Genesis of Dunite from the Guli puton According to Olivine-Hosted Melt Inclusion Data

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Гулинский массив входит в состав Маймеча-Котуйской провинции (Восточная Сибирь), относится к сложным щелочно-ультраосновным карбонатитовым плутонам центрального типа. Подобные массивы располагаются на континентах и приурочены к глубинным трансформным разломам и рифтам (Кухаренко и др., 1965; Егоров, 1989, 1991). Они состоят преимущественно из трех породных серий: ультраосновной (оливиниты, реже дуниты, перидотиты, пироксениты, мелилитовые и монтичеллитовые породы), щелочной (якупирангиты – уртиты, сиениты) и карбонатитовой. Породы в той или иной мере обогащены Nb, Zr, REE, Au, Pt, Fe, Cu, P. Для массивов характерна тесная пространственно-временная связь с петрохимически родственными вулканитами: щелочными пикритами, меланефелинитами, базальтами, а для Гулинского плутона – также с меймечитами. Гулинский плутон, кроме того, отличается от других щелочно-ультраосновных массивов: а) преобладанием ультраосновных пород над щелочными и карбонатитами; б) развитием дунитов и перидотитов вместо оливинитов и пироксенитов; в) присутствием в оливиновых породах Ni-содержащих оливинов, постоянной примеси хромшпинелидов. По мнению Л.С. Егорова (Егоров, 1991), это свидетельствует “о несколько повышенной активности кремнекислоты в исходной магме”, сформировавшей Гулинский плутон, и “до некоторой степени сближает … последний с дунит-щелочно-габброидными массивами”.

Исследователи считают, что рассматриваемые массивы являются производными либо одной (Егоров, 1991; Соболев и др., 2009; Gudfinnsson, Presnall, 2005; Рябчиков и др., 2009), либо нескольких (Кравченко, Багдасаров, 1987; Расс, Плечов, 2000) глубинных мантийных магм. При этом наиболее глубинные магмы больше обогащены тугоплавкими элементами, Ca, CO₂ и имеют более высокое значение K/Na. В Маймеча-Котуйской провинции присутствие широкого спектра родоначальных магм, по мнению геофизиков (Куренков, 1988), могло быть обусловлено формированием Котуйского трансформного разлома, сопровождавшегося активизацией различных сегментов астеносферы. Другие исследователи (Arndt et al., 1995, 1998; Рябчиков и др., 2009; Когарко, Зартман, 2011) полагают, что широкое разнообразие пород в рассматриваемых массивах связано с эволюцией единого мантийного плюма и пульсационной активностью его разноглубинных очагов.

Сторонники одной первичной магмы, ответственной за формирование всех пород щелочно-ультраосновных массивов, за ее состав принимают: а) щелочно-пикритовую (Кухаренко и др., 1965; Егоров, 1989, 1991), б) меймечитовую (Соболев, Слуцкий, 1984; Соболев и др., 2009; Рябчиков и др., 2009), в) меланефелинитовую (Veksler et al., 1998). С.М. Кравченко и Ю.А. Багдасаров (Кравченко, Багдасаров, 1987) допускают образование щелочно-ультраосновных массивов вследствие случайного совмещения двух комагматичных серий из разноглубинных магматических источников: меймечит-перидотит-якупирангит-сиенитовой и кимберлит-мелилит-карбонатитовой. И.Т. Расс и П.Ю. Плечов (Расс, Плечов, 2000) считают, что исходной магмой для мелилитовых пород сложных массивов являлась высококальциевая щелочная магма, обогащенная REE, Sr, а для безмелилитовых дифференциатов – первичные ультраосновные расплавы. Л.И. Панина с соавторами (Панина и др., 2018), исходя из результатов изучения расплавных включений в минералах, пришли к выводу, что в Крестовской интрузии оливиниты также образовались из высококальциевой щелочно-ультраосновной магмы, а пироксениты (Панина, Усольцева, 2009) – из смешивающихся камафугитовых и щелочно-пикритоидных расплавов.

Становление щелочно-ультраосновных карбонатитовых массивов, по мнению всех исследователей, несмотря на их разное представление о количестве материнских магм, началось с формирования дунитов и оливинитов. Эти породы очень близки по химическому и минеральному составу, отличаясь лишь присутствием никельсодержащего оливина и хромита в дунитах вместо титаномагнетита в оливинитах. Происхождение этих пород до сих пор вызывает острую дискуссию. Л.С. Егоров считает (Егоров, 1991), что дуниты сформировались в результате быстрого подъема и эволюции оливиновой фракции, первой из трех (оливиновой, мелилитовой и пироксеновой) обособившейся от материнской щелочно-пикритовой магмы, образовавшейся в результате селективного плавления мантийного субстрата. Хром и никель, как наиболее тугоплавкие компоненты, аккумулировались в верхних и краевых частях магматической камеры, способствуя кристаллизации хромшпинелидов и Ni-содержащих оливинов в дунитах. Более легкие компоненты – Ti, Mg, Ca и летучие – накапливались в расплавах в центральных частях камеры. Возрастающее давление летучих вызвало внедрение расплавов из центральных частей камеры и формирование титаномагнетитсодержащих оливинитов. Другие исследователи (Васильев, Золотухин, 1975; Васильев, Гора, 2012) полагают, что дуниты возникли в результате дифференциации и отсадки оливина из меймечитовой или щелочно-пикритоидной магмы, а оливиниты – в результате флюидно-магматического воздействия на дуниты более поздних щелочных расплавов.

С помощью изучения расплавных включений в оливине были получены прямые данные о температурах и составе родоначальной магмы, из которой кристаллизовались оливиниты Крестовской интрузии. Было установлено (Панина и др., 2018), что оливиниты формировались из ларнит-нормативных ультрамафитовых расплавов, обогащенных щелочами (при преобладании K над Na) и летучими компонентами, при температурах выше 1230°C. Для дунитов подобные данные были получены лишь для акцессорного хромшпинелида Гулинского плутона. Было установлено (Симонов и др., 2015, 2016), что этот минерал кристаллизовался из высокотемпературных (1420–1360°C) расплавов, близких по петрохимическому составу к пикритам-меймечитам с последующей эволюцией к пикрито-базальтам и базальтам. Однако прямые данные о физико-химических условиях кристаллизации оливина – основного породообразующего минерала дунитов, отсутствуют. Учитывая, что в формировании щелочно-ультраосновных карбонатитовых массивов могут участвовать несколько материнских магм (Расс, Плечов, 2000; Панина, Усольцева, 2009), не исключена вероятность кристаллизации хромшпинелидов и оливина в дунитах из разных расплавов. Вместе с тем получение прямых данных о химическом составе минералообразующей среды и физико-химических условиях кристаллизации оливина особо актуально при решении главного петрогенетического вопроса, связанного с количеством и составом материнских магм, участвовавших на ранних этапах становления щелочно-ультраосновных карбонатитовых массивов и способствовавших их породному разнообразию и рудоносности. Для получения этих данных нами были проведены исследования методами термобарогеохимии оливина в дунитах из юго-западной и центральной частей Гулинского плутона, результаты которых приведены в настоящей статье.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Для реконструкции физико-химических условий образования дунитов Гулинского плутона наряду с традиционными геологическими и минералогическими методами исследования мы использовали методы термобарогеохимии, которые основаны на изучении включений минералообразующих сред, законсервированных в минералах в процессе их роста и охлаждения. С помощью оптического микроскопа был проведен поиск и определен характер распределения включений (первичные, вторичные). Для определения температуры консервации минералообразующей среды минералом-хозяином и закалки содержимого включений была использована совмещенная с микроскопом термокамера ТК-1500 (Осоргин, Томиленко, 1990), которая позволяла нагревать включения до 1350–1400°C в инертной среде (аргон) при постоянном наблюдении за происходящими изменениями в содержимом включений, с точностью определения температур 10–15°C. Прогрев включений в оливине длился 20–30 мин, причем до 700–750°C прогрев осуществлялся за 3–5 мин, далее его скорость составляла 20–40°C/мин. Прогрев осуществлялся преимущественно до полного расплавления дочерних фаз во включении и уменьшения газового пузыря в размерах. Из-за риска разгерметизации включения в оливине часто закаливались при существенном уменьшении газового пузыря, не достигнув его гомогенизации.

