов

Интрателлурические фенокристаллы

Порфириты (матрикс)

Температура

T, °С

Термометр

Ссылка

T, °С

Термометр

Ссылка

~ 1400

Cr-in-Ol

De Hoog et al., 2010

1069±38

Ca-in-Opx

Brey,Kohler, 1991

~ 1300

Ol-liquid

Ford et al., 1983

1013±6

Pl-liquid

Putirka, 2008

~ 1200

Opx-Sp-Ol

Henry, Medaris, 1980

909–989

Ap-saturation

Harrison,Watson, 1984

1154±7

Ca-in-Opx

Brey, Kohler, 1991

798±28

Ca-in-Opx

Brey,Kohler, 1991

1078±10

Pl-liquid

Putirka, 2008

762–886

Two-feldspar

Putirka, 2008

Содержание воды

Н2О, мас.%

Гидрометр

Ссылка

Н2О, мас.%

Гидрометр

Ссылка

~ 8

Tholeiitic index

Zimmer et al., 2010

1.8±0.2

Pl-liquid

Putirka, 2008

0.5–1

Интерполяция An-T°С

Ghiorso,Sack, 1995

1.5±0.2

Pl-liquid

Lange et al., 2009

Давление

Р, кбар

Барометр

Ссылка

Р, кбар

Барометр

Ссылка

7.9±0.7

Al-in-Opx

Charlier et al., 2010

0.6±0.5

Al-in-Opx

Charlier et al., 2010

1.0±0.2

Al-in-Opx

Charlier et al., 2010

-

-

-

 

Условия кристаллизации интрателлурических кристаллов и матрикса

Как было показано выше, все фенокристаллы пофиритов являются ксеногенными, захваченными во время подъема/внедрения даек. Поэтому их составы будут отражать условия кристаллизации захваченных пород (дериватов/кумулатов) и/или магматического очага. Из дайкового расплава кристаллизовались матрикс порфиритов, андезиновые каймы по лабрадоровым фенокристаллам и каймы гиперстена вокруг бронзитовых и алюмоэнстатитовых фенокристаллов.

Магматические температуры определены разными способами с помощью наиболее употребляемых геотермометров (табл. 2). Изометричные кристаллы шпинели и оливина включены в фенокристаллы бронзита, следовательно, кристаллизуются первыми. Стартовые температуры по оливин-расплав геотермометру и по равновесию ортопирокен-шпинель-оливин 1200–1400 °С (геотермометры: De Hoog et al., 2010; Ford et al., 1983; Henry, Medaris, 1980), вероятнее всего, отражают параметры инициальной магмы ЕК. Собственно дериватные/кумулятивные кристаллы ортопироксена и лабрадора кристаллизовались в достаточно узком интервале 1080–1155°С (геотермометры: Brey, Kohler, 1991; Putirka, 2008), что на 150–250°С ниже, чем температуры в магматическом очаге. Это хорошо соотносится с потерей тепла во время подъема и внедрения расплава в верхнекоровых условиях. Магматические температуры матрикса, несмотря на кислый химизм, также высокие – 910–1070°С. Последние значения на 100°С ниже температур кристаллизации кумулатов, что, учитывая последовательность внедрения магматических серий ЕК, интерпретируется как потеря тепла на завершающей стадии дифференциации магматического очага. Наиболее низкие значения около 760–885°С получены по равновесным двуполевошпатовым парам и включениям ортопироксена в ситовидных кристаллах полевых шпатов и хорошо согласуются с завершением кристаллизационного процесса.

Давления кристаллизации (табл. 2, см. здесь ссылки на геотермометры и геобарометры), полученные по алюмоэнстатиту (~ 8 кбар) и бронзиту (~ 1 кбар), свидетельствуют о том, что первые, очевидно, захвачены из очага магмогенерации на глубинах около 26 км, а вторые, захваченные из пород кумулятивной/дифференцированной серий, кристаллизовались на гипабиссальном уровне. Субвулканические условия кристаллизации матрикса порфиритов подтверждаются измерениями давлений по ортопироксеновому барометру (матрикс и каймы порфиритов), а также находками карбонатных миндалин в порфиритах и широким развитием низкоглиноземистой роговой обманки во вмещающих сингенетичных породах дифференцированной серии плутонов. Однако глубинный генезис алюмоэнстатита опровергается тем фактом, что его каймы нарастают на интрателлурические фенокристаллы бронзита, которые подвержены перекристаллизации и частичному растворению до начала кристаллизации алюмоэнстатита. Это значит, что алюмоэнстатит кристаллизуется на тех же или меньших глубинах по сравнению с бронзитом.

