Jadeitite in metalherzolite of the El’denyr Massif, Chukotka: Mechanism and setting of its formation

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Жадеититы, к которым относят редкие породы, содержащие более 90% (Harlow et al., 2015) или более 75% (Hertvig et al., 2021) жадеита, обычно присутствуют в виде отдельных блоков в серпентинитовых меланжах, содержащих также блоки альбититов и пород, претерпевших метаморфизм высокого давления–низкой температуры, – гранатовых амфиболитов, эклогитов, голубых сланцев и др. (Harlow, Sorensen, 2005; Sorensen et al., 2006; Tsujimori, Harlow, 2012). Жадеититы также слагают жилы или дайки в серпентинитах, при этом характерна ассоциация жадеититов с антигоритовыми серпентинитами (Harlow, Sorensen, 2005). Формирование жадеититов, антигоритовых серпентинитов и ассоциирующих с ними метаморфических пород связывается с интенсивным потоком флюидов над активной зоной субдукции, которые попадали в перидотиты мантийного клина и в пластины океанической литосферы, инкорпорированные в меланж зоны субдукции (Sorensen et al., 2006; Harlow et al., 2015). При этом формирование жадеититов связывается либо с метасоматическим преобразованием пород несерпентинитового состава, либо с непосредственной кристаллизацией жадеита и ассоциирующих с ним минералов из гидротермального флюида, насыщенного жадеитом (Harlow, 1994; Yui et al., 2010; Tsujimori, Harlow, 2012). Последний механизм считается более распространенным (Harlow et al., 2015). Однако установление механизма формирования жадеититов затрудняется крайней немногочисленностью мест находок этих пород (в сводке из работы (Tsujimori, Harlow, 2012) отмечено лишь девятнадцать таких местонахождений в мире), недостаточной изученностью или задокументированностью некоторых из них, неоднозначностью интерпретаций структурных взаимоотношений минералов в жадеититах, а также обычным отсутствием очевидных реликтов протолитов этих пород.

В настоящей статье представлены первые данные по петрографии, минералогии и геохимии жадеититов, установленных в Эльденырском массиве Усть-Бельского террейна (Чукотка), вмещающих их металерцолитов и амфиболитовых включений в жадеититах. На основании этих данных обсуждается вероятный механизм и обстановка формирования жадеититов.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Эльденырский массив был выделен как отдельный тектонический блок в составе Усть-Бельского террейна, который считался офиолитовым (Пинус и др., 1973; Дмитренко и др., 1990; Palandzhyan, Dmitrenko, 1996). Согласно современным представлениям, детально изложенным в работах (Ledneva et al., 2019; Moiseev et al., 2023), этот террейн рассматривается как сложный аллохтон с серпентинитовым меланжем в основании, надвинутый на сеноман-туронские и сантонские вулканогенно-терригенные породы Алганского террейна Анадырско-Корякского складчатого пояса. Фактически Усть-Бельский террейн представляет собой пакет тектонических пластин, круто падающих на запад–северо-запад (рис. 1). Отдельные пластины сложены плутоническими, вулканическими, вулканогенно-осадочными и осадочными породами разных возрастов от позднего неопротерозоя до раннего мела. Ультрамафиты террейна сильно различаются по первичной минералогии и модальному минеральному составу и представлены шпинелевыми лерцолитами, гарцбургитами, дунитами, пироксенитами, хромититами, роговообманковыми перидотитами и горнблендитами (Пинус и др., 1973; Дмитренко и др., 1990; Sokolov et al., 2003; Паланджян, 2010; Базылев и др., 2009, 2010). Для части пород характерна интенсивная антигоритизация.

 

Рис. 1. Упрощенная схема геологического строения Усть-Бельских и севера Алганских гор (Леднева и др., 2012); составлена с использованием оригинальных данных и по материалам работ (Александров, 1978; Некрасов и др., 2001; Sokolov et al., 2003). 1 – автохтон, вулканогенно-осадочные отложения Алганской зоны (верхняя юра–нижний мел); 2–6 – аллохтон; 2 – осадочные отложения (верхняя юра–нижний мел), 3 – известняки (нижний карбон), вулканогенные и терригенные отложения (средний–верхний девон); 4, 5 – породы Усть-Бельского и Эльденырского массивов, в том числе 4 – ультрамафиты реститовые и кумулятивные (нерасчлененные) и офиолитовые меланжи неустановленного возраста, 5 – преимущественно габброиды (поздний рифей, граница венда–кембрия); 6 – неоавтохтон, осадочные толщи и молассы (сеноман, олигоцен–миоцен); 7 – предполагаемый надвиг, разделяющий образования автохтона и аллохтона; 8 – крупные разломы; 9 – стратиграфические контакты.

Места отбора жадеитита и изученных ранее (Ledneva et al., 2019) высоко-Р метаморфических пород отмечены стрелками: 1 – обр. EL8-78, жадеитит, 2 – обр. UB8-13, гранатовый амфиболит, 3 – обр. UВ7-60, альбит-цоизит-парагонит-паргаситовая порода.

На врезке показано положение Усть-Бельского террейна на схеме тектонического районирования региона (Соколов, 2003), расположение офиолитовых комплексов и меланжей приведено по работе (Марков и др., 1982): 1 – палеоген–четвертичные отложения чехла, 2–5 – террейны с преобладанием комплексов: 2 – островодужных, 3 – аккреционных призм, 4 – океанических, в том числе вулканических дуг, 5 – терригенных; 6 – ультрамафит-мафитовые комплексы, преимущественно офиолиты и меланжи; 7 – сдвиги; 8 – надвиги. Террейны: УБ – Усть-Бельский, ГА – Ганычаланский, АМ – Айнынско-Майницкий, АЛ – Алганский, ВЛ – Великореченский, МА – Майницкий, АВ – Алькатваамский, ЭК – Эконайский, ЯН – Янранайский, УК – Укэлаятский и ОЛ – Олюторский; ОЧВП – Охотско-Чукотский вулканический пояс.

 

Эльденырский массив представляет собой тектоническую пластину размером 15 × 9 км, сложенную преимущественно мантийными шпинелевыми лерцолитами, в резко подчиненном количестве в массиве присутствуют также шпинелевые гарцбургиты и дуниты (Дмитренко и др., 1990; Sokolov et al., 2003; Паланджян, 2010; Базылев и др., 2010). Для преобладающих шпинелевых лерцолитов массива характерны низкая хромистость первичных хромшпинелидов (Cr# = Cr/(Cr + Al), 0.15–0.20), интервал магнезиальности (Mg# = 100Mg/(Mg + + Fe)) первичных оливинов 90.2–91.1 и умеренно-высокие содержания натрия в клинопироксенах (0.66–0.99 мас. % Na₂O) при крайне низких содержаниях в них титана (0.08–0.15 мас. % TiO₂) (Базылев и др., 2010). По высокой величине Na₂O/TiO₂ в клинопироксенах (5–10), являющейся индикатором высокобарического режима частичного плавления мантийного источника, не свойственного перидотитам срединно-океанических хребтов (СОХ) (Bazylev et al., 2009), шпинелевые лерцолиты Эльденырского массива близки к перидотитам, представляющим субконтинентальную литосферную мантию (“орогенным лерцолитам”). В перидотитах Эльденырского массива (как и в перидотитах Усть-Бельского массива) широко проявлена антигоритизация с развитием оливин-диопсид-антигоритовых пород (Паланджян, 2010), особенно интенсивная в его краевых частях, при этом в его центральной части участками сохранились практически несерпентинизированные шпинелевые лерцолиты.

В 1981 г. в Эльденырском и Усть-Бельском массивах были обнаружены валунные россыпи жадеититов (Киевленко, 2001), но каких-либо данных по ним не опубликовано.

 

Рис. 2. Структура жадеитита и включения в нем: (а, в) – в проходящем свете; (б, г) – в поляризованном свете; (д, е) – в обратнорассеянных электронах (BSE).
На этом рисунке и по тексту использованы следующие аббревиатуры (Warr, 2021): Act – актинолит, Aeg-Aug – эгирин-авгит, Anl – анальцим, Atg – антигорит, Awr – аваруит, Di – диопсид, Eck – экерманнит, Fchr – феррит-хромит, Hzl – хизлевудит, Jd – жадеит, K-Rct –K-содержащий рихтерит, Mktp – магнезиокатофорит, Mag – магнетит, Muc – маухерит, Ol – оливин, Omp – омфацит, Pct – пектолит, Pn – пентландит, Po – пирротин, Px – пироксен, Rct – рихтерит, Spl – шпинель.