Химический состав кристаллических фаз и стекол в прогретых и непрогретых включениях мы определяли с помощью микрозондового анализа на рентгеноспектральном микроанализаторе “Camebax Micro” в ЦКП Многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (г. Новосибирск). При съемке диаметр зондового пучка не превышал 2–3 мкм, ускоряющее напряжение составляло 20 кВт, ток 40 нА. В качестве стандартов использовались минералы и гомогенные стекла со строго установленными содержаниями отдельных элементов с составом, близким к составу анализированных образцов. Пределы обнаружений элементов (в мас. %): 0.009 SiO₂, 0.036 TiO₂, 0.012 Al₂O₃, 0.019 FeO, 0.013 MgO, 0.022 MnO, 0.01 CaO, 0.02 Na₂O, 0.01 K₂O, 0.105 BaO, 0.019 SrO, 0.008 P₂O₅, 0.011 Cl, 0.011 SO₃. В стеклах наиболее крупных включений (30–50 мкм) и их минералах-хозяинах были определены содержания редких и редкоземельных элементов и летучих компонентов (H2O, F) с помощью методов вторично-ионной масс-спектрометрии (SIMS) на ионном микрозонде “Cameca IMS-4f” в Аналитическом центре Физико-технологического института (ЯФ ФТИАН РАН, г. Ярославль) с использованием методики А.В. Соболева (Соболев, 1996). Условия съемки: первичный О²–-пучок – 20 мкм, ток зонда 2–4 нА, энергия смещения – 100 эВ, энергия щели – 50 эВ. Концентрации элементов определялись, исходя из отношения их изотопов к 30Si и с использованием калибровочных кривых для стандартных образцов. Погрешности определения концентрации для большинства примесных элементов в стекле составляли менее 6–7 отн. %, для Yb < 18 отн. %, Cr < 29 отн. %, Gd 40 отн. %. Погрешность измерений в оливине для большинства редкоземельных элементов более 100% (в отн. %): Ti – 2, Rb – 4, Cr и Y – 8, Zr и V – 14, Sr – 18, Yb – 21.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ГУЛИНСКОГО МАССИВА И ХАРАКТЕРИСТИКА ДУНИТОВ

Гулинский щелочно-ультраосновной массив локализован на границе Сибирской платформы с мезозойско-кайнозойским Хатангским прогибом в месте сочленения наиболее активных разломов в период раннетриасового цикла. Массив расположен на водоразделе рек Маймеча и Котуй. По геофизическим данным, его площадь составляет около 2000 км2, а на современном эрозионном срезе вскрыто около 500 км2. Обнаженная часть массива имеет серповидную форму. Раму массива слагают вулканиты нескольких свит, состоящие из базальтов, трахибазальтов, трахириолитов, ультраосновных фоидитов, щелочных пикритов и меймечитов. Массив является сложным многофазовым плутоном центрального типа. Среди интрузивных пород преобладают дуниты, которые слагают до 60% обнаженной части плутона (Васильев, Золотухин, 1975; Егоров, 1989, 1991; Васильев, Гора, 2012 и др.). Дуниты прослеживаются на 40 км в виде дугообразной полосы шириной 9–10 км (рис. 1). Местами отмечается постепенный переход дунитов в перидотиты и образование их шлирообразных обособлений в дунитах. Вдоль кольцевых разломов в дунитах отмечаются многочисленные тела рудных пироксенитов, основная масса которых сосредоточена в северо-восточной части массива. Рудные пироксениты несут явные признаки динамического вторжения: содержат дезориентированные ксенолиты дунитов, имеют резкие секущие контакты и линейно-трахитовую текстуру течения (Егоров, 1991). Дуниты интенсивно серпентинизированы, особенно в северо-восточной части массива, где развиты рудные пироксениты. В юго-западной части массива дуниты перекрыты толщей меймечитов, а в центральной оливиновыми меланефелинитами и щелочными пикритами. Среди последних отмечаются штокообразные тела и дайки ийолит-якупирангитов, мелилитовых пород и карбонатитов.

Время излияния меймечитов, исходя из соотношения40Ar/39Ar в биотите, составляет 246 ± 1.2 млн лет (Dalrymple et al., 1995), меланефелинитов – 253.3 ± 2.6 млн лет (Basu et al., 1995). Возраст карбонатитов, определенный по206Pb/238U в бадделеите, соответствует 250.2 ± 0.03 млн лет (Kamo et al., 2003), а в целом возраст интрузивных пород Гулинского плутона, по данным U-Pb изотопии, составляет 250 ± 9 млн лет (Когарко, Зартман, 2011).

Характеристика и особенности разнообразных вулканических и плутонических пород Гулинского плутона рассматриваются во многочисленных работах (Васильев, 1972; Васильев, Золотухин, 1975; Егоров, 1989, 1991; Соболев и др., 1991, 2009; Arndt et al., 1995; Панина, Моторина, 2013 и др.). Здесь же остановимся на описании расположенных в центральной части Гулинского массива дунитов – предмета наших исследований.

 

Рис. 1. Схематическая геологическая карта Гулинского плутона по (Егоров, 1991): 1 – дуниты, 2 – клинопироксениты, 3 – щелочные породы, 4 – карбонатиты, 5 – меймечиты, 6 – вулканогенные породы, 7 – четвертичные отложения, 8 – разломы, 9 – предполагаемая граница Гулинского массива; черный кружок – место основного отбора изучаемых пород, обр. 1059/1. На врезке звездой отмечено географическое положение Гулинского плутона.

 

Дуниты в юго-западной и центральных частях массива имеют преимущественно полнокристаллическую и порфировидную структуру и массивную текстуру. Основным породообразующим минералом дунитов является оливин, количество которого достигает 90–95 об. % породы. Иногда зерна оливина образуют сплошной мономинеральный агрегат, имеют округлую и ксеноморфную форму, их размер колеблется от первых долей мм до 3–5 мм в поперечнике. Часто между относительно крупными зернами оливина располагаются мелкие зерна клинопироксена и рудного минерала. Возле щелочных пород в дунитах отмечается акцессорный перовскит. Содержание клинопироксена местами достигает 10 об. %, а рудных – 2–4 об. %. Последние иногда образуют цепочки, прожилки и небольшие гнезда. Клинопироксен имеет частично ограненную, чаще ксеноморфную форму. Иногда клинопироксен замещается флогопитом и роговой обманкой, часто образует сростки с титаномагнетитом. Среди рудных отмечаются хромшпинелиды и титаномагнетит. Хромшпинелиды образуют округлые 2–3.5 мм в поперечнике зерна, которые нередко находятся в тесном срастании с титаномагнетитом. Более мелкие зерна хромшпинелидов и титаномагнетита включены в зерна оливина. Зерна титаномагнетита также округлые, их размер колеблется от 1 до 3 мм.