Кинетика растворения и перекристаллизации фенокристаллов

Многими исследованиями показано, что при растворении в расплавах кристаллов, особенно тугоплавких, определенную роль играют состав минерала, температура расплава и время существования расплава. В нашем случае временем существования расплава можно принебречь, так как дайки очень быстро кристаллизуются, если судить по малым размерам лейст плагиоклаза основной массы, размер которых находится в сильной зависимости от скорости остывания расплава (Cashman, 1992; Iezzi et al., 2011; Pupier et al., 2008). Экспериментально установлена зависимость времени полного растворения кристаллов от температуры расплава и состава кристаллов: медленее всех растворяется оливин, быстрее – кварц и кислый плагиоклаз. Интерполяция проведена до температуры растворения около 900°С (Edwards, Russell, 1996), то есть температуры матриксного расплава порфиритов около 1000°С согласуются с возможностью растворения интрателлурических кристаллов ортопироксена и плагиоклаза. Однако температура расплава не играет решающей роли для начала процесса растворения. Важнее термодинамический потенциал (А), который при TP=const равен химическому потенциалу реактантов минус химический потенциал их продуктов (Prigogine, 1967) и отражает степень неравновесности между кристаллами и расплавом (Prigogine, 1967; Ghiorso, Sack, 1995) (А=0 при равновесии). Выше было продемонстрировано, что фенокристаллы лабрадора, бронзита и особенно аллюмоэнстатита из порфиритов неравновесны с расплавом матрикса и, таким образом, подвергались процессу растворения в кислом расплаве. Структуры растворения наблюдаются как для фенокристаллов ортопироксена, так и плагиоклаза (рис. 3), однако они проявлены неодинаково. Есть кристаллы, сохраняющие кристаллографические грани полностью или частично. Этот факт объясняется только механизмом диффузии (отток растворенных молекул от кристалла в расплав) (Прусевич, 1991). А диффузию обеспечивают конвекционные потоки расплава, которые зафиксированы в виде удлиненных кристаллов, векторно сосредотачивающихся в единых направлениях (струях). «Струи» удлиненных кристаллов (как правило, это кристаллы плагиоклаза) опоясывают фенокристаллы бронзита. Грани бронзита сохраняются там, где соседствуют с другими фенокристаллами (что обеспечивает отсутствие между ними течений и возможности диффузии) или где направления потоков контактируют с кристаллами по касательной. Разница в степени растворения в одних и тех же кристаллах также может быть связана с вращением кристаллов в потоке. Процесс растворения проходил на стадии подъема и внедрения даек, так как сингенетичные порфиритам каймы гиперстена повторяют не только кристаллографические формы интрателлурического ортопироксена, но и извилистые растворенные края (рис. 8).

 

Рис. 8. Контрастно-зональный фенокристалл ортопироксена в порфирите. Демонстрируется последовательность образования кристалла: ядро бронзита подверглось перекристаллизации, затем обросло широкой мантией из алюмоэнстатита, которая подверглась плавлению. Завершает процесс образование тонкой ортопироксеновой каймы, сингенетичной микрозернистому матриксу порфиритов.

 

Растворение часто сопровождается перекристаллизацией кристаллов в неравновесных с ними жидкостях (Tomiya, Takahashi, 2005). Результат перекристаллизации в порфиритах проявлен в виде полевошпатовых агрегатов ситовидного облика и зонами вкрапленности пирротина и плагиоклаза в фенокристаллах бронзита и реже алюмоэнстатита. Ситовидные полевые шпаты почти всегда включают мелкие кристаллы основной массы, что наряду с низкими температурами кристаллизации относительно температур расплава матрикса доказывает их генерацию на завершающей стадии процесса кристаллизации даек. Сложнее определить время образования и генезис зон перекристаллизации в ортопироксенах. Увеличение магнезиальности ортопироксенов в зоне перекристаллизации (рис. 5 в,г) объясняется взаимной диффузией Fe-Mg (Ganguly, Tazzoli, 1994; Tomiya, Takahashi, 2005). Чтобы проверить диффузионную гипотезу, выполнены масс-балансовые расчеты для Fe и Ca в кристалле бронзита с широкой каймой перекристаллизации (рис. 5 в,г). Оказалось, что бронзит при повышении магнезиальности и понижении CaO к диффузионным каймам выделяет количества Fe и Са, необходимые для образования пирротина и андезина. Вероятные поставщики серы и Na находятся за пределами фенокристаллов – это окружающий расплав. Так как сплошность бронзита при переходе от гомогенного ядра к диффузионной кайме визуально не нарушена, следовательно, взаимная диффузия Fe-Mg происходила в твердом состоянии. Диффузионные каймы в бронзите распространены не во всех фенокристаллах, встречаются без какой-либо закономерности, поэтому их кристаллизация происходила не в дайковую, а в более раннюю кумулятивную и/или дифференциальную стадию. Этими данными аргументируется локальный перегрев расплава, в котором осаждались кумулятивные кристаллы, подтверждается периодичность магматических импульсов (Терентьев, Савко, 2016) и существование промежуточного очага.