 

Исследованные нами жадеититы слагают жилу мощностью около 20 см, прослеживающуюся на протяжении нескольких метров в глыбах металерцолитов (обр. EL8-77) из делювиального шлейфа на юго-западном краю Эльденырского массива (172^о17.225ʹ в.д., 64^о51.109ʹ с.ш.). Строение жилы незональное, контакт с вмещающими металерцолитами ровный, без видимой зональности на контакте. Жадеититы (обр. EL8-78) представляют собой массивные мелкозернистые породы молочно-белого цвета с зеленоватым оттенком. На отдельных участках в жадеититах присутствуют изометричные или округлые светло-зеленые включения или обособления размером до 2–3 см (обр. EL8-78a) (рис. 2a, 2б), природа которых вызывает особый интерес.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Петрография пород изучалась в прозрачно-полированных шлифах на оптическом микроскопе в проходящем и отраженном свете, а также в обратнорассеянных электронах на сканирующем электронном микроскопе (СЭМ) TESCAN MIRA3 в ГЕОХИ РАН (Москва). Исследование шлифов на СЭМ сопровождалось массовыми определениями составов минералов энергодисперсионным методом. Микроанализы проводились в точке при ускоряющем напряжении 20 кВ с накоплением 1 млн импульсов, а также при сканировании участков шлифов в растре. Обработка спектров выполнена в программе AZtec. Составы минералов определялись также на микрозонде Cameca-SX100 в Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН при ускоряющем напряжении 15 кB и токе зонда 30 нА и на микрозонде Jeol JXA8200 SuperProbe в Институте химии им. Макса Планка (г. Майнц, Германия) при ускоряющем напряжении 15 кB и токе зонда 30 нА. В обоих случаях использовались натуральные минеральные стандарты Смитсониановского института (Jarosewich et al., 1980). Систематического расхождения между составами минералов, определенными микрозондовым и энергодисперсионным методами, не выявлено, за исключением некоторого занижения суммы оксидов в анализах ЭДС, что, однако, не искажает стехиометрии минералов. В таблицах приведены средние составы минералов, рассчитанные по точечным определениям разными методами без нормализации.

Для измерения валового состава жадеитита его проба (куски сантиметрового размера без включений) была измельчена в щековой дробилке, квартована и истерта в агатовой ступке; пробоподготовка производилась в ГЕОХИ РАН. Содержания петрогенных элементов определялись рентгенофлюоресцентным методом на спектрометре Phillips PW-1600 в ГЕОХИ РАН с калибровкой по российским и международным стандартам. Содержания редких элементов определялись методом ICP-MS на приборе Finnigan Element XR в МГУ им. М.В. Ломоносова.

ПЕТРОГРАФИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ

Жадеитит (обр. EL8-78)

Текстура породы массивная, хотя на отдельных участках шлифа просматривается слабая директивность по преимущественной ориентации удлиненных омфацит-жадеитовых агрегатов (рис. 2в). Структура основной массы породы, сложенной жадеитом при подчиненном развитии анальцима и пектолита, неравнозернистая, мелко-среднезернистая, гипидиоморфная (рис. 2г). Омфацит присутствует преимущественно в обособленных омфацит-жадеитовых агрегатах, обычно удлиненных, размером 0.1–0.4 мм × 0.5–1 мм, с нечеткими границами (рис. 2д, 2е). В проходящем свете (рис. 2в) эти агрегаты плохо различимы – они выглядят мутными, буроватыми, а в поляризованном свете (рис. 2г) выглядят как зерна омфацита с однородным, реже волнистым или мозаичным погасанием. На изображениях в обратнорассеянных электронах, где эти агрегаты различимы лучше, видно, что удлинение омфацит-жадеитовых агрегатов имеет предпочтительную ориентировку (рис. 2д), которая вблизи включения субпараллельна контакту жадеитита с включением, но вдоль контакта сильно варьирует (рис. 2б).

 

Рис. 3. Детали структуры жадеитита (BSE): (а) – микрозернистые омфацит-жадеитовые агрегаты в мелко-среднезернистой жадеит-анальцим-пектолитовой основной массе жадеитита; (б) – призматические зерна пектолита в анальциме; (в) – агрегат идиоморфных концентрически-зональных зерен жадеита с анальцимовыми интерстициями, нарастающий на микрозернистый омфацит-жадеитовый агрегат; (г) – микроструктура омфацит-жадеитового агрегата с проявленной резорбцией зерен омфацита; (д) – укрупненное призматическое зерно омфацита с включениями жадеита на краю омфацит-жадеитового агрегата; (е) – форма выделений акцессорного Ba-Ti-Si минерала.

 

Структура омфацит-жадеитовых агрегатов микрозернистая, а омфацит и жадеит представлены мелкими (преимущественно до 10–30 мкм) изометричными зернами, часто без четких границ (рис. 3а, 3г, 3е). Жадеит в составе агрегатов преобладает, а некоторые зерна омфацита выглядят корродированными (рис. 3г). В краевых частях агрегатов отмечается некоторое укрупнение зерен омфацита (до 100 мкм) (рис. 3а, 3б, 3д, 3е), при этом зерна приобретают таблитчатый габитус. Обычно зерна омфацита в агрегатах обрастают (или замещаются) жадеитом, но отмечены и обратные соотношения – ядра жадеита в таблитчатых омфацитовых зернах (рис. 3д). Составы омфацитов в агрегатах имеют невысокие содержания титана (0.06–0.26 мас. % TiO₂) (табл. 1) и умеренные содержания эгиринового компонента, рассчитанные согласно (Morimoto et al., 1988), до 15 мас. % (рис. 4). При этом содержания жадеитового компонента в омфацитах довольно сильно и закономерно варьируют (рис. 4): мелкие (преимущественно до 20 мкм) ксеноморфные (резорбированные) зерна имеют пониженные содержания жадеитового компонента (Х_Jd/(Х_Jd + Х_Qz) < 0.5 (генерация Ca-Omp в табл. 1)), а укрупненные и более идиоморфные зерна омфацита, в том числе и нарастающие на жадеит, – повышенные содержания (Na-Omp в табл. 1). Конфигурация сольвуса жадеит-омфацит (Green et al., 2007) исключает возможность равновесности Ca-омфацитов с жадеитом.

 

Рис. 4. Составы пироксенов. Na-Omp и Ca-Оmp из жадеитита, остальные из включения в жадеитите. Составы жадеитов (не содержащих эгиринового компонента) не нанесены.

 

Таблица 1. Составы минералов и валовый состав жадеитита (обр. EL8-78)

Компоненты	Jd1	Jd2	Anl	Pct	Na-Omp	Ca-Omp	Acc*	Порода	Порода
	11	19	5	4	13	18	12	(EDS)	(XRF)
SiO2	57.88	58.58	47.11	54.18	55.74	55.44	25.70	58.08	58.26
TiO2	0.08	0.10	0.00	0.01	0.14	0.16	25.94	0.16	0.18
Al2O3	20.72	23.37	26.40	0.02	12.47	9.98	0.29	22.60	22.87
FeO	1.56	1.06	0.04	0.20	4.05	4.40	0.40	1.34	1.36
MnO	0.02	0.01	0.01	0.13	0.10	0.09	0.00	0.02	0.02
MgO	2.29	0.81	0.00	0.10	6.81	8.62	0.08	1.51	1.63
CaO	3.30	1.15	0.02	32.34	10.49	12.83	0.12	2.22	2.67
Na2O	12.65	14.15	15.05	9.17	8.49	7.13	2.36	13.83	12.91
K2O	0.00	0.01	0.08	0.01	0.01	0.01	0.05	0.03	0.08
Cr2O3	0.00	0.01	0.01	0.00	0.01	0.01	0.04	0.20	0.01
NiO	0.01	0.00	0.00	0.01	0.01	0.02	0.00	0.00	0.01
SrO							0.51
BaO							33.29
Сумма	98.50	99.23	88.73	96.15	98.33	98.69	88.78	100.00	100.00

Примечание. Acc – Ba-Ti-Si акцессорный минерал. Компоненты здесь и в последующих таблицах даны в мас. %.

 

На микрозернистые жадеит-омфацитовые агрегаты нарастают крупные (0.2–0.8 мм) чистые идиоморфные зерна жадеита и их массивные агрегаты, слагающие основную массу породы (рис. 3а–3в). Зерна жадеита обнаруживают в шлифе призматические, ромбические и квадратные сечения, типичное удлинение зерен 1 : 5. В центральных частях некоторых зерен жадеита присутствуют мелкие омфацит-жадеитовые агрегаты или отдельные зерна омфацита. Зерна жадеита обнаруживают нерегулярную, часто концентрическую зональность, при этом в ядрах зерен обычно присутствуют несколько более светлые (в BSE) однородные участки, обогащенные кальцием, магнием и железом (рис. 3а–3в) (генерация Jd1 в табл. 1). Однако встречаются зерна и с обратной зональностью, где темные зерна жадеита имеют несколько более светлую кайму (рис. 3в). В составе агрегатов на непосредственном контакте с омфацитом жадеит также содержит повышенные содержания кальция, магния и железа (в среднем X_Jd /(X_Jd + X_Quad) = 0.85 ± 0.02, генерация Jd1 в табл. 1), в крупных идиоморфных зернах и в агрегатах вне зон контакта с омфацитом жадеит содержит меньше этих примесей – величина (X_Jd /(X_Jd + X_Quad) составляет 0.90–1.00 (генерация Jd2 в табл. 1). Алюминий в тетраэдрической координации и трехвалентное железо в составах жадеитов отсутствуют, соответственно, чермакитового и эгиринового компонентов в их составах нет.

Анальцим слагает ксеноморфные интерстиции размером 0.1–0.5 мм преимущественно между идиоморфными зернами жадеита (рис. 3а–3в), реже тонкие прожилковидные участки между зернами жадеита (рис. 3б, 3д). Редкие мелкие зерна анальцима отмечаются также в составе омфацит-жадеитовых агрегатов (рис. 3г). В поляризованном свете анальцим слабо анизотропный с невысоким двупреломлением (рис. 2г). Состав анальцима, измеренный в растре 15 мкм, близок к крайнему члену твердых растворов анальцима (обогащенному Na и Al) (Neuhoff et al., 2004), в котором величина х в формуле Na_xAl_xSi_3−xO₆ × [(3 − x)/2]H₂O составляет 1.17 (табл. 1). Такие составы характерны для наиболее высокотемпературных анальцимов (Liou, 1971).

Пектолит представлен редкими мелкими (преимущественно до 0.1 мм) длиннопризматическими зернами и их агрегатами, обычно в анальциме (рис. 3а, 3б). Реже пектолит слагает ксеноморфные интерстиции между идиоморфными зернами жадеита (рис. 3а) или присутствует в виде единичных мелких призматических включений в идиоморфных зернах жадеита и омфацит-жадеитовых агрегатах. Состав пектолита близок к стехиометрическому, примесей практически нет (табл. 1).

Aкцессорная фаза, состав которой по стехиометрии близок к (Ba, Na)₂Ti₂Si₃ × xH₂O (табл. 1), представлена единичными мелкими (до 15–30 мкм) резко ксеноморфными изометричными зернами в жадеит-анальцимовой основной массе породы с прожилковидными апофизами между зернами жадеита (рис. 3е).

За исключением признаков резорбции в части зерен омфацита, явных реакционных взаимоотношений (кайм, симплектитов) между разными фазами в шлифе не обнаружено, что позволяет считать минеральную ассоциацию жадеитита (Jd + Na-Omp + Anl + Pct) близкой к равновесной и сформированной в узком диапазоне P–T параметров, однако резорбированные зерна Ca-омфацита по особенностям структуры и состава неравновесны с жадеитом, что позволяет рассматривать их как реликтовые.

Включение в жадеитите (обр. EL8-78a)

Детально исследованное наиболее крупное (2 × 3 см) включение в жадеитите имеет округлую форму и на контакте с жадеититом окружено светло-зеленоватой каймой варьирующей мощности (рис. 2а). Во внутренней части включения хорошо сохранилась реликтовая структура, различимая в проходящем свете (рис. 2а, 5в), поляризованном свете (рис. 2б, 5в, 5д) и на изображениях в рассеянных электронах (рис. 5е). Реликтовая структура – крупно-грубозернистая (1–4 мм), гипидиоморфная, реликтовая текстура – слабо директивная (по преобладающему удлинению таблитчатых первичных зерен). В скрещенных николях (рис. 5г) и на изображениях в рассеянных электронах (рис. 5е) видно, что крупные зерна первичных минералов в большей части включения полностью псевдоморфно замещены мелкозернистыми и мелкопластинчатыми минеральными агрегатами с гранобластовой структурой.

 

Рис. 5. Реликтовая структура включения в жадеитите: (а, б) – крупные слабозамещенные реликты диопсида; (в–е) – “меланократовые” (МР) и “лейкократовые” (LP) псевдоморфозы. (а, в, д) – в проходящем свете, (г) – в поляризованном свете, (б, е) – в BSE.

 

На небольшом участке включения в агрегатах таблитчатых идиоморфных зерен сохранились слабозамещенные реликты клинопироксена (диопсида) размером до 3 мм, определенно первичного минерала протолита включения (рис. 5а, 5б). Диопсид обнаруживает незначительные вариации состава и в среднем имеет магнезиальность Mg# 79.2 при содержаниях (в мас. %): CaO 23.4, Al₂O₃ 1.1, Na₂O 0.9, TiO₂ 0.02, Cr₂O₃ 0.04 (табл. 2). Эти особенности состава диопсида резко отличают его от магматических клинопироксенов.

Диопсид претерпевает как перекристаллизацию, так и замещение. При перекристаллизации в составе диопсида повышаются содержания натрия и железа, так что его состав изменяется до Nа-диопсида и эгирин-авгита (табл. 2). При этом переход между этими составами иногда является постепенным, без фазовых границ, а иногда – довольно четким. Перекристаллизация диопсида и Na-диопсида до эгирин-авгита (имеющего ярко-зеленую окраску в проходящем свете и наиболее светлого на изображениях в рассеянных электронах) очень локальна и обычно происходит в краевых частях зерен (с формированием тонкой каймы) и лишь изредка – в центральных (рис. 5а, 5б). В отличие от диопсида, составы эгирин-авгитов сильно варьируют, перекрывая всю область составов от диопсида до эгирина (рис. 4).

 

Таблица 2. Составы минералов и валовый состав включения в жадеитите (обр. EL8-78a)

Компоненты	Di	Na-Di	Aeg-Aug	Ca-Omp	Na-Omp	Act	Mktp	K-Rct	Eck	Rct1	Rсt2	Phl	Pct	Anl	Порода
	25	5	44	51	31	17	18	14	12	12	68	5	23	3	(EDS)
SiO2	53.28	52.58	53.13	55.10	55.90	55.18	49.47	56.33	56.87	53.45	55.58	42.21	53.60	45.69	56.64
TiO2	0.02	0.11	0.37	0.25	0.59	0.04	0.23	0.01	0.19	0.09	0.27	0.01	0.01	0.02	0.29
Al2O3	1.09	1.11	2.38	8.92	11.28	1.55	8.01	0.21	1.05	3.66	2.54	10.47	0.05	25.46	5.84
FeO	6.42	7.49	11.34	4.52	3.74	4.16	6.16	5.48	6.18	5.48	3.81	6.11	0.43	0.14	4.47
MnO	0.20	0.18	0.12	0.11	0.10	0.19	0.13	0.18	0.10	0.14	0.24	0.00	0.27	0.00	0.14
MgO	13.71	13.43	9.58	8.99	7.59	20.59	17.65	20.04	19.46	18.91	20.23	23.17	0.25	0.00	14.87
CaO	23.37	20.68	15.00	12.84	10.47	11.69	7.33	5.66	3.20	5.98	4.33	2.06	32.15	0.04	9.23
Na2O	0.86	2.17	5.32	7.02	8.48	2.33	6.34	5.70	8.36	7.00	8.05	0.43	8.66	14.72	8.01
K2O	0.01	0.01	0.01	0.02	0.01	0.06	0.19	1.82	0.45	0.18	0.15	4.50	0.02	0.02	0.25
Cr2O3	0.04	0.00	0.03	0.03	0.05	0.03	0.05	0.04	0.07	0.02	0.04	0.11	0.00	0.03	0.14
NiO	0.04	0.07	0.08	0.09	0.03	0.11	0.21	0.21	0.12	0.16	0.13	0.15	0.00	0.00	0.11
Сумма	99.04	97.83	97.36	97.91	98.23	95.93	95.78	95.68	96.05	95.06	95.36	89.23	95.45	86.12	100.00
Mg#	79.2	76.2	60.1	78.0	78.3	89.8	83.6	86.7	84.9	86.0	90.5	87.1			85.6

 

В составе микро-мелкозернистой ассоциации минералов, слагающих псевдоморфозы по первичным минералам включения, установлены омфацит, Ca-, Na-Ca-, K-Na и Na-амфиболы, пектолит, флогопит, анальцим и акцессорные сульфиды и арсениды.

Составы амфиболов во включении разделяются на несколько дискретных кластеров, наиболее отчетливо (рис. 6) – по соотношению содержаний Сa и Al в структурной формуле в пересчете на 13 катионов (Leake et al., 1997). Выделяются группы кальциевых амфиболов со средним составом, соответствующим актинолиту (табл. 2) (единичные точки в кластере отвечают также Na-тремолиту и эдениту), высокоглиноземистых Na-Ca амфиболов – магнезиокатофоритов, умеренно-глиноземистых Na-Ca амфиболов со средним составом, отвечающим рихтериту (Rct1) (отдельные точки в кластере отвечают также магнезиокатофориту), низкоглиноземистых Na-Ca амфиболов со средним составом, отвечающим рихтериту (Rct2) (единичные точки в кластере отвечают также экерманниту), Na-амфиболов со средним составом экерманнита (единичные точки в кластере отвечают также низкокальциевым рихтеритам), а также крайне низкоглиноземистых K-cодержащих рихтеритов. В последних содержание K в структурной формуле варьирует преимущественно в пределах 0.29–0.44, что отвечает “potassian richterite” по классификации (Leake et al., 1997).

 

Рис. 6. Составы амфиболов из включения в жадеитите.

 

Содержания фтора и хлора во всех амфиболах ниже предела обнаружения. Судя по петрографии включения, среди амфиболов резко доминируют рихтериты группы (генерации) Rct2, в меньшем количестве присутствуют магнезиокатофориты и K-рихтериты; другие группы амфиболов представлены незначительно. На изображениях в обратнорассеянных электронах зерна Eck и Rct2 – наиболее темные, а зерна Act, Mktp, К-Rct и Rct1 – более светлые и практически неразличимые друг от друга. Их можно различить и идентифицировать только на картах распределения элементов или непосредственным измерением состава.

Судя по облику в проходящем и поляризованном свете, в рассеянных электронах, а также по особенностям строения и минералогии псевдоморфоз, протолит включения представлял собой биминеральную породу. При этом псевдоморфозы по диопсиду (условно “меланократовые”), слагающие не менее 80% включения, и второму ассоциировавшему с ним первичному минералу протолита включения, реликтов которого не сохранилось (условно “лейкократовые”), надежно различаются как петрографически, так и по минеральному составу.

Замещение диопсида и “меланократовые” псевдоморфозы по нему

На начальной стадии замещения зерна диопсида замещаются прожилками омфацита, частично развивающимися вдоль границ первичных зерен диопсида (рис. 7б), при этом по диопсиду, Na-диопсиду и эгирин-авгиту развиваются мелкие (до 50 мкм) удлиненно-округлые зерна амфиболов (Mktp, Eck и, вероятно, также Act и Rct1), тонкие прожилки пектолита, редкие мелкие участки псевдоморфного омфацита, развивающегося вдоль спайности диопсида (рис. 7а–7в), и мелкие ксеноморфные зерна и прожилки флогопита (рис. 7г). По мере замещения диопсида округло-удлиненные зерна амфиболов обрастают рихтеритом (Rct2), при этом часть зерен приобретает типичный для амфиболов длиннопризматический габитус с ромбическими сечениями (идиобласты) (рис. 7г).

 

Рис. 7. Характер замещения диопсида и эгирин-авгита: (а) – развитие зерен магнезиокатофорита и прожилков пектолита по диопсиду и эгирин-авгиту; (б) – замещение диопсида омфацитом, пектолитом, экерманнитом, рихтеритом; (в) – фрагмент рис. 7б; (г) – замещение диопсида пектолитом, экерманнитом, рихтеритом, актинолитом, флогопитом, омфацитом. (a, б, в) – изображения в BSE, (г) – карта распределения элементов.

 

При полном или почти полном замещении по зернам диопсида развиваются гомоосевые псевдоморфозы рихтерита (Rct2) и омфацита, сохраняющие идиоморфный призматический габитус первичных зерен, c амфиболовыми идиобластами, часто зональными (рис. 8). При этом в некоторых псевдоморфозах в том или ином количестве присутствует также пектолит. Пектолит развивается по реликтам Na-диопсида в виде тонких прожилков, а при полном замещении диопсида – в виде участков неправильной формы, обычно в тесной ассоциации с омфацитом, а в некоторых псевдоморфозах – вдоль контактов гомоосевого омфацита и идиобластов амфибола.

 

Рис. 8. Строение “меланократовых” псевдоморфоз по диопсиду и эгирин-авгиту: (а) – пектолит-омфацит-амфиболовая псевдоморфоза с реликтами эгирин-авгита и амфиболовыми идиобластами, в левой части – “лейкократовая” псевдоморфоза; (б) – рихтеритовая (вверху) и омфацит-рихтеритовая (в центре) псевдоморфозы, слева внизу – “лейкократовая” псевдоморфоза; (в) – фрагмент рис. 8б, замещение эгирин-авгита пектолитом, омфацитом и рихтеритом; (г) – омфацит-рихтеритовая псевдоморфоза, справа – “лейкократовая” псевдоморфоза; (д) – фрагмент рис. 8г, реликты диопсида в омфаците и омфацита в рихтерите; актинолит и рихтерит Rct1 в ядрах амфиболовых идиобластов; (е) – фрагмент рис. 8г, реликты диопсида и Ca-омфацита в Na-омфаците; (г) – карта распределения элементов; (а–в, д–е) – изображения в BSE.

 

Соотношение количеств омфацита и Rct2 в псевдоморфозах сильно варьирует, так что на изображениях в обратнорассеянных электронах они довольно сильно различаются (рис. 8а, 8б), хотя в проходящем свете все они выглядят более темными (рис. 5а, 5в, 5д). Для всех этих псевдоморфоз характерны спайность и однородное погасание в пределах псевдоморфозы или ее значительных областей.

Реликты диопсида (чаще Na-диопсида) в псевдоморфозах (рис. 8д, 8е) имеют корродированные границы и сохраняют общее первичное погасание. Эгирин-авгит, по-видимому, более устойчив при замещении, чем диопсид, и его мелкие (до 20 мкм, редко до 200 мкм) зерна или локальные каймы чаще сохраняются на краевых участках зерен псевдоморфоз в виде корродированных включений в омфаците или рихтерите (Rct2) (рис. 8а, 8б, 8г). Тем не менее эгирин-авгит замещается пектолитом и омфацитом и сечется идиобластами рихтерита, как и диопсид (рис. 8в).

При псевдоморфном замещении непосредственно по диопсиду развивается низконатровый омфацит Ca-Omp с X_Jd/(X_Jd + X_Quad) < 0.5 (табл. 2), который, в свою очередь, замещается высоконатровым омфацитом Na-Omp (с X_Jd/(X_Jd + X_Quad) > 0.5). Иногда участки Ca-Omp, непосредственно прилегающие к реликтам диопсида (или эгирин-авгита), имеют четкую границу с более удаленными от этих реликтов участками, сложенными высоконатровым омфацитом (рис. 9в), или участки Ca-Omp остаются в виде реликтов в Na-Omp (рис. 8е). Однако чаще в гомоосевых псевдоморфозах омфацита наблюдается переслаивание участков Ca-Omp и Na-Omp без четких границ между ними (рис. 8а). По соотношению содержаний жадеитового и эгиринового компонентов составы омфацитов из жадеитита и из включения в жадеитите почти полностью перекрываются (рис. 4), при этом омфациты из включения отличаются в среднем повышенными содержаниями титана (табл. 2).

Структурные взаимоотношения омфацита и рихтерита в гомоосевых псевдоморфозах неоднозначны – чаще отмечаются корродированные реликты омфацита в рихтерите (рис. 8б, 8д), реже реликты рихтерита в омфаците (рис. 8б). Вдоль границ “меланократовых” рихтеритовых псевдоморфоз во включении местами развивается мелкозернистый агрегат омфацита и пектолита (рис. 5е).

Идиобласты амфибола в псевдоморфозах по диопсиду или однородные, сложенные рихтеритом Rct2 (рис. 8), или обнаруживают зональное (рис. 8а, 9б) или концентрически-зональное строение с внешней каймой Rct2. При этом в центральных частях концентрически-зональных идиобластов присутствуют ядра или отдельные зоны состава магнезиокатофорита, рихтерита Rct1, экерманнита или высоконатрового актинолита (рис. 7г, 8, 9). По-видимому, амфиболовые идиобласты развиваются не только по диопсиду, но и по ранее заместившим диопсид гомоосевым псевдоморфным омфациту и рихтериту.

В небольшой части псевдоморфоз по диопсиду наряду с вышеописанными минералами присутствует также анальцим, который слагает мелкие ксеноморфные и линейные интерстиции между зернами омфацита и рихтерита (рис. 9), а также, по-видимому, частично замещает эти минералы. Такие псевдоморфозы выглядят наиболее темными на изображениях в обратнорассеянных электронах (рис. 5е), а их особенностью является развитие омфацита не только в форме гомоосевых псевдоморфоз, но также и в виде длиннопризматических зерен (рис. 9а, 9в).

 

Рис. 9. Строение анальцимсодержащих “меланократовых” псевдоморфоз по диопсиду: (а) – “меланократовая” псевдоморфоза (Omp-Rct-Anl c реликтами Act и Aeg-Aug), слева вверху – “лейкократовая” псевдоморфоза (K-Rct, Mktp, Rct, Act); (б) – фрагмент рис. 9а, зональные и незональные амфиболовые идиобласты в омфаците, частично вдоль спайности замещенном анальцимом; (в) – фрагмент рис. 9а, гомоосевая псевдоморфоза Na-омфацита с реликтами эгирин-авгита и Ca-омфацита, гомоосевая рихтеритовая псевдоморфоза, зональные и незональные амфиболовые идиобласты, замещение псевдоморфных омфацита и рихтерита анальцимом; (г) – зональные идиобласты амфиболов с Mktp и Rct1 в ядрах; (а) – карта распределения элементов; (б–г) – изображения в BSE.

 

Таблица 3. Составы акцессорных минералов

Компоненты	EL8-77	EL8-77	EL8-77	EL8-78a	EL8-78a
	Hzl	Pn	Awr	Hzl	Muc
	2	1	1	2	2
Si	0.13	0.12	0.15	0.14	0.18
S	27.32	33.39	0.16	28.01	0.00
Fe	1.57	33.19	24.69	0.73	0.82
Co	0.00	0.46	0.11	0.05	0.00
Ni	72.27	33.16	73.88	66.39	60.89
Cu	0.08	0.08	0.24	0.23	0.30
As	0.00	0.00	0.00	0.14	37.28
Se	0.00	0.00	0.00	0.00	0.24
Sb	0.00	0.00	0.00	0.00	0.17
Сумма	101.24	100.42	99.24	95.67	99.87

 

В омфаците “меланократовых” псевдоморфоз присутствуют единичные мелкие зерна сульфида и арсенида никеля – хизлевудита и маухерита (рис. 7б, 7в, табл. 3).

“Лейкократовые” псевдоморфозы

Псевдоморфозы, развивающиеся по ксеноморфным зернам второго минерала протолита (реликтов которого не сохранилось), – бесцветные или слабо окрашенные в проходящем свете (рис. 5а, 5в, 5д) (условно “лейкократовые”), негомоосевые, без спайности. Преобладающая часть псевдоморфоз сложена микро-мелкозернистым (20–250 мкм) гранобластовым агрегатом разноориентированных изометричных, удлиненно-округлых, изредка короткопризматических зерен амфиболов, часто зональных (рис. 5б, 5г, 5е, рис. 8а, 8б, 8г, 9а, 10а). Преобладающим минералом (обычно более 50%) в агрегате является K-рихтерит, слагающий наиболее крупные короткопризматические зерна. Меньшая часть изометричных зерен размером до 50 мкм представлена магнезиокатофоритом. Рихтерит в агрегате слагает краевые участки зерен К-рихтерита и отдельные зоны или участки в зернах магнезиокатофорита, а также единичные удлиненно-изометричные зерна размером до 50 мкм (рис. 9а, 10а). Актинолит слагает единичные изометричные зерна с нечеткими или корродированными границами размером до 50 мкм в ядрах зерен Ca-Na амфиболов и обрастает или замещается ими. Изредка в псевдоморфозах отмечается пектолит, слагающий немногочисленные удлиненно-ксеноморфные зерна размером до 100 мкм (рис. 10а, 10г).

 

Рис. 10. Строение “лейкократовых” псевдоморфоз: (а) – амфиболовая псевдоморфоза с пектолитом; (б) – амфибол-омфацитовая псевдоморфоза; (в) – амфибол-омфацитовая псевдоморфоза с анальцимом; (г) – амфибол-пектолитовая псевдоморфоза с анальцимом; (а) – карта распределения элементов; (б–г) – изображения в BSE.

 

Для “лейкократовых” псевдоморфоз характерно отсутствие в них идиобластов амфиболов. Однако отдельные зерна K-рихтерита и магнезиокатофорита на краях этих псевдоморфоз служат ядрами для идиобластов, растущих от границ псевдоморфоз по минералам псевдоморфоз по диопсиду (рис. 8а, 8в, 9а, 9б, 9г). Это свидетельствует о том, что “лейкократовые” псевдоморфозы формировались раньше “меланократовых”.

В псевдоморфозах, расположенных вблизи края включения, в их составе, наряду с K-Na-Ca и Na-Ca амфиболами, присутствует и омфацит. В отличие от псевдоморфоз по диопсиду, здесь омфацит представлен отдельными зернами или агрегатом мелких изометричных зерен с зубчатыми границами, а часть зерен амфиболов, среди которых преобладает рихтерит, имеет длиннопризматический габитус (рис. 10б, 10в). В таких псевдоморфозах иногда также отмечаются ксеноморфные интерстиции анальцима и его тонкие (первые микрометры) секущие прожилки (рис. 10в). В единичных случаях прожилки анальцима присутствуют и в “лейкократовых” псевдоморфозах без омфацита.

Строение контактовой зоны включения

На краю включения отмечается полная структурная переработка его субстрата – включение окаймляется мономинеральной зоной (рис. 11а, 11в, 11г), сложенной микрозернистым агрегатом изометричных зерен омфацита с зубчатыми границами, в которой местами сохраняются лишь единичные резорбированные зерна рихтерита (рис. 11в, 11г). Граница включения на контакте с омфацитовой каймой четкая, но неровная, с признаками резорбции включения, при этом в прилегающих к кайме областях включения отмечается интенсивное развитие омфацита в “лейкократовых” псевдоморфозах (рис. 11г). Местами эта внутренняя омфацитовая кайма сечется тонкими (первые микрометры) извилистыми прожилками анальцима, которые прослеживаются от контакта внутрь включения (рис. 11г).

 

Рис. 11. Строение области контакта включения с жадеититом: (a) – в проходящем свете; (б) – в поляризованном свете; (в, г) – на картах распределения элементов; (д) – фрагмент рис. 11г, замещение крупного призматического зерна омфацита во внешней кайме включения по спайности анальцимом и жадеитом; (е) – фрагмент рис. 11г, агрегат мелких изометричных зерен омфацита с анальцимовыми интерстициями и прожилками на участке внешней каймы включения между крупными призматическими зернами омфацита; (д, е) – изображения в BSE.

 

Внутренняя кайма переходит во внешнюю, полиминеральную, которая представляет собой агрегат микрозернистых (до 50 мкм) изометричных зерен омфацита с зубчатыми границами, тонкими прожилками и интерстициями анальцима и мелкими выделениями жадеита (рис. 11в, 11г, 11е) и крупных (до 2 мм) длиннопризматических зерен омфацита со спайностью, удлинение большей части которых субпараллельно контакту включения (рис. 11а, 11б, 11г). В этих крупных зернах омфацита отмечаются отдельные участки замещения омфацита вдоль спайности жадеитом и анальцимом (рис. 11г–11е), и количество таких участков по мере удаления от контакта увеличивается. На большем удалении от контакта в составе этих длиннопризматических зерен жадеит уже преобладает над омфацитом, и они выглядят как удлиненные омфацит-жадеитовые агрегаты, а между ними появляются участки, сложенные агрегатом более крупных идиоморфных зональных зерен жадеита с интерстициальным ксеноморфным анальцимом (рис. 11г), типичные для основной массы жадеитита.

Последовательность перекристаллизации первичных минералов во включении

Судя по структурным соотношениям, К-рихтерит, магнезиокатофорит, рихтерит генерации Rct1 и актинолит (а также, возможно, экерманнит), слагающие преимущественно “лейкократовые” псевдоморфозы и ядра (включения) в амфиболовых идиобластах “меланократовых” псевдоморфоз, кристаллизовались раньше, чем рихтерит генерации Rct2, слагающий краевые части идиобластов (или идиобласты целиком), гомоосевые псевдоморфозы по диопсиду и каймы вокруг зерен других амфиболов в “лейкократовых” псевдоморфозах. При этом полное замещение ассоциировавшего с диопсидом первичного минерала протолита включения происходило еще до начала существенного замещения диопсида (рис. 5а, 5б). По-видимому, наиболее поздним кристаллизовавшимся минералом во включении является анальцим, но при этом он контактирует с рихтеритом генерации Rct2, омфацитом и пектолитом и лишь иногда обнаруживает реакционные взаимоотношения с этими минералами.

Вмещающий металерцолит (обр. EL8-77)

Текстура металерцолита массивная, структура гранобластовая. Первичная структура породы грубозернистая, но структурные взаимоотношения между первичными минералами практически полностью затушеваны при их метаморфическом замещении (рис. 12а).

 

Рис. 12. Структура металерцолита (обр. EL8-77): (а) – частично перекристаллизованный и замещенный оливин, псевдоморфозы по пироксенам и хромшпинелидам; (б) – хлоритовая (с антигоритом) кайма вокруг замещенного хромшпинелида, идиобласты диопсида и реликты перекристаллизованного оливина в антигорите; (в) – диопсид-антигорит-хлоритовая псевдоморфоза по пироксену; (г) – замещение оливина антигоритом по спайности, реликтовые участки первичного оливина; (д) – псевдоморфоза Cr-магнетита c лейстами хлорита и антигорита по первичному хромшпинелиду; (е) – фрагмент рис. 12д, выделения феррит-хромита в хромистом магнетите; (б) – карта распределения элементов, (а, в–е) – изображения в BSE. Аббревиатуры минералов в скобках на рис. 12а – замещенные первичные минералы.

 

Изометрично-ксеноморфные зерна хромшпинелида размером до 2 мм полностью замещены хромистым магнетитом с пластинками хлорита, антигорита и многочисленными округлыми включениями высокохромистого феррит-хромита размером до 10 мкм и окружены мощными (1–2 мм) каймами хлорита (рис. 12а, 12б, 12д, 12е). Хромистый магнетит имеет однородный состав с содержанием Cr₂O₃ около 3.8 мас. %, примеси других элементов незначительны. Феррит-хромит также однороден по составу и обнаруживает высокое содержание Cr₂O₃ (56 мас. %) и повышенное содержание цинка при низких содержаниях Al₂O₃ (1.9 мас. %) и магния (2.4 мас. % MgO) (табл. 4); величина Al/(Cr + Al + Fe³⁺) в феррит-хромите составляет 0.042, величина Cr/(Cr + Al + Fe³⁺) – 0.833, величина Fe³⁺/(Cr + Al + Fe³⁺) – 0.125. Соотношение количества феррит-хромита и хлорита в псевдоморфозах по первичному хромшпинелиду (с резким преобладанием хлорита) типично для замещения высокоглиноземистых первичных хромшпинелидов лерцолитов.

Зерна первичных пироксенов размером до 5 мм полностью замещены агрегатом пластинчатых антигорита, хлорита и призматических зерен метаморфического диопсида размером до 0.4 мм (рис. 12а). Псевдоморфозы по пироксенам не выглядят баститовыми – зерна вторичных минералов в них чаще разноориентированы, хотя иногда отмечается и субпараллельная их ориентировка в пределах псевдоморфозы или отдельных ее участков (рис. 12в). Зерен оливина в псевдоморфозах по пироксенам нет, при этом псевдоморфозы по клинопироксену и ортопироксену трудноразличимы (возможно, различаются лишь по количеству зерен диопсида в них).

Зерна оливина размером 2–4 мм содержат многочисленные разноориентированные пластинки антигорита длиной до 0.2 мм при толщине до 20 мкм, редкие пластинки хлорита (неотличимого от антигорита ни в оптическом микроскопе, ни на изображениях в рассеянных электронах) и рассеянные зерна диопсида размером до 0.2 мм – призматические или неправильной формы (рис. 12б–12г). Часть пластинок антигорита развивается по определенному направлению в пределах зерна оливина, что создает впечатление спайности или отдельности (рис. 12г). В контакте с зернами диопсида, антигорита и хлорита оливин (Ol2) имеет довольно железистый состав (Mg# 87.5) и повышенное содержание MnO (0.28 мас. %), характерное для метаморфических оливинов (Nozaka, 2018), но при этом обнаруживает довольно высокое содержание NiO. Однако новообразованных идиоморфных зерен оливина не отмечается – самые мелкие зерна метаморфического оливина имеют форму ксеноморфных скринов между идиоморфными пластинками антигорита и хлорита (рис. 12б). Реликты более магнезиального оливина (Ol1), соответствующего по составу первичным оливинам мантийных шпинелевых лерцолитов (Mg# 89.6, NiO 0.37 мас. %, MnO 0.17 мас. %), сохранились лишь на отдельных участках зерен без включений антигорита и диопсида; эти участки выглядят более темными на изображениях в обратнорассеянных электронах (рис. 12г).

Диопсид имеет высокую магнезиальность (Mg# 96.1–96.2), высокое содержание CaO и низкие содержания Al₂O₃ и Cr₂O₃, типичные для метаморфических клинопироксенов из шпинелевых лерцолитов. В наиболее крупных зернах прослеживается слабая зональность с обеднением краевых частей (Di2, табл. 4) глиноземом, хромом и натрием.

Хлорит имеет довольно выдержанный состав с магнезиальностью Mg# 94.4, невысоким содержанием глинозема (12.5 мас. % Al₂O₃) и умеренным содержанием хрома.

Антигорит имеет выдержанную магнезиальность (Mg# 94–95) и обнаруживает лишь некоторые вариации содержаний глинозема и хрома, которые наиболее высоки в пластинках антигорита в хромистом магнетите (Atg1), несколько ниже в антигорите из псевдоморфоз по пироксенам (Atg2) и наиболее низки в пластинках антигорита, развивающихся по оливину (Atg3).

В антигорите присутствуют редкие мелкие (до 100 мкм) зерна и агрегаты сульфидов неправильной формы. Агрегаты представляют собой срастания пентландита и хизлевудита (табл. 3), при этом в пентландите присутствуют обильные мелкие включения аваруита (Awr). Мелкие идиоморфные зерна аваруита отмечаются так же, как включения в хромистом магнетите и хлоритовых агрегатах вокруг замещенных хромшпинелидов (рис. 12б). В псевдоморфозах по пироксенам присутствуют немногочисленные зерна магнетита, удлиненные или пластинчатые, размером преимущественно до 50 мкм (рис. 12в), имеющие более низкое содержание хрома, чем в хромистых магнетитах из псевдоморфоз по хромшпинелидам.

Талька, амфиболов, петельчатого серпентина (лизардита/хризотила) и брусита в образце не обнаружено, как и каких-либо секущих прожилков.

 

Таблица 4. Составы минералов металерцолита (обр. EL8-77)

Компоненты	Ol1	Ol2	Di1	Di2	Chl	Atg1	Atg2	Atg3	Fchr	Cmag	Mag
	8	8	2	5	7	2	8	3	5	6	1
SiO2	39.80	39.06	53.15	54.68	32.24	39.27	41.10	42.55	0.15	0.13	0.20
TiO2			0.06	0.02	0.01	0.00	0.01	0.02	0.58	0.30	0.21
Al2O3			0.62	0.11	12.48	2.97	2.11	1.26	1.87	0.04	0.05
FeO	10.03	11.99	1.33	1.28	3.52	4.17	3.32	3.27	34.88	88.46	89.85
MnO	0.17	0.28	0.04	0.04	0.01	0.05	0.08	0.03	1.01	0.08	0.07
MgO	48.62	47.06	18.18	18.07	33.34	35.01	37.29	38.20	2.35	0.40	0.45
CaO	0.00	0.04	23.23	25.17	0.01	0.00	0.08	0.04
Na2O			0.54	0.14	0.07	0.02	0.03	0.02
K2O			0.02	0.01	0.00	0.00	0.01	0.00
Cr2O3			0.18	0.09	2.64	2.30	0.63	0.09	55.87	3.78	0.68
NiO	0.37	0.37	0.03	0.02	0.17	0.16	0.14	0.13	0.06	0.43	0.22
V2O3									0.35	0.04	0.00
ZnO									1.18	0.00	0.00
Сумма	99.00	98.79	97.34	99.61	84.47	83.93	84.80	85.61	98.31	93.65	91.73
Mg#	89.6	87.5	96.1	96.2	94.4	93.7	95.2	95.4

 

Судя по петрографии и минералогии, в металерцолите развита близкая к равновесной минеральная ассоциация Ol + Atg + Di + Chl + Fchr + Mag/Cmag + Awr, характерная для диопсидовой зоны зональных метаморфических ореолов перидотитов (Khedr, Arai, 2010; Khedr et al., 2010) и соответствующая зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фациям метаморфизма (Liou et al., 2004).

 

Рис. 13. Спектр содержаний редких элементов в жадеитите (обр. EL8-78), нормализованных на примитивную мантию (McDonough, Sun, 1995). Поле составов жадеититов из Мьянмы по данным (Shi et al., 2008).

 

Соотношение магнезиальностей сосуществующих силикатов (Mg#Di > Mg#Atg ≥ Mg#Chl ≫ Mg#Ol) соответствует обычному в метаперидотитах с данной минеральной ассоциацией (Trommsdorff, Evans, 1972; Trommsdorff et al., 1998). Единственным реликтовым первичным минералом является высокомагнезиальный оливин (Ol1 в табл. 4). Явных признаков проявления нескольких стадий метаморфической перекристаллизации в породе не обнаруживается.

ГЕОХИМИЯ

Состав жадеитита по содержаниям петрогенных элементов (табл. 1) близок к составу жадеита; модальный минеральный состав жадеитита, оцененный масс-балансовым расчетом по средним составам минералов и валовому составу породы, составляет (в мас. %): Jd 80, Anl 12, Omp 8, Pct 0.4, Ba-Ti-Si акцессорный минерал 0.02, что соответствует петрографическим наблюдениям.

Жадеитит обнаруживает обогащенный спектр РЗЭ ((La/Yb)_N 5.9; здесь и ниже – нормализация на состав PM (McDonough, Sun, 1995)), слегка U-образный в области средних–тяжелых РЗЭ ((Er/Lu)_N 0.67), без явной европиевой аномалии (Eu/Eu* 0.9) при содержаниях средних и тяжелых РЗЭ ниже уровня PM, а легких РЗЭ – немного выше этого уровня. При этом состав жадеитита на спайдер-диаграмме (рис. 13) характеризуется интенсивными положительными аномалиями Zr, Hf, Ba, Th и U, более слабыми положительными аномалиями Pb, Sr и Ti и слабой отрицательной аномалией Nb. Примечательно также высокое содержание Li (43 ppm) в жадеитите (табл. 5).

 

Таблица 5. Состав жадеитита

Компоненты	EL8-77
SiO2	56.94
TiO2	0.177
Al2O3	22.35
FeO	1.32
MnO	0.019
MgO	1.60
CaO	2.61
Na2O	12.62
K2O	0.08
Cr2O3	0.005
P2O5	0.013
П.п.п.	0.99
Сумма	98.72
Li	43.3
Sc	5.4
Ti	1250
V	25
Co	5.2
Ni	66
Cu	54.5
Zn	48.6
Rb	0.53
Sr	27.0
Y	0.67
Zr	81.7
Nb	0.377
Ba	72.4
La	0.776
Ce	1.849
Pr	0.256
Nd	1.059
Sm	0.202
Eu	0.052
Gd	0.167
Tb	0.019
Dy	0.125
Ho	0.026
Er	0.080
Tm	0.013
Yb	0.091
Lu	0.017
Hf	2.34
Pb	0.28
Th	0.55
U	0.096

Примечание. Оксиды даны в мас. %, измерены методом XRF; редкие элементы – в г/т, определялись методом ICP-MS.

 

Состав включения в жадеитите ввиду его небольшого размера не может быть определен традиционными методами, и для его оценки был использован энергодисперсионный метод с последовательным сканированием отдельных участков включения и усреднением полученных составов сканированных областей. Для оценки возможных погрешностей аналогичным методом был оценен состав жадеитита и сопоставлен с его составом, измеренным методом XRF. Разница в содержаниях петрогенных элементов в жадеитите, оцененных разными методами (табл. 1), для большинства оксидов не превышает аналитической погрешности метода XRF, за исключением хрома. Последнее (завышенное содержание хрома в анализе энергодисперсионным методом) обусловлено присутствием остатков Cr₂O₃ из полировочного материала в дефектах на поверхности сканированных участков. Таким образом, оценка валового состава включения (табл. 2) представляется достаточно достоверной (за исключением содержания хрома, которое, вероятно, завышено).

Модальный минеральный состав включения, оцененный масс-балансовым расчетом по средним составам минералов и валовому составу породы (табл. 2), составляет (в мас. %): Omp 38, Rct 41 (включая Rct1, Rct2 и Eck), К-Rct 7.5, Mktp 7.6, Pct 4.7, Anl 1.5, Aeg-Aug 0.5, прочие минералы – не более доли процента. С учетом того, что в отсканированную область включения частично попала омфацитовая кайма и не попал участок с многочисленными реликтами диопсида, оцененный модальный состав соответствует петрографическим наблюдениям и позволяет охарактеризовать включение как омфацитовый амфиболит.

Валовый состав амфиболита включения (табл. 2) обнаруживает противоречивые черты, не позволяющие соотнести его с составами магматических пород. Так, высокая магнезиальность (Mg# 85.6) не соотносится с крайне высоким содержанием натрия (8 мас. % Na₂O) и повышенным содержанием калия (0.25 мас. % K₂O), а высокое модальное содержание клинопироксена в протолите не соотносится с довольно низким содержанием в нем титана (0.29 мас. % TiO₂) и крайне низким содержанием хрома (измерено 0.14 мас. % Cr₂O₃; более надежная оценка по масс-балансовым расчетам 0.04 мас. % Cr₂O₃). Относительно невысокое содержание кальция и высокое содержание натрия во включении свидетельствуют о том, что еще до начала кристаллизации жадеита протолит включения претерпел сильно неизохимичный метаморфизм (метасоматизм), проявленный, в частности, в очевидном привносе натрия и выносе кальция.

ПАРАМЕТРЫ МЕТАМОРФИЗМА

Температура формирования жадеититов, оцененная по составу жадеита, контактирующего с омфацитом (Jd1, X_Jd 0.85 ± 0.02), и конфигурации жадеитовой ветви жадеит-омфацитовых сольвусов (Green et al., 2007), составляет 515^oC по положению сольвуса в магнезиальной системе и 480^оС – в железистой. Трехвалентного железа в составе жадеита нет, а его магнезиальность составляет 72, что позволяет оценить вероятную равновесную температуру как 500^оС (с погрешностью ±30^оС). При этой температуре жадеит и анальцим равновесны при 8.5 кбар (расчет для чистых миналов и чисто водного флюида по базе данных ThermoCalc 3.33 (Holland, Powell, 1998)). Эти параметры соответствуют полю стабильности ассоциации оливин + + антигорит + диопсид во вмещающем металерцолите и согласуются с отсутствием в нем брусита (который при данном давлении воды должен кристаллизоваться при температуре ниже 475^оС). Равновесный с жадеитом омфацит при данной температуре, судя по конфигурации омфацитовой ветви сольвуса (Green et al., 2007), должен иметь состав Na-омфацита с X_Jd не ниже 0.55–0.58. Омфациты такого состава в изученном жадеитите присутствуют (рис. 4), однако большая часть омфацитов в жадеитите обнаруживает более низкие содержания жадеитового компонента и не является равновесной с жадеитом, что соответствует петрографическим наблюдениям.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Особенности жадеититов Эльденырского массива

Нахождение жадеитита в виде жилы в оливин-антигоритовых породах не является необычным для известных местонахождений жадеититов (Harlow, Sorensen, 2005). Отмеченные выше черты геохимии жадеитита из Эльденырского массива типичны для жадеититов из других известных местонахождений (Sorensen et al., 2006; Morishita et al., 2007; Shi et al., 2008; сводка в работе (Harlow et al., 2015); Meng et al., 2016; Angiboust et al., 2021a), при этом положительные аномалии Zr и Hf присущи собственно жадеиту и омфациту (Morishita et al., 2007) и не связаны с акцессорным цирконом. Ассоциация жадеита с омфацитом, анальцимом и пектолитом также описана в некоторых жадеититах (Harlow, Sorensen, 2005; Goto et al., 2017), как и присутствие акцессорных фаз титана и бария (Harlow, 1994), хотя акцессорная Ba-Ti-Si фаза (табл. 1), по-видимому, обнаружена в жадеититах впервые. Оцененные Р–T параметры формирования жадеитита Эльденырского массива находятся в пределах оценок, сделанных для жадеититов из других местонахождений (Tsujimori, Harlow, 2012).

К особенностям жадеититов Эльденырского массива можно отнести отсутствие обычных для жадеититов признаков деформаций (Angiboust et al., 2021b) и развития ретроградных минеральных ассоциаций как в жадеититах, так и в непосредственно вмещающих их ультрамафитах (Harlow, Sorensen, 2005). Эти особенности, по-видимому, обусловлены формированием жадеититов во внутренних частях крупной пластины ультрамафитов, не претерпевших заметных деформаций в ходе эксгумации.

Идиоморфизм зерен жадеита в основной массе жадеитита, концентрическая и местами осцилляторная зональность этих зерен свидетельствуют о непосредственной кристаллизации жадеита из флюида, как это предполагалось для преобладающей части известных жадеититов (Harlow et al., 2015 и ссылки в этой работе). Структурные соотношения минералов в жадеитите свидетельствуют о том, что совместно с жадеитом из флюида кристаллизовались также анальцим и пектолит. Однако низконатровый состав (X_Jd/(X_Jd + X_Quad) < < 0.5) части зерен омфацита в омфацит-жадеитовых агрегатах жадеитита, исключающий их равновесность с жадеитом, не позволяет предполагать для них непосредственную кристаллизацию из флюида совместно с жадеитом. Резорбированные границы зерен низконатровых омфацитов свидетельствуют об их растворении, тогда как идиоморфный габитус немногочисленных укрупненных зерен высоконатровых омфацитов и наличие включений жадеита в них указывают на то, что растворение низконатровых омфацитов сопровождалось их частичной перекристаллизацией до равновесных с жадеитом составов. Действительно, для омфацитов, кристаллизовавшихся непосредственно из флюида совместно с жадеитом и анальцимом, характерна совершенно иная структура – длиннопризматический габитус зерен и их идиоморфизм относительно анальцима, а также состав, близкий к стехиометрическому с X_Jd/(X_Jd + X_Quad) = 0.5 (Wen at al., 2023). Таким образом, омфацит-жадеитовые агрегаты в жадеититах Эльденырского массива могут рассматриваться как наиболее перекристаллизованные реликты субстрата, в ходе растворения и перекристаллизации которого и формировались жадеититы.

Прояснить детали механизма формирования жадеититов позволяет присутствие в них включений с реликтовой структурой и специфической минералогией, что представляется основной особенностью изученных жадеититов.

Петрогенезис жадеитита

Описанные выше структурные и минералогические особенности позволяют рассматривать изученные включения в жадеитите как метасоматизированные и недорастворенные реликты субстрата, за счет перекристаллизации и растворения которого отчасти и образовывались жадеититы. Высокое модальное содержание клинопироксена в протолите включения, его реликтовая гипидиоморфная грубозернистая структура (определенно не габбровая, учитывая идиоморфизм зерен клинопироксена) и немагматический состав клинопироксена позволяют предполагать, что протолит представлял собой высокотемпературный гидротермальный диопсидит, похожий на диопсидиты, слагающие жильные тела в мантийных перидотитах офиолитов Омана (Python et al., 2007). В этих диопсидитах с диопсидом, имеющим состав, близкий к составу диопсидов изученного включения, ассоциируют анортитовый плагиоклаз, высокомагнезиальный оливин (Python et al., 2007) и гроссуляр (Akizawa, Arai, 2014), и каждый из этих минералов потенциально может быть тем, по которому развивались “лейкократовые” псевдоморфозы. Однако породы данного типа изучены довольно слабо, и не исключено, что в изученных включениях протолита с диопсидом ассоциировал другой первичный минерал, может быть, эденит-паргаситовая роговая обманка немагматического происхождения, крупные зерна которой были описаны в некоторых жадеититах и интерпретированы как реликты их протолита (Kunugiza et al., 2017; Angiboust et al., 2021a).

Процесс перекристаллизации протолита определенно протекал в несколько стадий. На самой ранней стадии происходила частичная перекристаллизация диопсида до Na-диопсида и эгирин-авгита.

На следующей стадии (или стадиях) происходило псевдоморфное замещение грубозернистого диопсида/эгирин-авгита и ассоциировавшего с ними минерала микро- и мелкозернистым агрегатом Сa-, Na-Ca и K-Na-Ca амфиболов, омфацита, пектолита, на отдельных участках также флогопита. В структурном плане к этой стадии перекристаллизации протолита наиболее близко псевдоморфное замещение крупных зерен роговой обманки микрозернистым агрегатом омфацита и диопсида, описанное в жадеитите из района Итоигава-Оми в Японии (Kunugiza et al., 2017), хотя амфиболы и пектолит в псевдоморфном агрегате отсутствуют.

Развивавшаяся на этой стадии амфиболсодержащая минеральная ассоциация близка к описанной в специфических породах, ассоциирующих с жадеититами из Мьянмы и на 70% сложенных Ca-Na и Na амфиболами (Shi et al., 2003). Эти породы, представляющие собой роговиковоподобные бесплагиоклазовые амфиболиты и названные амфиболовыми фельсами, были изначально интерпретированы как продукт метаморфических и метасоматических реакций между жадеититами и перидотитами (Shi et al., 2003), а позднее – как метасоматизированные реликты протолита жадеититов (Angiboust et al., 2021b). Похожие породы, названные авторами темными гранофельсами, описаны в жадеититах массива Сыум-Кеу на Полярном Урале (Angiboust et al., 2021а). Хотя уместность использования терминов “фельс” и “гранофельс” для этих пород вызывает определенные сомнения, мы используем их так, как это делают авторы цитируемых работ. Эти породы обнаруживают несколько черт, проявленных и в изученных нами породах. Во-первых, они присутствуют внутри жадеититов как фрагменты с четкими границами. Во-вторых, в составе амфиболовых фельсов и темных гранофельсов присутствуют многочисленные дискретные по составам генерации Na- и Ca-Na амфиболов, как и в изученных нами включениях. Наконец, характерной чертой этих пород является развитие зональных идиоморфных порфиробластов амфибола (с более глиноземистыми и кальциевыми амфиболами в ядре и с менее глиноземистыми и кальциевыми – в краевой части) в матриксе амфибола, имеющего тот же состав, что и в краевых зернах порфиробластов. Основное отличие от изученных нами включений – отсутствие реликтовой структуры в фельсах и отсутствие в них реликтов диопсида и эгирин-авгита. Кроме того, амфиболы в фельсах из Мьянмы и Полярного Урала в целом имеют более натровый состав и ассоциируют с жадеитом, а не с омфацитом. Вероятно, эти различия обусловлены разной интенсивностью и разными P–T параметрами перекристаллизации протолита. Тем не менее процессы формирования метасоматических минеральных ассоциаций с Na- и Ca-Na амфиболами в фельсах из Мьянмы и Полярного Урала и в изученных нами включениях представляются в принципе сходными.

На следующей стадии происходило растворение амфиболов и пектолита, формирование мономинерального мелкозернистого омфацитового агрегата (внутренняя кайма включений) и его перекристаллизация в крупные длиннопризматические зерна омфацита, субпараллельные контакту включения (наружная кайма). Аналогичная мономинеральная кайма микрозернистого омфацита на контакте включения с основной массой жадеитита (жадеит-альбитовой) отмечалась и в жадеититах из Итоигава-Оми (Kunugiza et al., 2017). Хотя в составе серпентинитового меланжа с блоками жадеититов в Мьянме также описаны глыбы мономинеральных мелкозернистых омфацититов, однако их контактов с амфиболовыми фельсами и жадеититами не наблюдалось (Shi et al., 2012).

На следующей стадии происходила резорбция крупных призматических зерен омфацита и частично замещение омфацита жадеитом, частично перекристаллизация низконатрового омфацита до высоконатрового, равновесного с жадеитом, с формированием микрозернистых омфацит-жадеитовых агрегатов. Аналогичные микрозернистые омфацит-жадеитовые агрегаты в жадеит-альбитовой матрице, которые иногда сохраняют призматический габитус и обнаруживают однородное погасание, присутствуют и в жадеититах из Итоигава-Оми (Kunugiza et al., 2017). Замещение омфацита жадеитом отмечалось и в омфацититах из Мьянмы (Shi et al., 2012). Микрозернистые омфацит-жадеитовые агрегаты c ксеноморфным габитусом зерен и нечеткими границами в основной массе более крупных (0.25–0.5 мм) идиоморфных зерен жадеита, похожие на присутствующие в жадеитите Эльденырского массива, были описаны также в жадеититах Кубы (Garcia-Casco et al., 2008). Однако авторы интерпретировали эти агрегаты как более поздние, развивающиеся по идиоморфному жадеиту.

На финальной стадии (возможно, одновременно с предыдущей стадией) происходила непосредственная кристаллизация из флюида жадеита (идиоморфные концентрически-зональные зерна) и ассоциирующих с ним анальцима, пектолита и Ba-Ti-Si акцессорного минерала.

Таким образом, в качестве перекристаллизованных реликтов протолита в жадеититах может рассматриваться высококальциевый неравновесный с жадеитом омфацит, в том числе и присутствующий в составе микрозернистых омфацит-жадеитовых агрегатов, а не только циркон (или отдельные его генерации), ильменит и хромит, как это принято полагать (Shi et al., 2012).

Проведенное исследование жадеитита Эльденырского массива свидетельствует о том, что механизмы метасоматического замещения и непосредственной кристаллизации из флюида, предполагавшиеся для формирования жадеититов, не являются альтернативными (Harlow, 1994; Tsujimori, Harlow, 2012), а скорее функционируют совместно (Angiboust et al., 2021а).

Возраст и обстановка формирования жадеититов

Формирование жадеититов и вмещающих их металерцолитов в Эльденырском массиве может быть связано с ранне-среднетриасовым этапом высокобарического метаморфизма, установленным в пределах Усть-Бельского массива, где он проявлен в развитии гранатовых амфиболитов по дайкам микрогаббро, пород с альбит-цоизит-парагонит-паргаситовым парагенезисом по жильным диоритам и ассоциации оливин-антигорит-диопсид во вмещающих перидотитах (Ledneva et al., 2019). Этот этап метаморфизма связывается с субдукцией, в ходе которой, по-видимому, происходило затягивание блоков пород древних (неопротерозойских или поздненеопротерозойских–кембрийских) ультрамафит-мафитовых комплексов, интрудированных более молодыми дайками, в зону субдукции (Ledneva et al., 2019). Хотя параметры метаморфизма, оцененные для гранатовых амфиболитов Усть-Бельского массива (580 ± 33°C, 13.8 ± 1.7 кбар), заметно выше оцененных для жадеититов Эльденырского массива, тем не менее и те, и другие соответствуют метаморфизму эпидот-амфиболитовой фации (Liou et al., 2004) и режиму “теплой” субдукции, отмечаемому для формирования части известных жадеититов (Tsujimori, Harlow, 2012; Angiboust et al., 2021а).

Интерпретация лерцолитов Эльденырского массива как пород субконтинентальной литосферной мантии (Базылев и др., 2010) позволяет предполагать, что на стадии формирования в них жадеититов они являлись частью мантийного клина над зоной субдукции. Хотя на отдельных участках в Усть-Бельском массиве также присутствуют фертильные шпинелевые лерцолиты, соответствующие перидотитам субконтинентальной литосферной мантии (Базылев и др., 2009; Паланджян, 2010), вмещающими породами для гранатовых амфиболитов в Усть-Бельском массиве являются метагарцбургиты, рассматриваемые как аналоги абиссальных перидотитов (Паланджян, 2010) или надсубдукционных перидотитов литосферы задуговых бассейнов (Базылев и др., 2009). При этом, в отличие от жадеититов, формирование гранатовых амфиболитов происходило в ходе изохимичного метаморфизма (Ledneva et al., 2019). Таким образом, образование жадеититов в фертильных лерцолитах и гранатовых амфиболитов в гарцбургитах, хотя и было обусловлено единым процессом надсубдукционного метаморфизма/метасоматизма, происходило на разных уровнях глубинности и, по-видимому, в разных частях зоны субдукции.

Интерпретация Усть-Бельского террейна как меланжа зоны субдукции, активной в ранне-среднетриасовое время, претерпевшего наложенную тектонизацию в ходе эксгумации в мелу, позволяет объяснить присутствие в составе террейна мантийных и коровых пород, сформированных в разных обстановках и, вероятно, разновозрастных. К их числу относятся фертильные шпинелевые лерцолиты (породы субконтинентальной литосферной мантии), претерпевшие метаморфизм повышенного давления/низкой температуры, лерцолиты и гарцбургиты океанического/задугового типа, также претерпевшие подобный метаморфизм, и мантийно-коровые комплексы задугового/островодужного типа, не испытавшие такого метаморфизма.

ВЫВОДЫ

Жадеититы, слагающие жилу в металерцолитах Эльденырского массива в составе Усть-Бельского террейна Западно-Корякской складчатой области, сложены ассоциацией жадеита, омфацита, анальцима, пектолита и Ba-Ti-Si акцессорного минерала. Во вмещающих металерцолитах развита ассоциация оливина, антигорита, диопсида, хлорита, феррит-хромита, хромистого магнетита и акцессорных аваруита, хизлевудита и пентландита.

В жадеититах присутствуют включения с реликтовой грубозернистой структурой, рассматриваемые как реликты метасоматизированного протолита жадеититов. Этим протолитом, по-видимому, являлись высокотемпературные гидротермальные диопсидиты. Во включениях проявлена локальная перекристаллизация диопсида до эгирин-авгита и псевдоморфное развитие по диопсиду/эгирин-авгиту и ассоциировавшему с ним неустановленному минералу микро-мелкозернистого агрегата актинолита, магнезиокатофорита, K-рихтерита, рихтерита нескольких генераций, экерманнита, омфацита, пектолита, анальцима, флогопита и акцессорных маухерита и хизлевудита.

Преобразование протолита еще до начала кристаллизации жадеита протекало в несколько стадий, включая метасоматическую перекристаллизацию и полную структурную переработку. На последней стадии переработки протолита кристаллизация идиоморфного зонального жадеита с анальцимом и пектолитом из флюида сопровождалась перекристаллизацией и растворением последних реликтов протолита, представленных высококальциевым омфацитом в микрозернистых омфацит-жадеитовых агрегатах жадеитита.

Формирование жадеититов и сопутствующий метаморфизм лерцолитов Эльденырского массива с развитием оливин-диопсид-антигоритовой ассоциации протекали при 500^оС и 8.5 кбар, что отвечает параметрам метаморфизма высокого давления–низкой температуры, характерным для метаморфизма перидотитов мантийного клина в режиме “теплой” субдукции. Этот же режим метаморфизма был установлен ранее в пределах Усть-Бельского террейна для отдельных пород из Усть-Бельского массива, а возраст метаморфизма этих пород определен как ранне-среднетриасовый. Таким образом, находка жадеититов является еще одним аргументом, позволяющим рассматривать Усть-Бельский террейн как меланж зоны субдукции, активной в ранне-среднетриасовое время, претерпевший дополнительную тектонизацию при его последующей эксгумации.

 

Благодарности. Авторы благодарны Н.Н. Кононковой (ГЕОХИ РАН) и Д.В. Кузьмину (ИГМ СО РАН) за помощь в микрозондовых определениях составов минералов, К.A. Лоренцу (ГЕОХИ РАН) за помощь при проведении электронно-микроскопических исследований, Т.Г. Kузьминой и Т.В. Ромашовой (ГЕОХИ РАН) за выполнение рентгенофлюоресцентного анализа жадеитита и Я.В. Бычковой (МГУ им. М.В. Ломоносова) за выполнение ICP-MS анализа жадеитита. Авторы признательны С.А. Силантьеву (ГЕОХИ РАН) и М.А. Горновой (ИГХ СО РАН) за замечания, позволившие улучшить текст статьи.

Источники финансирования. Работа выполнена в рамках государственного задания Института геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН; участие в исследовании Г.В. Ледневой обеспечивалось бюджетным финансированием по теме государственного задания Геологического института РАН.

About the authors

B. A. Bazylev

Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: bbazylev@rambler.ru

доктор геолого-минералогических наук, ведущий научный сотрудник

Russian Federation, Moscow

Galina V. Ledneva

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: bazylev@geokhi.ru

кандидат геолого-минералогических наук, ведущий научный сотрудник

Russian Federation, Moscow

References

Supplementary files