В химическом составе дунитов присутствуют, в мас. %: 35.8–39.1 SiO₂, 38.8–44.5 MgO, 10.6–13.3 FeO и другие оксиды. В целом дуниты Гулинского плутона отличаются от дунитов других щелочно-ультраосновных карбонатитовых массивов одновременным присутствием в их химическом составе высоких содержаний Cr₂O₃, NiO и TiO₂.

Химический состав оливина в дунитах (табл. 1, ан. 1–14) высокомагнезиальный (87.2–90 мол. % Fo компонента, 10–12.8 мол. % Fa), характеризуется присутствием примесей кальция (0.26–0.41 мас. % CaO), никеля (0.27–0.51 мас. % NiO), включает высокое (0.10–0.45 мас. %) количество MnO. Во флогопитизированных дунитах (табл. 1, ан. 15) оливин более железистый (Fo – 83.1 мас. %, Fa – 16.9 мас. %), содержит меньше CaO и NiO (0.05 и 0.26 мас. % соответственно).

Клинопироксен в дунитах содержит (табл. 2, ан. 1–3), в мас. %: 1.5–1.8 TiO₂, 1.3–2 Al₂O₃, 4.7–5.8 FeO, 15.8–16.5 MgO и 0.3–0.4 Na₂O, относится к диопсиду и субкальциевому диопсиду. Во флогопитизированных дунитах в клинопироксене уменьшаются содержания TiO2, Al2O3 и увеличивается до 1 мас. % содержание Na₂O (табл. 2, ан. 4, 5).

Флогопит характеризуется (табл. 2, ан. 6–8) существенной примесью, в мас. %: 4.03–5.4 TiO₂, 0.36–0.42 BaO, 0.14–0.16 CaO, содержит 12.8–14.6 Al₂O₃ и 0.7–1.5 Na₂O.

Амфибол представлен роговой обманкой (табл. 2, ан. 9–12). В минерале отмечается, в мас. %: 3.4–4.6 TiO₂, 7.6–8.0 Al₂O₃, 10.4–10.7 CaO, 3.4–3.9 Na₂O, 0.5–0.9 K₂O.

 

Таблица 1. Химический состав оливинов из дунитов Гулинского массива, мас. %

Компоненты	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	13	14	15
SiO2	40.63	39.69	40.82	40.37	40.41	40.27	39.55	40.68	40.92	40.66	40.11	40.88	40.57	39.86	40.23
TiO2	н. п. о.	0.01	0.05	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	0.03	0.06	0.01	0.08	0.05	н. п. о.	0.03	н.п.о	0.03
FeO	10.36	10.87	10.21	9.92	10.15	10.41	10.23	9.98	9.67	10.26	9.96	10.25	10.10	12.12	15.44
MnO	0.11	0.10	0.22	0.20	0.22	0.26	0.45	0.30	0.16	0.17	0.28	0.22	0.19	0.21	0.33
MgO	48.12	49.04	49.25	48.50	48.01	48.89	48.79	47.64	48.93	48.58	46.82	47.66	48.33	46.23	42.70
CaO	0.28	0.30	0.40	0.28	0.32	0.27	0.30	0.27	0.26	0.31	0.35	0.30	0.30	0.41	0.05
Na2O	0.02	0.02	0.03	0.03	н. п. о.	0.02	н. п. о.	0.03	0.03	0.03	0.02	0.02	0.01	н.п.о	0.02
NiO	0.46	0.41	0.35	0.34	0.32	0.34	0.27	0.35	0.40	0.39	0.36	0.33	0.35	0.51	0.26
Сумма	100.04*	100.44	101.33	99.70*	99.43	100.44*	99.62	99.38*	100.44*	100.48	98.03*	99.66	99.88	99.38*	99.06
			Формульные единицы
Si	0.999	0.977	0.991	0.995	0.999	0.987	0.979	1.004	0.999	0.995	1.005	1.007	0.998	0.997	1.019
Fe	0.213	0.224	0.207	0.204	0.210	0.213	0.212	0.206	0.197	0.210	0.209	0.211	0.208	0.253	0.327
Mn	0.004	0.004	0.008	0.007	0.008	0.009	0.017	0.011	0.006	0.006	0.010	0.008	0.007	0.008	0.012
Mg	1.764	1.799	1.781	1.781	1.769	1.786	1.800	1.753	1.780	1.772	1.748	1.750	1.772	1.723	1.612
Ca	0.007	0.008	0.010	0.007	0.008	0.007	0.008	0.007	0.007	0.008	0.009	0.008	0.008	0.011	0.001
Ni	0.009	0.008	0.007	0.007	0.006	0.007	0.005	0.007	0.008	0.008	0.007	0.007	0.007	0.010	0.005
Fa	10.78	11.06	10.42	10.30	10.61	10.67	10.53	10.52	9.98	10.60	10.66	10.77	10.50	12.83	16.87
Fo	89.22	88.94	89.58	89.70	89.39	89.33	89.47	89.48	90.02	89.40	89.34	89.23	89.50	87.17	83.13

Примечание. 1–14 – неизмененные дуниты, 15 – флогопитизированные дуниты; *в том числе Cr₂O₃ (мас. %): 1, 4, 9–0.06; 6, 11 – 0.08; 8 – 0.07; 14 – 0.05; н. п. о. – ниже предела обнаружения.

 

Таблица 2. Химический состав породообразующих минералов дунитов Гулинского массива, мас. %

Компоненты	Клинопироксен					Флогопит			Амфибол				Хромшпинелид	Титаномагнетит
	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	13	14
SiO2	51.33	51.91	52.20	54.19	53.44	37.80	37.86	39.27	45.34	45.18	45.05	46.26	н. п. о.	1.00
TiO2	1.84	1.52	1.54	0.53	0.72	4.04	5.45	4.03	3.41	4.15	4.60	4.31	4.89	14.45
Al2O3	1.97	1.35	1.43	0.82	1.57	14.57	14.21	12.77	7.76	7.77	7.57	8.02	6.34	3.50
Cr2O3	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	45.53	1.70
FeO	4.70	5.77	5.61	5.53	5.29	5.94	6.54	5.98	6.32	6.47	6.63	7.13	32.30	69.44
MnO	0.01	н. п. о.	0.02	0.13	0.14	н. п. о.	0.06	0.03	0.09	0.09	0.06	0.12	0.18	0.65
MgO	16.46	16.22	15.80	14.94	16.70	21.50	19.76	22.95	17.62	17.75	17.14	16.45	10.32	4.87
CaO	22.76	22.32	22.45	21.68	20.21	0.16	0.14	н. п. о.	10.65	10.66	10.45	10.43	0.01	0.24
Na2O	0.42	0.39	0.34	1.01	1.00	0.68	0.95	1.48	3.38	3.93	3.89	3.71	н. п. о.	0.08
K2O	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	0.42	8.60	8.80	7.98	0.96	0.84	0.85	0.48	н. п. о.	н. п. о.
P2O5	н. п. о.	0.04	0.07	0.03	0.11	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	0.05	0.06	н. п. о.	0.04	н. п. о.	н. п. о.
NiO	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	0.32	0.10
Сумма	99.49	99.52	99.46	98.86	99.60	93.67*	94.19*	94.85*	95.58	96.90	96.24	96.95	99.89	96.03
					Формульные единицы
Si	1.889	1.917	1.933	2.012	1.964	2.810	2.829	2.862	6.665	6.575	6.597	6.698	0.000	0.036
Ti	0.051	0.042	0.043	0.015	0.020	0.226	0.306	0.221	0.377	0.454	0.507	0.469	0.123	0.390
Al	0.085	0.059	0.062	0.036	0.068	1.276	1.252	1.097	1.345	1.333	1.307	1.369	0.249	0.148
Fe	0.145	0.178	0.174	0.172	0.163	0.369	0.409	0.364	0.777	0.787	0.812	0.863	0.901	2.085
Mn	0.000	0.000	0.001	0.004	0.004	0.000	0.004	0.002	0.011	0.011	0.007	0.015	0.005	0.020
Mg	0.903	0.893	0.872	0.827	0.915	2.382	2.201	2.493	3.860	3.850	3.741	3.550	0.513	0.261
Ca	0.897	0.883	0.891	0.862	0.796	0.013	0.011	0.000	1.678	1.662	1.640	1.618	0.000	0.009
Na	0.030	0.028	0.024	0.073	0.071	0.098	0.138	0.209	0.964	1.109	1.105	1.042
K	–	–	–	–	–	0.816	0.839	0.742	0.180	0.156	0.159	0.089
Cr	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	1.200	0.048
Ba	–	–	–	–	–	0.011	0.012	0.010	–	–	–	Ni	0.009	0.003
Mg#	0.86	0.83	0.83	0.83	0.85	0.87	0.84	0.87	0.83	0.83	0.82	0.80