Эволюция магматической системы

В данном разделе осуществлена попытка сформулировать геолого-петрологическую модель формирования изученных даек и вмещающих плутонов, которая основана на химизме валовых проб, матрикса и фенокристаллов. Наша модель предполагает генерацию высокотемпературных магм ЕК, схожих с бонинитовыми в условиях верхней метасоматизированной мантии. Высокие концентрации Cr, Ni, Co как в породах, так и в интрателлурических бронзитах, субхондритовое распределение РЗЭ в ядрах бронзита подтверждают мантийный источник магм. Метасоматический характер мантийного источника запечетлен в обогащенности K, Ba, легкими РЗЭ пород плутонов ЕК и даек порфиритов (рис. 7 a,б).

Мантийный расплав специфического химизма (высокие концентрации кремнезема и магния) был контаминирован породами континентальной коры, что подтверждено многочисленными находками ксенолитов коровых пород, структурами цирконов типа ядро-кайма (Terentiev et al., 2016), преобладанием легких изотопов серы в породах и рудах ЕК (Гриненко, Чернышов, 1988).

Дальнейшее развитие магматической системы подразумевает существование в коре промежуточного магматического очага разной степени водонасыщенности в разных его частях или в разные этапы его эволюции. Существование промежуточного магматического очага аргументируется следующими наблюдениями. (1) Присутствие микрозернистых мафитовых включений ранних дериватов в более эволюционированных породах ЕК, для чего необходимы ранняя кристаллизация первых и внедрение расплавов вторых с захватом затвердевших пород. (2) Своеобразные ритмы в строении плутонов (Терентьев, Савко, 2016), которые обеспечиваются поступлением новых порций магмы, что вряд ли возможно путем подъема сквозь мощную орогенную кору новых порций из мантийного источника. (3) Матрикс порфиритов обогащен кремнеземом по сравнению с финальными дериватами дифференцированной серии вмещающих плутонов (рис. 4). (4) Кроме того, в работе представлены геохимические доказательства унаследованности фенокристаллов порфиритов от кумулатов/дифференциатов вмещающих плутонов. Темная слюда (биотит, флогопит) в кумулатах, дифференциатах и порфиритах и кальциевые амфиболы в породах ЕК подтверждают присутствие H2O в родоначальных и эволюционировавших расплавах. Обилие или почти полное отсутствие магматического амфибола как в кумулатах, так и дифференцированной серии в разных частях плутонов ЕК свидетельствует о неоднородном содержании H2O в магматической системе.

Внедрение дайкового расплава отражает завершение эволюции промежуточного очага. Дайковый расплав с максимальным содержанием кремнезема, но с унаследованными высокой магнезиальностью и пересыщеностью серой внедрялся в еще неостывшие плутоны ЕК. В процессе подъема и внедрения высокотемпературный расплав сохранял способность к растворению и, возможно, перекристаллизации захваченных высокомагнезиальных пироксенов и лабрадора.

Благодарности

Автор благодарен анонимному рецензенту и редакции за замечания по первоначальному варианту рукописи.