Примечание. 1–3, 6, 13, 14 – неизмененные дуниты, 4, 5, 7–12 – флогопитизированные дуниты; *в том числе: 6 – 0.38 мас. % BaO, 7 – 0.42 мас. % BaO, 8 – 0.36 мас. % BaO. Формульные единицы рассчитаны по количеству катионов в формуле; н. п. о. – ниже предела обнаружения.

 

Рис. 2. Первичные расплавные включения в оливине дунитов Гулинского плутона: (а) – одиночное первичное расплавное включение и вторичные включения по трещине; (б) – первичное расплавное включение до прогрева, (в) – то же самое включение после прогрева, Тгом = 1260°С. Изображение в проходящем свете.

 

Титаномагнетит и хромшпинелид содержат одни и те же компоненты, но в разных количествах: в титаномагнетитах (табл. 2, ан. 14) по сравнению с хромшпинелидами (табл. 2, ан. 13) больше TiO₂ (14.5 против 4.9 мас. %), FeO (69.4 против 32.3 мас. %), MnO (0.6 против 0.2 мас. %), меньше Al₂O₃ (3.5 против 6.3 мас. %), Cr₂O₃ (1.7 против 45.5 мас. %), MgO (4.9 против 10.3 мас. %), NiO (0.1 против 0.3 мас. %).

ВКЛЮЧЕНИЯ МИНЕРАЛООБРАЗУЮЩИХ СРЕД В МИНЕРАЛАХ ДУНИТОВ

Методами термобарогеохимии нами были изучены полнокристаллические равномернозернистые трещиноватые дуниты в юго-западной и центральной частях Гулинского плутона. Расплавные включения были зафиксированы преимущественно в оливине, очень редко – в клинопироксене.

В оливине дунитов включения в основном вторичные, лишь небольшое их количество первичные. Первичные включения располагаются бессистемно поодиночке, а вторичные приурочены к трещинам (рис. 2a). Форма включений округлая, иногда слегка вытянутая или неправильная (рис. 2). Размер первичных включений обычно 20–30 мкм. Вторичные включения в основном мелкие (5–10 мкм), тонкораскристаллизованные. Среди дочерних фаз в первичных включениях обнаружены: светло-зеленый клинопироксен, светло-бурый амфибол, темно-бурый флогопит, нефелин, перовскит и магнетит.

В оливине флогопит-оливиновой жилки, присутствующей в дунитах, обнаружены также первичные включения. По внешнему виду они соответствуют таковым в оливинах дунитов. Однако среди дочерних фаз вместо нефелина присутствует содалит.

Дочерний клинопироксен из первичных и вторичных включений в оливине относится к диопсиду. Он в неизмененных дунитах (табл. 3, ан. 1–3) по сравнению с таковым из первичных включений во флогопитизированных дунитах (табл. 3, ан. 4–6), так же как и породообразующий клинопироксен (табл. 2, ан. 1–3), содержит больше Ti и меньше Mn и Na.

Флогопит из первичных включений (табл. 3, ан. 7–10), аналогично породообразующему (табл. 2, ан. 6–8), содержит в виде примесей Ti и Ba, но в меньшем количестве: 2.5–4.8 мас. % TiO₂ и 0.16–0.33 мас. % BaO. В дочернем флогопите отмечается высокое содержание Na₂O (1.6–2.1 мас. %). Во вторичных включениях (табл. 3, ан. 11) во флогопите присутствует меньше TiO₂ (1.9 мас. %), Al₂O₃ (10.4 против 12.3–13.8 мас. %), K₂O (6.7 против 7.2–8.2 мас. %), но больше MgO и Na₂O. Среди примесей в нем, кроме BaO, содержится Cr₂O₃, NiO.

Амфибол из первичных включений (табл. 3, ан. 12) в отличие от зерен во флогопитизированных дунитах (табл. 2, ан. 9–12) содержит больше TiO₂ (6.3 против 3.4–4.6 мас. %), MgO (19.4 против 16.4–17.8 мас. %), меньше Al2O3 (5.6 против 7.6–8 мас. %), CaO (9.2 против 10.6 мас. %) и FeO (3.4 против 6.3–7.1 мас. %).

Нефелин в первичных и вторичных включениях в виде примеси (табл. 3, ан. 13–16) содержит (в мас. %): 1.1–1.2 FeO, 0.3–0.9 MgO, 0.07–0.2 CaO. Минерал в первичных включениях (табл. 3, ан. 13–15) характеризуется повышенным содержанием SiO₂ (44–45 мас. %) и более низким щелочей (15.7–16.5 мас. % Na₂O и 1.8–2.1 мас. % K₂O).

Перовскит в первичных и вторичных включениях имеет одинаковый состав. В нем отмечается (табл. 3, ан. 17, 18) примесь FeO (0.66–0.73 мас. %), Na₂O (0.5–1.14 мас. %) и значительное количество (1.95–2.04 мас. %) SrO.

Для магнетита из включений характерно присутствие 0.40–0.82 мас. % TiO₂, но во вторичных включениях больше FeO (89.8 против 81.1 мас. %), MgO (2.1 против 0.8 мас. %), а также в виде примеси в минерале отмечаются CoO, NiO, V₂O₃ (табл. 3, ан. 19, 20).

В содалите, обнаруженном в составе первичных включений в оливине оливин-флогопитовой жилки в дунитах, установлена (табл. 3, ан. 21, 22) примесь FeO (1.3–1.4 мас. %), MgO (0.1–0.3 мас. %), SO₃ (0.2–0.3 мас. %), а также высокие количества Na₂O (18.7–21.4 мас. %) и Cl (7.9–8.1 мас. %).

В редко встречаемых в дунитах мелких зернах клинопироксена расплавных включений очень мало. Они бурой окраски, изометричной или призматической формы. Содержимое тонкораскристаллизовано, представлено бесцветными и темными бесформенными дочерними фазами.

ТЕРМОМЕТРИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ И ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПРОГРЕТЫХ РАСПЛАВНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ

При прогреве первичных расплавных включений в оливине дунитов плавление дочерних фаз начиналось при 835–950°C. В температурном интервале 1090–1100°C происходило формирование газового пузыря. Полностью расплавлялись кристаллические фазы включений в диапазоне 1200–1225°C. При этих температурах нередко отмечалось перемещение газового пузыря во включениях. При дальнейшем повышении температуры газовый пузырь уменьшался и нередко происходила разгерметизация включений. Зафиксировать температуру гомогенизации удалось лишь при 1270°C. Однако температурный интервал гомогенизации содержимого включений гораздо шире, поскольку в большинстве включений газовый пузырь сохранялся при 1300°C. Прогретые “вслепую” до 1360°C и закаленные единичные сохранившиеся включения были представлены стеклом без газового пузыря. Исходя из большой вероятности разгерметизации включений при высоких температурах, мы при существенном уменьшении размеров газового пузыря нагрев включений прекращали с целью сохранения возможности выяснения химического состава их содержимого. В клинопироксене содержимое включений интенсивно начинает плавиться около 1100°C. При этом слабо различимые контуры становятся отчетливыми у множества дочерних фаз, появляется несколько газовых пузырей. Гомогенизация происходит при 1190–1200°C. Из-за малых (<5 мкм) размеров включений их химический состав не анализировался.

Химический состав прогретых и закаленных 19 включений в оливине представлен в табл. 4. Поскольку в процессе охлаждения между оливином-хозяином и расплавом включений происходит диффузионное перераспределение Fe и Mg, этот состав был нами пересчитан до достижения равновесия между ними. Пересчет проводился по методике (Danyushevsky, Plechov, 2011) с помощью программного пакета Petrolog3, которая учитывает зависимость содержания общего FeO в расплаве от железистости равновесного оливина-хозяина. За исходное значение FeOобщ в расплаве мы приняли максимальное содержание FeO в стеклах закаленных расплавных включений, которое составляет 11.93 мас. % (табл. 4, ан. 9), так как валовое содержание FeO_общ в дунитах не отражает состав исходного расплава, а определяется, главным образом, составом кумулятивных оливинов. Пересчитанный состав включений приводится также в табл. 4.

 

Таблица 3. Химический состав дочерних фаз из первичных и вторичных включений в оливине дунитов и оливин-флогопитовой жилки, мас. %

Компоненты	Клинопироксен						Флогопит					Амфибол	Нефелин				Перовскит		Магнетит		Содалит
	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	13	14	15	16	17	18	19	20	21	22
SiO2	54.45	55.22	52.44	53.56	54.93	53.83	42.37	40.12	39.41	39.60	40.52	48.63	44.09	44.05	45.60	43.32	0.45	н. п. о.	0.12	0.96	38.61	38.13
TiO2	1.58	1.35	1.33	0.95	0.97	1.07	2.49	3.00	4.82	3.18	1.87	6.26	0.12	0.47	0.03	н. п. о.	58.15	57.81	0.82	0.40	н. п. о.	н. п. о.
Al2O3	1.17	0.56	1.80	0.66	0.60	0.71	13.81	13.60	12.35	13.35	10.43	5.58	33.10	32.97	34.01	32.10	н. п. о.	н. п. о.	0.54	н. п. о.	32.41	31.29
FeO	3.01	2.63	3.04	4.43	4.44	4.23	3.26	4.09	4.59	5.61	5.87	3.42	1.15	1.22	1.10	1.14	0.73	0.66	81.15	89.76	1.40	1.33
MnO	0.01	0.05	н. п. о.	0.09	0.13	0.10	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	0.04	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	0.11	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.
MgO	15.56	16.51	16.47	14.69	15.69	14.61	23.66	23.18	21.54	21.92	24.87	19.43	0.49	0.86	0.29	0.58	0.46	н. п. о.	0.79	2.07	0.14	0.33
CaO	22.09	22.84	25.00	22.75	22.97	22.69	0.03	0.02	0.02	0.06	н. п. о.	9.15	0.19	0.17	0.07	н. п. о.	36.54	37.29	0.12	н. п. о.	0.06	0.02
Na2O	0.98	1.04	0.44	1.14	1.04	1.10	2.13	1.82	1.64	1.99	2.32	4.74	16.54	15.75	15.74	19.10	1.14	0.47	0.10	н. п. о.	18.70	21.42
K2O	0.06	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	8.19	7.59	7.77	7.20	6.70	0.99	2.05	2.10	1.80	2.24	0.03	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.
P2O5	0.06	0.09	н. п. о.	0.08	0.07	0.07	0.12	н. п. о.	0.02	н. п. о.	н. п. о.	0.04	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	0.08	н. п. о.	0.08	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.
Cl	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	7.92	8.14
SO3	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	–	0.33	0.17
Сумма	98.97	100.29	100.86*	98.35	100.84	98.41	96.36*	93.74*	94.65*	93.07*	94.25*	98.24	97.73	97.63	98.64	98.48	99.62*	98.12*	83.83	94.61*	99.57	100.83

Примечание. Породы: 1–3, 7–18, 20, 23 – неизмененные дуниты; 4–6, 19 – флогопитизированные дуниты, 21, 22 – оливин-флогопитовая жилка в дунитах. Включения: 3, 11, 16, 18, 20 – вторичные, остальные – первичные; *в том числе (мас. %): 3 – 0.34 Cr₂O₃, 7 – 0.30 BaO, 8 – 0.32 BaO, 9 – 0.33 BaO, 0.16 NiO, 10 – 0.16 BaO, 11 – 0.22 Cr₂O₃, 1.21 BaO, 0.24 NiO, 17 – 2.04 SrO, 18 – 1.95 SrO, 20 – 0.5 CoO, 0.66 NiO, 0.26 V₂O₃. н. п. о. – ниже пределов обнаружения.

 

Таблица 4. Химический состав прогретых первичных (1–9) и вторичных (10) расплавных включений в оливине дунитов, мас. %

Компоненты	1(2)	2(3)	3(3)	4(1)	5(2)	6(1)	7(3)	8(1)	9(1)	10(2)
	89.71*	89.58	89.23	89.48	89.33	89.58	88.94	88.94	89.58	86.77
	1190**	1260	1360	1300	1155	1260	1360	1360	1260	–
SiO2	40.05	39.78	39.45	38.01	39.37	40.53	41.78	41.04	43.20	46.78
TiO2	8.45	4.81	9.04	6.26	8.95	4.44	5.42	4.73	3.46	1.29
Al2O3	11.97	13.43	13.73	14.98	15.36	15.46	17.30	19.43	7.96	15.89
FeO	4.51	9.88	6.95	5.57	4.83	10.17	5.95	6.80	11.93	6.65
MnO	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.	н. п. о.
MgO	7.76	6.94	6.72	7.14	5.21	6.73	3.63	4.17	6.39	3.32
CaO	13.14	12.05	9.41	11.34	8.93	6.70	7.80	5.85	15.15	5.62
Na2O	4.72	4.45	4.89	6.44	5.26	3.92	6.42	7.97	3.04	8.94
K2O	3.10	3.41	3.76	3.68	3.25	2.17	2.83	1.73	2.66	3.27
BaO	0.09	0.17	0.14	0.26	0.12	н. п. о.	0.19	0.17	0.11	–
SrO	0.23	0.12	0.26	0.26	0.30	0.09	0.39	0.44	0.04	–
P2O5	1.48	1.56	1.48	1.98	2.02	1.88	1.89	1.39	1.16	2.08
Cl	0.09	0.07	0.11	0.15	0.14	0.04	0.86	0.38	н. п. о.	0.22
SO3	0.57	0.61	0.68	0.73	0.85	0.20	0.60	1.10	0.47	0.25
Сумма	96.16	97.28	96.68	96.80	94.59	92.33	95.07	95.24	95.57	94.31
Пересчитанный состав на равновесие с оливином-хозяином
SiO2	40.6	40.84	40.35	38.96	40.79	43.21	42.91	42.49	44.81	–
TiO2	6.98	4.25	7.72	5.34	7.18	3.95	4.29	3.89	3.14	–
Al2O3	9.9	11.88	11.72	12.77	12.32	13.75	13.7	15.97	7.22	–
Fe2O3	1.7	1.76	1.48	1.75	1.4	1.35	1.51	1.42	2.09	–
FeO	10.41	10.35	10.6	10.36	10.68	10.72	10.58	10.69	10.05	–
MgO	11.87	11.93	11.37	10.85	12.01	13.98	11.99	11.6	12.74	–
CaO	10.86	10.65	7.98	9.67	7.16	5.96	6.17	4.81	13.74	–
Na2O	3.9	3.94	4.16	5.49	4.22	3.49	5.11	6.55	2.76	–
K2O	2.56	3.01	3.24	3.14	2.6	1.93	2.24	1.42	2.41	–
P2O5	1.22	1.38	1.26	1.69	1.62	1.67	1.5	1.14	1.05	–
Травн, °C	1357	1363	1365	1369	1373	1389	1383	1400	1347	–

Примечание. Включения: 1–8 первичные, 9 – мнимовторичное (?), 10 – вторичные; в скобках – количество включений. Т_равн, °C – равновесная температура оливина с расплавом. В сумме также учтено присутствие в стекле включений Cr2O3 (выделено жирным): 3 – 0.06 мас. %, 7 – 0.01 мас. %, 8 – 0.04 мас. %. н. п. о. – ниже пределов обнаружения.

*Состав оливина Fo, **Т_гом, °C.

 

В целом пересчитанный химический состав законсервированных в оливине первичных расплавных включений (табл. 4, ан. 1–8) близок к составу оливиновых меланефелинитов: он малокремнистый (39–43.2 мас. % SiO₂), обогащен титаном (3.9–7.7 мас. % TiO₂), глиноземом (9.9–16 мас. % Al₂O₃), кальцием (4.8–10.9 мас. % CaO), щелочами (5.1–9.7 мас. %) при преобладании Na над K. Расплав содержит также заметные количества фосфора (1.14–1.69 мас. % P₂O₅), бария (0.09–0.26 мас. % BaO), стронция (0.1–0.44 мас. % SrO), 0.2–1.1 мас. % SO3 и 0.07–0.86 мас. % Cl. С помощью методов SIMS в стекле включений установлено также 0.59 мас. % F и 0.54 мас. % H₂O. Недостающая до 100 мас. % сумма компонентов, по-видимому, отражает количество CO₂ в расплаве.

Среди прогретых мнимовторичных включений в оливине обнаружены единичные разности, имеющие пикрито-базальтовый состав (табл. 4, ан. 9). По сравнению с вышеописанными, включения содержат больше SiO₂ (44.8 мас. %) и CaO (13.7 мас. %) и меньше Al₂O₃ (7.22 мас. %) и щелочей (5.17 мас. %).

Единичные проанализированные вторичные включения в оливине имеют нефелинитовый состав. Он включает (в мас. %): 46.78 SiO₂, 15.89 Al₂O₃, 6.65 FeO, 3.32 MgO, 5.62 CaO, 8.94 Na₂O, 3.27 K₂O (табл. 4, ан. 10).

ГЕОХИМИЯ ДУНИТОВ, ОЛИВИНА И СТЕКОЛ РАСПЛАВНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ В МИНЕРАЛАХ

Распределение и количество микроэлементов в рассматриваемых породах, оливине и стеклах расплавных включений в минералах, как показали наши исследования и опубликованные данные (Соболев и др., 2009; Симонов и др., 2016), очень неравномерное.

Оливин практически не содержит редкие и редкоземельные элементы, согласно результатам ионного зонда, поскольку все редкоземельные элементы концентрируются в расплаве (табл. 5, ан. 2). В оливине в незначительном количестве были обнаружены (г/т): Cr 411, Ti 247, V 14.8, Rb 12.4, Sr 0.715, Zr 0.425, Y 0.208 и Yb 0.088. Также, судя по коэффициентам распределения, все вышеперечисленные элементы в большей степени накапливаются в расплаве, кроме Cr, который частично накапливается в оливине.

Расплавные включения в оливине дунитов существенно обогащены некогерентными элементами (табл. 5, ан. 3): LILE и LREE у них на два порядка и даже несколько больше превышают мантийные значения, а от Gd до Yb их концентрации постепенно снижаются на один порядок. Спектры распределения некогерентных элементов (рис. 3), нормализованных к примитивной мантии, имеют отрицательный наклон с отрицательными аномалиями K, Hf и Y и крупными положительными аномалиями Nb и Gd. Обогащенность LREE и отрицательный наклон спектров распределения некогерентных элементов в расплавах косвенно свидетельствует о небольшой степени плавления мантийного источника с сохранением в рестите граната.

Содержания же некогерентных элементов в стеклах включений из хромшпинелидов (Симонов и др., 2016) в 1.5–3 раза ниже, чем в таковом из оливина.

В дунитах содержание некогерентных элементов ниже, чем в расплавах, законсервированных во включениях из оливинов, но оно также довольно высокое для HFSE и LREE и превышает в несколько раз (для Nb, Ta на порядок) мантийные значения (табл. 5, ан. 1). Содержания же HREE в породе ниже мантийных значений. Спектры распределения редких элементов, нормированные на примитивную мантию, имеют куполовидную форму в области распространения HFSE и LREE, а от Gd к Yb образует отрицательный наклон. На кривой распределения некогерентных элементов отмечаются крупные положительные аномалии Ta и Ti и небольшие отрицательные аномалии Sr и Hf (рис. 3).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

При рассмотрении полученных результатов изучения состава расплавных включений в оливине дунитов и химического состава породообразующих минералов и дочерних фаз из включений были выявлены как черты их сходства, так и различия с таковыми в гулинских меймечитах, щелочных пикритоидах и оливиновых меланефелинитах (Васильев, Золотухин, 1975; Соболев, Слуцкий, 1984; Соболев и др., 2009; Панина, Моторина, 2013; Симонов и др., 2016; Васильев и др., 2017).

1. Оливин во всех рассматриваемых гулинских породах является высокомагнезиальным, содержит примеси Ni, Cr, Ca. В меймечитах и щелочных пикритоидах встречается оливин состава Fo_93–80.6, в дунитах и оливиновых меланефелинитах – Fo_90–83. Клинопироксен в дунитах представлен диопсидом и субкальциевым диопсидом, в меймечитах – диопсидом и диопсид-авгитом, в щелочных пикритоидах – субкальциевым авгитом, а в оливиновых меланефелинитах – фассаитом. Все клинопироксены в гулинских ультрабазитах обогащены Na и содержат примесь Ti. Самые высокие количества TiO₂ (3.3–5.65 мас. %) присутствуют в клинопироксенах щелочных пикритоидов, самые низкие (0.5–1.8 мас. %) – дунитов. В клинопироксенах дунитов и меланефелинитов содержится 0.34–0.42 и 0.5 мас. % Na₂O соответственно. А в меймечитах и щелочных пикритоидах количество Na₂O в клинопироксене более высокое, до 0.75 мас. %. Вместе с тем дочерний клинопироксен из включений в оливине дунитов и меланефелинитов имеет самое высокое содержание Na₂O (1–1.14 и 0.8 мас. % соответственно). Флогопит в дунитах и меланефелинитах содержит примерно одинаковое количество Na₂O (0.7–1.5 и 0.7–0.9 мас. % соответственно) и TiO₂ (4–5.4 и 5.2 мас. % соответственно) при более высокой примеси BaO во флогопите меланефелинитов (3.75 против 0.32–0.42 мас. %). Нефелин из включений в оливине дунитов и меланефелинитов, так же как и породообразующий нефелин меланефелинитов, содержит незначительную примесь CaO (до 0.22 мас. %), тогда как в дочернем нефелине из оливина щелочных пикритоидов ее количество достигает до 1.35 мас. %. Титаномагнетиты в дунитах и меланефелинитах близки по составу и отличаются от такового в меймечитах. В них соответственно отмечается, в мас. %: 14.45 и 16.35 против 20.39 TiO₂, 1.7 и 3.03 против 0.08 Cr2O3. Создается впечатление, что породообразующие минералы и дочерние фазы из включений в дунитах и меланефелинитах кристаллизовались из расплавов близкого состава, тогда как при кристаллизации минералов в меймечитах и щелочных пикритоидов состав исходных расплавов был другой.

2. Результат изучения первичных расплавных включений свидетельствует, что дуниты Гулинского плутона образовались из обогащенной P, Ba, Sr, Ce, S оливин-меланефелинитовой магмы, содержащей в среднем, в мас. %: 42.21 SiO₂, 5.45 TiO₂, 12.75 Al₂O₃, 11.93 FeO, 11.95 MgO, 7.91 CaO, 4.61 Na₂O, 2.52 K₂O. Кристаллизация оливина из магмы осуществлялась при температурах, превышающих 1260°C. Содержимое вторичных включений в оливине отвечало составу нефелинитовых расплавов, которые, вероятнее всего, являлись дифференциатами оливин-меланефелинитовой магмы. Вместе с тем в редких случаях было зафиксировано, что состав расплавов, законсервированных, возможно, в мнимовторичных включениях, является более высококремнистым (44.8 мас. % SiO₂), более известковистым (13.7 мас. % CaO), менее глиноземистым (7.2 мас. % Al₂O₃) и менее щелочным (5.2 мас. %). Он близок к составу пикритоидных расплавов и не может быть как исходным для меланефелинитовой магмы, так и ее дифференциатом. Подобные расплавы, в мас. %: 45–49.6 SiO₂, 3.6 TiO₂, 7.4–8 Al₂O₃, 12.3–13 FeO, 7.9–12.6 MgO, 10.5–11 CaO, 2 Na₂O, 2 K₂O), были зафиксированы при изучении включений в хромшпинелидах гулинских дунитов (Симонов и др., 2016). Расчетным путем было показано, что пикробазальтовые расплавы, из которых в температурном интервале 1420–1360°C кристаллизовались хромшпинелиды, могли возникнуть при эволюции пикрито-меймечитовой магмы вследствие внутрикамерной кристаллизации из нее оливина в диапазоне 1500–1380°C (Симонов и др., 2016). Вероятнее всего, присутствие пикрито-меймечитовых законсервированных расплавов в оливине дунитов является результатом их смешивания с оливин-меланефелинитовой магмой на поздней стадии кристаллизации минерала.

 

Рис. 3. Мультиэлементные спектры распределения несовместимых элементов в дуните и стекле первичных расплавных включений в оливине, нормированные к примитивной мантии (McDonough, Sun, 1995).

 

Таблица 5. Петрохимический (мас. %) и микроэлементный (г/т) состав дунита, оливина и стекла включений в оливине и хромшпинелидах

Компоненты	Дунит	Оливин	Стекло включений
			в оливине	в хромшпинелиде
	1	2	3	4
SiO2	39.09	40.37	40.04	49.22
TiO2	0.46	н. п. о.	8.45	3.36
Al2O3	0.61	н. п. о.	11.97	8.19
FeOобщ	10.56	9.92	4.51	11.59
MnO	0.17	0.22	0.06	0.12
MgO	44.44	48.50	7.71	8.27
CaO	1.07	0.28	13.13	11.68
Na2O	0.04	0.03	4.71	2.20
K2O	0.15	–	3.10	1.99
BaO	–	–	0.09	0.00
SrO	–	–	0.22	0.00
P2O5	0.04	–	1.48	0.76
Cl	–	–	0.09	0.00
SO3	0.00	–	0.58	0.00
F	–	–	0.59	0.00
H2O	–	–	0.54	0.00
Сумма	99.48*	99.32	97.27	98.20*
K	–	–	41400	–
Cr	–	411	652	–
V	–	14.8	234	321
Rb	2.3	12.4	88.6	61.8
Ba	36.9	–	1460	968
Th	0.69	–	20.9	7.48
U	0.18	–	7.08	1.97
Ta	0.44	–	11.8	5.05
Nb	7.51	–	305	111
La	6.41	–	235	92.2
Ce	13.2	–	508	204.11
Sr	90.3	0.715	3460	1465
Nd	6.08	–	240	96.24
Sm	1.03	–	45.7	18.41
Hf	0.75	–	22.6	0
Zr	32.5	0.425	1100	696
Eu	0.31	–	22.4	5.17
Gd	0.77	–	120	14.59
Dy	0.5	–	19.9	8.48
Ti	3326	247	54300	–
Y	1.96	0.203	70.8	30
Er	0.19	–	9.64	3.87
Yb	0.15	0.088	8.91	2.11

Примечание. *В том числе (мас. %): в дунитах – 0.587 Cr₂O₃, 0.318 NiO, П.п.п. – 1.94; в стекле включений из хромшпинелида – 0.82 Cr₂O₃. Данные: 1 – средние по (Соболев и др., 2009), 4 – средние по (Симонов и др., 2016).

 

Рис. 4. Бинарная диаграмма зависимости главных оксидов от SiO₂ (в мас. %) в закаленных стеклах расплавных включений в оливине и хромшпинелиде ультраосновных пород Гулинского плутона: 1 – в оливине дунитов, 2 – в оливине мелилитовых меланефелинитов (Васильев и др., 2017), 3 – в хромшпинелиде дунитов (Симонов и др., 2016), 4 – в оливине меймечитов (Соболев и др., 2009), 5 – в оливине пикритов (Панина, Моторина, 2013), 6 – в оливине кугдитов (Расс, Плечов, 2000).

 

На бинарной диаграмме на основе SiO₂ (рис. 4) составы расплавов из включений в оливине дунитов образуют обособленные поля среди составов включений из оливина других ультрабазитов массива. Они отличаются от таковых в меймечитах (Соболев и др., 2009) и щелочных пикритовых порфиритов (Панина, Моторина, 2013) по более высоким содержаниям Al₂O₃, Na₂O и низким MgO, FeO, но имеют с ними довольно близкие содержания CaO, K₂O, TiO₂. Состав прогретых включений в хромшпинелидах дунитов (Симонов и др., 2016) содержит гораздо больше SiO₂, FeO, MgO и меньше Al₂O₃, щелочей, TiO₂ и довольно близок к высококремнистым мнимовторичным включениям пикробазальтового состава в оливинах дунитов. Наиболее близкий состав включения в оливине дунитов имеют с таковыми в оливине гулинских мелилитовых меланефелинитов (Васильев и др., 2017): составы перекрываются по Al₂O₃, щелочам, TiO₂, частично CaO, отличаясь лишь более низким содержаниям FeO и MgO. Довольно близкий состав по K₂O, Al₂O₃, FeO, TiO₂ включения в оливине дунитов имеют с включениями в оливине гулинских кугдитов (Расс, Плечов, 2000). Полученные результаты, вероятнее всего, свидетельствуют о том, что формирование оливина дунитов происходило из меланефелинитовой магмы при некотором участии меймечитовых и щелочных пикритоидных расплавов в связи с их вероятным подтоком по рифтовым разломам и последующим некоторым смешением в промежуточной камере.

3. Распределение некогерентных элементов в законсервированных минералах расплавов не противоречит этому выводу. В оливине дунитов расплавные включения содержат очень высокое количество некогерентных элементов, превышающих на два порядка и более мантийные значения, что указывает на недеплетированный характер мантийного источника. Оно заметно выше такового в оливине щелочных пикритоидов (Панина, Моторина, 2013) и меймечитов (Соболев и др., 2009) и довольно близко к стеклам включений в клинопироксене меланефелинитов (Панина, Моторина, 2013). Если учесть, что большинство редких и редкоземельных элементов несовместимы с оливином и остаются в расплаве при его кристаллизации, а в клинопироксене они концентрируются и обедняют остаточный расплав, то количество редких и редкоземельных элементов в расплаве, из которого кристаллизовался оливин меланефелинитов, будет не меньше, а возможно, и больше, чем в расплаве, законсервированном в оливине дунитов. На спайдердиаграмме (рис. 5), нормированной к примитивной мантии, спектры стекол включений в оливине дунитов занимают самое высокое положение. Ниже них располагаются спектры включений, законсервированных в клинопиркосене меланефелинитов, а еще ниже – спектры включений в оливине щелочных пикритоидов и меймечитов, а также спектры включений в хромшпинелиде дунитов. Однако последние занимают более высокое положение по содержаниям LILE и LREE и более низкое положение по HREE, по сравнению с таковыми включений в оливине щелочных пикритоидов и меймечитов. Все спектры распределения некогерентных элементов имеют отрицательный уклон. Конфигурация спектра включений в оливине дунитов практически повторяет таковую в клинопироксене меланефелинитов: для них характерны положительные аномалии Nb, Gd и отрицательные K, Sr, Hf, Y. Спектры расплавов, законсервированных в оливине меймечитов и хромшпинелидов дунитов, более плавные с отсутствием крупных положительных и отрицательных (кроме K и Y) аномалий.

4. Индикаторные отношения некогерентных элементов в законсервированных в оливине ультрабазитов расплавов позволяют получить информацию о магматических источниках, их глубине, степени плавления и различиях в составе (Cullers, Graf, 1984; Nash, Crecraft, 1985; Salters, Longhi, 1999; Скляров и др., 2001). Так, Nb/U = 43 в законсервированных расплавах из оливина дунитов свидетельствует об участии в магмообразовании мантийного источника. Отношение Ti/Zr = 49.36 в таковых говорит о более низкой степени плавления мантийного субстрата, чем при выплавлении меймечитовых расплавов, у которых Ti/Zr = 77.6 (Соболев и др., 2009), поскольку увеличение значений отношения свидетельствует об увеличении степени плавления (Hofmann, 1997). При этом при выплавлении расплавов в обоих источниках в рестите оставался гранат, о чем свидетельствуют значения Ti/Y законсервированных расплавов в оливине дунитов (Ti/Y = 766.65) и меймечитов (Ti/Y = 996.4) (Соболев и др., 2009). Кроме того, эти значения свидетельствуют о больших глубинах мантийного источника у меймечитов, по сравнению с таковым у дунитов. Значение Ti/Y меньше 530 говорит о малых глубинах источника и присутствии в нем шпинели (Скляров и др., 2001). О различиях в составе магматических источников до процессов субдукции обычно судят по значениям отношения двух несовместимых элементов (Скляров и др., 2001). Считают, что эти значения отношения будут сохраняться неизменными в ходе частичного плавления и фракционной кристаллизации. Согласно полученным данным, в расплавах, законсервированных в оливине дунитов, значения составляют: Ta/Yb = 1.32, Th/Yb = 2.34, а в таковых в оливине меймечитов (Соболев и др., 2009) – 3.21 и 4.38 соответственно. Следовательно, можно сделать вывод, что мантийные источники у меймечитов и дунитов были разные: располагались на разных глубинах, имели различный состав и различную степень выплавления исходных магм.

 

Рис. 5. Мультиэлементные спектры распределения несовместимых элементов в стеклах расплавных включений в минералах ультраосновных пород Гулинского плутона, нормированные к примитивной мантии (McDonough, Sun, 1995): 1 – в оливине дунитов, 2 – в хромшпинелиде дунитов (Симонов и др., 2016), 3 – в оливине меймечитов (Соболев и др., 2009), 4 – в клинопироксене меланефелинитов (Панина, Моторина, 2013), 5 – в оливине пикритов (Панина, Моторина, 2013).

 

ВЫВОДЫ

1. Дуниты Гулинского плутона образовались из меланефелинитовой магмы в результате кристаллизации оливина выше 1260°C и его гравитационной отсадки. Расплавы были обогащены летучими компонентами – CO₂, S, F, H₂O, а также незначительно Cl.

2. Кристаллизация хромшпинелидов начиналась из пикрито-меймечитовой магмы и заканчивалась при ее смешении с меланефелинитовыми расплавами. Общность положения магма-контролирующих долгоживущих рифтовых разломов и их неоднократно повторяющаяся активизация способствовали поступлению этих разных родоначальных магм в промежуточные очаги, где происходило их смешивание и кристаллизация.

3. Исходя из высокого уровня концентрации некогерентных элементов в законсервированных расплавах и их индикаторным отношениям, магматические источники для меланефелинитовой и меймечитовой магм располагались в области неистощенной мантии, подвергались частичному плавлению с сохранением в рестите граната. При этом магмогенерация меланефелинитовых расплавов, по сравнению с меймечитовой магмой, происходила при более низкой степени плавления мантийного субстрата и на меньшей глубине.

Благодарности. Авторы выражают искреннюю благодарность И.П. Солововой и анонимному рецензенту, уделившим много внимания обсуждению и критическим замечаниям по содержанию статьи.

Источники финансирования. Работа выполнена по Государственному заданию ИГМ СО РАН (№ 122041400312-2).

About the authors

Liia I. Panina

Sobolev Institute of Geology and Mineralogy Siberian Branch of Russian Academy of Sciences

Email: panina@igm.nsc.ru
Russian Federation, Novosibirsk

Aleksandra T. Isakova

Sobolev Institute of Geology and Mineralogy Siberian Branch of Russian Academy of Sciences

Email: atnikolaeva@igm.nsc.ru
Russian Federation, Novosibirsk

Elena U. Rokosova

Sobolev Institute of Geology and Mineralogy Siberian Branch of Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: rokosovae@igm.nsc.ru
Russian Federation, Novosibirsk

References

Supplementary files