×

About the authors

R. A. Terentiev

Voronezh State University

Author for correspondence.
Email: terentiev@geol.vsu.ru
Russian Federation, 1, University square, Voronezh, 394063

References

  1. Бочаров В.Л., Фролов С.М., Чернышов Н.М. (1986) Строение и состав Еланьского никеленосного плутона в краевой части Воронежского кристаллического массива: Статья I Геология и петрография. Изв. вузов. Геология и разведка (4), 10–19.
  2. Бочаров В.Л., Плаксенко А.Н., Фролов С.М., Касатов А.С. (1987) О первично-коматиитовом источнике никелевых сульфидных руд в норит-диоритовых интрузиях Воронежского кристаллического массива. Геохимия (3), 430–437.
  3. Гриненко Л.Н., Чернышов Н.М. (1988) Особенности формирования сульфидной никелевой минерализации в норит-диоритовых интрузивах Воронежского кристаллического массива. Геохимия (10), 1421–1428.
  4. Переславцев А.В. (1993) Петрология норит-диоритовых интрузий докембрия Воронежского кристаллического массива в связи с проблемой их никеленосности. Дис. ... канд. геол.-мин. наук. Воронеж: Воронежский государственный университет, 197 с.
  5. Прусевич А.А. (1991) Кинетика диффузионного растворения кристаллов в силикатных расплавах: Математические решения одномерных уравнений для псевдобинарных систем. Новосибирск, 52 с.
  6. Савко К.А., Герасимов Ю.В. (2002) Петрология и геоспидометрия метаморфических пород востока Воронежского кристаллического массива. Воронеж: ВГУ, 131 с.
  7. Савко К.А., Самсонов А.В., Базиков Н.С. (2011) Метатерригенные породы воронцовской серии Воронежского кристаллического массива: геохимия, особенности формирования и источники сноса. Вестник ВГУ. Серия Геология (1), 70–94.
  8. Терентьев Р.А. и Савко К.А. (2016) Высокомагнезиальные низкотитанистые габбро–гранитные серии в палеопротерозое восточной Сарматии: геохимия и условия формирования. Геология и геофизика 57 (6), 1155–1183.
  9. Чернышова М.Н. (1997) О генетической природе жильных норит-порфиритов еланского никеленосного комплекса ВКМ. Вестник ВГУ. Серия Геология (3), 65–76.
  10. Чернышова М.Н. (2002). Дайки сульфидных и платиноидно-медно-никелевых месторождений еланского типа и их соотношение с оруденением. Воронеж: Изд-во Воронеж. ун-та, 182 с.
  11. Щипанский А.А., Самсонов А.В., Петрова А.Ю., Ларионова Ю.О. (2007) Геодинамика восточной окраины Сарматии в палеопротерозое. Геотектоника (1), 43–70.
  12. Baer G., Heimann A. (Eds.) (1995) Physics and chemistry of dykes. Proceeding of the 3th International Dyke Conference. Balkema, Rotterdam, 339 pp.
  13. Barbarin B. (2005) Mafic magmatic enclaves and mafic rocks associated with some granitoids of the central Sierra Nevada batholith, California: nature, origin, and relations with the hosts. Lithos 80, 155–177.
  14. Bateman R. (1995) The interplay between crystallization, replenishment and hybridization in large felsic magma chambers. Earth-Sci. Rev. 39 (1–2), 91–106.
  15. Bogdanova S.V. (1993) Segments of the East European. In EUROPROBE (Eds. Gee D.G. and Beckholmen M.). Jablonna: Polish Academy of Sciences, Publications of the Institute of Geophysics A-20, 33–38.
  16. Brey G.P., Kohler T. (1991) Geothermobarometry in four-phase lherzolites II. New thermobarometers, and practical assessment of existing thermobarometers. J. Petrol. 31, 1353–1378.
  17. Cashman K. (1992) Groundmass crystallization of Mount St Helens dacite, 1980–1986, a tool for interpreting shallow magmatic processes. Contrib. Mineral. Petrol. 109, 431–449.
  18. Charlier B., Duchesne J.-C., Vander Auwera J., Storme J.-Y., Maquil R., Longhi J. (2010) Polybaric fractional crystallization of high-alumina basalt parental magmas in the Egersund-Ogna massif-type anorthosite (Rogaland, SW Norway) constrained by plagioclase and high-alumina orthopyroxene megacrysts. J. Petrol. 51, 2515–2546.
  19. Chistyakova S., Latypov R. (2012) Magma differentiation and crystallization in basaltic conduits by two competing petrogenetic processes. Lithos 148, 142–161.
  20. Collins W.J., Richards S.R., Healy B.E., Ellison P.I. (2000) Origin of heterogeneous mafic enclaves by two-stage hybridization in magma conduits (dykes) below and in granitic magma chambers. Trans R Soc Edinb Earth Sci 91, 27–45.
  21. De Hoog J.C.M., Gall L., Cornell D.H. (2010) Trace-element geochemistry of mantle olivine and application to mantle petrogenesis and geothermobarometry. Chem. Geol. 270, 196–215.
  22. Edwards B.R., Russell J.K. (1996) A review and analysis of silicate mineral dissolution experiments in natural silicate melts. Chem. Geol. 130, 233–245.
  23. Falloon T.J., Danyushevsky L.V., Crawford A.J., Meffre S., Woodhead J.D., Bloomer S.H. (2008) Boninites and Adakites from the Northern Termination of the Tonga Trench: Implications for Adakite Petrogenesis. J. Petrol. 49, 697–715.
  24. Ford C.E., Russel D.G., Craven J.A., Fisk M.R. (1983) Olivine-liquid equilibria: temperature, pressure and composition dependence of the crystal/liquid cation partition coefficients for Mg, Fe2+, Ca and Mn. J. Petrol. 24, 256–265.
  25. Ganguly J., Tazzoli V. (1994) Fe2+–Mg interdiffusion in orthopyroxene: retrieval from the data on intracrystalline exchange reaction. Am. Mineral. 79, 930–937.
  26. Ghiorso M.S., Sack R.O. (1995) Chemical mass-transfer in magmatic processes IV. A revised and internally consistent thermodynamic model for the interpolation and extrapolation of liquidus–solid equilibria in magmatic systems at elevated temperatures and pressures. Contrib. Mineral. Petrol. 119, 197–212.
  27. Harrison T.M., Watson E.B. (1984) The behaviour of apatite during crustal anatexis: equilibrium and kinetic considerations. Geoch. Cosmochim. Acta 48, 1467–1477.
  28. Henry D.J., Medaris L.G. (1980) Application of pyroxene and olivine-spinel geotermometers to spinel peridotites in Southwestern Oregon. Am. J. Sci. 280-A, 211–231.
  29. Halls H.C., Fahrig W.F. (Eds.) (1987) Mafic dyke swarm. Proceeding of the 1st International Dyke Conference: Geological Association of Canada Special Paper, 34, 503 pp.
  30. Iezzi G., Mollo S., Torresi G., Ventura G., Cavallo A., Scarlato P. (2011) Experimental solidification of an andesitic melt by cooling. Chem. Geol. 283, 261–273.
  31. Janoušek V., Braithwaite C.J.R., Bowes D.R., Gerdes A. (2004) Magma-mixing in the genesis of Hercynian calc-alkaline granitoids: an integrated petrographic and geochemical study of the Sázava intrusion, Central Bohemian Pluton, Czech Republic. Lithos 78, 67–99.
  32. Klügel A. (2001) Prolonged reactions between harzburgite xenoliths and silica-undersaturated melt: implications for dissolution and Fe-Mg interdiffusion rates of orthopyroxene. Contrib. Mineral. Petrol. 141, 1–14.
  33. Lange R.A., Frey H.M., Hector J. (2009) A thermodynamic model for the plagioclase-liquid hygrometer/thermometer. Am. Mineral. 94, 494–506.
  34. Nosova A.A., Sazonova L.V., Narkisova V.V., Simakin S.G. (2002) Minor elements in clinopyroxene from Paleozoic volcanics of the Tagil Island Arc in the Central Urals. Geochem. Int. 40 (3), 219–232.
  35. Prigogine I. (1967) Introduction to thermodynamics of irreversible processes. Wiley, New York, N.Y., 3rd ed., 147 pp.
  36. Pupier E., Duchene S., Toplis M.J. (2008) Experimental quantification of plagioclase crystal size distribution during cooling of a basaltic liquid. Contrib. Mineral. Petrol. 155, 555–570.
  37. Putirka K.D. (2008) Thermometers and barometers for volcanic systems. Rev. Mineral. Geochem. 69, 61–120.
  38. Schultz R.A., Mège D., Diot H. (2008) Emplacement conditions of igneous dikes in Ethiopian Traps. J. Volcanol. Geotherm. Res. 178, 683–692.
  39. Sugawara T. (2000) Empirical relationships between temperature, pressure, and MgO content in olivine and pyroxene saturated liquid. J. Geophys. Res. 105 (B4), 8457–8472.
  40. Sun S.-S., McDonough W.F. (1989) Chemical and Isotopic Systematic of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes. J. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 42, 313–345.
  41. Tatsumi Y. (2006) High-Mg andesites in the Setouchi volcanic belt, southwestern Japan: analogy to Archean magmatism and continental crust formation? Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 34, 467–499.
  42. Taylor R.N., Nesbitt R.W., Vidal P., Harmon R.S., Auvray B., Croudace I.W. (1994) Mineralogy, chemistry, and genesis of the boninite series volcanics, Chichijima, Bonin Islands, Japan. J. Petrol. 35, 577–617.
  43. Terentiev R.A., Santosh M. (2016) Detrital zircon geochronology and geochemistry of metasediments from the Vorontsovka terrane: implications for microcontinent tectonics. Int. Geol. Rev. 58, 1108–1126.
  44. Terentiev R.A., Skryabin V.Yu., Santosh M. (2016) U–Pb zircon geochronology and geochemistry of Paleoproterozoic magmatic suite from East Sarmatian Orogen: tectonic implications on Columbia supercontinent. Precam. Res. 273, 165–184.
  45. Tomiya A., Takahashi E. (2005) Evolution of the magma chamber beneath Usu Volcano since 1663: a natural laboratory for observing changing phenocryst compositions and textures. J. Petrol. 46 (12), 2395–2426.
  46. Viccaro M., Giacomoni P.P., Ferlito C., Cristofolini R. (2010) Dynamics of magma supply at Mt. Etna volcano (Southern Italy) as revealed by textural and compositional features of plagioclase phenocrysts. Lithos 116, 77–91.
  47. Zimmer M.M., Plank T., Hauri E.H., Yogodzinski G.M., Stelling P., Larsen J., Singer B., Jicha B., Mandeville C., Nye C.J. (2010) The role of water in generating the calc-alkaline trend: new volatile data for Aleutian magmas and a new Tholeiitic index. J. Petrol. 51, 2411–2444.

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. Fig. 1. The layout of the intrusive bodies. The EC arrays are shaded.

Download (233KB)
2. Fig. 2. Dependence of the size of orthopyroxene crystals and plagioclase in the matrix on the width of the zonal rim in phenocrystals.

Download (252KB)
3. Fig. 3. (a) Orthopyroxene phenocrystals of the first type with variations of the degree of melting, width and saturation of the sieve border. (b) Orthopyroxene phenocrystals of the second type.

Download (2MB)
4. Fig. 4. The position of the porphyry matrix compositions (polygons) on the variational diagrams in comparison with the compositions of the differentiated series EC (gray field according to Terentyev, Savko, 2016). Bold arrows show the trends in the differentiation of the boninite series, constructed according to the data (Taylor et al., 1994).

Download (343KB)
5. Fig. 5. (a, b) Zonality of orthopyroxene phenocrysts under a microscope. (c, d) An orthopyroxene phenocrystal with a rim characterized by impregnation of pyrrhotite and worm-like plagioclase.

Download (1008KB)
6. Fig. 6. Morphological types of aluminaestatite phenocrysts: elongated crystals (a), accretion (b) and broad mantle around bronzite (c). Figure (c) on the left shows the geochemical profile through an orthopyroxene-aluminostatite crystal. Photographs are in reflected electrons, on the sidebars under a polarizing microscope (the Nicols are crossed). Opx - orthopyroxene, Al-En - aluminaentatite.

Download (982KB)
7. Fig. 7. (a, b) Normalized to the chondrite and primitive mantle distribution of rare and scattered elements in porphyrites and their probable EC comagmat. Data on the rocks of the differentiated and cumulative EC series from the works (Terentyev, Savko, 2016; Terentiev et al., 2016); Porphyry matrix compositions are calculated on the basis of proportional subtraction of the concentrations of each element in plagioclase and pyroxene phenocrystals from the average composition of the gross samples. The compositions of boninites according to (Falloon et al., 2008), chondrite C1 and primitive mantle according to (Sun, McDonough, 1989). (c, d) Chondrite-normalized distribution of rare-earth elements in orthopyroxenes from porphyrites. For comparison, the composition of orthopyroxene cores from porphyrites and their probable EC comagates (gray fields) are shown.

Download (948KB)
8. Fig. 8. Contrast-zonal phenocrystalline orthopyroxene in porphyrite. The sequence of crystal formation is demonstrated: the core of bronzite was subjected to recrystallization, then it was overgrown with a wide mantle of aluminoestatite, which underwent melting. The process is completed by the formation of a thin orthopyroxene border, which is syngenetic to the micrograined matrix of porphyrites.

Download (1MB)

Copyright (c) 2019 Russian Academy of Sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies