/
Author: Лозько Е.Е. Марков Е.В.
Tags: горные породы геология геохимия геофизика издательство наука месторождения горные науки
Year: 1988
Text
АКАДЕ МЙЯНАУКСССР
ОТДЕЛЕНИЕ ГЕОЛОГИИ, ГЕОФИЗИКИ,
ГЕОХИМИИ И ГОРНЫХ НАУК
Петрографический комитет ОГГГГН
Институт геологии рудных месторождений,
петрографии, минералогии и геохимии
МАГМАТИЧЕСКИЕ
ГОРНЫЕ
ПОРОДЫ
Ультраосновные
породы
Ответственные редакторы тома
Е.Е. Лозько, Е.В. Маркое
МОСКВА "НАУКА"
1988
ВВЕДЕНИЕ
любой крупной обобщающей научной работы состоит прежде всего в том, чтобы
ашь по возможности исчерпывающую характеристику положения дел в какой-либо
конкретной области знания. Не является исключением в этом отношении и настоящий
труд, завершающий серию описательных монографий "Магматические горные породы".
Свою главную цель авторы книги видели в том, чтобы суммировать в ней достижения
ж опыт большого интернационального коллектива исследователей, работающих над
кзучением ультраосновных пород (ультрабазитов).
Необходимость создания подобной сводки именно сейчас совершенно очевидна.
Вряд ли будет преувеличением сказать, что ультраосновные породы наряду с
базальтами являются "передним краем" современной петрологии. Научные издания многих
стран буквально захлестнула лавина информации по ультрабазитам, особенно по
вулканитам древних зеленокаменных поясов, перидотитам складчатых областей и
Мирового океана, глубинным ксенолитам в базальтах и кимберлитах, самим кимберлитам,
ультраосновным лампроитам и др. Несмотря на это, в мировой литературе пока еще
отсутствуют крупные современные обобщения по ультраосновному магматизму.
Известен, правда, капитальный труд двадцатилетней давности (Ultramafic and related rocks),
вышедший в 1967 г. под редакцией П. Уайли, но эта работа во многом устарела. Не
решают проблемы и книги по отдельным аспектам ультраосновного магматизма (Доусон,
1983; Komatiites, 1982). Настоящая монография представляет собой попытку
восполнить этот пробел путем систематизации и обобщения современной информации,
полученной при изучении ультрабазитов. Вместе с тем ее ни в коей мере не следует
рассматривать как компилятивную сводку. Это прежде всего — оригинальный труд, который
авторы постарались насытить собственным материалом и идеями. Несомненно, что в
связи с этим некоторые сформулированные в книге положения могут показаться
дискуссионными, однако ее создатели надеются, что затронутые проблемы привлекут
внимание исследователей и послужат поводом к переосмыслению известных фактов
с новых позиций.
Ультрабазиты — силикатные горные породы, содержащие менее 45% SiO2,
встречаются на поверхности Земли значительно реже, чем другие группы пород, составляя
менее 1% объема всех изверженных образований. Однако практическое их значение
неизмеримо выше скромного площадного развития, так как продуктивность
ультрабазитов на многие виды полезных ископаемых трудно переоценить. С ними связаны
месторождения хромитов., сульфидных медно-никелевых руд, платиновых металлов,
титаномагнетита, флогопита, огнеупоров, камнесамоцветного и горнохимического
сырья. Ультрабазиты служат практически единственным источником промышленных
алмазов и асбеста.
Доля ультраосновных пород, по-видимому, резко повышается с глубиной. По
существующим представлениям, ультрабазиты доминируют в подкоровых областях
Земли. Ими, скорее всего, сложены и те зоны верхней мантии, в которых происходит
зарождение разнообразных магм, изливающихся на поверхность. Именно этим
обусловлен интерес к ультрабазитам, проявляемый в последние годы во многих странах. Этим
же, однако, вызвана и одна из принципиальных трудностей, с которыми столкнулись
авторы монографии при ее подготовке. Она связана с совершенно особым положением
3
некоторых ультраосновных пород в генетической систематике магматических
образований. Дело в том, что в современной петрологической литературе получила широкое
признание концепция формирования базальтовых магм в процессе частичного
плавления мантийного ультраосновного субстрата, которая согласуется с экспериментальными
и многими геофизическими данными (Йодер, 1979; Добрецов, 1980; Рингвуд, 1981 и
др.). В рамках этой концепции многие глубинные ультрабазиты, в том числе и издавна
определяющие "лицо" этой группы пород альпинотипные гипербазиты, строго говоря,
нельзя считать собственно магматическими образованиями, поскольку они не
кристаллизовались непосредственно из расплава. Считается, что они представляют собой рестит —
остаток после удаления того или иного количества легкоплавкой фракции из исходного
ультраосновного материала и, по сути, относятся к совершенно особому,
самостоятельному в генетическом смысле типу горных пород. Однако трудно было бы представить
себе книгу "Ультраосновные породы" без описания ультрабазитов офиолитовых
комплексов, перидотитов океана, ксенолитов ультрабазитов в базальтах и кимберлитах и
др. Поэтому, руководствуясь прочно укоренившейся традицией и учитывая то, что
глубинные ультрабазиты возникают все же в ходе магматического процесса
(частичного плавления), мы включили их характеристику в настоящую монографию.
Другая трудность, возникшая при подготовке монографии и требующая
специальной оговорки, связана с двойственностью положения многих видов рассматриваемых
пород в петрографической иерархии. Так, в соответствии с принятой в книгах серии
систематикой магматических горных пород по химическому составу пироксениты и
некоторые горнблендиты (объединяемые под названием перкнитов) формально нельзя
относить к ультрабазитам (Магматические горные . . . , 1983), поскольку содержание
кремнезема в них превышает граничное значение, принятое для данной группы пород.
С другой стороны, в соответствии с количественно-минералогической классификацией
плутонических образований, перкниты по цветовому индексу попадают вместе с
бесполевошпатовыми ультрабазитами в единую группу ультрамафитов. Это обстоятельство,
а также постоянно наблюдаемая в природе тесная ассоциация пироксен-роговообманко-
вых пород ("основных ультрамафитов") с "ультраосновными ультрамафитами" (ду-
нитами, оливинитами, перидотитами) побудили авторов настоящей работы рассмотреть
пироксениты и горнблендиты в качестве родственных истинным ультрабазитам
образований. При этом, однако, возникли трудности в изложении материала. Оказалось,
что при описании конкретных объектов следовало бы каждый раз разграничивать
термины двух самостоятельных классификаций (ультрабаэиты от ультрамафитов).
Поэтому, чтобы избежать многочисленных повторений, авторам монографии пришлось
довольно часто использовать эти названия как термины свободного пользования, а не в
строгом изначальном понимании, и об этом следует постоянно помнить при чтении.
Подробное описание семейств, видов и разновидностей ультраосновных и
родственных им пород, равно как и их классификация и номенклатура, приведены ранее
(Магматические горные . . . , 1983). Поэтому главной задачей авторов данной книги было
охарактеризовать типичные Природные ассоциации ультрабазитов. Работа построена
по единому для всех монографий серии плану. Она состоит из четырех частей. Три
из них посвящены описанию естественных ассоциаций пород, а в заключительной части
рассмотрены некоторые общие проблемы петрологии ультрабазитов. В описательных
разделах материал изложен в соответствии с общепринятым делением поверхности
Земли на глобальные тектонические структуры. Обязательным условием являлось
привлечение данных по общей геологической позиции и конкретным особенностям
проявления ассоциаций ультраосновных пород, их петрографии, составу
породообразующих минералов, петрохимии, геохимии, изотопии и пр.
Как и в предыдущих книгах, основное внимание в работе уделено ультрабазитам
континентальных сегментов Земли. По ним накоплен огромный фактический материал,
пока несравненно более обширный и детальный, чем по ультрабазитам океана и под-
коровых областей. Это в первую очередь относится к складчатым поясам, в пределах
которых расположен ведущий во многих отношениях тип ультрабазитсодержащих
4
ассоциаций — офиолитовые комплексы. Вместе с ними в главе 1 описаны своеобразные
дунит-пироксенит-габбрбвые ассоциации и небольшие по объему проявления фанеро-
зойских ультраосновных вулканитов — пикритов, к которым отнесены породы с
содержанием MgO > 18 мас.%.
В главе 2 приведены данные по ультрабазйтам зон тектоно-магматической
активизации стабилизированных участков земной коры — древних платформ и более
молодых консолидированных подвижных поясов. В числе рассмотренных объектов —
породы крупных расслоенных интрузивов и их аналоги в дифференцированных телах
небольшого объема, ультрабазиты рифтогенных структур, щелочно-ультраосновных
комплексов с карбонатитами. Здесь же охарактеризованы кимберлиты и
ультраосновные лампроиты, материалы по которым лишь в небольшой мере были отражены ранее
в томе "Щелочные породы". Для их описания в настоящей работе есть и формальные
основания. Хотя щелочность этих ультраосновных вулканитов и повышенна, она все
же недостаточно высока для того, чтобы считать их собственно щелочными породами.
Кроме того, они, как правило, не содержат индикаторных минералов щелочных пород.
Заключительная глава I части монографии посвящена характеристике
ультраосновного магматизма раннего докембрия. Главное внимание в ней уделено специфическим
для ранних этапов развития планеты вулканитам — перидотитовым коматиитам.
Во II части монографии описываются ультрабазиты океанических сегментов Земли.
В ней рассмотрены ультраосновные породы ложа Мирового океана (срединных
хребтов и океанических плит) и активных зон перехода от океанов к континентам
(глубоководных желобов и окраинных морей).
В III части охарактеризованы ультрабазиты подкоровых зон. Среди этих, во многом
еще загадочных образований лучше всего изучены ксенолиты перидотитов в
базальтах и кимберлитах. В этой же части помещено описание своеобразных, мало
распространенных в земной коре массивов и тел гранатовых и шпинелевых перидотитов
и сопутствующих им пород, которые в работе названы высокобарическими (ранее
их именовали высокотемпературными перидотитами). Основанием для этого
послужило присутствие в них характерных минералов высоких давлений.
В заключительной части монографии предпринята попытка обобщить и
сопоставить важнейшие вещественные характеристики ультраосновных и родственных им
пород. На этой основе рассмотрены общие проблемы их генезиса. Здесь же кратко
охарактеризована поздняя эволюция ультрабаэитов в земной коре под воздействием
различных наложенных процессов.
Как и в других книгах серии, общая характеристика ассоциаций ультраосновных
пород сопровождается описанием примеров конкретных массивов и комплексов.
Авторы монографии не ставили задачу полностью отразить все, что сделано в данной
области, да это и невозможно в одной работе при существующей информации. Из
огромного количества рассеянных в литературе описаний геологических объектов выбраны
лишь немногие. При этом учитывалось, что приводимые примеры должны быть не
только типичными, но и исчерпывающе отражать все разнообразие региональных
вариаций природных ассоциаций улырабазитов. Одновременно, принимая во внимание
неравномерность изученности объектов, стояла задача рассмотреть те иэ них, в
которых ультраосновные и родственные им породы охарактеризованы по возможности
полнее. На этом пути возможны ошибки и упущения, заметные читателю, но мы все
же надеемся, что описательная часть монографии адекватно отражает современное
состояние изученности улырабазитов.
Обилие табличных данных в работе отражает не только приверженность ее авторов
к цифрам. Сегодняшняя петрология улырабазитов — это прежде всего их
минералогия и тонкая геохимия, и мьк стремились к тому, чтобы книга могла служить в этом
отношении не просто справочником, но и основой для глубоких корреляций, если
у читателя возникнет такая необходимость. При отборе первичных материалов по
вещественному составу авторы стремились приводить не только самые типичные,
достоверные и дающие представление о диапазоне колебаний состава характеризуе-
5
мых объектов данные, но и, что представляется важным, полученные иск.
с помощью современных прецизионных методов. При анализе минералов это —
геновское микрозондирование, при геохимических исследованиях — нентронгая
вация, масс-спектрометрия, атомная абсорбция, рентгенофлюореспенгшя и др &:
таблицах концентрации петрогенных окислов приведены, как обычно, в час ,
элементов — в г/т, эа исключением специально оговоренных случаев.
После длительного обсуждения редакторы книги решили не помешать в
циального раздела по ультрабазитам космических тел, что, естественно, моя
заться спорным. Наша аргументация сводится к следуюшему. Образцы лунных tV'Pcjl
которые были описаны как ультрабазиты, на самом деле в основной своей массе ~xz-
ставлены либо образованиями серии ANT (анортозит—норит—троктолнт), т.е
существу, основными, хотя и меланократовыми породами, либо отдельными »гг,>
ными обломками фемических минералов с включениями, как, например, "'пернэстжг"*
24182 (Лазъко и др., 1980). Описывать те несколько фрагментов действительно ультра-
основных пород, которые изучали американские исследователи (дунит 72415,
перидотит 15445, осколки ультраосновных стекол и др.), мы посчитали нецелесообразным.
Поэтому за информацией мы отсылаем заинтересованного читателя к хорошо
известному отечественному обзору по ультрабаэитам и кислым породам Луны (Яковлев,
1977).
Сведения по ультраосновным метеоритам, не в пример имеющимся по лунным
ультрабазитам, чрезвычайно обширны (Маракушев, Безмен, 1983; Додд, 1986; Mason.
1979 и др.), хотя и носят в основном узкоспециальный характер. Правда, некоторые
данные, полученные при изучении метеоритов, особенно изотопные и редкоэлементные
(Балашов, 1985 и др.), положены в-основу многих гипотез происхождения Земли,
постоянно используются при обсуждении состава древней и современной мантии,
находят широкое применение в качестве основы для сопоставления тонких
геохимических особенностей различных земных пород. Эти данные по мере надобности
изложены в заключительных главах монографии (часть IV). Большая же часть информации,
полученной по ультраосновным метеоритам, весьма специфична, и ее, на наш взгляд,
трудно без специальных объяснений привлечь для интерпретации геологических фактов
и проблем, связанных с эволюцией земных улырабазитов.
Авторский коллектив, участвовавший в составлении монографии, за небольшим
исключением, представлен сотрудниками отдела петрографии ИГЕМ АН СССР.
Конкретный вклад каждого из них указан в оглавлении. Авторы благодарят своих коллег
из многих научных учреждений страны, способствовавших улучшению рукописи своими
критическими замечаниями и поправками. Авторы сознают, что подобная работа вряд
ли может быть лишена недостатков. Вместе с тем они надеются, что монография
окажется полезной для широкого круга специалистов и тем самым будет способствовать
прогрессу в области исследования ультраосновных пород.
УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ МИНЕРАЛОВ И ИХ СОСТАВЛЯЮЩИХ
АЬ
Am
An
Ant
Вг
СЫ
Срх
Crt
Di
En
Ер
Fa
Fo
Fs
Ну
Gr
Hbl
— альбит
— амфибол
— анортитовая
составляющая в плагиоклазе
— антигорит
— брусит
— хлорит
— клинопироксен
— хромшпинелид
— диопсид
— энстатит
— эпидот
— фаялитовая
составляющая в оливине
— форстеритовая
составляющая в оливине
— ферросилитовая
составляющая в
пироксене
— гиперстен
— гранат
— роговая обманка
Ilm -
Krs -
Lks -
Mem —
Mt -
ti-Mt -
Ol -
Opx -
Ort -
Phi -
PI -
Prg -
Pump—
Q -
Scd -
Sf -
Sp -
Srp -
Та -
Тг -
Wo -
ильменит
керсутит
лейкоксен
магнезиокуммингтонит
магнетит
титаномагнетит
оливин
ортопироксен
ортоклаз
флогопит
плагиоклаз
паргасит
пумпеллиит
кварц
вторичные минералы
сульфиды
шпинель
серпентин
тальк
тремолит
волластонит
ЧАСТЬ I
УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ
КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ СЕГМЕНТОВ
ЗЕМНОЙ КОРЫ
Глава 1
АССОЦИАЦИИ УЛЬТРАБАЗИТОВ СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ
Складчатые области, наряду с платформенными, являются важнейшими структурными
элементами континентальных сегментов земной коры. В рамках фиксистских
геодинамических моделей длительное время считалось, что они образуются на месте
геосинклиналей. В новой системе взглядов, сформировавшейся в последние годы, складчатые
области рассматриваются как зоны активного сопряжения литосферных плит,
продолжающие эволюционировать или уже прекратившие развитие. Этим объясняются
различия в положении складчатых систем, которые по тектонической позиции можно
разделить на две группы: 1) "внутренние", расположенные внутри современных
литосферных плит (Урало-Монгольский пояс, Аппалачи, Панафриканский пояс, каледониды
Северо-Западной Европы и др.); 2) "внешние", маркирующие границы современных
плит или тяготеющие к их границам (Средиземноморско-Гималайский пояс,
периферия Тихого океана, Карибский регион). Разновидностью структур второй группы
можно считать складчатые пояса, сопряженные с современными островными дугами
(Магматические горные..., 1985). Различия в тектоническом положении складчатых
поясов, как правило, не отражаются на главных особенностях одноименных ассоциаций
ультраосновных пород.
В объемном отношении среди ультрабазитов складчатых поясов резко преобладают
перидотиты из нижних частей разреза офиолитов, которые обычно сопровождаются
пестрым набором других ультрамафитов. Незначительную по объему s но весьма
интересную во многих аспектах группу пород составляют плутонические ультрамафиты
дунит-пироксенит-габбровой ассоциации. Излившиеся и гипабиссальные ультрабазиты
изредка встречаются в составе лавовых и дайковых толщ офиолитов. Чаще они
образуют самостоятельные комплексы, которые в настоящем разделе описываются как
пикритовые ассоциации складчатых областей.
УЛЬТРАБАЗИТЫ ОФИОЛИТОВОЙ АССОЦИАЦИИ
Разновозрастные офиолитовые комплексы, энергично изучаемые сейчас во всем мире
(число ежегодных публикаций, затрагивающих проблему офиолитов, достигает
нескольких сотен), обрели популярность благодаря всего лишь одной, но
фундаментальной идее: предположению о том, что офиолиты являются реликтами
океанической коры геологического прошлого и многие из них — своеобразными швами,
"сшивающими" континентальные глыбы в участках поглощения древних океанов
(Р. Дитц, И. Гасс, А.В. Пейве, Н.А. Богданов, А.Л. Книппер и др.). Важнейшим
следствием этой идеи явился вывод о палеоокеанической природе геосинклиналей и их
развитии на офиолитовом фундаменте (А.В. Пейве с соавторами, Дж. Дьюи и Дж. Берд
и др.). Со временем, однако, это неожиданно привело к трудностям и
неоднозначности в оценке геодинамической природы офиолитов. Дело в том, что после
выделения Г. Штейнманном офиолитовой триады (гипербазиты, базиты, кремнистые осадки)
улыраосновные и основные породы последней традиционно рассматривались как
типичные представители магматической ассоциации раннего, собственно
геосинклинального этапа эволюции складчатых поясов (Г. Штилле, Ю.А. Билибин, В.В. Белоусов,
г г г
Дуниты
he 1. Генерализованная схема строения офиолитов. Пояс-
швша в тексте л
Ж. Обуэн и др.). Ситуация изменилась к концу
ЪО-х годов текущего столетия, после обоснова- ,
■п представлений о палеоокеанической
природе офиолитов и заложения основ новой гло-
зстьной тектоники. На ранней стадии разработки
■оспедней считалось, что офиолиты в полном
объеме возникают в срединных хребтах океанов, а
затем тектонически надвигаются на края сиали- 2
ческих блоков (континентов и островных дуг).
Принятие такой схемы автоматически влекло за
гобой пространственное и хронологическое
разграничение двух важнейших этапов эволюции верхней
оболочки Земли — возникновения океанической
коры в срединно-океанических хребтах и нача-
~л формирования континентальной коры (ост-
роводужных комплексов) в зонах
деструкции плит. В этой схеме офиолиты оторваны
от собственно геосинклинального магматизма,
а их появление в складчатых поясах
объясняется дезинтеграцией зрелой океанической
коры. В дальнейшем, однако, углубленное изучение офиолитов привело к осознанию
того факта, что разные офиолиты сильно отличаются в деталях, а развитие мобилист-
ских представлений способствовало пониманию того, что они могли формироваться
в разных геодинамических обстановках (Н.Л. Добрецов, А. Мияширо, Г. Рокси и др.).
Сейчас широко распространено мнение, что возникновение большинства офиолитов
связано с тектоно-магматическими процессами в активных зонах перехода от океана
к континенту. Именно эти зоны считаются наиболее вероятными современными
аналогами геосинклиналей прошлого. Представления, предусматривающие механизмы
междугового и задугового спрединга и образования офиолитов в глубоководных
котловинах краевых морей с последующей обдукцией (надвиганием океанических блоков
на континентальные) либо непосредственно в островных дугах на ранней стадии их
эволюции, фактически смыкаются с некоторыми постулатами учения о геосинклиналях.
Так, длительная эволюция концепции офиолитов, развив и обогатив новым
содержанием идеи Г. Штейнманна и era последователей, по существу, позволила вернуться
к прежним взглядам при поисках места офиолитов в современных петрологических,
тектонических и формационных построениях.
Каково же современное понимание офиолитов? Несмотря на лавину новейшей
информации, длительная дискуссия об объеме и границах термина пока не привела к
единому его толкованию. Интересующимся историей эволюции взглядов на офиолиты
рекомендуем исчерпывающий обзор Р. Колмана. Что же касается настоящей работы,
то в ней принято определение офиолитов, в основном совпадающее с предложенным
участниками Пенроузской- конференции 1972 г., но с учетом ряда более поздних
поправок (Колман, 1979; Геохимия изотопов..., 1983; Moores, 1982). Ниже офиолиты
рассматриваются как характерная ассоциация ультраосновных и основных пород,
находящихся в определенных стратиграфических соотношениях1. В состав ассоциации входят
следующие комплексы: 1) ультрабаэитовый, выделяемый в основании ненарушенных
офиолитовых разрезов и состоящий иэ мощной толщи тектонизированных перидоти-
1 Подразумевается субслоистое строение офиолитов, отвечающее представлениям о них, как о
фрагментах океанической коры. Первичная стратификация офиолитов установлена при картировании
многих тектонически нерасчлененных ассоциаций; отсутствие ее обычно связано с более поздней
структурной перестройкой и дезинтеграцией субслоистых офиолитов.
9
тов с жильной серией разнообразных ультрамафитов; 2) вышележащий габброидный,
объединяющий пеструю толщу закономерно чередующихся в разрезе ультрамафитов
и габброидов; 3) параллельных даек варьирующего состава; 4) вулканический,
представленный разнообразными подушечными лавами и гиалокластитами, венчающими
разрез офиолитов (рис. 1). Сопутствующие осадочные, а также лейкократовые
магматические породы с натриевой специализацией в состав офиолитов не включаются;
они считаются ассоциированными с ними.
Современное понимание офиолитов в значительной мере совпадает с
первоначальными представлениями Г. Штейнманна в части, касающейся выделения в низах
унифицированного офиолитового разреза самостоятельного ультрабазитового
комплекса. Именно зта часть офиолитов со времен пионерской работы У. Бенсона известна как
альпинотипные гипербазиты. Ниже наряду с ними рассмотрены ультраосновные и
родственные породы, входящие в состав габброидного, лайкового и лавового
комплексов.
СТРУКТУРНОЕ ПОЛОЖЕНИЕ
И ВОЗРАСТ ОФИОЛИТОВЫХ УЛЬТРАБАЗИТОВ
Грандиозные линейные пояса, образованные телами альпинотипных гипербазитов,
являются характерной составной частью практически всех позднедокембрийских' и
фанерозойских областей завершенной складчатости и их современных "незрелых"
аналогов (рис. 2). Как уже отмечено, становление альпинотипных ассоциаций долгое
время связывалось с начальными этапами эволюции складчатых областей,
развивавшихся в режиме растяжения. В соответствии с такими представлениями ультрабазиты
и сопряженные с ними породы офиолитов считались автохтонными образованиями.
Они рассматривались в качестве одной из ранних фаз геосинклинального
(инициального, по Г. Штилле) магматизма. С развитием мобилистских концепций широкую
популярность приобрела идея о том, что ультрабазиты представляют верхний слой
мантии (частично кору) палеоокеанов и маркируют участки сочленения сходящихся
литосферных плит. В верхи земной коры складчатых поясов они могут быть внедрены
разными способами: в твердом состоянии вдоль зон глубинных расколов в связи
с явлениями тектонического сжатия (протрузии Ч. Лайелля); надвинуты на края
сиалических блоков в составе офиолитовых аллохтонов в процессе обдукции (скучи-
вания); выведены к поверхности как фрагменты субдукционных комплексов
(А.В. Пейве, СВ. Руженцев, А.С. Перфильев, Ю.М. Пущаровский, Р. Колман и др.).
Геофизические исследования и детальное картирование дают в последние годы все
больше доказательств того, что в складчатых поясах альпинотипные ультрабазиты
действительно находятся преимущественно в аллохтонном залегании, слагая
основание крупных надвиговых чешуи и останцы тектонических покровов; целые гиперба-
зитовые массивы (Хабарнинский, Кемпирсайский на Урале и др.) интерпретируются
как перемещенные фрагменты гигантских лежачих складок (Петрология и
метаморфизм..., 1977; Нечеухин и др., 1979; Перфильев, 1979; Камалетдинов, Казанцева,
1983; Oman ophiolite, 1981 и др.).
В сложной гетерогенной структуре складчатых областей гипербазиты офиолитов
занимают определенную тектоническую позицию, либо фиксируя участки с эвгеосин-
клинальным режимом развития, либо тяготея к зонам гигантских линеаментов,
разграничивающим эв- и миогеосинклинальные структуры. В тех случаях, когда они
присутствуют среди миогеосинклинальных толщ (западный склон Урала, Аппалачи,
Средиземноморье, Оман), зто всегда связано с крупномасштабным шарьированием
фрагментов офиолитов из соседних зон иного структурно-формационного характера
(Перфильев, 1979; Камалетдинов,Казанцева, 1983; Oman ophiolite, 1981 и др.).
Хронологическое положение ультрабазитов в складчатых областях выглядит менее
определенным, так как существует много неясностей при интерпретации их
геологического и абсолютного возраста, а также соотношений со складчатостью и региональ-
10
вым метаморфизмом. Все эти вопросы относятся к числу дискуссионных. Долгое
время широкой популярностью пользовалась идея Г. Штилле о проявлении улыраба-
зитов только в начальный этап эволюции складчатых областей, несколько позже
формирования спилит-диабазовых серий (Ю.А. Билибин, В.М. Сергиевский, НЛ. Михайлов
и др.). Впоследствии появились указания на присутствие в этих структурах двух групп
перидотитов, различающихся по времени внедрения (по отношению к главной фазе
складчатости), — доскладчатых и соскладчатых, а также по отношению к ведущему
метаморфизму (Ю.А. Кузнецов, А.Л. Книппер, Д*.С. Штейнберг с соавторами). Сейчас
представления о строгой хронологической фиксации ультрабазитов в
геосинклинальных толщах и их обязательной связи с "инициальными" вулканитами постепенно
пересматриваются (Г.В. Пинус и Л.В. Агафонов, К.К. Золоев с соавторами, А.Л. Книппер
и др.). Многие исследователи подчеркивают, что складчатые пояса развивались в
течение длительного времени. В результате в одних и тех же структурно-формационных
зонах могут присутствовать разновозрастные улырабазиты, а одновозрастные — про-
трудировать различные по характеру и времени становления вмещающие породы.
Причины этого можно видеть в высокой пластичности измененных ультрабазитов,
чутко реагирующих на тектонические воздействия. Кроме того, выяснилось, что
возрастные соотношения гипербазитов и основных эффузивов сложнее, чем считалось
прежде. Так, в субслоистой модели офиолитов (см. рис. 1) перидотиты ультрабазито-
вого комплекса трактуются уже как фундамент, на котором накапливаются
вулканиты и терригенные толщи (Колман, 1979; Добрецов, 1980); понятно, что в такой схеме
перидотиты являются более ранними, чем "инициальные" базальты.
Резюмируя сложную проблему хронологического положения альпинотипных
гипербазитов в складчатых областях, подчеркнем, что в большинстве случаев действительно
устанавливается их пространственная связь с эффузивами нижних частей эвгеосинкли-
нальных толщ, хотя она и не носит характера обязательной. В современных
тектонических и петрологических работах наметилась устойчивая тенденция отождествлять
эту связь с сохранностью фрагментов древней океанической коры среди более поздних
отложений. При отсутствии такой связи гипербазитовые массивы можно считать
дезинтегрированными и перемещенными частями офиолитов, тектонически сопряженными
с более молодыми образованиями, что происходит, например, при формировании
меланжей.
Возрастной диапазон формирования альпинотипных гипербазитов также относится
к числу дискуссионных проблем: остается неясным, когда они впервые появляются
в геологической истории. Этот вопрос тесно связан с аналогичной проблемой нижней
возрастной границы офиолитов, а в более широком аспекте — с дискуссией о
времени возникновения первых достоверных геосинклиналей и, следовательно,
проявления механизма тектоники плит в его современном понимании. Не вызывает сомнения
широкое распространение альпинотипных гипербазитов в складчатых областях неогея
(В.Е. Хаин, А. Кренер, Н.Л. Добрецов). Существование более древних,
нижнепротерозойских, аналогов уже до некоторой степени проблематично, да и сами подвижные
пояса этого возраста отличаются от фанерозойских рядом особенностей осадконакоп-
ления, тектоники и магматизма (В.Е. Хаин, М.В. Муратов, Е.М. Лаэько, А.Ф. Грачев,
B.C. Федоровский и др.). Нижнепротерозойские габбро-гипербаэитовые комплексы
в Байкальской горной области, Воронежском кристаллическом массиве, на
Балтийском и Канадском щитах (Грудинин, 1979; Магматические формации раннего..., 1980
и др.) обладают определенным сходством с габброидами и ультрамафитами более
молодых офиолитовых ассоциаций. Вместе с тем существуют и отличия, в частности
в составе ультраосновных пород, взаимоотношениях габброидов и ультрабазитов,
их соотношениях с вмещающими эффузивными толщами; в ряде случаев (Северная
Карелия, Украина) выделяемые "алышнотипные" гипербазиты вовсе не
сопровождаются основными плутоническими и вулканическими породами, а залегают в грани-
то-гнейсах. Все сказанное позволяет относить нижнепротерозойские спилит-диабаз-
габбро-ультрабазитовые ассоциации к офиолитам лишь с известной долей условности.
11
Итак, вероятной нижней возрастной границей достоверных офиолитов и альпино-
типных улырабазитов, по-видимому, следует считать начало верхнего протерозоя.
Образование альпинотипных ассоциаций с этого времени не было равномерным:
существуют периоды преимущественного их формирования. Хуже всего задокументированы
начальные эпохи офиолитогенеза. Ассоциации позднего докембрия
(немногочисленные комплексы в обрамлении Восточно-Лавразийских платформ; высокометамор-
физованные офиолиты Арморикано-Иберийской системы, комплекс Рид-и-Бонт в
Уэльсе, ультрабазиты Чешского и Центрального Французского массивов, гипербази-
товые пояса Центральной Бразилии, Нубийско-Аравийского щита, хр. Антиатлас, плато
Хоггар, Мавритании и некоторые другие) мы, вслед за В.Е. Хаиным, выделяем в
единый крупный рифейский цикл.
Эпохи преимущественного формирования альпинотипных гипербазитов особенно
характерны для последующих периодов. Можно выделить вендско-раннепалеозой-
ский (каледонские комплексы Урало-Монгольского пояса), нижнепалеозойский
(ультрабазиты каледонид Норвегии, Великобритании и Аппалач, немногочисленные
массивы в австралийском, дальневосточном и североамериканском сегментах
Тихоокеанского пояса), среднепалеозойский (герцинские ультрабазиты
Урало-Монгольского , Тихоокеанского и Средиземноморского поясов), верхнепалеозойский—ранне-
мезозойский (массивы западного и северо-восточного обрамления Тихого океана
в Новой Зеландии, Японии, Приморье, на Северо-Востоке СССР, западе США),
средне-верхнемезозойский (офиолиты Западных Альп, Апеннин, Балканского
полуострова, Турции и Малого Кавказа; многочисленные комплексы по северной периферии
Тихого океана в Японии, Приморье, Корякском нагорье, Кордильерах Канады и США,
Калифорнии, Центральной Америке; офиолиты Карибского региона) и
верхнемеловой—палеогеновый (ультрабазиты восточной половины Средиземноморского пояса
на Кипре, в Малой Азии, Омане, Иране, Гималаях и Юго-Восточной Азии,
многочисленные тела по северо-западной периферии Тихого океана от Камчатки до Новой Гвинеи)
циклы. Нетрудно видеть, что формирование улырабазитов в геологической истории
Земли начиная с верхнего протерозоя было почти непрерывным, но резкое его
усиление сопряжено с эпохами максимальной тектонической активности тех структурно-
формационных зон, с которыми эти породы связаны.
УЛЬТРАБАЗИТОВЫЙ КОМПЛЕКС
Хотя улыраосновные породы улырабазитового комплекса офиолитов (альпинотип-
ные гипербазиты — sensu stricto) очень характерны для складчатых областей,
распространены они там весьма неравномерно. В одних случаях, например на Урале, в Альпах,
Центральной Монголии, на западе США, ультрабазиты буквально насыщают звгеосинк-
линальные отложения, тогда как в других регионах (центральная и крайняя
восточная части Урало-Монгольского пояса, Аппалачи, Западная Европа и др.) они
встречаются спорадически.
Ассоциируют с альпинотипными гипербазитами деформированные и в различной
степени метаморфизованные вулканогенно-осадочные толщи - основные эффузивы
натриевой специализации (спилит-диабазы прежних классификаций), кремнистые
и кремнисто-карбонатные серии, отложения флишоидного типа, аспидные и глинистые
сланцы, яшмы, аргиллиты, граувакки и т.п. По степени метаморфизма вмещающие
породы варьируют от почти неизмененных до преобразованных в условиях амфиболи-
Рис. 1. Схема распределения альпинотипных гипербазитов в разновозрастных складчатых поясах и в
Мировом океане (тектоническая основа по М.В. Муратову)
1 — древние платформы; 2—6 —складчатыеобласти: 2 — верхнепротерозойские,3 — каледонские,
4 - герцинские, 5 - мезозойские, 6 — кайнозойские; 7 — офиолиты (а) , их докембрийские аналоги
(б) и выходы гипербазитов на дне морей и океанов (в) , вне масштаба; 8 — границы современных
литосферных плит; 9 — крупнейшие трансформные разломы (а) и глубоководные желоба (б)
13
товой фации; в целом в более древних ассоциациях степень метаморфизма увел:
вается.
Основной формой проявления альпинотипных гипербазитов являются протя
ные, иногда почти непрерывные цепочки удлиненных и одинаково ориентированных
в плане тел, которые получили название гипербазитовых (перидотитовых) пояса*
(см. рис.11). Иногда массивы залегают кулисообразно, без формирования четко
обособленных линейных структур. Известны также одиночные, обычно крупные тепа.
входящие в состав тектонических покровов.
Своеобразными формами проявления альпинотипных гипербазитов, сыгравшюа
огромную роль в понимании особого их значения при горизонтальных движениях
в литосфере, служат серпентинитовые тектониты: милониты и особенно меланжк.
Они всегда приурочены к зонам интенсивных деформаций, причем милониты более
характерны для плоскостей взбросов и крутых надвигов, а настоящий меланж — ^зя
основания крупных шарьяжей. Милониты — это небольшие изометричные или ч
ненные в плане, резко уплощенные тела и зоны, сложенные раздробленным и перетег-
тым серпентинизированным улыраосновным материалом, почти свободным от об. »•-
ков сопутствующих пород. Под меланжем принято понимать тектонические брекчии
глыбовый материал которых представлен дезинтегрированными фрагментами офнолж-
тов и окружающих толщ: гипербазитов, габброидов, спилитов, туфов, кремни^
глинистых сланцев, радиоляритов, известняков, амфиболитов и др. Все эти породы
хаотически перемешаны, смяты, раздроблены, развальцованы и сцементированы
пентинитом (А.В. Пейве, А.Л. Книппер, М.А. Камалетдинов и др.) .
Внешние контуры ультрабазитовых тел часто согласны со сланцеватостью или ел
тостью вмещающих образований, но нередки и секущие соотношения, что особе
характерно для крупных массивов. Иногда серпентиниты как бы "обтекают"
замкнутые структуры типа куполов или брахиантиклиналей.
Размеры отдельных тел альпинотипных гипербазитов на поверхности колеблются
в широких пределах — от мелких линз в составе меланжей, не достигающих по
длинной оси и десятков метров, до гигантских межформационных массивов плош
в тысячи квадратных километров. Форма их в огромном большинстве случаев может
быть охарактеризована как линзовидная (для небольших тек тонизированных т
или пластинообразная (у крупных массивов), в общем согласная со структурой
вмещающих толщ; во многих работах она определялась как лополитовая, факолитов&к
акмолитовая, гарполитовая, лакколитовая, моноклинальная и т.п. Вместе с тем в
складчатых областях распространены и настоящие серпентинитовые протрузии диапк-
рового типа (А.Л. Книппер,С. Карамата.Р. Колман).
Гравиметрические и аэромагнитные исследования, иногда заверенные буровыми
работами, подтверждают пластинообразную или чешуйчатую форму тел ультрабазито ,
у некоторых из них зафиксированы крутые контакты, выполаживающиеся под
пассивами (М.А. Камалетдинов, В,И. Сегалович), Вертикальная мощность крупнейших
тел составляет, по геофизическим данным, до 5—6 км, причем она сильно варьирует
в разных их частях. Присутствие подводящих (питающих) каналов, прежде не подве:-
гавшееся сомнению (А.А. Непомнящих, АЛ.Бачин, А.А.Пацков,Ю.М.Коллегановм
Ф.Г. Саранцев и др.), теперь либо отрицается, либо дискутируется (Грудинин, 1979:
Нечеухин и др., 1979; Oman ophiolite, 1981 и др,)- Во всяком случае, убедительных
и однозначно толкуемых доказательств существования таких каналов ни в прежних,
ни в современных работах нет. Особенности фиксируемых близ крупных массивов
гравитационных максимумов (Южный и Полярный Урал, Западный Саян), которые раньше
интерпретировались как автохтонные "корни" гипербазитов и залеченные ими магмо-
подводящие каналы (данные В.И. Дружинина с соавторами, Ю.М. Коллеганова
Ф.Г. Саранцева, В.И. Сегаловича), на самом деле могут быть связаны со структурой
"базальтового" слоя коры звгеосинклиналей (Нечеухин и др., 1979; Берлянд, 1982
Дайковые серии во вмещающих толщах, отвечающие по составу породам ультраба-
зитового комплекса и сопровождающие крупные тела, неизвестны.
14
Контакты перидотитовых массивов и мелких тел с породами рамы, как правило,
тектонические. В эндоконтакте ультрабазиты обычно представлены сильно рассланцо-
ванными "давлеными" серпентинитами. Если сама зона контакта тектонизирована
незначительно, признаки интенсивных деформаций (многочисленные разрывы, участки
дробления, милонитизации и пр.) неизменно наблюдаются во вмещающих толщах.
Длительная дискуссия о существовании первичных интрузивно-магматических
контактов у некоторых крупных перидотитовых тел сейчас практически привела к
отказу от подобных взглядов. Ревизия многих прежних "магматических"
представлений (С. Карамата, В.П. Логинов, Г. Челлис, А.Н. Феногенов и В.Г. Чернов, Л.-Э- Рику)
показала, что исследователей часто вводили в заблуждение процессы родингитизации,
принимавшиеся за высокотемпературное воздействие перидотитовой магмы на
окружающие породы (Камалетдинов, Казанцева, 1983; Coombs et al., 1976 и др.). Иногда
родингиты даже описывались как роговики или скарны. Действительно, родингитовые
оторочки вокруг гипербазитовых массивов спаивают их в одно целое с вмещающими
отложениями, создавая иллюзию "приваренного" магматического контакта. Обе
соприкасающиеся толщи, однако, всегда сильно тектонизированы в удалении от контактовой
зоны, что хорошо проявлено, например, в массивах Крака на Южном Урале.
Контактовое воздействие ультрабазитов на окружающие породы иногда совершенно
не улавливается; в других случаях оно выражено крайне слабо. Такие соотношения
крупных масс ультраосновных пород с практически неметаморфизованными
отложениями всегда поражали петрологов и в конце концов привели к развитию
немагматических гипотез становления альпинотипных гипербазитов: "Парадоксальным является
то обстоятельство, что даже очень большие по размерам тела гипербазитов
сопровождаются очень слабыми контактовыми изменениями вмещающих пород; зто может быть
объяснено только низкой температурой интрудированного ультраосновного материала.
Вместо нормальных высокотемпературных роговиков в контактах с гипербазитами
обычно наблюдаются лишь слабо выраженные явления окварцевания и альбитизации
вмещающих сланцев..." И далее: "Той же низкой температурой... объясняется
отсутствие в эндоконтактовых зонах гипербазитовых массивов каких-либо признаков
ассимиляции вмещающих пород. Ксенолиты, изредка встречающиеся в краевых частях
массивов, обычно не испытывают существенных изменений даже в том случае, если
они представлены известняками" (Кузнецов, 1964, с. 87—88).
Тем не менее известны случаи интенсивного контактового воздействия
ультраосновных пород на прилегающие толщи. Оно выражается в возникновении узких зон
изменения последних, приуроченных к подошве крупных перидотитовых блоков
(Петрология и метаморфизм..., 1977; Jamieson, 1981; Oman ophiolite, 1981 и др.).
В этих зонах, получивших название метаморфических ореолов (Колман, 1979),
степень метаморфизма по мере удаления от ультрабазитов быстро падает. При этом
возникает однотипная зональность: маломощные (первые метры) оторочки
гранатовых амфиболитов или даже гранулитов (?), непосредственно прилегающие к
перидотитам, сменяются безгранатовыми парагенезисами, а затем породами низких
ступеней амфиболитовой (первые сотни метров), эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой
фаций. Последние постепенно переходят в неизмененные геосинклинальные отложения.
Гранулиты и гранатовые амфиболиты могут выпадать из разреза. Общая мощность
зональных контактовых ореолов достигает 1 км, но обычно она значительно меньше.
Минеральные равновесия в гранатовых амфиболитах стабилизированы при 750—900°С
и 3—5 кбар, в пироксеновых гранулитах — при сходных температурах и еще более
высоких давлениях (Jamieson, 1981; Oman ophiolite, 1981; Pamic, Adib, 1982).
Природу контактовых ореолов интерпретировали по-разному. Некоторые
исследователи (Н.В. Павлов, С. Карамата, У. Смит) основывались на концепции
магматического внедрения перидотитов; в рамках такой схемы формирование ореолов было принято
объяснять контактово-метаморфическим воздействием улыраосновного расплава на
вмещающие породы. Хотя высокие температуры этих образований косвенно
подтверждают зти взгляды, решающей в данном случае все же является современная структур-
15
ная интерпретация перидотитов, непосредственно граничащих с амфиболитами. В
микроструктурах этих перидотитов, местами переходящих в ультраосновные милониты,
фиксируются следы интенсивных синкинематических напряжений. Вверх по разрезу
перидотитовых тел их сменяют улырабазиты, подвергшиеся гораздо меньшему стрессу
(Nicolas et al., 1980). Признаки многофазной деформации, сланцеватость и
параллельность осей складок контакту с перидотитами в полной мере присущи и породам
метаморфических ореолов (Колман, 1979). Р. Колман особо подчеркивает отсутствие в
них роговиковых структур, характерных для статических магматических контактов.
Поскольку перидотиты и подстилающие их амфиболиты образуют структурно единую
толщу, все сказанное вряд ли позволяет сомневаться, что образование
метаморфических ореолов в подошве перидотитовых массивов связано с процессами динамотер-
мального метаморфизма при шарьировании офиолитов. Источником энергии
метаморфических реакций служит как внутреннее тепло надвигаемых ультрабазитовых
блоков, так, вероятно, и тепло, выделяемое при их трении о подстилающие толщи
(Malpas, 1979; Oman ophiolite, 1981).
Соотношение ультрабазитов с перекрывающими их породами внутри офиолитовой
ассоциации представляет самостоятельную и пока еще не решенную проблему. Ее
спорные аспекты освещены в следующем разделе, а здесь отметим, что,.судя по описаниям,
возможны два основных типа соотношений. В первом случае в стратифицированных
разрезах офиолитов (см. рис. 1) дуниты габброидного комплекса переслаиваются с
подстилающими перидотитами, иногда даже проникая в их толщу и переходя в
жильные тела, а вверх по разрезу постепенно сменяются расслоенными улырамафитами и
габброидами. Несмотря на взаимные переходы всех членов этой части разреза, между
региональными структурными планами улырабазитового и габброидного комплексов
постоянно фиксируется угловое несогласие (Петрология и метаморфизм..., 1977;
Колман, 1979 и др.). Разновидностью первого случая являются разрезы, в которых
угловое несогласие сопровождается тектоническим. Иногда таким срывам придается
значение главной поверхности расслоения внутри литосфернои плиты при скучивании
(А.В. Пейве, Ю.М. Пущаровский, Н.А. Богданов и др.). Иная картина наблюдается в
разрезах второго типа, в которых первичная стратификация офиолитов, по-видимому,
отсутствует или сильно нарушена. Здесь габброиды находятся в резко несогласных
(рвущих) соотношениях с ультрабазитами. Они не образуют дискретного слоя, а
проявляются в виде секущих перидотиты тел, становление которых происходило на разных
уровнях разреза офиолитов (данные Н.П. Михайлова, В.Н. Москалевой, В.В.
Белинского, Ф.П. Леснова и др.)- Можно предполагать, что некоторые из таких базитовых
интрузивов являются уже постофиолитовыми.
Массивы альпинотипных гипербазитов, особенно крупные, как правило, гетероген-
ны, что вызвано прежде всего варьирующим набором пород и их текстурами. В ультра-
базитовом комплексе доминируют гарцбургиты с 15—20% ромбического пироксена.
Значительно меньше распространены дуниты и пироксениты. Типичные лерцолиты в
общем не характерны; количество клинопироксена в них обычно лишь немного выше
граничного значения, позволяющего выделять этот вид. Едва ли не единственным
исключением являются массивы Западного Средиземноморья, где лерцолиты резко
преобладают над гарцбургитами. Среди перидотитов развиты почти исключительно
шпинелевые (с хромшпинелвдом или хромистой шпинелью) разновидности, но в
некоторых массивах Урала, Средиземноморья и по периферии Тихого океана известны
плагиоклазовые разновидности (Белинский, 1979; Савельева, Денисова, 1985;
Menzies, Allen, 1974; Beccaluva et al., 1984). Всевозможные сочетания перечисленных
пород в конкретных разрезах и неоднородности в распределении их ведущих
минералов — оливина, ромбического и моноклинного пироксена, хромшпинелида,
плагиоклаза - обусловливают сложную внутреннюю структуру массивов, фиксируемую на
разных уровнях организации вещества.
Одним из распространенных элементов первичной неоднородности пород ультраба-
зитового комплекса является ритмичная расслоенность гарцбургитов, именуемая
16
Рис. 3. Расслоенные гарцбургиты Войкар-Сыньинского массива (фото Е.Е. Лазько)
также полосчатостью (рис. 3). Иногда она проявлена на больших площадях, но чаще
участки с прекрасно выраженной расслоенностью перемежаются с однородными гарц-
бургитами, Появление расслоенности обусловлено многократным чередованием
прослоев с варьирующими соотношениями оливина и ортопироксена. Ритмичное их
чередование не раз в прошлом побуждало исследователей выделять в гипербазитовых
массивах "полосчатые дунит-гарцбургитовые комплексы". Ритмичность очень часто
носит симметричный характер. В обособленных слоях содержание ортопироксена
варьирует от 70—80 (оливиновый ортопироксенит) до 5—10% (энстатитовый дунит);
в то же время общее количество минерала в пределах нескольких ритмов сохраняется
на уровне 15—20%, что соответствует "мировому" типу гарцбургита (Штейнберг, Чащу-
хин, 1977). Мощность отдельных слоев в ритме меняется от первых сантиметров до
1—2 м. Наиболее мощные из них сложены типичным гарцбургитом с 15—25%
ортопироксена, наименее мощные — оливинсодержащими ортопироксенитами и знстатито-
выми дунитами, т.е. породами, близкими к мономинеральным. В одном обнажении
обычно соседствуют любые промежуточные по минеральному составу между
перечисленными главными членами разновидности. Границы отдельных слоев прямолинейны,
но не резки. Характерны складчатые деформации расслоенности, обычно большого
радиуса (свыше нескольких метров), а также смещения ее по тектоническим
нарушениям.
Замечательной особенностью ритмично расслоенных улырабазитов является
однородность состава минералов на всем протяжении разрезов гарцбургитовых массивов,
иногда достигающих многокилометровой мощности (Лазько, 1984, Coombs et al,,
1976; Ophiolites, 1980; Oman ophiolite, 1981). Отсутствие скрытой расслоенности,
асимметрии в строении ритмов и угловых несогласий при напластовании, столь
характерных для расслоенных плутонов, а также выдержанность
количественно-минерального состава гарцбургитов на большом расстоянии в разрезе и плане делают
предпочтительной твердофазовую (динамометаморфическую) модель образования расслоенности.
Не исключен и модифицированный ее вариант, учитывающий возможность
переотложения отдельных компонентов породы в жидкой фазе при неоднородных
напряжениях в деформируемой среде (Лазько, 1984; Nicolas, Poirier, 1976; Dick, Sinton,
1979).
Расслоенное» подчеркивает внутреннюю структуру перидотитовых блоков и может
быть как согласной, так и дисконформной по отношению к их контурам. В ряде
случаев она очерчивает сигмоидные, воронкообразные, желобовидные структуры и
складки, возникающие в альпинотипных гипербазитах при их становлении в коре
(Петрология и метаморфизм..., 1977; Dick, Sinton, 1979). В обнажениях расслоенность обычно
сопровождается минеральной или агрегатной линейностью. Образование последней
вызвано группировкой хромшпинелида, орто- и клинопироксена в удлиненные
веретенообразные агрегаты, ориентировка которых субсогласна с направлением расслоен-
ности.
Другим типичным элементом неоднородности ультрабазитового комплекса является
жильная серия ультрамафитов. Она представлена секущими расслоенность перидотитов
жилами и дайками дунитов, разнообразных пироксенитов (орто- и клинопироксенитов,
вебстеритов), амфибол-пироксеновых парагенезисов, горнблендитов (перечислены в
порядке распространенности) и их оливинсодержащих аналогов (рис. 4).
Разновидностью жильных ультрамафитов можно считать крупные, также секущие расслоенность
тела дунитов. Иногда они не уступают в объеме гарцбургитам и содержат
промышленные скопления хромита. Наряду с улырамафитами в составе жильной серии известны
разнообразные габброиды,
Мощность жил колеблется от долей сантиметра до нескольких метров; дунитовые
тела достигают многих десятков и сотен метров в поперечнике, Обычно наиболее
мощны дунитовые жилы и дайки, связанные с крупными телами дунитов; наименее мощны
клинопироксенитовые прожилки. Границы жил, секущих слоистость, на первый взгляд
резкие и четкие, при ближайшем рассмотрении всегда оказываются слегка размытыми,
извилистыми; дунитовые тела в местах сгущения ортопироксеновой вкрапленности
образуют раздувы и "втеки" в обогащенные ортопироксеном полосы. Морфология
жил и даек многообразна. Обычно это линейные, не имеющие выдержанного
простирания тела, прослеживающиеся в обнажениях на значительное расстояние. Они
сопровождаются раздувами и пережимами, иногда переходят в сеть тонких прожилков.
Последние часто изогнуты, ветвятся по простиранию, слагают птигматитоподобные
складки, резко выклиниваются (см. рис. 4,6), смещаются тектоническими
нарушениями и более поздними жилами иного минерального состава. В ряде случаев жилы
утрачивают непрерывность, переходя в обособленные фрагменты, и заканчиваются
цепочками кристаллов оливина или пироксенов.
Стратификации в улырабазитовых комплексах ранее придавалось большое
значение. Выделялись даже "первично-расслоенные" массивы, в которых нижние части якобы
имеют дунитовый состав, а верхние — гарцбургитовый, и "псевдостратифицирован-
ные" - с чередованием слоев тех и других пород по вертикали (Штейнберг, 1969).
Новые данные заставляют отказаться от выделения "донных" дунитов. Глубокие
скважины, пробуренные в южной части Кемпирсайского массива, вскрыли под горизонтом
преимущественного распространения дунитов толщу стандартных, выдержанных по
составу гарцбургитов. Результаты бурения и эксплуатации хромитовых месторождений
свидетельствуют о том, что дуниты либо сопряжены с хромитовыми телами, либо
беспорядочно "разбросаны" в гарцбургитах (Павлов, Григорьева, 1973; Штейнберг и др.
1980). Стратификация выглядит более реальной при появлении в верхах перидотитовых
блоков лерцолитов и плагиоклазовых лерцолитов (Павлов, Григорьева, 1973; Велин-
ский,1979).
Микроструктуры пород ультрабазитового комплекса длительное время описьгаались
как панидиоморфнозернистые, гипидиоморфнозернистые, аллотриоморфнозернистые
и т.п. Считалось, что их особенности указывают на кристаллизацию пород из улыраос-
новных расплавов, Радикальная переоценка генетического характера микроструктур
глубинных ультраосновных пород произошла только в последние 10—15 лет, после
того как было начато их изучение методами металлографии и физики твердого тела
(К. Рзлей, Ю. Чепмен, X. Грин, А. Николя с сотрудниками, Дж. Уиртмен, Н. Картер
и др.). Новая интерпретация геологических и микроструктурных данных привела к
широкому развитию взглядов на эти образования как на мантийные тектониты.
18
Рис. 4, Жильиые породы ультрабазитового комплекса Войкар-Сыньинского массива (фото Е.Е. Лазь-
ко)
й — дунитовые жилы (белое), секущие расслоенные гарцбургиты; б — плойчатая птигматитопо-
добная жила дунита (светлое) в массивном гарцбургите; в центре — выклинивающаяся жила веб-
стерита (темное)
Образно говоря, исследователи научились видеть в текстурах и структурах улырабази-
тов следы интенсивных напряжений, которым породы подвергались на глубине.
Основой новой точки зрения послужили прежде всего эксперименты с перидотитами и ду-
нитами при высоких температурах (1000-1300"С) и давлениях (5-30 кбар).
Оказалось, что в таких условиях под действием внешней нагрузки ультрабазиты ведут себя
подобно вязким жидкостям и обладают способностью течь в твердом состоянии
(Nicolas, Poirier, 1976 и др.). В результате они подвергаются твердопластической де-
19
формации, следы которой запечатлеваются в их микроструктуре. Детальное
рассмотрение механизмов течения и способов возникновения деформационных структур, равно
как и их экспериментальное обоснование, выходит за рамки настоящей работы. Этим
вопросам посвящены специальные обзоры А.А. Гончаренко, А.А. Меляховецкого,
А.А. Савельева и Г.Н. Савельевой, С.А. Щербакова, а также исчерпывающая работа
А. Николя и Ж. Пуарье. Поэтому ниже излагаются только сведения, необходимые для
интерпретации общепетрографических и микроструктурных данных по интрузивным
улырабазитам.
Как показали многочисленные эксперименты, высокотемпературное пластическое
течение пород осуществляется несколькими способами: путем внутризернового
(трансляционного) сдвига (скольжения), межзернового скольжения, синтектонической
перекристаллизации или разными их комбинациями. Все эти процессы заметно
стимулируются присутствием в ультрабазитах небольшого количества (первые проценты)
интерстициального расплава или флюида (модели течения кристаллической "каши"
Р. Джорджа, Б. Марша, Н.Л. Добрецова и др,)- В результате этих процессов в
ультрабазитах создаются определенные типы ориентированных микроструктур, которые и
фиксируются при микроскопических исследованиях. Большое влияние на характер
микроструктур оказывают также отжиг и не сопровождающаяся деформацией
перекристаллизация, Наиболее легко деформируемым и одновременно подверженным
перекристаллизации минералом в ультрабазитах является оливин. Он обладает несколькими
потенциальными системами трансляционного скольжения, в основном совпадающими с
кристаллографическими элементами. Реализация той или иной из них зависит от Р—Т
условий и интенсивности деформации. Другой важнейший минерал перидотитов —
ортопироксен — также подвержен трансляционному скольжению, но перекристаллизо-
вывается менее охотно, чем оливин (Меляховецкий, 1982; Щербаков, 1981; Nicolas,
Poirier, 1976).
При умеренной пластической деформации в породообразующих силикатах возникает
так называемая субструктура. При этом отдельные индивиды разбиваются на блоки
(субзерна), повернутые относительно друг друга на небольшой угол, Внешне зто
проявляется в неоднородном ("облачном") погасании зерен; в пироксенах вдобавок
искривляются трещины спайности и пластинчатые структуры распада твердых
растворов. Прогрессирующая деформация ведет к перестройке формы зерен (вытянутости,
уплощенности), появлению в них так называемых полос излома плоскостных
элементов структуры (kink-bands)l — тех же- линий спайности, структур распада,
двойниковых швов, зон включений и т.п. — с отчетливыми границами (рис. 5). Наконец, еще
более интенсивная деформация часто сопровождается перекристаллизацией улырабази-
тов с формированием разных генераций минералов, полигональных "сотовых" (грано-
бластовых) агрегатов с тройными сочленениями границ под углом 120°, серий зерен с
искаженными в разной степени кристаллическими решетками и др.
Все зти явления приводят к возникновению в породах своеобразных микроструктур,
которые могут быть выстроены в ряд по степени их деформированности и
перекристаллизации. Главными типами микроструктур в этом ряду, лишенном каких бы то ни
было признаков дискретности, являются протогранулярный, порфирокластический и гра-
нобластовый (данные А. Николя с сотрудниками, Б. Харта, Г. Гарути, А.А,
Меляховецкого и др.), Наиболее примитивна (наименее деформирована) протогранулярная
(гранулярная, грубозернистая) микроструктура. Основными ее признаками являются
крупные и примерно одинаковые размеры изометричных зерен оливина и ортопироксена
(до 5—10 мм), близкие к прямолинейным границы индивидов, множество тройных
сочленений последних, слабое развитие видимых проявлений деформации (рис, 6,я),
Ортопироксен проявляет склонность к тесной ассоциации с клинопироксеном и хром-
шпинелидом в системах линейных агрегатов. Оптическая ориентировка минералов
улавливается редко, Хромшпинелиду присущи червеобразные, сложные по форме
* Термин, принятый в англоязычной геологической литературе.
20
5. Полосы излома в деформированном
ортопироксена из лерцолита мас-
Бальмуччия, Западные Альпы (Nico-
. 1976)
расположенные в интер-
х более крупных силикатов. Под
вием деформации изометричные
■кпшилы силикатов протогрануляр-
■ыхультрабазитов становятся отчетли-
*: удлиненными, контуры их извилис-
швсн. иногда ступенчатыми; во мно-
m выделениях развивается субструк-
~> та. При микроструктурных исследо-
часто устанавливаются признаки ориентировки минеральных агрегатов. При
этом перекристаллизация пород пока еще не происходит. Такие особенности
нстерны для протогранулярной микроструктуры, переходной к порфирокластичес-
«~Л В типичных порфирокластических ультрабазитах, отражающих более высокую
—л:ень деформации, присутствуют две отчетливо различающиеся категории индивидов:
крупные зерна с выраженной субструктурой (порфирокласты); 2) мелкие (обычно
зге 1 мм) полигональные зерна без признаков деформации, т.е. перекристаллизован-
(необласты). В таких породах хорошо проявлена ориентировка минеральных агре-
гггов: порфирокласты имеют продолговатый облик, а необласты часто группируются
алоль их границ (см, рис. 6,6), Тектонизированный характер пород подчеркивается
веретенообразными агрегатами хромшпинелида, визуально хорошо различимыми,
Различная компетентность силикатов ощутимо сказывается в порфирокластических
породах: оливин образует здесь преимущественно необласты, а ортопироксен — порфиро-
с:асты. В последних часто можно наблюдать искривление линий спайности и полосы
■злома.
Дальнейшее нарастание деформации при относительно невысоких температурах
ниже 800—900° С) влечет за собой возникновение катаклазитов и бластомилонитов
редкими порфирокластами ортопироксена и тонкозернистой (сотые доли
миллиметра) оливиновой основной массой1, а при высоких — интенсивную
перекристаллизацию ультрабазитов и развитие гранобластовых микроструктур. Для последних (еще
они известны как зквигранулярные) характерны мелкие (до 1 мм), примерно
одинаковые по размеру зерна силикатов, прямые границы между индивидами, сходящиеся под
утлом около 120° в точках тройных сочленений, отсутствие внешних проявлений де-
Ьюрмации. В отличие от протогранулярных в гранобластовых ультрабазитах хромшпи-
тид образует мелкие, иногда хорошо ограненные кристаллы, которые или
расположены внутри зерен оливина, или тяготеют к тройным сочленениям последних (см,
рве. 6,в). Оптическая ориентировка минералов обычно выражена очень хорошо. Раз-
видности гранобластовой микроструктуры — пластинчатая и мозаичная,
отличающиеся морфологией индивидов преобладающего оливина.
При максимальных в природных условиях степенях деформации ультрабазиты
подвергаются так называемому сверхпластическому течению, В результате в них
развиваются специфические порфирокластические мозаичные и мозаично-флюидальные
микроструктуры. Они редки и наблюдались почти исключительно в ксенолитах
гранатовых перидотитов из кимберлитов.
Распространенные типы микроструктур известны не только в офиолитовых, но
В таких породах мелкозернистый гранулированный оливин часто образует "заливы", "втеки"
ж даже включения в порфирокластах ортопироксена, что считалось в свое время одним из главных
доказательств метасоматического развития гарцбургитов по ортопироксенитам путем "оливини-
задии" ромбического пироксена (Г,М. Виноградская, С,В, Москалева, А,Г. Бакиров).
21
^ JJp**^ •"'.■: "' ■ " ?
&&я- ■;■■■■■
Рис» 6. Микроструктуры алышнотипных
ультрабазитов
а — протогранулярная без признаков
деформации, увел. 16, с анализатором
(коллекция Е.Е. Лазько) ; б — порфирокласти-
ческая, увел. 30, с анализатором (Меляхо-
вецкий, 1982); в — гранобластовая
таблитчатая, увел. 6, с анализатором (Nicolas,
Poirier, 1976); видны мелкие зерна хром-
шпинелида, включенные в оливин
22
■ s других глубинных ультрабазитах, предположительно происходящих из верхней
тшижв (океанических перидотитах, ксенолитах в базальтах и кимберлитах и др.).
Вэшмопереходы микроструктур дают ясное представление о том, как и в каком
ШЕравлении развиваются процессы деформации и перекристаллизации ультрабазитов
ш тдароде. Вместе с тем проблематичным остается происхождение исходной протогра-
итмрной микроструктуры. Наиболее распространена точка зрения, что такие породы
асаверглись частичному плавлению и последующей высокотемпературной перекристал-
w-"uhh. придавшей ультрабазитам "равновесный" отожженный облик.
Породам ультрабазитового комплекса офиолитов обычно свойственно протогрануляр-
ш:< (со следами деформации), чаще порфирокластическое сложение; иногда среди них
встречаются бластомилониты. Гранобластовые микроструктуры в целом не
характерам. А. Николя с сотрудниками специально изучалось распределение структурных типов
т^ьтрабазитов в ряде массивов. Согласно их данным, идеализированный разрез ультра-
бкзнтового комплекса по структурным особенностям может быть разделен на три
■езавные части. Наиболее деформированные порфирокластические породы со следами
интенсивной перекристаллизации приурочены к подошве перидотитовых блоков,
сопровождаемых метаморфическими ореолами. Именно здесь обычны зоны катаклаза и
мжлонитизации. Степень деформации постепенно уменьшается кверху, ив 1 —2 км от
Зэскнего контакта "базальные" перидотиты сменяются структурно монотонными пор-
глрокластическими и протогранулярными гарцбургитами основной части разреза,
ие несущими ярко выраженных признаков пластического течения и перекристалли-
зхоии. Эти признаки снова появляются только в верхах разреза близ контакта с крае-
зыми дунитами габброидного комплекса, где в гарцбургитах иногда отмечались гра-
эобластовые микроструктуры (Nicolas et al., 1980).
Породы жильной серии по структурному облику в общем аналогичны окружающим
утьтрабазитам, но, как правило, деформированы в несколько меньшей степени. В ряде
случаев в них не фиксируются ранние деформации, четко выявляемые во вмещающих
перидотитах (С.А. Щербаков, Г. Дик и Дж. Синтон). В хромититовых телах часто
наблюдаются своеобразные структуры, напоминающие кумулятивные. Идиоморфный хром-
-ппинелид в них слагает основную массу, а резко ксеноморфный оливин выполняет
ннтерстиции (Н.В. Павлов, Р. Колман, Т, Тейер и др.).
Ориентированные микроструктуры сопровождаются визуально наблюдаемыми в
обнажениях текстурами мантийных тектонитов: расслоенностью пород, уштощенностью
а линейностью минеральных агрегатов, образованием складок в расслоенных разностях
перидотитов и в жильных породах. Сланцеватость в гарцбургитах часто совпадает с
осевыми плоскостями складок, что указывает на синхронность формирования этих
особенностей текстуры.
Главными минералами пород ультрабазитового комплекса, как уже отмечено,
гзляются оливин, ромбический и моноклинный пироксен. Ведущая акцессорная
фаза - хромшпинелид, иногда к нему присоединяется плагиоклаз. Нередко в породах
грисутствует тремолит, возникающий при высокотемпературном изменении
ультрабазитов. Породообразующим силикатам свойственна удивительная выдержанность соста-
зов в разных массивах и высокая магнезиальность. Так, оливин в офиолитовых
ультрабазитах всего мира содержит ~8—11% фаялита. Статистически менее железисты в
пределах этого интервала оливины гарцбургитов; в лерцолитах f минерала растет. В оливи-
чах, непосредственно ассоциирующих с хромитовыми рудами, содержание Fa иногда
задает до 2—4%, Заметных примесей Ti, Cr, A1 и Са в минерале не установлено;
характерно постоянное присутствие Ni и Мп.
Ортопироксены по общепринятой номенклатуре являются энстатитами (Fs7_io)»
иногда бронзитами (особенно в жильных ультрамафитах). Обе разновидности
содержат примеси А12 О3 (рис. 7), СаО и Сг2 О3 (до 2%), иногда МпО и NiO, редко ТЮ2 •
Ортопирокеены в перидотитах часто зональны (рис, 8), при этом краевые зоны
кристаллов обеднены А1, Сг и Са (Геохимия изотопов..,, 1983; Лазько, 1984; Sinton,
*977). В центральных частях таких зерен почти постоянно присутствуют ламелли кли-
23
оР
Чо'
а в
о
I D
< О°
f>I> о ©
В D>© ©
Р О
0 %
> О
8»
0
О©
в/
о
•
в
©
а
D
в
ф
0
/
У
/•
7
в
7ff
77
7Z
л
л
л
D>
■a
<
о
д
с
ш
(,
/У
7<!
/У"
//"
/7
/^
/^
//7
27
ZZ
ZJ
Z&
J 7 # /7 Ve/(Fe+Mtj),%
Рис, 7. Фигуративные точки составов ромбических (в) и моноклинных {б) пироксенов из пород
ультрабазитового комплекса офнолитов на диаграмме Fe7(Fe + Mg) — А12О3
1, б,.9,11,13,17,20—22,24 — гарцбургиты; 2,7,10— богатые клинопироксеном гарцбургиты
и лерцолиты; 3 — дуниты; 4 — орто-и клинопироксениты; 5 — вебстериты; 8, 19 — плагиоклазовые
лерцолиты; 12, 15 — ортопироксениты; 14, 16,18, 19, 23, 25 — лерцолиты. Массивы и
комплексы: 1.—5— Войкар-Сыньинский (Геохимия изотопов..., 1983; Лазько, 1984) ; 6—8 — Крака
(Савельева, Денисова, 1985; материалы Е.Е. Лазько); 9}10 — Кемпирсзйский (материалы Е.Е.
Лазько); 11—16— Корякского нагорья (Пейве, 1984; Дмитренко и др., 1985; материалы ЛД.
Лавровой): 11,12 — Красногорский, 13—15 — Чирынайский, 16 — Тамватиейский; 17,18— Монголии
(Пинусидр., 1984); 19 - Лигурид (Ernst, Piccardo, 1979; Beccaluvaet al., 1984); 20 - Ред-Мвунтин
(Sinton, 1977) ; 21 — Папуа (Jaques, Chappell, 1980; материалы Р. Ингленда и Г. Дэвиса) ; 22, 23 —
запада США (материалы Р. Лоуни и Л. Мидариса); 24,25 — Бей-оф-Айлендс (Chromium..., 1975)
нопироксена. Моноклинные пироксены близки к чистому диопсиду, иногда
субкальциевому. Им свойственны постоянные примеси А1 (см. рис, 7), Сг и стабильно низкие
содержания Ti и Na. Пироксены лерцолитов обычно несколько обогащены примесями
по сравнению с пироксенами гарцбургитов.
Более широко варьирует состав шпинелидов. Исследования Н.В. Павлова с
сотрудниками показали, что главные изоморфные замещения происходят между Сг и А1,
а также Mg и Fe2+ (рис, 9). Соотношения двух- и трехвалентных катионов в шпинели-
дах связаны четкими зависимостями, заключающимися в параллельном возрастании
хромистости и железистости минералов одновременно с уменьшением их глиноземис-
24
Ike 8. Состав зональных ортопироксенов перидотитов
утирабазитов комплекса офиолитов
1 - из гарцбургитов и перцопитов Войкар-Сыньинско-
ю массива (Геохимия изотопов..., 1983); 2 — из плагио-
сазовых лерцолитов и гарцбургитов массиве Крака
(Савельева, Денисова, 1985; материалы Е.Ё. Лазько); 3 —
жз гарцбургитов комплекса Ред-Маунтин (Sinton, 1977);
стрелками показано направление изменения составов зо-
■I иных зерен (от центра к цериферии)
Pic. 9. Фигуративные точки составов шпинеяидов из пород
пьтрабазитового комплекса офиолитов на диаграммах
'и-Сг-фе3* + Ti) (о) и Fe2+/(Fe2+ + Mg) -Cr/ER *■ (б)
1,3,5.7,9,12,14 - дуниты; 2,4.6,8,10,11,13 — хроми-
тжты. Массивы и комплексы: 1,2 — Крака; 3,4 — Кем-
пнрсайский; 5, б .— Красногорский; 7,8 — Чирынайский;
■J0 - Монголии; 11 - Ред-Маунтин; 12,13 - запада
США; 14 — Бей-оф-Айлендс; остальные условные обоз-
зачения и источники данных те же, что на рис. 7
a
„»#*••>*
о4' -JUtf A
< в?
■/
■*&
• //
• //
t/J
*./4
Fe^+Ti
JO
JC
тости и магнезиальности. Количество Сг2О3 может превышать 60 мас.% в некоторых
рудных и акцессорных хромшпинелидах дунитов, однако оно уменьшается до 20 мас.%
и менее в хромистых шпинелях лерцолитов; гарцбургиты по этому признаку занимают
промежуточное положение. Соответственно в минералах варьирует и содержание AI2O3.
Концентрации Fe2O3 в шпинелидах ультрабазитового комплекса невелики и обьино
не превышают 20—25% общего количества железа. Титанистость шпинелидов этого
типа низка (сотые, редко десятые доли процента). Многие хромшпинелиды слабо
зональны с обеднением внешних зон кристаллов Сг и обогащением их А1. Более
сложные соотношения отмечаются между Mg и Fe2+ . Двухвалентное железо накапливается
в краевых зонах относительно высокохромистых шпинелидов (с более чем 35 :мас.%
Сг2О3), тогда как магнием обогащена периферия бедных Сг2О3 зерен (Лазько, 1984;
25
Таблица 1. Средний химический состав перидотитов ультрабазитового комплекса офиолитов
Компоненты
ТЮ2
А12О,
Сг2О,
FeO*
МпО
№0
MgO
CaO
Na2O
K2O
43,81
0,86
0,03
0,34
1,54
1,23
0,38
0,12
8,18
0,72
0,12
0,05
0,24
0,08
44,74
1.11
0,84
0,41
0,08
0,08
0,04
43,88
0.82
0,03
0,02
2,08
1,06
0,36
0,20
8,13
0,71
0Д4
0,04
0,14
0,05
43,08
1,15
2,00
0,39
0,10
0,06
0,06
44,64
1,28
0,06
0,04
1,32
0,66
0,43
0,11
8,02
0,90
0,11
0,04
0,31
0,03
44,11
1,84
0,82
0,34
0,13
0,18
0,05
44,20
0,84
0,11
0,04
2,46
0,82
0,36
0,10
8,50
0,78
0,10
0,04
0,24
0,02
41,34
1,41
2,41
0,54
0,20
0,14
0,06
44,01
1,60
0,07
0,14
1,24
0,66
0,39
0,13
8,66
1,60
0,16
0,08
0,28
0,16
44,30
2,86
0,74
0,39
0,11
0,11
0,04
44,70
1,60
0,05
0,04
2,41
1,14
0,54
0,36
8,10
0,91
0,16
0,06
0,26
0,05
42,00
1,52
2,23
0,68
0,14
0,12
0,04
43,12
0,95
0,02
0,06
1,21
0,98
0,39
0,12
8,12
0,98
0,12
0,04
0,29
0,18
45,88
1,21
0,75
0.39
0,08
0,12
0,02
43,15
1,42
0,06
0,12
1,60
1,08
0,34
0,12
7,90
0,80
0,12
0,02
0,24
0,09
44,33
1,34
2,14
0,41
0,09
0,12
0,03
Число
анализов
0,04
33
0,06
9
0,08
36
0,05
26
0,06
58
0,05
23
0,04
58
0,08
И
* Здесь и в последующих таблицах средних составов пород суммарное железо в форме FeO.
1, 3, 5, 7, 9, 10, 13, 16, 17 — гарцбургиты; 2, 4, б, 8, 11, 12, 14 - лерцолиты; 15 - гарцбургиты
и плагиоклазовые гарцбургиты. 1, 2 — Войквр-Сыныгаский массив, Урал; 3, 4 — массив Крака,
там же; 5, 6 — массивы Корякского нагорья; 7, 8 — массивы Западного Саяна; 9—14 — офиолиты:
9 — Кузнецкого Алатау, 10, 11 — Северных Апеннин, 12 — Динар ид, 13, 14 — Эллинид (Вардарская
и Субпелагонийская зоны соответственно); 15 — пояс Дан-Маунтия, Новая Зеландия; 16 —
комплекс Папуа, о-в Новая Гвинея; 17 — офиолиты Новой Каледонии.
Примечания. 1. Здесь и в последующих таблицах средних составов пород исходные
химические анализы пересчитаны на сухой остаток и приведены к 100%; в числителе — среднее арнфме-
Sinton, 1977). Плагиоклаз в ультрабазитах отличается повышенной основностью (70—
95% анортита).
Своеобразие петрохимического облика ультрабазитовых комплексов офиолитов
обусловлено ведущей ролью в их составе высокомагнезиальных перидотитов и дунитов,
которые относятся к наиболее бедным кремнеземом земным силикатным породам.
Второстепенные члены комплекса, напротив, могут быть обогащены SiO2 и обеднены
MgO, так что химический состав разных его представителей широко варьирует.
Преобладающие в ультрабазитовых комплексах офиолитов гарцбургиты содержат 85—90%
MgO и SiO2 в примерно равных соотношениях (табл. 1), Существенна в них также
роль общего Fe. В то же время гарцбургиты сильно обеднены легкоплавкими
"базальтовыми" компонентами (Са, Al, Ti, щелочами), что дает повод называть их
истощенными (деплетированными) перидотитами. Суммарное содержание "базальтовых"
окислов в гарцбургитах, как правило, не превышает 3—4 мас.%. Несколько обогащены
26
9
44,55
4,15
0,05
0,04
0,96
0,48
0,48
0,25
8,64
1,60
0,12
0,04
0,22
0,10
44,46
5,62
0,37
0,38
0,12
0,14
0,03
0,05
74
10
44,91
2,74
0,19
0,02
3,64
0,24
0,34
0,07
8,26
0,31
0,13
0,02
0,26
0,01
41,01
2,12
1,07
0,42
0,18
0,06
0,02
0,01
8
U
45,14
1,75
0,20
0,03
3,71
0,88
0,38
0,07
8,02
0,48
0,12
0.01
0,26
0,02
39,63
1,86
2,34
0,66
0,18
0,06
0,02
0,03
20
12
43,40
0,82
0,16
0,06
3,04
0,76
0,33
0,11
8,70
0,33
0,12
0,03
0,23
0,02
40,50
1,28
3,06
0,52
0,36
0,08
0,10
0,04
57
13
43,17
1,16
0,04
0,02
0,68
0,31
0,45
0,06
8,16
0,24
0,15
0,02
0,30
0,02
46,28
1,18
0,62
0,22
0,11
0,14
0,04
0,04
21
14
43,85
0,62
0,10
0,02
2,41
1,01
0,38
0,06
8,44
0,36
0,16
0,02
0,26
0,02
41,08
2,91
3,18
2,06
0,12
0,04
0,02
0,04
10
15
44,26
0,64
0,04
0,06
1,36
0,61
0,47
0,08
7,82
0,43
0,12
0.01
0,32
0,09
44,23
1,14
1,29
0,54
0,04
0,04
0,01
0,03
21
16
43,05
0,52
0,03
0,02
0,57
0,47
0,50
0,24
7,38
0,46
0,14
0,02
0,41
0,15
47,56
0,97
0,30
0,21
0,06
0,05
0,00
0,00
11
17
44,33
0,63
0,03
0,02
0,85
0,56
0,44
0,04
7,88
0,68 ,
0,12
0,04
0,35
0,07
45,34
1,48
0,62
0,46
0,03
0,04
0,01
0,00
31
тическое, в знаменателе — среднее квадратичное отклонение. 2. Химические анализы для расчета
средних составов пород заимствованы из работ Г.Н. Савельевой, СИ. Гавриловой, Е.Е. Лазько,
А.В. Клочихина и А.В. Буряченко, СВ. Москалевой, Н.В. Павлова и И.И. Григорьевой, Г.А.
Соколова, Г.В. Пинуса и др., Н.Л. Добрецова и др., А.А. Гончаренко и др., О.Г. Коноваловой и Н.А. Прусе-
вич, А.А. Иванова н др., В.П. Пругова, У. Эриста и Г. Пиккардо, Л. Беккалувы и др., Г. Оттонелло
и др., Ж. Памича н В. Майера, Э. Мурса, Г. Кассли н др., Ж. Бебьяна и др., М. Мензиса и Ч. Аллена,
Р. Монтиньи н др., Т. Дэвиса и др., Г. Челлис, Р. Уолкотта, А. Джейкса н Б, Чеппелла, Г, Дэвиса,
К. Роджерса, А. Николя и К. Дюгоои н других исследователей.
этими окислами офиолитовые лерцолиты (до 5 мас,% и более СаО, 3—5 мас,% А12 О3,
повышенны концентрации TiO2, Na^ О, общего Fe). Кроме того, лерцолиты отличаются
от гарцбургитов содержаниями главных компонентов; отношение MgO/SiO2 в них
сдвинуто до величин порядка 0,8—0,9.
Дуниты и ортопироксениты жильной серии по особенностям химизма сходны с
гарцбургитами. Суммарные содержания ведущих окислов (SiO2, MgO, FeO + Fe2 O3)
во всех трех видах пород практически одинаковы. Отличительными признаками дуни-
тов являются повышенное до 1,25 отношение MgO/SiO2 и очень низкие концентрации
СаО, А12О3, ТЮ2) щелочей (табл. 2). В ортопироксенитах тенденции распределения
окислов прямо противоположны.
Прочие жильные ультрамафиты довольно сильно отличаются от рассмотренных.
Так, в вебстеритах и в еще большей степени в клинопироксенитах растут содержания
Са, А1 и щелочей, но в то же время в них уменьшается количество Mg, Несмотря на
27
Таблица 2. Средний химический состав жильных пород ультрабазитового комплекса офиолитов
Компоненты 1
10
40,22
1,08
0,03
0,04
0,92
0,52
0,58
0,26
8.78
0,94
0,14
0,06
0,28
0,08
48,76
1,26
0,18
0,17
0,07
0,08
0,04
55,64
0,68
0,04
0,02
1,34
0,46
0,46
0,17
6,56
0,57
0,14
0,06
0,10
0,04
34,16
0,72
1,44
0,42
0,08
0,03
0,04
53,72
2,77
0,08
0,07
1,95
0,79
0,37
0,23
5,89
1,39
0,14
0,02
0,08
0,01
25,95
4,19
11,54
5,36
0,22
0,15
0,06
54,37
1,21
0,02
0,01
1,96
0,66
0,31
0,35
4,14
0,51
0,14
0,07
19,15
1,26
19,61
1,33
0,23
0,14
0,07
41,18
1,57
0,04
0,04
0,70
0,74
0,48
0,38
8,56
1,45
0,14
0,05
0,26
0,10
48,26
1,44
0,26
0,23
0,06
0,05
0.06
54,68
1,30
0,04
0,06
1,04
0,46
0,36
0,18
10,22
2,56
0,16
0.08
0,02
0,02
31,80
2,11
1,52
0,79
0,10
0,07
0,06
51,89
3,67
0,02
0,02
1,20
0,65
0,24
0,14
10,65
1,44
0,14
0,04
0,02
0,02
26,08
6,39
9,54
5,01
0,15
0,06
0,07
41,15
1,18
0,02
0,02
0,86
0,54
0,44
0,32
7,84
0,74
0,16
0,09
0,28
0,06
48,73
1,23
0,46
0,38
0,04
0,07
0,02
55,24
0,49
0,06
0,04
2,08
1,96
0,01
1,13
7,56
2,74
0,21
0,02
0,08
0,02
32,34
1,78
1,44
0,65
0,06
0,04
0,02
57,81
2,20
0,10
0,04
3,04
1,22
0,64
0,38
4,36
0,60
0,10
0,04
0,12
0,04
17,01
2,10
16,78
3,12
0,04
0,04
0,00
SiO,
ТЮ2
А12О,
CrsO3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
Kj° 0,05 0,04~ 0,04 0,04~ aO4~ 0,03 0,01 0,03 0,04 0,00
Число 23 12 13 4 25 11 5 60 9 6
анализов
1—4 — Войкар-Сыньинский массив, Урал: 1 — дуниты, 2 — ортопироксениты, 3 — вебстериты,
4 — клинопироксениты; 5—7 — офиолиты Корякского иагорья: 5 — дуниты, 6 — ортопироксениты,
7 - вебстеситы: 8 — дуниты, массивы Восточного Саяна; 9 — ортопироксениты, комплекс Папуа,
о-в Новая Гвинея; 10 — вебстериты, комплекс Семейл, Оман.
Примечание. Химические анализы для расчета средних составов пород заимствованы из
работ Г.Н. Савельевой, СИ. Гавриловен, Е.Е. Лазько, СВ. Москалевой, Г.В. Пинуса н др., А.А. Пей-
ве, А.Н. Сутуринв, Э.Г. Конникова и др., Н.Л. Добрецова и др., Б.Г. Путца, А. Джейкса и Б. Чеппел-
ла, Г. Дэвиса, Ф. Будье и Р. Колмана и других исследователей.
снижение в этих породах концентраций Fe, их f из-за резкого уменьшения содержаний
MgO даже несколько растет.
Геохимические особенности главной составляющей ультрабазитовых комплексов —
перидотитов — изучены пока'недостаточно. Систематические данные имеются только
по элементам группы железа. Содержания Сг и Ni в перидотитах и дунитах наиболее
высоки (табл, 3); в то же время концентрации Со, V, Sc в них обычно ниже, чем в
базитах офиолитов (Магматические горные..., 1985). Соответственно в ультрабазитах
высоки отношения сидерофильных микроэлементов (Ni/Co, Cr/Ti, Cr/V и др.). Данные
по распределению редких и рассеянных крупноионных литофильных элементов (Li,
К, Rb, Sr, Ba, TR) свидетельствуют о крайней бедности ими всех без исключения пород
ультрабазитового комплекса (табл. 4). Приводимые в литературе данные о
повышенных концентрациях щелочей и стронция, которые иногда трактуются как результат
глубинного метасоматоза перидотитов (Балашов, 1985), требуют осторожности цри
28
интерпретации, так как они получены по измененным в разной степени породам.
Распределение РЗЭ в ультрабазитах варьирует от близкого к хондритовому в лерцолитах (с
равным или более низким уровнем накопления и постоянным незначительным
обеднением наиболее легкими лантаноидами) до V- и U-образного или с резким наклоном
влево (обеднение легкими и средними РЗЭ) в гарцбургитах и дунитах. В ряде случаев
на нормированных кривых РЗЭ в перидотитах были обнаружены положительные и
отрицательные Еи-аномалии,
Изотопные исследования существенно дополняют выводы о природе и эволюции
офиолитовых улырабазитов, полученные с помощью иных методов. Из радиогенных
изотопов лучше других изучены изотопы стронция (Колман, 1979; Геохимия
изотопов..., 1983; Jacobsen, Wasserburg, 1979; Oman ophiolite, 1981 и др.). Величины
отношения 87Sr/86Sr в ультрабазитах колеблются в широком интервале (~ 0,703—0,730)
и почти всегда являются удивительно высокими для пород предположительно
мантийного происхождения. В современной литературе это связывается с нарушением
рубидий-стронциевых систем улырабазитов при их контаминации радиогенным стронцием.
Измеренные величины отношения 87Sr/86Sr часто превышают даже значение 0,709,
которое характеризует воду современных океанов (и тем более они превышают
значения 87Sr/86Sr в воде палеоокеанов). Можно предположить, что загрязнение
улырабазитов Sr происходило не только в океаническую стадию, но и позже за счет
непосредственного обмена стронцием с веществом сиалической коры1. Скорее всего,
оно было связано с процессами серпентинизации, так как мономинеральные пироксе-
новые фракции из гарцбургитов после отмывания кислотами обнаруживают
значительно более низкие (мантийные) отношения 87Sr/86Sr, чем гарцбургиты в целом
(Геохимия изотопов.,., 1983). Если принять, что офиолитовые перидотиты являются
реститами процесса частичного плавления в глубинах Земли, то установленные в их
пироксенах низкие отношения 87Sr/86Sr дают основание для заключения о том, что
начальная мантийная дифференциация (фактически формирование протовещества
ультрабазитового комплекса) произошла в разных регионах в разное время (Колман,
1979; Геохимия изотопов..., 1983), но всегда в относительно древней мантии (1,5—
3,0 млрд лет назад).
Данные Sm-Nd изотопии скудны; отдельные определения отношения 143Nd/144Nd в
перидотитах и жильных породах приведены в нескольких работах Г. Вассербурга с
соавторами (Jacobsen, Wasserburg, 1979; Oman ophiolite, 1981; Jacobsen et al., 1984;
Edwards, Wasserburg, 1985). По его данным, разброс значений этого отношения в
отличие от стронциевого невелик (0,512415—0,511920), что отчасти связано с малой
подвижностью РЗЭ при метаморфизме. Одновременно зти цифры свидетельствуют о
сильной истощенности глубинного источника несовместимыми элементами {ец& = 8—10).
Модельный Sm-Nd возраст перидотитов может быть очень древним (Jacobsen et al.,
1984), что, в свою очередь, указывает на раннее обеднение исходного мантийного
вещества легкоплавкой фракцией и хорошо согласуется с данными Rb-Sr изотопии.
Данные по изотопам свинца в ультрабазитах офиолитов также весьма ограниченны
(Oman ophiolite, 1981; Gopel et al., 1984; Hamelin et al., 1984). Характерен заметный
разброс значений отношений /06РЬ/204РЬ, 207РЬ/204РЬ и 2и8РЬ/2о4РЬ в разных
комплексах: 17,51-18,92; 15,42-15,67 и 37,30-38,36 соответственно. Остается, однако,
неясным, вызвано ли зто региональными неоднородностями мантийного субстрата или
более поздней контаминацией пород при серпентинизации.
Важную информацию о завершающих этапах эволюции ультрабазитового комплекса
в земной коре дает изучение стабильных изотопов водорода и кислорода (Геохимия
изотопов..., 1983; Wenner, Taylor, 1973, 1974). Полученные данные хорошо
согласуются с результатами стронциевой изотопии. Измеренные величины изотопного сдвига
6D и б18 О относительно стандарта SMOW колеблются в широких пределах: от -40 до
Вопрос этот не решается однозначно, поскольку некоторые океанические перидотиты, по
данным Э. Бонатти и др., характеризуются "континентальными" (> 0,709) значениями отношения
"Sr/'6Sr.
29
Таблица 3. Среднее содержание микроэлементов в породах ультрабазитового комплекса
офнолитов
Элементы
Сг
Ni
Со
V
Sc
Li
Rb
Sr
Ba
Си
Zn
Число
анализов
1
2970
2300
110
36
1,1
0,3
0,9
13
-
-
15
2
2800
2300
ПО
34
—
1,2
0,3
1,2
13
-
-
4
3
4100
2400
120
10
—
1,0
0,3
1,0
8,0
-
-
18
4
5100
670
68
34
—
1,5
0,3
2,8
12
-
-
6
5
4100
480
54
160
1,5
0,3
8,9
37
-
-
3
6
4000
600
62
140
-
1,2
0,3
8,5
30
-
-
7
7
2540
2070
100
65
_
-
—
-
-
—
11
8
2370
1600
120
21
—
0,9
0,3
10
17
10
85
13
9
1960
1500
130
43
_
-
-
_
24
82
4
10
2700
1800
140
16
_
0,3
0,2
10
18
10
83
7
1—6 — Войкар-Сыньинский массив, Урал: 1 — гарцбургиты, 2 — лерцолиты, 3 — дуниты, 4 — орто-
пироксениты, 5 — клинопироксениты, 6 — вебстериты; 7 — перидотиты (гарцбургиты и лерцолиты),
массивы Крака, там же; 8—10 — офиолиты Корякского нагорья: 8 — гарцбургиты, 9 — лерцолиты,
10 — дуниты; И, 12 — перидотиты, офиолиты Северных Апеннин: И — Внутренних Лигурид, 12 —
Внешних Лигурид; 13 — гарцбургиты, офиолиты Восточного Средиземноморья; 14—16 —комплекс
Семейл. Оман: 14—гарцбургиты, 15 — дуниты, 16 — вебстериты; 17—19 — офиолиты Новой
Каледонии: 17 — гарцбургиты, 18 — лерцолиты, 19 — дуниты; 20, 21 — комплекс Папуа, о-в Новая Гвинея:
20 — гарцбургиты, 21 — ортопироксениты.
—205%о в первом случае и от -2 до 14%о - во втором (рис. 10). Все эти цифры
получены по серпентинизированным в разной степени породам. В то же время
значения 618О в мономинеральных пироксеновых фракциях перидотитов попадают в узкий
интервал (5-7%0)> характерный для неизмененных пород мантийного или первично-
магматического происхождения. Поэтому особенности изотопного состава кислорода
серпентинизированных улырабазитов, скорее всего, связаны с преобразованием пород
при низких температурах, которые для петельчатых лизардит-хризотиповых
серпентинитов оцениваются обычно в 100— 150°С, а для антигоритовых — в 220-460° С (Wenner,
Taylor, 1973). Последние два значения, судя по экспериментальным данным, видимо,
занижены (Trommsdorf, Evans, 1974). Природа метаморфизующих флюидов
выявляется по данным изотопии водорода. Несовпадение интервалов значений 6D в
океанических и офиолитовых серпентинитах и резкое облегчение изотопного состава водорода
последних доказывают, что за низкотемпературную серпентинизацию ответственны
не воды океана, а приповерхностные метеорные воды континентальной коры.
Убедительным свидетельством этого служит корреляция 6D петельчатых серпентинитов с
климатической зональностью. Она может быть связана только с воздействием на гипер-
базиты метеорных вод и надежно устанавливается в меридиональных перидотитовых
поясах Урала и Северной Америки (Геохимия изотопов..., 1983; Wenner, Taylor, 1974).
Несколько обогащенные дейтерием (5D = - 40 -г- -80°/оо) более
высокотемпературные антигоритовые серпентиниты формировались на относительно глубоких уровнях
коры, по-видимому, за счет метаморфогенных флюидов. Конечно, напрашивающийся
вывод о том, что серпентинизация офиолитовых ультрабазитов происходила уже в
континентальной обстановке и что после консолидации в океанической литосфере
породы перемещались в материковые области относительно свежими (Колман, 1979),
вряд ли можно принять безоговорочно. Против этого свидетельствует широкое
распространение серпентинитов среди ультрабазитов океана (см. главу 4). Данные по
стабильным изотопам, однако, позволяют утверждать, что даже если ультрабазиты и
были первоначально серпентинизированы под дном океана, то после внедрения в конти-
30
11
2690
2020
105
82
14
—
_
16
-
10
12
2470
1910
100
80
16
0 О
До
26
—
21
57
10
13
2140
2050
80
25
-
0,56
4,0
1,5
4
32
8
14
3100
2500
100
45
-
0,05
0,8
—
19
-
17
15
3300
2900
НО
34
-
-
—
23
-
14
16
3900
870
50
145
48
_
11
2,2
49
19
6
17
2900
2600
120
41
-
—
-
9,7
68
26
18
2700
2100
100
70
-
-
—
29
70
13
19
3100
2960
130
35
-
_
-
-
8,0
74
7
20
3500
3300
85
15
3,2
0,1
0,1
5,0
1,0
42
10
21
4600
820
-
25
11
0,25
0,1
5,0
1,0
47
2
Примечания. 1. Данные для расчета средних содержаний микроэлементов заимствованы из
работ Е.Е. Лазько, А.А. Пейве, Б.Г, Лутца, Г. Оттонелло и др., Л. Беккалувы и др., Р. Кея и Р.
Сенешаля, Р. Монтиньи и др., Г. Нуаре и др., М. Мензиса, Ф. Будье и Р. Колмана, А, Николя и К. Дюпюи,
А. Принцхофера и К. Аллегра, А. Джейкса и Б. Чеппелла и других исследователей. 2. Здесь и далее
средние содержания ряда элементов рассчитаны по меньшему в сравнении с указанным числу
анализов.
нентальную кору они подвергались перекристаллизации с глубоким изменением
изотопных характеристик.
Петрологические аспекты многостадийных процессов вторичного изменения ультра-
базитов рассмотрены в главе 11, Здесь отметим только, что при прогрессирующей
первичной петельчатой серпентинизации пород соотношения главных петрогенных окислов
в них остаются практически неизменными до тех пор, пока гидратации подвергается
оливин, а пироксены сохраняются свежими (именно такой избирательный процесс
наиболее типичен для альпинотипных гипербазитов). Это связано с ничтожной
изоморфной емкостью оливина в отношении "базальтовых" компонентов (Al, Ca, Ti) и
устойчивостью вторичных минералов, образующихся в начальные стадии серпентинизации.
Иначе говоря, пока в породе остаются хотя бы реликты свежего оливина и не началось
интенсивное разрушение пироксенов (на уровне 75—80% серпентинизации), первичный
ее состав фактически только "разбавляется" водой. Лишь после этого происходит
необратимое нарушение исходных химических характеристик ультрабазитов — вынос
оснований, изменение отношений Mg/Si, Mg/Fe и др. Указанный уровень
серпентинизации соответствует примерно 10—10,5% Н2СГ .
Породы ультрабазитового комплекса офиолитов имеют важное металлогеническое
значение. С ними (особенно в крупных массивах) часто связаны скопления
промышленных хромитовых руд (Урал, Новая Каледония, Турция, Куба, Балканы и др.).
Хромитами сложены так называемые подиформные (преимущественно линзо- и
веретенообразные) рудные тела, наиболее часто залегающие в дунитах, реже в гарцбур-
гитах. Как правило, в дунитах находятся высокохромистые руды, в гарцбургитах —
глиноземистые. В лерцолитах крупных скоплений хромиты не установлены. Из
неметаллических полезных ископаемых с ультрабазитами связаны важные в
промышленном отношении залежи асбеста и силикатного никеля, образуюшиеся в ходе
метаморфизма и выветривания исходных пород. Определенное значение имеют цветные камни —
нефрит, хризопраз и др.
Офиолиты Урала. Трудно переоценить роль уральских материалов в развитии оте-
31
Таблица 4, Содержание редкоземельных элементов в породах ультрабазитового комплекса офиолитов
Элементы
10
11
La
Се
Nd
Sm
Eu
Gd
ТЪ
Yb
Lu
Число
анализов
1 — дуниты, офиолиты Корякского хребта; 2,3 — перидотиты (лерцолиты и гарцбургиты), Северные Апеннины: 2 — Внутренние Лигуриды, 3 —
Внешние Лигуриды; 4 - лерцолиты, массив Вольтри, Западные Альпы; S, б — офиолиты Восточного Средиземноморья: 5 - гарцбургиты, 6 — лерцолиты;
7, 8 — комплекс Семейл, Оман: 7 - гарцбургиты, 8 — вебстериты; 9—11 — офиолиты Новой Каледонии: 9 - гарцбургиты, 10 — лерцолиты, 11 - дуниты.
Примечание. Данные для расчета средних содержаний редкоземельных элементов заимствованы из работ А.А. Пейве, Г, Оттонелло и др,, Р. Кея
и Р. Сенешаля, Р. Монтиньи и др., М. Мензиса, Дж. Паллистера и Р, Найта, А, Принцхофера и К. Аллегра и других исследователей,
0,047
0,14
0,11
0,040
0,016
0,052
0,011
0,047
0,0082
4
0,017
0,13
-
0,071
0,032
-
0,029
0,18
0,030
7
0,15
0,69
0,78
0,26
0,11
-
0,076
0,33
0,053
5
0,044
0,13
0,29
0,15
0,064
-
0,054
0,27
0,047
8
0,31
0,21
0,047
0,023
0,0071
0,059
0,035
0,067
0,021
6
0,29
0,49
0,63
0,13
0,053
0,26
0,33
0,26
0,037
3
0,10
1,0
0,035
0,016
0,0041
—
0,0067
0,065
0,018
3
-
1,4
—
0,16
0,063
—
0,080
0,34
0,054
3
0,013
0,0058
0,0015
0,00048
0,0029
0,018
0,0037
11
0,023
0,025
0,033
0,015
0,082
0,18
0,028
2
0,014
0,0063
0,0014
0,00032
-
0,0094
0,0027
3
Рис, 10. Изотопный состав водорода и
кислорода в серпентинизированных ультраба-
зитах офиолитов (Геохимия изотопов...,
1983; Magaritz, Taylor, 1974; Wenner, Taylor,
1973,1974)
1—9 — массивы: 1 — Войкар-Сыньин-
ский, 2 — Троодос, 3 — Вуринос, 4 —
Новой Каледонии, 5 — востока США, 6 —
Карибского района, 7 — Британской
Колумбии, 8 — северо-запада США, 9 —
Калифорнии; 10, 11 — поля составов: 10 — хризо-
тил-лизардитовых парагенезисов, // —
ассоциаций с антигоритом
-40
-00
-/20
-/60
-zoo
-г е
чественных представлений о петрологии ультраосновных пород. История их изучения
в СССР — это в большой мере история исследования уральских гипербаэитов. Регион
уникален по масштабам проявления ультраосновных пород: общая площадь выходов
только обособленных массивов без учета серпентинитовых меланжей превышает здесь,
по подсчетам И.Д. Соболева, 17 тыс. км2. Альпинотипные гипербазиты Урала особенно
интенсивно изучаются с конца 20-х годов, что связано с именами А.Н. Заварицкого,
А.Г. Бетехтина, П.М. Татаринова, А.Н. Алешкова, Г.А. Соколова, Н.В. Павлова,
В.Ф. Морковкиной, Е.А. Кузнецова, СВ. Москалевой, Д.С. Штейнберга и многих других
исследователей. Их усилиями офиолитовые ультрабазиты Урала по уровню
изученности стали одной из мировых эталонных ассоциаций.
Альпинотипные гипербазиты представляют собой реликты меланократового
основания палеозойской Уральской геосинклинали. В пределах складчатого пояса они
сосредоточены как в самой эвгеосинклинальной зоне уралид, так и в аллохтонных
массах, шарьированных отсюда на миогеосинклинальные толщи и выступы
кристаллического фундамента (краевые аллохтоны, по СВ. Руженцеву). В мощных надвиго-
вых пластинах в ряде случаев сохраняются слабо переработанные крупные фрагменты
офиолитов (массивы Войкар-Сыньинский, Крака, Хабарнинский, Кемпирсайский
и ряд других). В эвгеосинклинальной зоне тела ультрабазитов большей частью
тяготеют к так называемому Главному Уральскому разлому, разделяющему эв- и мио-
геосинклинальную области, или к участкам сочленения прогибов и поднятий. Иногда
они сосредоточены в обрамлении крупных сиалических блоков.
Геологический возраст большинства уральских ультрабазитов — граница силура
и девона. В то же время на Южном Урале известны более древние ультрабазиты
(рифейские, венд-раннекембрийские, ордовикские) и тела, прорывающие более
молодые толщи вплоть до нижнекаменноугольных (Штейнберг, Чащухин, 1977; Штейн-
берг и др., 1980; История..., 1984). Разброс возрастов пород может быть вызван или
неоднократным формированием офиолитов, или сложной тектонической эволюцией
региона, в частности повторным шарьированием пластин океанической коры на запад,
в сторону восточной окраины Восточно-Европейской платформы. При этом
выделяются три крупнейших этапа их перемещения: кембро-силурийский, средне-, позднедевон-
ский и послераннекаменноугольный (Камалетдинов,Казанцева, 1983) .
Для Урала очень характерно объединение ультрабазитовых тел в протяженные
линейные пояса (рис. 11). Так, в зоне Главного Уральского разлома выходы
ультраосновных пород прослеживаются почти на 2500 км. Другой типичной особенностью
является широкое распространение серпентинитовых меланжей, особенно во внутренних
частях эвгеосинклинали и в некоторых краевых аллохтонах. Например, в Сакмар-
З.Зак. 855 33
Рис. 11. Схема размещения ультрабазнтов Урала (по И.А. Малахову;
1 - Русская плита; 2 - прогибы: / - Предуральский краевой, III — Тагило-Магнитогорский,
V - Восточно-Уральский, VII— Тургайский; 3 — поднятия: II — Центрально-Уральское, IV -
Восточно-Уральское, VI — Зауральское; 4 — пояса альгашотипных гипербазитов (цифры в
кружках) : 1 — Уфалейско-Кемпирсайский, 2 — Войкаро-Салатимский, 3 — Миасско-Кацбахский, 4 —
Серовско-Невьянский, 5 — Айдырлинско-Татищевский, 6 — Алапаевско-Теченский, 7 — Полтавско-
Киембайский, 8 — Джетыгаринско-Аккаргинский; 5 — крупные массивы гипербазитов: а — Вой-
кар-Сыньинский, б — Крака, в — Хабарнинскии, г — Кемпирсаискии; 6 — Платиноносный пояс
дунит-пирохсенит-габбровых массивов; 7 — Главный Уральский разлом
Рис. 12. Схема геологического строения центральной части Войкар-Сыньинского массива
(Петрология и метаморфизм..., 1977)
1 — палеозойские вулканогенио-терригенные отложения; 2 - гранитоиды; 3—11 — офиолиты и
связанные с ними метаморфические породы: 3 — гранатовые амфиболиты и глаукофановые сланцы,
4 — габбро-амфиболиты; 5 — метадолериты и габбро-долериты, 6 — габбронориты, 7 — ультрама-
фиты габброидного комплекса (верлиты, оливиновые клинопироксениты) , 8 — оливин-антигорито-
вые породы (штубахиты) , 9 — дуниты, 10 — гарцбургиты, 11 — серпентинитовый меланж; 12 — рас-
слоенность в гарцбургитах; 13 — надвиги в основании тектонических покровов
ской зоне (Южный Урал) эвгеосинклинальные толщи местами буквально
перенасыщены фрагментами офиолитов. Среди них сохранились такие крупные ультрабазито-
вые блоки, как Хабарнинскии и Кемпирсаискии массивы.
К крупнейшим и наиболее интересным улырабазитовым комплексам в офиолитах
Урала относится Войкар-Сыньинский массив на севере региона и массивы Крака и
Кемпирсаискии на юге (см. рис. 11).
34
Войкар-Сыньинский массив, образующий систему водораздельных хребтов южнее
Полярного круга, уникален по набору и объемам обнажающихся в его пределах улкгра-
базитов. Выходы ультраосновных и родственных им пород непрерывно
прослеживаются более чем на 200 км в виде полосы шириной до 20 км. Массив сложен пакетом
разновозрастных пластин—покровов, которые состоят из различных пород и отделены
друг от друга зонами срыва (рис. 12). В совокупности они образуют типичную
стратифицированную офиолитовую ассоциацию, шарьированную на миогеосинклинальные
автохтонные отложения окраины Восточно-Европейской платформы (Петрология
и метаморфизм..., 1977; Перфильев, 1979).
Ультрабазиты и сопряженные с ними основные породы начинают разрез Пайерского
покрова, надвинутого на другую крупную тектоническую чешую — Хулгинский
покров. Ультрабаэитовый комплекс мощностью до 5 км в разных участках шарьяжа
подстилается метаморфизованными базитами, превращенными в хлорит-лавсонитовые,
глаукофановые и гранат-глаукофановые сланцы с фенгитом и хлоромеланитом или
цоизитовые и гранатовые амфиболиты, которые местами мигматизированы и
насыщены жилами плагиогранитов. Толща метаморфических пород полого падает под
массив. Перекрывается ультрабазитовый комплекс зоной сплошных (так назьшаемых
краевых) дунитов, постепенно сменяемых переслаивающимися ультрамафитами и
габброидами. В тектонически ненарушенных разрезах ультрамафиты габброидного
комплекса также подстилают перидотиты. Переход между ультрабазитовым и габ-
броидным комплексами чаще осуществляется без видимых несогласий через зону
линзообразного переслаивания тектонизированных перидотитов и краевых дунитов,
в которой вверх по разрезу количество перидотитовых тел постепенно уменьшается
(Лазько, 1984); лишь кое-где в области перехода фиксируются тектонические срывы.
Переслаивающиеся породы могут быть смяты в изоклинальные складки, но
структурно оба комплекса в зоне контакта составляют единое целое, хотя общие планы
внутреннего строения вгомплексов резко дискордантны. В южной части массива прослежены
апофизы краевых дунитов в подстилающие перидотиты, переходящие по
простиранию в типичные жилы (Петрология и метаморфизм..., 1977; Геохимия изотопов...,
1983).
В составе ультрабазитового комплекса преобладают массивные или
ритмично-слоистые гарцбургиты с 0—2% клинопироксена. Местами (особенно в участках
интенсивного развития секущих клинопироксенитовых жил) клинопироксеновая
вкрапленность сгущается вплоть до образования лерцолитов. Расслоенность перидотитов
послужила главным текстурным элементом, при картировании которого была
установлена сложная внутренняя структура массива. Расслоенность очерчивает крупные
желобовидные структуры,, осложненные изоклинальной микроскладчатостью и
флексурами. В приосевых зонах этих структур размешены крупные дунитовые тела с
хромитами, которые секут расслоенность гарцбургитов и, как правило, окружены
штокверками жильных ультрамафитов.
В состав жильной серии входят дуниты, орто- и клинопироксениты, вебстериты,
амфибол-пироксеновые ультрамафиты, а также разнообразные габброиды. Самые
ранние жилы (дуниты, ортопироксениты) нередко включены в систему расслоенности
гарцбургитов в виде согласных пласто- и линэовидных смятых в складки
обособлений с резким выклиниванием их по простиранию и сменой пород одного типа другим.
Более поздние жилы явно дискордантны по отношению к расслоенности. Обычно
наблюдаемые в обнажениях случаи пересечения жил позволяют построить ряд генеральной
последовательности их формирования: дуниты > ортопироксениты *■
клинопироксениты и вебстериты (рис. 13,а). Присутствие нескольких генераций жил в одном
обнажении может приводить также к неясным и противоречивым их соотношениям
(см. рис. 13,6). Примерами нарушения указанной последовательности являются
пересечения дунитовыми прожилками орто- и клинопироксенитовых. Необычно также
развитие вкрапленности или сплошных масс крупнокристаллического
клинопироксена в дунитовых прожилках. Вкрапленность может неоднократно переходить из одного
35
Рис. 13. Соотношения гарцбургитов и жильных ультрамафитов Войкар-Сыньинского массива
(зарисовки Е.Е. Лазько)
п — обычно наблюдаемые соотношения; б — противоречивые; I — гарцбургит; 2 — дунит; 3 —
вебстерит; 4 — ортопироксенит; 5 — клинопироксенит; 6, 7 —вкрапленность клинопироксена в ду-
ните: 6 — рассеянная, 7 — с переходом в сплошной клинопироксенит; 8 — расслоенность
гарцбургитов
зальбанда в другой; пегматоидный клинопироксенит по простиранию жилы
чередуется в шахматном порядке с участками дунитового состава.
В шлифах ультрабазиты обладают протогранулярными и порфирокластическими
структурами. Признаки деформации и перекристаллизации проявлены повсеместно,
хотя интенсивность их варьирует от участка к участку. В жильных породах они
выражены слабее, чем во вмещающих перидотитах. Микроструктурные исследования,
проведенные Г.Н. Савельевой, А.И. Гончаренко с сотрудниками и С.А. Щербаковым,
показали, что ультрабазиты подверглись многоэтапному высокотемпературному
пластическому течению в твердом состоянии.
Состав породообразующих минералов перидотитов (табл. 5) и заключенных в них
жильных ультрамафитов (табл. 6) изучен очень детально (Геохимия изотопов..., 1983;
Лазько, 1984). Он ощутимо колеблется как в разных участках массива, так и в
соседних точках одного обнажения. Вариации эти, однако, не носят направленного
характера, что говорит об отсутствии скрытой расслоенности. В ортопироксенах и хромшпи-
нелидах выявлена четкая зональность немагматического типа. Периферия крупных
порфирокластов ортопироксена в гарцбургитах и лерцолитах обычно заметно
обеднена А1, Сг и Са в сравнении с ядрами тех же зерен (см. рис. 8). Мелкие гомогенные
зерна ортопироксена из перекристаллизованной основной массы перидотитов (нео-
бласты) по составу или близки внешним зонам порфирокластов или еще более
обеднены А1, Сг и Са. Те же тенденции изменения химизма характерны и для крупных
выделений ортопироксена в жильных ультрамафитах. Среди зональных хромшпинелидов
как в гарцбургитах, так и в породах жильной серии преобладают зерна, незначительно
обедненные в периферических частях Сг и Fe2+ при одновременном обогащении А1
и Mg. В то же время отмечено и инертное поведение Fe2+ и Mg в зональных по
распределению Сг и А1 кристаллах, а также накопление Fe2+ во внешних зонах
хромшпинелидов, типичное для магматических пород.
Интересные закономерности установлены в распределении ряда компонентов между
минералами ультрамафитов, соседствующих в локальных участках одного обнажения.
Прежде всего отметим согласованность вариаций состава одноименных минералов
в разных породах. Так, по мере роста железистости оливина и ортопироксена и хро-
мистости хромшпинелида в перидотитах аналогично меняется химизм тех же фаз в
жильных ультрамафитах (рис. 14). Кроме того, выявлены тенденции повышения
железистости и хромистости минералов жил относительно гарцбургитов, а в самих
жильных породах - во все более поздних членах серии.
Наконец, нельзя не отметить, сходство составов минералов в петрохимически
различных перидотитах Войкар-Сыньинского массива. Обычно в лерцолитах офиолитов
по сравнению с гарцбургитами оливины несколько обогащены железом, а хромшпи-
нелиды - А1 и Mg за счет Сг и Fe; пироксены же содержат больше А1, Са и Na. В
данном случае состав этих минералов в лерцолитах, гарцбургитах и промежуточных
36
Т«блнца5. Химический состав минералов перидотитов ультрабазитового комплекса
Ио*кар-Сыньинского массива
Компоненты
1(185)
О1
Орх
Срх
Crt
2 (266а)
О1
Орх
Срх
СП
SO,
ТЮ2
А1-О,
гОз
FeO
WnO
№О
мго
сю
\а-0
Огмма
41,0
-
-
—
8,06
0,13
0,38
51,0
0,01
-
100,58
55,5
0,02
2,45
0,64
5,20
0,12
0,09
35,4
0,42
0,09
99,93
53,7
0,02
1,98
0,76
1,72
0,05
-
17,5
24,4
0,21
100,34
—
0,03
29,5
38,5
18,0
0,23
0,11
14,7
—
-
101,07
40,3
-
-
—
9,50
0,14
0,37
49,2
0,01
-
99,52
54,8
0,02
1,85
0,51
6,14
0,16
0,08
35,6
0,43
0,00
99,59
54,4
0,09
1,60
0,65
1,98
0,08
0,03
17,7
24,1
0,15
100,78
—
0,11
25,2
39,9
22,3
0,11
0,11
12,3
-
-
100,
Компоненты
3(190)
О1
Орх
Срх
Crt
4(651)
О1
Орх
Срх
Crt
£О2
ВО2
А1-О3
?еО
МаО
чю
МгО
СаО
"Иа-0
. чма
40,3
—
—
-
8,30
0,08
0,37
50,0
0,01
-
99,06
54,7
0,04
2,99
0,56
5,52
0,12
0,09
33,8
0,78
0,02
98,62
54,0
0,09
2,49
0,98
1,70
0,12
-
17,3
23,4
0,24
100,32
—
0,03
38,3
29,6
15,9
0,13
0,14
16,3
-
—
100,40
41,3
0,01
0,00
0,01
10,1
0,09
0,37
49,7
0,00
—
101,58
55,8
0,03
3,37
0,77
6,70
0,11
0,10
33,4
0,34
0,00
100,62
54,6
0,15
2,44
0,62
2,19
0,06
0,02 .
17,5
22,8
0,27
100,65
0,03
0,04
42,7
25,8
16,7
0,17
0,02
16,9
-
—
102,
1, 2 — гардбургиты (Лазько, 1984) ; 3 — гарцбургит, богатый клинопироксеном (Лазько, 1984) ;
■» — лерцолит (Геохимия изотопов..., 1983).
Примечание. Здесь и далее в скобках — авторские номера анализов.
т*родах с повышенным содержанием клинопироксена близок (Геохимия изотопов...,
1'зЗ; Лазько, 1984).
В петрохимическом отношении оливинортопироксеновые породы ультрабазито-
шого комплекса отличаются высокой магнезиальностью и истощенностью легкоплав-
кжми компонентами. СаО незначительно накапливается в лерцолитах и довольно
резко — в вебстеритах, клинопироксенитах и амфибол-пироксеновых парагенеэисах
габл. 7). Повышение известковистости ультрамафитов сопровождается некоторым
ростом концентраций Na2O.
Микроэлементный состав гарцбургитов и жильных пород Войкар-Сыньинского
яшссива охарактеризован в табл. 8 и 9. Содержания сидерофильных элементов при-
аврно одинаковы только в гарцбургитах. Безрудные жильные дуниты по сравнению
с ними обогащены Ni и особенно Сг, причем содержания Сг сильно варьируют. Хром
■сюдолжает накапливаться в жильных пироксенитах, и почти все они содержат Сг
больше, чем гарцбургиты. Его среднее содержание в ортопироксенитах даже несколько
выше, чем в безрудных жильных дунитах (рис. 15). Выявленные закономерности
(объясняются прежде всего избирательным вхождением элементов в минералы-кон-
■евтраторы. В то же время обращает на себя" внимание обогащение хромом поздних
зольных ультрамафитов, не связанное с накоплением хромшпинелидов и свидетель-
сзующее об известной подвижности Сг при формировании жил.
37
Таблица 6. Химический состав минералов жнльных ультрамафитов
Войкар-Сыньинского массива (Лазько, 1984)
Компоненты ^
1 (266)
О1
Crt
2(194)
О1
Срх
Crt
3(266в)
Орх
Срх
Crt
SiO2
ТЮ2
А12О3
G2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na20
Сумма
40,1
—
—
_
9,74
0,16
0,35
49,3
0,01
-
99,66
—
0,15
16,6
46,2
28",4
0,29
0,08
8,42
—
-
100,14
41,0
—
-
—
8,78
0,14
0,34
50,7
0,01
-
100,97
54,0
0,11
2,16
0,84
2,08
0,02
-
17,8
23,6
0,31
100,92
—
0,16
27,3
38,3
21,1
0,25
0,08
12,7
—
-
99,89
56,0
0,02
0,94
0,36
7,25
0,16
0,06
35,3
1,16
0,00
100,25
54,8
0,02
0,94
0,74
2,34
0,07
0,06
17,9
22,9
0,24
100,01
—
0,17
11,8
47,5
29,9
0,28
0,13
8,07
—
-
97,8
Компоненты
4(198)
Орх
Срх
Crt
S (2OS)
Орх
Срх
6(277)
Орх
Срх
Crt
SiO2
TiO2
А1203
Ci2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
1, 2
(Fa,,6)
54,2
0,10
4,19
0,56
6,18
0,16
0,09
33,7
0,64
0,00
99,83
— дуниты; 3 —
и ортопироксена;
52,4
0,24
4,59
0,84
2,12
0,05
—
16,1
24,5
0,31
101,1
—
0,02
47,1
20,4
14,8
0,07
0,03
17,7
—
-
15 100,12
ортопироксенит; 4 —
5,6-
■ вебстериты.
55,2
0,02
2,17
0,31
8,09
0,20
0,08
32,8
0,62
0,00
99,49
54,5
0,02
1,86
0,39
2,82
0,06
-
16,8
23,9
0,16
100,51
клинопироксенит с
56,6
0,07
1,49
0,36
8,88
0,14
—
30,7
0,69
0,03
98,96
53,9
0,13
1,70
0,81
3,07
0,06
-
15,7
23,7
0,30
99,37
реликтовыми зернами
—
0,28
26,0
36,5
29,8
0,37
0,13
8,24
_
-
101,32
оливина
Особенности распределения платиновых металлов в породах массива также не
совсем обычны (см. табл. 8) . Как известно, в непрерывных сериях интрузивных базит-
ультрабазитов концентрации Pt снижаются от ранних членов серии к поздним, а
содержания Pd сохраняются на одном уровне. В ультрабазитовом комплексе выявлена
аномальная тенденция накопления Pt во все более поздних его членах. В то же время
содержание Pd не постоянно. Оно меняется сопряженно с изменениями концентраций
Pt, что и обусловливает близкое к единице отношение этих элементов во всех типах
пород (см. рис. 15).
Содержания крупноионных литофильных компонентов во всех без исключения
породах ультрабазитового комплекса крайне низки. Незначительный рост их
концентраций отмечается только в некоторых жильных пироксенитах. Распределение РЗЭ
в перидотитах либо характеризуется равномерным спадом концентраций, присущим
сильно истощенным породам, либо носит V-обраэный характер с "переломом" на
Ей или Nd (рис. 16). В данном случае это не может быть вызвано вторичным
изменением пород, так как изученные образцы были практически свежими. Кривые
распределения РЗЭ очень напоминают аналогичные кривые для перидотитов Новой
Каледонии (см. ниже), которые объясняются последовательным неравновесным плавлением
исходного мантийного вещества в разноглубинных условиях (Prinzhofer, Allegre, 1985).
38~
/J
s
7
S
J
V
^ о
! 1
/
Л
//
/x-O
/
X
1 1 i
70
£0
Jff
40
JO
a
- J
I"
1 1 1
/
/
X
■+
+
1 1
г д
г д p х- в
Мг//п
го
Pi,
Pff
/f
Рис. 14. Вариационные диаграммы железистое™ оливинов (с), ромбических пироксенов (б) и
хромистости хромшпинелидов (в) ультрамафитов Войкар-Сыньинского массива (Лазько, 1984)
Г — гарцбургиты; Д—Ол — жильные породы: Д — дуниты, О — ортопироксениты, К — клинопи-
роксениты, В — вебстериты, Ол — оливинит; 1,2 — тренды составов минералов: 1 — в
пространственно сопряженных ультрамафитах, 2 — центральной и краевой частей зонального зерна ортопироксена
Рис. 15. Вариационная диаграмма содержаний сидерофильных элементов (а) и платиновых
металлов (б) в ультрамафитах Войкар-Сыньинского массива (Лазько, 1984)
Г — гарцбургиты; Д — жильные дуниты; П — жильные пироксениты
1,0
i
Ъ 0,1
Рис. 16. Распределение редкоземельных
элементов в ультрамафитах офиолитов
Урала. Цифры на графике соответствуют
номерам анализов в табл. 9
4
!
0,01
U Ge N4 Sm
Бу tr Yb U
Однако это не единственное возможное объяснение. Такой же характер распределения
в принципе мог возникнуть при плавлении и последующем обогащении пород
легкими РЗЭ. Данные о концентрациях РЗЭ в жильных ультрамафитах не противоречат
представлению об их образовании за счет простого перераспределения вещества
вмещающих перидотитов.
Изучение изотопных характеристик ультрабазитов массива (Геохимия изотопов...,
1983; Edwards, Wasserburg, 1985) показало, что источником пород послужил
истощенный мантийный субстрат, дифференциация которого произошла на ранних этапах
геологической истории. Об этом свидетельствуют очень низкие (до 0,7010) величины
отношения 87Sr/86Sr некоторых мономинеральных фракций энстатитов. В процессе
дальнейшей эволюции, однако, все породы были контаминированы стронцием сиалической
коры. Значения отношения 87Sr/86Sr не опускаются в валовых пробах гарцбургитов
ниже 0,7067 (в практически свежих пироксенитах — до 0,7042) и достигают 0,7134.
Почти таков же разброс значений 87Sr/86Sr и в жильных дунитах. Многие иэ этих
значений выше, чем в морской воде. Поэтому, скорее всего, загрязнение радиогенным
стронцием происходило уже в континентальной обстановке. Этот вывод подтвержден
данными по стабильным изотопам. В петельчатых серпентинизированных ультрабазитах
39
Таблица 7. Химический состав пород ультрабазитового комплекса
Войкар-Сыньинского массива
Компоненты
1(118)
2(92)
3(190)
4(651)
5(193)
SiO2
ТЮ2
А1203
Ci2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H,O+
Сумма
44,50
0,01
1,21
0,42
2,67
5,94
0,14
43,81
0,88
0,04
0,01
0,17
99,80
40,02
0,02
1,40
0,41
2,54
5,62
0,18
42,44
0,76
0,02
0,02
6,68
100,11
42,27
0,02
1,67
0,48
2,06
5,35
0,07
44,06
1,47
0,05
0,00
2,56
100,06
43,37
Сл.
1,34
0,32
0,63
7Д2
0,17
41,98
2,62
0,11
0,17
1,87
99,70
39,42
0,02
0,43
0,35
3,32
3,90
0,16
47,28
0,10
0,01
0,02
4,76
99,77
Компоненты
6 (266в)
7 (260в)
8 (205)
9(259)
10(132)
11(278)
SiO2
TiO2
А12О3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H20 +
Сумма
55,40
0,03
1,27
0,15
0,69
5,91
0,12
34,54
1,18
0,09
0,02
0,60
100,00
53,76
0,03
2,04
0,51
1,48
5,19
0,10
33,05
1,40
0,07
0,02
2,04
99,69
51,42
0,05
2,55
0,07
0,76
4,03
0,12
22,85
17,28
0,18
0,01
0,44
99,76
54,78
0,06
2,02
0,15
1,16
4,90
0,16
28,69
7,58
0,14
0,04
0,28
99,96
54,99
0,03
1,39
0,14
0,32
3,40
0,08
17,93
20,62
0,36
0,06
0,38
99,70
54,24
0,03
1,30
0,36
0,77
5,62
0,12
31,31
5,78
0,18
0,02
0,58
100,31
1, 2 — гарцбургиты; 3 — гарцбургит, богатый клинопироксеном; 4 — лерцолит (Геохимия
изотопов..., 1983); 5 — дунит; 6, 7 — ортопироксениты; 8, 9 — вебстериты; 10 — клинопироксенит;
11 — роговообманковый пироксенит.
Примечание. Ан. 1—3, 5—11 — по материалам Е.Е. Лазько.
б ' 8О колеблется от —1,6 до 7,5, а б D — от —174 до -199%о (в оливин-антигоритовых
сланцах б D составляет —40 "="—78%О). Изотопный состав кислорода сразу позволяет
исключить ювенильную воду в качестве возможного агента серпентинизации, а
изотопный состав водорода однозначно указывает на высокоширотные метеорные воды
как на главный источник серпентинизирующих растворов (Геохимия изотопов..., 1983).
Ультрабазиты Войкар-Сыньинского массива подверглись разнообразным вторичным
изменениям. Самым типичным из них является низкотемпературная петельчатая сер-
пентиниэация (Штейнберг, Чащухин, 1977). Однако значительные объемы
ультраосновных пород, по-видимому, были преобразованы при более высоких температурах
в условиях интенсивных стрессовых деформаций. В результате возникли парагенезисы
с участием антигорита, талька, тремолита, магнезиокуммингтонита, вторичного
оливина, хромсодержащего хлорита, магнетита, получившие название "ультраосновные
метаморфиты" (Петрология и метаморфизм..., 1977). Среди них наиболее широко
распространены зоны оливин-антигоритовых сланцев (штубахитов, по А. Вайншенку)
с ярко выраженными деформационными структурами и жилы гигантозернистых
(пегматоидных) дунитов. К метаморфитам часто пространственно тяготеют почти
40
Таблица 8. Содержание микроэлементов в породах ультрабазитового комплекса
Войкар-Сыньинского массива (данные Е.Е. Лазько)
Элементы
Сг
Ni
Со
V
Li
Rb
Sr
Ва
Pt*
Pd* /
Rh*
Ru*
Ir*
Элементы
Сг
Ni
Co
V
Li
Rb
Sr
Ba
Pt*
Pd*
Rh*
Ru*
Ir*
1(72)
2430
2280
100
45
1,0
0,3
—
7,0
5
8
1Д
3,6
1,0
8 (260b)
10700
730
66
11
1Д
0,3
1,2
13
_
_
—
—
—
2(92)
2800
2280
100
45
0,90
0,3
1,0
14
11
7
1,8
2
5,8
9(178)
4435
540
63
150
0,80
0,3
8,5
31
120
68
1,5
0
1,8
3(185)
2415
2360
110
34
1,1
0,3
1,2
9,0
3,6
4
1,2
4
1,5
10(183)
5250
715
65
73
0,90
0,3
4,3
16
69
27
10
3
3
4(193)
2400
2830
120
11
0,80
0,3
1,0
7,0
4
9
0,8
2,8
1,2
11(259)
5355
725
64
62
2,1
0,5
9,4
31
11
7
1,8
1,6
5
5(209)
6970
2250
130
10
1,4
0,3
1,2
8,0
15
11
2,3
4,0
1,3
12(132)
4310
430
43
110
2,0
1,2
12
45
_
_
—
—
—
6(141)
4515
990
77
56
2,2
0,3
4,3
10
5
13
3,9
2,9
2,5
13(182)
5730
425
63
155
1,2
1,0
10
42
8
7
1,4
0
0
7(258)
3170
670
67
50
—
-
-
-
9
7
1,8
1,6
5,6
14(278)
3135
540
60
118
2,0
1,1
9,4
42
_
_
—
_
*B мг/т.
1—3 — гарцбургиты; 4—14 — ультрамафиты жильной серии: 4, 5 — дуниты, 6—8 — ортопирок-
сениты, 9—11 — вебстериты, 12, 13 — клинопироксениты, 14 — роговообманковый пироксенит.
не гидратированные перидотиты. Переходы между ними прослеживаются на
небольшом (первые метры) расстоянии с сохранением теневых текстур перидотитового
субстрата. Во многих случаях переход осуществляется черз штокверк оливин-анти-
горитовых жил, между которыми зажаты реликтовые блоки гарцбургитов.
Массивы Крака. Гипербазитовые массивы Крака на западном склоне Южного Урала
интересны прежде всего относительно повышенной ролью лерцолитов — пород, в целом
экзотических для уральских офиолитов. В Кракинском горном массиве присутствуют
четыре гигантских существенно перидотитовых блока, известные как Северный,
Средний, Южный и. Узянский Крака. Общая площадь выходов улыраосновных пород
превышает 900 км2, что позволяет отнести массивы Крака к числу крупнейших ультра-
базитовых комплексов региона.
Дискуссия о возрасте, структурном положении и внутреннем строении массивов
длится уже свыше 50 лет. Тектонически перидотиты залегают в северной части Зилаир-
ского синклинория среди среднепалеозойских миогеосинклинальных глинистых
сланцев и граувакк и сопровождаются типично эвгеосинклинальными вулканогенно-крем-
нистыми отложениями ордовика и нижнего силура. Взаимоотношения ультрабазитов
с вмещающими толщами повсеместно тектонические, но почти везде в их
непосредственном контакте присутствует маломощная зона очень плотных родингитов, часто
41
Таблица 9. Содержание редкоземельных элементов в ультрамафитах офиолитов Урала
(данные А.З. Журавлева, Е.Е. Лазько)
Элементы
La
Се
№
Sm
Ей
Gd
Dy
Er
Yb
Lu
1(118)
0,0035
0,010
0,013
0,0087
0,0042
0,022
0,049
0,050
0,071
0,014
2(139)
0,020
0,044
0,023
0,0064
0,0014
0,010
0,018
0,020
0,032
0,0064
3 (209)
0,0050
0,012
0,0060
0,0017
0,00054
0,0028
0,0056
0,0073
0,016
0,0038
4(258)
0,0083
0,018
0,0095
0,0047
0,0020
-
0,024
0,025
0,037
—
5(132)
0,017
0,058
0,097
0,058
0,025
0,12
0,21
0,14
0,15
—
6(205)
0,030
0,13
0,21
0,12
0,047
-
0,36
0,27
0,28
—
7 (C-30)
0,012
0,055
0,17
0,12
0,056
0,26
0,39
0,30
0,32
0,057
1—6 — Войкар-Сыньинский массив: 1, 2 — гарцбургиты, 3—6 — жильные ультрамафиты (3 —
дунит, 4 — ортопироксенит, 5 — клинопироксенит, 6 — вебстерит) ; 7 — плагиоклазовый лерцолит,
массив Северный Крака.
принимавшихся за контактовые роговики. Все это породило споры относительно
времени становления массивов. На раннем этапе их изучения исследователи были
единодушны в том, что перидотиты внедрялись в расплавленном состоянии по зоне
глубинного разлома и после застывания образовали тела типа лакколитов или батолитов
(В.П. Логинов, Г.А. Соколов, Н.В. Павлов и И.И. Григорьева, Д.Г. Ожиганов и др.).
Позже СВ. Москалева, основываясь на предположительно докембрийском возрасте
гипербазитов и отсутствии признаков их термального воздействия на породы рамы,
пришла к выводу, что массивы представляют собой эродированный выступ древней
мантии, образованной еще до заложения геосинклинали.
По современным представлениям, базирующимся на данных геологического
картирования, геофизических исследований и структурного бурения, массивы Крака входят
в состав крупного слоистого аллохтона, перемещенного с востока из эвгеосинклиналь-
ной зоны уралид (Камалетдинов, Казанцева, 1983 и др.). Ультрабазиты вместе с
нижнепалеозойскими вулканогенно-кремнистыми породами перекрывают автохтонные
терригенные отложения зилаирской свиты (верхний девон—нижний карбон). В
составе шарьяжа выделяются три тектонические пластины. Перидотитовые тела образуют
среднюю пластину. Они облекаются снизу серпентинитовыми "рубашками",
переходящими в серпентинитовый меланж нижней пластины, который связывает ультрабазиты
в единый покров.
Крупнейший из четырех массивов — Щжный Крака — послужил базовым объектом
при выделении уральских зонально-дифференцированных ультрабазитовых
комплексов. Вертикальная стратификация в нем была выявлена В.П. Логиновым еще в 1932 г.
По данным первых исследователей массива, верхняя его зона сложена исключительно
лерцолитами. Ниже расположена переходная лерцолит-гарцбургитовая зона, под ней
чисто гарцбургитовая, а еще ниже дунит-гарцбургитовый полосчатый комплекс.
Аналогичное слоистое строение предполагалось для ряда других ультраосновных массивов —
Северного Крака, Кемпирсайского, Нуралинского, Ключевского и др. Концепция их
расслоенности длительное время использовалась при поисках на Урале хромитовых
руд (Павлов, Григорьева, 1973). Более детальные исследования лишь отчасти
подтверждают строгую вертикальную стратификацию массивов Крака. Так, А.В. Клочихин
и А.В. Буряченко отмечают, что в них доминируют гарцбургиты, а лерцолиты слагают
лишь отдельные небольшие участки в гипсометрически наиболее высоких частях
массива Северный Крака. Эти исследователи соглашаются с тем, что дуниты
распространены в нижних частях массивов, где они чередуются с гарцбургитами. Однако
маршрутные пересечения массивов Южный и Северный Крака, выполненные автором в
42
Таблица 10. Химический состав ультрабазитов Южного Урала (данные Е.Е. Лазько)
Сумма
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О3
Сг2О,
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
П.п.п.
I (CSS)
40,08
0,01
0,83
0,35
4,11
2,81
0,13
0,28
42,08
0,67
0,03
0,00
8,20
2 (C-30)
44,37
0,10
3,16
0,36
1,69
6,18
0,05
0,24
38,10
2,98
0,28
0,02
2,10
3 (Ю-45)
43,03
0,01
1,29
0,38
3,93
3,31
0,12
0,29
39,83
0,99
0,05
0,00
6,53
4(10-47)
42,49
0,06
3,02
0,35
1,74
5,82
0,13
0,24
37,52
2,63
0,17
0,07
5,26
S (Ю-48)
42,69
0,03
2,18
0,39
2,47
5,21
0,13
0,25
39,92
1,91
0,11
0,01
4,43
6(110)
39,50
0,02
0,80
0,45
3,22
3,48
0,11
0,25
40,74
0,76
0,02
0,00
10,25
7(116)
33,79
0,01
0,20
0,43
3,39
2,78
0,09
0,28
42,01
0,24
0,02
0,00
16,75
8(121)
42,00
0,02
1,90
0,41
1,53
5,61 '
0,11
0,25
40,00
1,87
0,06
0,00
5,69
9(142)
41,82
0,04
0,53
0,44
2,84
5,56
0,14
0,12
38,56
1,16
0,10
0,02
8,43
99,58
99,63
99,76 99,50 99,73 99,60 99,99 99,45 99,76
1, 2 — массив Северный Крака: 1 — гарцбургит, 2 — плагиоклазовый лерцолит; 3—5 — массив
Южный Крака: 3 — гарцбургит, 4 — плагиоклазовый лерцолит, 5 — лерцолит; 6—9 — Кемпирсай-
ский массив: 6,9 — гарцбургиты, 7 — дунит, 8 — лерцолит.
1978—1979 гг., дают основание считать, что в качестве "полосчатого дунит-гарцбурги-
тового комплекса" описывались стандартные расслоенные гарцбургиты, в которых
присутствуют конформные и секущие жилы и крупные тела дунитов. Дуниты, кроме
того, встречаются на всех гипсометрических уровнях массивов. Гарцбургиты, как
практически лишенные клинопироксена, так и обогащенные им, резко преобладают
среди перидотитов. Настоящие лерцолиты распространены незначительно. Они
действительно приурочены почти исключительно к верхним гипсометрическим уровням
ультрабазитовых блоков. Лерцолиты не образуют сплошной зоны, а встречаются здесь,
насколько позволяет судить плохая обнаженность, преимущественно в виде небольших
(первые десятки и сотни метров) удлиненных линз или шлиров, перемежающихся
с гарцбургитами, реже с дунитами. Лерцолиты нередко представлены плагиоклазсо-
держащими разностями.
Совершенно иную интерпретацию внутреннего строения массива Средний Крака,
основанную на результатах детальной съемки и петроструктурного изучения пород,
предложили в последнее время Г.Н. Савельева и ЕА. Денисова (1985). Согласно их
данным, в двухчленном, лежащем как бы '-на боку" разрезе по объему преобладают
лерцолиты и обогащенные клинопироксеном гарцбургиты нижнего блока. Они
содержат маломощные линзы плагиоклазовых лерцолитов, гарцбургитов и дунитов.
Структуры и текстуры пластического течения в лерцолитах дискордантны по
отношению к границам меньшего по объему верхнего блока, в состав которого входят
гарцбургиты и ультрамафиты габброидного комплекса. Эти породы слагают
последовательно сменяющие друг друга в разрезе пластинообразные тела с нерезкими
(постепенными) границами и согласными с ними внутренними структурами.
Химический состав кракинских перидотитов отражен в табл. 10, а состав их
породообразующих минералов — в табл. 11. Крупные вкрапленники пироксенов в
лерцолитах содержат больше А1 и Ti, чем в гарцбургитах, и резко зональны, что можно
связать с неистощенностью исходных пород и "самоочисткой" кристаллов в процессе
высокотемпературной деформации, возможно, сопровождавшейся частичным
плавлением (Г.Н. Савельева). Потеря части легкоплавких компонентов согласуется с
распределением РЗЭ в лерцолитах массива Северный Крика (см. табл. 9) с их
характерным обеднением наиболее легкими РЗЭ (см. рис. 16).
43
Таблица 11. Химический состав минералов перидотитов массивов Крака (данные Е.Е. Лазько)
Компоненты
SiO,
TiOj
А13О3
Сг2О3
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na2O
К, О
Сумма
1 (Ю-47)
О1
41,4
-
-
-
8,67
0,08
0,33
49,7
0,01
-
-
100,19
Орх(ц)
55,7
0,10
4,58
0,52
6,15
0,12
0,06
32,0
0,69
0,00
-
99,92
Орх(к)
57,4
0,08
2,48
0,35
6,27
0,16
-
32,8
0,44
0,00
-
99,98
Срх
53,7
0,50
5,92
0,92
2,70
0,07
-
16,1
19,1
0,70
0,00
99,71
СП
0,16
48,9
18,2
14,3
0,12
-
17,9
-
-
-
99,58
И
49,4
-
31,5
-
0,05
-
-
-
14,3
3,88
0,03
99,16
2 (Ю-34)
О1
41,3
-
-
-
7,11
0,08
0,33
51,1
0,01
-
-
99,93
Орх(ц)
58,0
0,02
1,30
0,36
4,12
0,10
0,08
36,1
0,41
0,00
-
100,49
1,2 — массив Южный Крака: 1 — плагиоклазовый лерцолит, 2 - гарцбургит, лишенный i
клннопироксена, массив Северный Крака.
Примечание, Здесь н далее ц — ядра зональных кристаллов; к — краевые зоны.
Орх(к)
58,7
0,02
0,98
0,18
4,33
0,08
0,05
36,1
0,37
0,01
-
100,82
Crt
_
0,12
20,1
44,9
20,7
0,05
0,09
13,3
-
-
-
99,26
слинопироксена; 3 —
3(С-55)
О1
41,3
-
-
-
7,21
0,07
0,32
51,4
0,03
-
-
100,33
гарцбургит
Орх
57,4
0,02
2,48
0,43
4,27
0,07
0,09
34,7
0,87
0,06
-
100,39
Срх
52,8
0,03
4,27
1,40
1,76
0,07
0,05
ПД
20,7
1,07
0,00
99,25
Crt
_
0,04
36,5
33,1
12,8
0,01
0,14
17,2
-
-
-
99,79
с небольшим количеством
Рис. 17. Схема строения Кемпирсайского
массива (по Н.В. Павлову, ТА.
Смирновой, Г.Г. Кравченко, Е.П. Степанову и
ДР-)
1 — нижнепалеозоиские толщи; 2 —
габбро-амфиболиты и гранатовые
амфиболиты; 3 — гарцбургиты и лерцодиты;
4 — гарцбургиты со значительной долей
дунитов; 5 — ультрамафиты
габброидного комплекса; 6 — оливиновые габбро
и троктолиты с подчиненными дунита-
ми; 7 — месторождения и рудопроявле-
ния высокохромистых (с) и
высокоглиноземистых (б) хромитов; 8 — оси
сводовых поднятий (о) и опусканий
(б); 9 — границы петрографических
комплексов; 10 — элементы залегания
контактов
Кемпирсайский массив. Крупнейший на юге Урала Кемпирсайский массив
площадью около 1000 км2 (рис. 17) известен прежде всего уникальными хромитовыми
месторождениями (Павлов, Григорьева, 1973). Структурное положение его до конца
не выяснено. Уральские геолога (И.Д. Соболев, К.К. Золоев, И.А. Малахов, А.С. Вар-
лаков и др.) считают, что массив приурочен к западной границе эвгеосинклинали и
тяготеет к зоне Главного Уральского разлома. По другим данным (С.В. Руженцев, А.С.
Перфильев, М.А. Камалетдинов), Кемпирсайский блок входит в состав крупного Сак-
марского краевого офиолитового аллохтона, шарьированного на запад, в пределы
миогеосинклинальной области. Предполагается, что офиолиты слагают фрагмент
крупной лежачей складки, в перевернутом крыле которой они подверглись
высокобарическому метаморфизму (Перфильев, 1979).
Массив уже полвека служит объектом интенсивной эксплуатации, в процессе
которой получен богатейший материал по геологии и петрологии ультрабазитов и связанных
с ними хромитов. Большая часть его обобщена в трудах Г.А. Соколова, Н.В. Павлова,
Г.Г. Кравченко и др. По их данным, массив состоит в первом приближении из двух
неравнозначных частей. Северная его половина представляет собой моноклинально
падающую на запад вытянутую пластину мощностью 1,0-1,5 км, осложненную двумя
пологими сводовыми поднятиями, разделенными межсводовым прогибом. Состав
ультрабазитов здесь преимущественно гарцбургитовый с незначительным развитием
дунитов и сопутствующего хромитового оруденения. Мощность линзообразного южного
блока, в котором сосредоточены основные запасы руд, по геофизическим данным,
достигает 4 км. В этой части намечаются три сводовых поднятия субмеридионального и
северо-восточного простирания (см. рис. 17), перемежающихся в кровле массива
с флексурообразными депрессиями, в которых сохранились останцы дунитов и трокто-
литов нижних горизонтов габброидного комплекса. Метаморфизованные ультрамафиты
и габброиды последнего почти непрерывной полосой окаймляют перидотиты также
с юго-запада, запада и северо-востока. Интрузивные породы сопровождаются туфами
и кремнистыми сланцами силура и девона.
Продуктивный южный блок массива представляет собой сложно
дифференцированное округлое тело с чередованием субгоризонтальных прослоев гарцбургитов, дунитов
и хромититов, мощность которых колеблется от первых сантиметров до сотен метров.
Четкая стратификация массива с обособлением в его нижней части "донных" дунитов,
по новым данным, не подтвердилась: глубокими буровыми скважинами под рудо-
45
Таблица 12. Химический состав минералов ультрабазитов Кемпирсайского массива
(данные Е.Е. Лазько)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О,
Сг2О,
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
1> 3, 6
Ol
41,1
—
—
-
7,56
0,10
0,38
50,9
0,04
-
100,08
— гарцбургиты;
1(106)
Орх
56,8
0,00
1,71
0,62
4,98
0,13
0,00
34,4
0,87
0,00
99,51
2,5— дуниты;
Crt
0,10
25,1
45,3
16,0
0,32
0,00
14,7
—
-
101,52
2(109)
О1
41,1
-
-
-
7,43
0,12
0,38
51,8
0,03
-
100,86
Crt
_
0,05
7,22
61,6
20,2
0,53
0,00
9,91
—
-
99,51
3(119)
Ol
41,0
—
-
-
9,21
0,12
0,37
50,1
0,01
-
100,81
4 — убоговкрапленная руда (хромитовый дунит)
Орх
55,8
0,03
3,72
0,56
6,16
0,17
_
32,8
0,43
0,00
99,67
•
носным дунит-хромитовым горизонтом вскрыты монотонные, выдержанные по
составу гарцбургиты (Штейнберг и др., 1980). Среди гарцбургитов верхних уровней
массива местами отмечаются лерцрлиты. В перидотитах распространены жильные ультра-
мафиты, преимущественно ортопироксениты, реже вебстериты.
Для детализации вертикального строения ультрабазитового комплекса
Кемпирсайского массива автором изучен состав минералов по разрезу глубокой скв. 91,
пройденной в юго-западной части южного блока в безрудной зоне поля шахты Центральная
(табл. 12). Здесь сверху вниз чередуются интенсивно серпентинизированные
гарцбургиты, лерцолиты, дуниты и хромититы (см. табл. 10), местами пересеченные жилами
пироксенитов (рис. 18). Судя по стратиграфической колонке, в скважине в первом
приближении можно .выделить два мощных горизонта: верхний перидотитовый с
линзами дунитов (0—500 м) и нижний дунитовый с участками обогащения хромшпинели-
дом и прослоями гарцбургитов (500—1200 м). Полученные материалы не только
подтвердили ряд известных закономерностей распределения компонентов в
сосуществующих фазах (Павлов, Григорьева, 1973 и др.), но и позволили выявить некоторые
ранее неизвестные особенности вариаций состава главных минералов в разрезе
ультрабазитового комплекса.
Прежде всего следует отметить практически одинаковый состав оливина на всем
1200-метровом интервале опробования; в среднем железистость минерала около 8%,
а флюктуации ее почти во всех случаях не превышают 25% (2 мол. % Fa). Наибольшие
отклонения от среднего значения f выявлены в нижней части изученного разреза
(глубина 700 м), где сосредоточены убоговкрапленные руды и обогащенные хромитовой
вкрапленностью дуниты, содержащие до 5-10 об. % хромшпинелида. Хорошо известная
закономерность, согласно которой наиболее магнезиальные оливины приурочены к
рудным интервалам, выдерживается и в ультрабазитах из скв. 91. Железистость орто-
пироксенов по вертикали также остается почти постоянной и хорошо коррелируется
с i сосуществующего оливина, но только в верхнем горизонте. Ортопироксен пунито-
вого комплекса по железистости и содержанию АЬ О3 заметно отличается от ортопирок-
сенов из перидотитовой половины разреза, причем, судя по изменению уровня f
минерала по вертикали, в верхней части массива он становится более магнезиальным.
На фоне относительно однородного состава породообразующих силикатов
железистость и хромистость хромшпинелидов подвер::<ены широким вариациям (~ 20—60
и 20—85% соответственно). Железистость хромшпинелидов в целом растет вниз по
разрезу, хотя ее флюктуации велики в обоих изученных интервалах. Не исключено,
46
3(119)
Срх
53,5
Crt
_
0,15 0,02
3,46 51,5
0,56 16,5
1,94 11,7
0,09 0,14
0,20
17,6 18,5
24,2
0,03
101,53 98,56
4(124)
Ol
41,4
-
-
-
4,62
0,06
0,52
53,7
0,03
-
100,33
Crt
_
0,17
11,0
56,3
18,3
0,44
0,00
13,4
—
-
99,61
5(135)
Ol
40,3
—
-
-
10,9
0,21
0,10
47,0
0,01
-
98,52
Crt
_
0,35
11,9
52,7
26,6
0,59
0,00
7,81
—
-
99,95
6(142)
Ol
40,7
—
-
-
10,1
0,17
0,24
49,3
0,00
-
100,51
Opx
56,7
0,00
0,62
0,22
6,67
0,21
0,00
33,4
0,71
0,00
98,53
Crt
_
0,47
11,6
53,7
24,8
0,52
0,00
8.22
-
-
99,31
что такое направленное изменение f обусловлено почти полным отсутствием
перидотитов в нижнем горизонте, так как в дунитах, несмотря на значительные вариации желе-
зистости хромшпинелидов, она повсеместно заметно выше, чем в перидотитах. Из этой
закономерности выпадает самый нижний гарцбургитовый интервал, в котором f хром-
шпинелида достигает почти максимального значения. В рудных интервалах она ниже,
чем в акцессорных хромшпинелидах окружающих пород. Это согласуется с
эмпирическим правилом, согласно которому магнезиальность хромшпинелидов увеличивается
с ростом их концентрации (Павлов, Григорьева, 1973). В отличие от железистости
хромистость в однотипных породах по всей скважине остается довольно постоянной:
высокой в дунитах и пониженной в перидотитах (здесь же отмечены и наибольшие
ее колебания), исключая гарцбургиты из низов разреза, где она фактически идентична
хромистости хромшпинелидов окружающих дунитов. Несмотря на незначительные
в целом ее вариации в породах нижнего горизонта, здесь статистически ощущается
некоторый рост хромистости хромшпинелидов рудных интервалов (в среднем 77,7%
против 73,5% в безрудных дунитах).
В вариациях составов сосуществующих минералов прослеживаются свои
закономерности. Так, в верхнем горизонте отсутствует обычная для ультрабазитов прямая
корреляция между f оливина и сопутствующего хромшпинелида, хотя устанавливается четкая
зависимость состава последнего от парагенезиса: в перидотитах и энстатитовых дунитах
f акцессорного хромшпинелида не выше 40, а в дунитах не ниже 45%. В нижнем
горизонте картина обратная. Прямая связь f сосуществующих оливина и хромшпинелица
выражена очень четко, а состав последнего как будто не контролируется присутствием
в парагенезисе ортопироксена. Кроме того, хромшпинелиды обоих горизонтов резко
отличны по соотношениям железистости и хромистости. Если для верхнего горизонта
характерна сильная прямая корреляция обоих параметров, то в нижнем она выражена
слабо и, скорее, является обратной и аналогичной установленной в хромитовых
месторождениях еще Н.В. Павловым: здесь наиболее хромистые хромшпинелиды рудных
тел одновременно и наиболее магнезиальны. Особенно наглядно все эти зависимости
выявляются при сопоставлении составов минералов негомогенного хромитового дунита
с глубины 1060 м. Массивный рудный хромшпинелид последнего содержит больше
хрома, менее железистый и сопровождается более магнезиальным оливином, чем
рассеянный ("акцессорный") хромшпинелид из этого же прослоя.
Наконец, хромшпинелиды обоих горизонтов четко различаются по степени окислен-
ности входящего в их состав Fe, причем и акцессорные, и рудные хромшпинелиды из
47
м
0
01 0 pi
ZOO
600
еоо
/zoo
г г г
г г г
V V V V
г г г г
V Г УГУ
V Г УГУ
V V V V У
г у г у г
г у
г- г-
V V V
V V
V V V
Г Г Г
V V V
V V
V V V
V V
■v v£/
-V V V
V V
шш.
iNi
V V V
v /у
Га Fs ALz0j
Cr/(Cr+AL)
7O 20 Jff%
Рис. 18. Разрез Кемпирсайского массива (скв. 91) и вариации состава минералов ультрабазитов
1 — гарцбургиты; 2 — лерцолиты; 3 — бедные ортопироксеном гарцбургиты; 4 — дуниты; 5 —
обогащенные хромшпинелидом (хромитовые) дуниты и убоговкрапленные руды; 6 — жилы и
дайки пироксенитов
нижней половины разреза окислены сильнее. Интервалы отношений Fe3+/(Fe3+ + Fe2+)
почти не перекрываются в образцах из перидотитового и дунитового горизонтов, не--
смотря на повсеместные значительные флюктуации этого параметра (см. рис. 18).
Отмеченные главные особенности распределения ряда компонентов в
сосуществующих минералах позволяют прийти к следующим выводам о природе ультрабазитов и
хромитовых руд Кемпирсайского массива: 1) изученный разрез ультрабазитового
комплекса состоит из двух сильно различающихся в вещественном отношении, но
внутренне однородных частей — верхней, существенно перидотитовой безрудной, и
нижней, преимущественно дунитовой рудоносной; 2) верхний и нижний горизонты
не могли возникнуть в ходе единого процесса; они гетерогенны и либо совершенно не
связаны между собой генетически, либо, что вероятнее, рудоносный дунитовый
горизонт не первичен, а наложен на исходный перидотитовьш субстрат уже в процессе его
субсолипусной эволюции; 3) определяющую роль в генезисе хромитовой
минерализации и вмещающих ее дунитов сыграл повышенный потенциал кислорода; одной из
возможных причин этого могло быть участие воды в процессах рудообразования и
перекристаллизации исходных ультрабазитов.
Размещение и качество хромитового оруденения в массиве контролируется его
48
структурной позицией и составом вмещающих пород. Н.В. Павлов и И.И. Григорьева
(1973) выделяют три типа рудных тел. Рудопроявления верхнего уровня приурочены
к зоне сочленения троктолитов и гарцбургитов в северной части массива и размещены
преимущественно в разделяющих их дунитах. Эти рудные тела мелкие; руды
низкосортные, при высокой концентрации глинозема они содержат менее 40% Сг2О3. Также
огнеупорными низкохромистыми рудами представлены хромиты второго уровня,
приуроченные к гарцбургитам верхней части южного блока массива. Наиболее
продуктивные зоны тяготеют к дунитам и энстатитсодержащим дунитам Главного рудного
поля, расположенным под верхними гарцбургитами на глубинах 300—700 м. Мощность
рудоносного горизонта достигает 1,0—1,5 км. Рудные тела этих самых глубокозалегаю-
щих месторождений имеют большую мощность и отличаются высоким качеством
металлургических хромитов.
Рудные скопления, как правило, представлены мощными телами очень сложной
формы с относительно резкими контактами. Крупные залежи сопровождаются
маломощными хромитовыми прожилками и мелкими шлировыми обособлениями хром-
шпинелидов во вмещающих дунитах, обильной рудной вкрапленностью либо струйча-
то-полосчатыми ее сгущениями с образованием хромитовых дунитов. Залежи
сложены массивными, вкрапленными, полосчатыми, пятнистыми и нодулярными рудами
с различным соотношением хромитовой и силикатной составляющих и разной
крупностью выделений хромшпинелида; преобладают густовкрапленные крупнозернистые
разности. Наиболее высококачественные хромиты расположены обычно во внутренних
частях залежей; к их периферии руды разубоживаются (Павлов, Григорьева, 1973).
Более детальная характеристика хромитового оруденения в Кемпирсайском массиве
приведена в других работах Н.В. Павлова с соавторами.
Офиолиты Корякского нагорья. Альпинотипные гипербазиты являются важной
составной частью ряда структурно-формационных комплексов Корякско-Камчатской
складчатой области — северо-западного сегмента Тихоокеанского подвижного пояса.
Вся зта область, служащая типичным примером современной активной зоны перехода
океан—континент, имеет очень сложное гетерогенное строение, многие детали которого
пока еще не ясны. Она включает фрагменты по крайней мере четырех разновозрастных
складчатых поясов, каждого со своими офиолитами (Ю.М. Пущаровский, Н.А.
Богданов, А.А. Александров, М.С. Марков и Г.Е. Некрасов, СВ. Руженцев, С.М. Тильман
и др.). В приокеанической части области на территории Восточной Камчатки и Олютор-
ского полуострова выявлены самые молодые в СССР верхнемеловые офиолиты, пока,
однако, недостаточно изученные. Входящие в их состав ультрабазиты, по имеющимся
данным (В.В. Белинский, Э.И. Пополитов и О.Н. Волынец, А.В. Колосков),
принципиально ничем не отличаются от позднеюрских—нижнемеловых аналогов Корякского
нагорья, которые исследованы более детально (Белинский, 1979; Пейве, 1984 и др.)
и поэтому избраны здесь в качестве базового объекта при описании молодых альпино-
типных ассоциаций, маркирующих зоны конвергенции современных литосферных
плит.
Ультрабазиты и габброиды Корякского нагорья систематически изучаются около
30 лет. Итоги этих исследований подведены в публикациях Г.В. Пинуса (Пинус и др.,
1973) и В.В. Белинского (1979). Ультрабазиты рассматриваются ими как истощенное
мантийное вещество, тектонически внедренное вдоль зон глубинных разломов в ходе
геосинклинального процесса. Исходя из этого, в регионе выделены три крупных гипербазито-
вых пояса — Западно-Чукотский, Корякский и Хатырский. Иная точка зрения на габбро-
ультрабазитовые комплексы как на реликты древней океанической коры высказана в
работах последних лет (Пейве, 1984),в которых доказывается сложное покровно-чешуй-
чатое строение Корякскрго нагорья. Всего здесь выделяется до пяти аллохтонных
структурно-формационных комплексов—покровов (рис. 19), которые входили в систему
островных дуг и междуговых бассейнов, обрамлявших Тихий океан в позднеюрское—
меловое время. Ультрабазиты наиболее широко проявлены в майницком комплексе.
Фрагменты офиолитовои ассоциации залегают в основании надвиговых чешуи по пер№-
4. 3aK.8S 5 49'
Рис. 19. Схема расположения структурно-
формационных зон Корякского нагорья
и схематический разрез Корякского хребта
(поАЛ. Пейве)
/ — янранайский автохтонный комплекс;
2—4 — аллохтонные комплексы (покровы) :
2 — эконайский и накыпыйлякский, 3 —
алькатваамский, 4 — майницкий; 5 —
главные серпентинитовые меланжи и габбро-
гипербазитовые массивы (цифры в
кружках) : серпентинитовые меланжи: 1 —
район р. Бурной, 4 - Четкинваямский,
5 — Росомашинский, 6 — Рытгыльский,
7 — Иомраутский, 8 — Эльгеваямский,
9 — Чирынайский, 10 — Ягельный; габбро-
гипербазитовые массивы: 2 — Эконайский,
3 — Наанкнейский, 11 — Красногорский,
12 — Малонаучирынайский, 13 — Тамват-
нейский; 6 — кайнозойские прогибы; 7 —
тектонические границы; 1,11 — гипер-
базитовые пояса (Пинус и др., 1973):
/ — Корякский, И — Хатырский
ферии комплекса, четко маркируя подошву покрова, а также вскрыты в ядрах
антиформ. Офиолиты сопровождаются вулканогенно-кремнистыми отложениями с
остатками раннемеловой фауны и перекрыты мощной толщей граувакк.
Ультрабазиты майницкого комплекса, как и почти всего Северо-Востока СССР,
представлены разновеликими блоками, глыбами и пластинами, большей частью
погруженными в перетертые серпентиниты. Они сопровождаются фрагментами габброидов,
метабазальтов, плагиогранитов и терригенных пород. Исключительно напряженная
тектоническая эволюция региона привела к тому, что здесь практически отсутствуют
ненарушенные стратифицированные ассоциации и офиолиты представлены
преимущественно типичными меланжами. Кроме того, сохраняются крупные останцы
тектонических пластин ультрабазитов, залегающих непосредственно на вулканогенно-терри-
генных отложениях (Пейве, 1984). Блоки ультрабазитов (по большей части мелкие)
достигают иногда гигантских размеров — десятки и сотни квадратных километров
(массивы Усть-Бельский, Тамватнейский, Куюльский, Чирынайский, Красногорский
и др.).
Петрографический спектр ультрабазитов Корякского нагорья весьма широк,
несмотря на стандартный минеральный состав пород. Наряду с доминирующими гарцбурги-
товыми и дунит-гарцбургитовыми телами здесь известны и существенно лерцолитовые
массивы (Тамватнейский). Жильные ультрамафиты, как согласные с расслоенностью
перидотитов, так и секущие ее, представлены дунитами и пироксенитами. Среди
последних преобладают ортопироксениты и вебстериты. Петрохимические особенности
перидотитов региона (табл. 13) определяются не только вариациями их количественно-
минерального состава, но и химизмом породообразующих фаз. Так, в сильно
истощенных гарцбургитах горы Красной оливин имеет высокомагнезиальный состав, орто-
пироксен предельно обеднен легкоплавкими компонентами, а хромшпинелид
относится к высокохромистым разностям. В переходных к лерцолитам, обогащенных клино-
пироксеном гарцбургитах растет железистость силикатов, шпинелиды становятся
низкохромистыми, а пироксены содержат много Al, Ca, Na. Наконец, в лерцолитах Тамватней-
ского массива пироксены еще более обогащены Al, Ti и Na (см. табл. 13). Такое
распределение петрогенных окислов в породах и минералах перидотитов хорошо согласуется
с моделью их образования в процессе прогрессирующего частичного плавления
источника пиролитового (лерцолитового) типа. Эта модель как будто подтверждается и
распределением в перидотитах РЗЭ (табл. 14): истощенные породы содержат их заметно
меньше. Следует, однако, иметь в виду, что геохимическому анализу подверглись
сильно серпентинизированные породы и первичные концентрации РЗЭ в улырабазитах
50
Таблица 13. Химический состав пород и минералов офиолитов Корякского нагорья
Компоненты
1(131-2)
2(11-78)
3(150)
1(131-2)
О1
Орх
Crt
ТЮ2
Сг2О3
Fe2Q,
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K20
П.п.п.
Сумма
39,22
0,01
0,15
0,29
4,16
3,18
0,11
0,29
43,05
0,61
-
0,10
8,43
99,60
38,20
-
2,29
-
3,27
3,95
0,18
-
39,48
1,36
0,11
0,06
11,07
99,97
40,20
0,01
2,05
-
3,09
4,72
0,19
-
38,33
2,64
0,04
0,01
8,45
99,73
41,56
—_
-
-
7,91
0,04
0,32
48,19
-
-
-
-
98,02
58,48
—
0,27
0,18
-
5,34
0,13
0,09
34,40
0,50
—
0,03
99,42
—
0,05
7,17
61,39
—
23,32
0,43
8,17
—
—
-
-
100,5
Компоненты
2(11-78)
Ol -
Орх
Cpx
Crt
4(41)
Opx
Cpx
SiO2
TiO2
A12O3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
П.п.п.
Сумма
40,94
0,04
—
-
8,95
_
0,31
48,71
0,03
_
54,91
0,04
3,71
0,63
6,19
0,01
0,21
31,42
1,41
-
_
50,75
0,10
5,18
1,24
2,59
0,06
0,06
15,56
22,41
0,15
_
-
0,04
45,02
24,59
13,67
0,15
0,28
17,07
-
—
_
52,54
0,05
5,41
0,69
7,09
0,06
-
32,31
0,82
0,31
0,05
50,78
0,18
5,52
0,96
2,39
0,09
-
15,64
23,44
0,32
0,05
98,98
98;53
98,10
100,82
99,33
99,37
1 — гарцбургит, Красногорский массив (Пейве, 1984); 2 — гарцбургит, обогащенный клино-
пироксеном, Тамватнейский массив (Пейве, 1984); 3,4 - лерцолиты, там же (Пинус и др., 1973;
данные Л.Д. Лавровой соответственно).
(особенно в дунитах) могут быть нарушены. Вероятно, этим можно объяснить
несколько необычный характер распределения РЗЭ и присутствие на некоторых кривых Се- и
Eu-аномалий (Пейве, 1984).
Интересной особенностью ряда ультрабазитовых массивов Корякского нагорья
являются находки в них алмазов (Каминский, 1984). Во многих телах выявлена
акцессорная минерализация платины и платиновых металлов (Дмитренко и др., 1985).
Офиолиты южного обрамления Сибирской платформы. В отличие от Северо-Востока
СССР многие офиолиты Центральной Азии весьма древние. Структурно они
расположены в восточном сегменте Урало-Монгольского складчатого пояса, возникшего на месте
Палеоазиатского океана (Л.П. Зоненшайн, Н.Л. Добрецов). Ниже ультрабазиты этих
древних офиолитов охарактеризованы на примере позднедокембрийских (раннекале-
донских) комплексов Саяна, Тувы и Западной Монголии.. На обширной территории
51
Таблица 14. Содержание редкоземельных элементов в ультрабазитах Корякского нагорья
(Пейве, 1984)
Элементы
La
Се
Na
Sm
Еи
Gd
Tb
Yb
Lu
1 (131-2)
0,022
0,18
0,09
0,04
0,006
0,03
0,01
0,050
0,006
1,2 — Красногорский массив: 1 —
2 (131)
3 (11-78)
0,041 0,027
0,16 0,070
0,14 0,05
0,055 0,018
0,021 0,005
0,08 0,02
0,017 0,007
0,10 0,036
0,017 0,007
4 (12-78)
0,053
0,13
0,11
0,037
0,014
0,05
0,011
0,055
0,008
гарцбургит, 2 — дунит; 3,4 — Тамватнейский массив: 3 — гарц-
бургит, обогащенный клинопироксеном, 4 — дунит.
региона они образуют разноориентированные вытянутые пояса, разделенные
выступами протерозойского фундамента. Сочетание шовных зон с гипербазитами и древних
кристаллических блоков придает структуре региона своеобразный мозаично-блоковый
характер, позволяя предполагать, что до начала интенсивного раскалывания фундамента
в конце протерозоя на его территории существовала зрелая континентальная кора
(Пинусидр., 1984).
Гипербазиты юга Сибири и МНР традиционно рассматривались как субвертикальные
протрузии, маркирующие зоны глубинных разломов и прорванные более поздними
габброидами (В.Н. Лодочников, Г.В. Пинус с соавторами, В.В. Белинский, О.М.
Глазунов и А.Н. Сутурин, Ф.П. Леснов и др.); зта точка зрения до сих пор популярна среди
сибирских геологов. Однако в последние годы данные о широком распространении
в регионе шарьяжей, олистостром и серпентинитовых меланжей (Н.Л. Добрецов,
Л.П. Зоненшайн и М.И. Кузьмин, Н.Н. Херасков и др.) позволили по-новому подойти
к интерпретации габбро-гипербазитовых комплексов. Стало ясно, что они находятся в
аллохтонном залегании и вместе с вулканитами являются членами тектонически
расчлененных офиолитов (Рифейско-нижнепалеозойские..., 1985).
Морфологически гипербазитовые массивы в большинстве случаев представляют
собой пластино- или линзовидные тела. Они часто погружены в меланж шовных зон
или надвинуты на породы докембрийского фундамента. Обычно ультрабазиты
сопровождаются габброидами и мощными венд-кембрийскими накоплениями вулканитов
звгеосинклинального характера, однако полные стратифицированные ассоциации в
регионе редки.
Вещественный состав пород лучше изучен в офиолитах Монголии и Восточного
Саяна. Опубликованные аналитические материалы и описания ультрабазитов (Сутурин,
1978; Пинус и др., 1984; Рифейско-нижнепалеозойские..., 1985; Леснов, 1986 и др.)
однозначно говорят о том, что типоморфной породой огромного большинства массивов
являются гарцбургиты, что вообще характерно для древних офиолитов. Изредка из-за
переменной примеси клинопироксена их, правда, относят к лерцолитам (Пинус и др.,
1984), хотя типичные лерцолиты встречаются спорадически и широко представлены
только в Эрдениулинском массиве (МНР). Об истощенном характере псевдолерцоли-
тов региона свидетельствует высокая магнезиальность их оливинов (8—9% Fa),
незначительная примесь А12О3 в пироксенах (не выше 3 мол.% в большинстве образцов),
высокая хромистость шпинелидов (обычно Сг/А1 > 1). Те же тенденции, указывающие
на сильное обеднение перидотитов легкоплавкой фракцией, еще ярче проявлены в
составах минералов гарцбургитов, лишенных клинопироксена (Пинус и др., 1984).
Дуниты и пироксениты встречаются в гарцбургитах в виде жил и вытянутых тел
неправильной формы, причем в дунитах ряда массивов выявлены скопления хромитов.
52
Таблица 15. Химический состав оливина из дунитов Монголии
Компоненты
1 (736а)
2 (1200)
3 (120/1)
Компоненты
(Пинус и др.,
1 (736а)
1984)
2 (1200)
3 (120/1)
SiO,
Сг2О3
FeO
МпО
42,25
0,03
2,18
0,81
42,76
Не обн.
1,34
0,18
40,04
0,02
4,04
0,61
NiO
MgO
CaO
Сумма
0,16
54,80
0,01
100,24
0,16
55,18
0,04
99,66
0,20
54,44
0,04
99,39
Петрохимические характеристики ультрабазитов региона хорошо согласуются с
особенностями состава породообразующих минералов. Подавляющее большинство
выполненных анализов (Сутурин, 1978; Белинский, Вартанова, 1980; Леснов, 1986
и др.) относится к типичным гарцбургитам с преобладанием MgO над SiO2, низким
содержанием СаО и AI2O3 (в основном менее 1 мае. %), заметным накоплением Сг
и Ni. Одновременно породы сильно обеднены редкими литофильными элементами и
титаном (данные Л.П. Зоненшайна и М.И. Кузьмина).
В регионе, особенно в южной и западной частях (Тува, Горный Алтай, Кузнецкий
Алатау, Монголия), широко проявлены процессы метаморфического изменения
ультрабазитов. Здесь редко встречаются относительно свежие их разности; большая часть
объема тел представлена разнообразными серпентинитами. Неизмененные и слабо
серпентинизированные ультрабазиты (преимущественно оливиниты) часто возникают
в ходе их прогрессивного регионального метаморфизма, что убедительно показано
В.В. Белинским с соавторами (1980, 1983). В результате дегидратации серпентинитов
формируются парагенезисы вторичного оливина с антигоритом, тальком,
антофиллитом, хлоритом, тремолитом, ортопироксеном и др. Вторичный оливин имеет иногда
совершенно необычный состав (табл. 15), содержит обильные газовые и газово-жидкие
включения, структурную примесь Fe3+,-a также вростки серпентина и магнетита. Хром-
шпинелиды во вторичных гипербазитах нацело замещаются магнетитом (Белинский,
Банников, 1986).
Офиолиты Средиземноморья. Офиолиты входят в состав гигантского
Средиземноморско-Гималайского складчатого пояса, протягивающегося через Малый Кавказ и
Ближний Восток в Гималаи и далее в Юго-Восточную Азию. Изучение ультрабазитов и
родственных им офиолитовых пород этого региона всегда играло важную роль в
развитии взглядов на их природу. На материалах Средиземноморья формировались ранние
наивные представления об офиолитах А. Броньяра, а позже Г. Штейнманн выделил здесь
свою знаменитую триаду. Применительно к Средиземноморью были разработаны такие
важные для понимания поведения ультрабазитов в земной коре вопросы, как природа
серпентинитовых протрузий и меланжей (А.Л. Книппер, Э. Бейли и У. Мак-Колльен,
И. Штеклин, Б. Милованович и С. Карамата), доказана возможность твердопластичес-
кого течения ультраосновных пород в природе при высоких температурах и давлениях
(А. Николя с соавторами), затронуты многие другие проблемы, связанные с геологией,
генезисом, рудоносностью и метаморфизмом ультрабазитов (Л. Дюбертре, Ж. Брюнн,
Г. Хиссляйтнер, Г. Кааден, В. Троммсдорф и Б. Ивенс, У. Эрнст и др.). Наконец, один из
массивов Средиземноморья — знаменитый комплекс Троодос на Кипре — сыграл
выдающуюся роль при поисках аналогий офиолитов с литосферой современных океанов, а
совсем недавно его углубленное изучение привело к фундаментальной переоценке
изначального структурного положения и природы офиолитовой ассоциации в складчатых
поясах (И. Гасс, Э. Муре и Ф. Вайн, А. Мияширо, Дж. Пирс и др.).
Ультрабазиты, входящие в состав офиолитов, широко распространены в регионе
(рис. 20), но сильно различаются по характеру в его западной и восточной частях. Если
в офиолитах Восточного Средиземноморья преобладают, как обычно, гарцбургиты, то в
Западном Средиземноморье ведущая роль принадлежит лерцолитам. Граница двух суб-
53
, л ьлы
'. Килр
Рис. 20. Схема распределения мезозойских офиолитов в Средиземноморье (составлена с
использованием материалов АЛ. Книппера, М.А. Сатиана, Э. Мурса, В. Дитриха, Ж. Памича, Ж. Бебьяна с
соавторами, Т. Жюто и др).
1 — офиопитовые комплексы; 2 — меланжированные офиолиты и эвгеосинклинальные толщи
(лавы, глубоководные осадки) ; 3 — мелководные фации и миогеосинклинальные отложения; 4 —
выступы домезозойского кристаллического основания и различные интрузивные породы; 5 —
кайнозойский чехол. Габбро-ультрабазитовые массивы: 1 — Инзекка, 2 — о-ва Эльба, 3 —
Южно-Апеннинские (Калабрийские), 4 —Тосканские, 5 — Внутренних и Внешних Лигурид, 6 — Вольтри, 7 — Мон-
жаневр, 8 — Ланцо ,9— Церматт-Саас, 10 — Маленко, 11 — Кривая-Конюх, 12 - Златибор, 13 — Тропо-
вец-Пукеш, 14 — Пиндос, 15 — Отрис, 16 — Вуринос, 17 — Гевгели, 18 — Халькидики, 19 — Эвбея,
20 — Троодос, 21 — Органели, 22 — Дагарди, 23 — Ликийский, 24 — Анталья, 25 — Позанти-Карсанти,
26 — Кизилдаг, 27 — Баер-Бассит, 28 — Пинарбаши
провинций, согласно Ж. Памичу, проходит в центральной—юго-восточной части Динарид,
примерно вдоль линии Сараево—Скопье. Резкое преобладание лерцолитов среди
перидотитов делает ультрабазитовые комплексы западной субпровинции уникальными, не
имеющими аналогов в других регионах. Офиолиты Западного Средиземноморья
обладают и другими своеобразными чертами. Из них отметим особый (чисто океанический)
характер лав, отсутствие комплексов параллельных даек и интенсивную дезинтеграцию
офиолитов: здесь редки стратифицированные (даже неполные) ассоциации. Все зто, по
мнению итальянских геологов, позволяет считать офиолиты западной субпровинции, в
том числе комплексы южной части Западных Альп и Северных Апеннин, где они как раз
и были выделены Г. Штейнманном, нетипичными, что затрудняет их параллелизацию с
офиолитами других складчатых поясов (Tethyan ophiolites, 1980).
Офиолиты Западного Средиземноморья (Южные и Северные Апеннины, Западные
Альпы, северо-западный и частично центральный сектор Динарид) считаются
фрагментами океанической литосферы неширокого Лигурийско-Пьемонтского моря,
располагавшегося в западной части океана Тетис* Оно заложилось в верхнем триасе и в
юрское—меловое время разделяло палеоевропейский и инсубрийский (африканский)
континентальные блоки. Последующее замыкание этого бассейна в верхнем мелу—эоцене
сопровождалось сложными по кинематике широкоамплитудными горизонтальными движениями
фрагментов океанической и окружающей континентальной литосферы, многие детали
которых пока остаются дискуссионными, а также многоэтапным региональным
метаморфизмом (Field ..., 1980; Ophiolites, 1980; Tethyan ophiolites, 1980 и др.). Сложная
эволюция региона обусловила своеобразную геологию ультрабазитов. В основном здесь
распространены небольшие их тела (до первых десятков и сотен метров в поперечнике),
54
но известны и крупные (площадью до 1000 км2), хотя и маломощные пластинообраз-
ные массивы (Златибор и Кривая-Конюх в Динаридах, Вольтри в Западной Лигурии).
Исключительно разнообразны условия залегания ультрабазитов. В Динаридах описаны
серпентинитовые протрузии; ультраосновные породы присутствуют также в виде глыб
(или цемента) в меланжах и тектонических брекчиях (Южные Апеннины, Динариды),
входят в состав тектонических покровов, шарьированных на северное обрамление
мезозойского Тетиса (надгруппа Вара в зоне Внутренних Лигурид в Северных
Апеннинах, Пьемонтская зона Западных Альп, Восточная Корсика и др.). заключены в виде
олистолитов в олистостромах и флишевых толщах во Внешних Лигуридах (Северные
Апеннины). Сопутствующие отложения в зависимости от геологической обстановки
представлены зв- или миогеосинклинальными осадками; в олистостромах ультрабази-
ты сопровождаются фрагментами типично континентальных высокометаморфизован-
ных пород и гранитов. Контакты ультрабазитов с вмещающими толщами почти сплошь
сорванные, и лишь в Динаридах в подошве ряда массивов известны динамометамор-
фические ореолы с гранатовыми амфиболитами (Pamic, Majer, 1977).
Преобладающие в регионе лерцолиты, как правило, гомогенны по составу на
больших площадях. Там, где удается реконструировать их минералогию, часто оказывается,
что они содержали обильный клинопироксен. Структуры пород широко варьируют даже
в пределах одного тела; во многих случаях прослеживаются постепенные переходы
между лерцолитами, обладающими протогранулярным, порфирокластическим и грано-
бластовым строением. В обнажениях часто наблюдаются расслоенность, сланцеватость,
ориентировка минеральных агрегатов и другие признаки высокотемпературного
пластического течения пород. Четкой зависимости между характером текстур и
микроструктур лерцолитов, по-видимому, нет, хотя У. Эрнст и Г. Пиккардо, а также Л. Беккалува
с коллегами отмечали, что однородные перидотиты чаще сохраняют "первичное" прото-
гранулярное сложение. В большинстве случаев такие породы приведены в равновесие в
условиях шпинелевой фации глубинности. Интенсивную твердопластическую
деформацию нередко сопровождает появление плагиоклаза в виде продуктов распада пироксе-
новых твердых растворов, симплектитовых сростков с ортопироксеном и реакционных
кайм вокруг хромшпинели и пироксенов. В гранобластовых разностях, подвергшихся
высокотемпературной перекристаллизации, возникает новообразованный парагенезис
оливин + ортопироксен + клинопироксен + плагиоклаз (плагиоклазовый лерцолит),
частично замещающий более раннюю шпинелевую ассоциацию (Ernst, Piccardo, 1979).
Обильные веретенообразные плагиоклазовые сегрегации миллиметрового размера в
лерцолитах корсиканского массива Монте-Маджиоре интерпретируются как
неудаленные реликты частичных выплавок из этих пород (М. Джексон и М. Оненстеттер). Среди
ультрабазитов, сопровождающих лерцолиты, отмечены переслаивающиеся с ними гарц-
бургиты, дуниты и пироксениты, которые характеризуются малой распространенностью.
Состав породообразующих минералов перидотитов, исключая оливин, неординарен
для офиолитовых ультрабазитов (табл. 16). Пироксенам свойственны высокие
концентрации AI2O3, TiOs, Na2O; некоторые ортопироксены содержат много СаО.
Перекристаллизация, сопровождающая деформацию, ведет к интенсивному обеднению краевых
частей порфирокластов А1, Сг, Са. Эта тенденция получает дальнейшее развитие при
формировании необластов пироксенов в матрице пород (см. табл. 16). В ряде случаев
очевидно, что перекристаллизация идет в условиях понижения температуры. Шпинелиды в
основном высокоглиноземистые и низкохромистые, т.е. представлены хромистыми
шпинелями; иногда отмечаются хромшпинелиды (Pamic, Majer, 1977; Ernst, Piccardo,
1979; Beccaluva et al., 1984). Плагиоклаз варьирует по основности от Лабрадора до
анортита.
Своеобразна петрохимия ультрабазитов региона (табл. 17). Большинство изученных
образцов приближается к модельным составам неистощенного мантийного субстрата;
одновременно они сходны с многими перидотитами срединно-океанических хребтов. По
сравнению с обычными в офиолитах гарцбургитами лерцолиты резко обогащены
легкоплавкими компонентами, прежде всего А1, Са и щелочами, при одновременном обедне-
55
Таблица 16. Химический состав минералов из перидотитов Западного Средиземноморья
Компоненты
О1
1 (С-1),
Орх
Срх
Crt
2 (Т-3)
Орх(ц)
Орх(кУ
Срх(ц)
Срх(кУ
1
SiO2
ТЮ2
,3
FeO
МпО
MgO
СаО
Na,O
Сумма
40,7
9,02
0,35*
49,9
99,97
53,7
0,18
6,17
0,49
6,00
31,8
0,98
99,32
49,1
0,93
7,10
0,81
2,92
15,4
22,5
0,93
99,69
57,1
9,63
13,4
19,9
100,03
54,8
0,14
4,53
0,88
6,69
0,21
30,3
2,05
0,07
99,67
56,6
0,13
2,30
0,34
6,81
0,18
32,4
0,77
0,00
99,53
52,0 '
0,41
6,55
1,14
3,61
0,11
16,4
19,5
0,31
100,03
52,7
0,43
4,23
1,04
3,22
0,11
16,1
■21,8
0,32
99,95
•Содержание NiO.
1, 2 — плагиоклазовые лерцолиты :1 —массив Суверо, Восточная JbjrypHH(Ernst,Piccardo,1979), 2 —
массив Монти-Рогнози, Тоскана (Field..., 1980); 3 — плагнокпазовый гарцбургнт, богатый клинопи-
Таблица 17. Химический состав ультрабазитов Западного Средиземноморья
Компоненты
SiO2
ТЮ2
AI3O3
Сг2О3
FeO
МпО
МО
MgO
СаО
Na2O
К2О
П.П.П.
Сумма
1 (14-Р)
40,00
0,22
3,80
0,37
-
9,60
0,11
0,26
41,80
2,87
0,09
0,03
0,50
99,65
2 (С-1)
42,50
0,13
1,64
0,21
-
7,60
-
0,18
38,92
2,77
0,19
0,04
6,73
100,91
3(Е)
40,14
0,20
3,86
0,37
-
8,61
0,13
0,28
43,80
1,41
0,10
0,04
1,00
99,94
4(ГЕ-3)
42,28
0,15
3,0.7
0,32
-
7,71
0,12
0,23
37,03
2,39
0,05
0,00
6,43
99,78
S (ГЕ-8)
42,13
0,13
2,40
0,36
-
8,40
0,12
0,23
38,87
1,94
0,06
0,01
4,95
99,60
6(3)
40,91
0,16
2,85
0,28
2,83
5,64
0,10
—
37,13
2,71
0,41
0,19
6,60
99,81
7(10)
41,58
0,31
3,77
-
0,68
7,17
-
-
40,74
1,01
0,14
0,05
4,33
99,78
8(11)
37,19
-
0,08
0,05
5,40
6,45
0,18
—
44,70
0,41
0,52
Сл.
4,75
99,73
9(12)
48,59
—
8,46
2,10
2,59
5,16
0,05
—
20,17
10,90
0,30
0,13
0,98
99,43
1—3 —Восточная Лигурия: 1 —плагиоклазовый лерцолит(Ottonello et al., 1984г),2 — то же, массив
Суверо (Field..., 1980), 3 — плагиоклазовый гарцбургит, богатый клинопироксеном, массив Монте-
Фьючиза(Field..., 1980) ; 4, 5 — лерцолиты, массив Вольтри, Западные Anbnbi(Ernst, Piccardo, 1979);
6—9 — Динариды (Pamic, Majer, 1977) : 6 — лерцолит, массив Кривая-Конюх, 7 — гарцбургит, массив
Снеготина, 8 — дунит, массив Озрен, 9 — вебстерит, массив Кривая-Конюх. N
нии Mg и понижении отношения MgO/SiO2 - Колебания средних составов перидотитов
разных массивов и областей Западного Средиземноморья коррелируются с их
тектонической позицией. Это, в частности, показано для ультрабазитов Внутренних и Внешних
Лигурид в Северных Апеннинах (Field ..., 1980; Ophiolites, 1980; Beccaluva et al., 1984;
Ottonello et al., 19842 ).
Геохимические данные (табл. 18) хорошо согласуются с петрохимическими. Судя по
распределению в породах РЗЭ, все лерцолиты Северных Апеннин претерпели частичное
плавление (Ottonello et al., 1984г)- Вариационная диаграмма (рис. 21) позволяет
считать, что плагиоклазовые лерцолиты Внутренних Лигурид подверглись ему в большей
степени, чем аналогичные породы Внешних Лигурид. Об этом говорит не только разный
уровень абсолютных количеств РЗЭ (заметно больше во втором случае), но и ха-
56
3(Е)
Ol
40,5
0,00
0,13
0,00
9,47
0,10
50,2
0,06
0,00
100,46
Орх(ц)
54,8
0,12
3,42
1,04
6,19
0,09
32,0
2,44
0,05
100,15
Орх:(к)
54,6
0,11
2,96
0,88
6,13
0,11
32,1
2,63
0,05
99,57
Орх (ом)
54,3
0,14
2,28
0,62
6,20
0,15
34,3
1,17
0,00
99,16
Срх(ц)
51,2
0,29
4,36
1,46
2,96
0,13
16,4
22,2
0,21
99,21
Срх (ом)
51,00
0,30
3,32
1,26
2,84
0,13
17,5
22,7
0,24
99,29
Crt
0,00
0,44
27,2
39,1
18,5
0,28
14,1
0,00
0,00
99,62
И
45,5
0,00
34,9
0,00
0,23
0,00
0,05
18,6
0,80
100,08
4(5)
Срх
51,5
0,38
7,88
0,76
3,00
_
14,7
20,8
0,14
99,16
роксеном, массив Монте-Фьючиза, Восточная Лигурия (Field.., 1980); 4 — лерцолит, массив Банья,
Динариды (Pamic, Majer, 1977).
Примечание. Здесь и далее ом — необласты.
рактер их распределения. Ультрабазиты Внешних Лигурид по облику концентрационных
кривых РЗЭ близки к хондритам (лишь с незначительным обеднением La и Се), тогда
как во Внутренних Лигуридах они заметно обеднены и легкими, и средними
лантаноидами. Лерцолиты Западных Альп занимают промежуточное положение (см. рис. 21).
В то же время все без исключения перидотиты региона обогащены тугоплавкими си-
дерофильными элементами (см. табл. 18).
Ультрабазиты Западного Средиземноморья, особенно расположенные в Альпах,
подверглись многоэтапному региональному метаморфизму (Ophiolites, 1980; Tethyan
ophiolites..., 1980). В процессе самой ранней ("океанической") фазы изменения они
были повсеместно интенсивно серпентинизированы при небольших температурах и
давлениях в присутствии избытка воды. Последующая эволюция ультраосновных пород
связана с несколькими этапами так называемого альпийского метаморфизма,
носившего различный характер в разных частях региона (П.Берт, Дж. Даль-Пьяц, Б.Ивенс и
В. Троммсдорф, В. Дитрих и др.)- В результате преобразований в условиях глауко-
фансланцевой, зеленосланцевой и амфиболитовой фаций во многих фрагментах ультра-
базитовых комплексов из первично-петельчатых' (лизардитовых) серпентинитов
возникли антигоритовые серпентиниты и разнообразные ультраосновные сланцы с
оливином (вторичным), тремолитом, тальком, хлоритом, антофиллитом. Помимо
регионального альпийского метаморфизма, серпентинизированные ультрабазиты подвергались
высокотемпературному контактовому изменению. Классический случай описан в Ре-
тийских Альпах, где крупный ультрабазитовый массив Маленко прорван Бергамским
тоналитовым плутоном. В эндоконтакте массива откартирована сложная
метаморфическая зональность (Trommsdorf, Evans, 1972). По направлению к гранитоидам
ведущий парагенезис антигорит—оливин—диопсид, возникший при
прогрессивно-региональном метаморфизме серпентинитов, сменяется зоной антигорит-оливин-тремолито-
вых пород шириной 500±200 м, затем зоной тальк-оливин-тремолитовых (700±300 м)
и, наконец, магнезиокуммингтонит(антофиллит) -оливин-тремолитовых (±тальк) пород.
В непосредственной близости от контакта с тоналитами в ультрабазитах была
установлена ассоциация оливин—энстатит—тремолит. Хлорит в качестве сквозного минерала
присутствует во всех парагенезисах. Составы пород и минералов перечисленных зон
приведены в табл. 19. Следует отметить фактическую неизменность химизма ультрабази-
тов в разных зонах, широкие незакономерные вариации состава вторичных
породообразующих оливинов и своеобразие пироксенов, практически лишенных обычных
примесей. Приведенные данные отражают прогрессивное обезвоживание гидратиро-
ванных ультрабазитов при прогреве.
Офиолиты юго-западной периферии Тихого океана. Офиолиты этого региона тяго-
57
Таблица 18. Содержание редких и рассеянных элементов в перидотитах
Западного Средиземноморья (Ottonello et al., 19842)
Элемент
1(14Р)
Сг 2501
№ 2030
Со 104
Sc 16,3
La 0,23
Се 0,93
Nd 1,3
Sm 0,35
Eu 0,15
Tb 0,094
Yb 0,46
Lu 0,081
2(15Р)
1754
1994
ПО
13,6
0,16
0,52
0,62
0,23
0,10
0,063
0,31
0,057
3(А7)
2360
1780
92
16,6
0,11
0,68
0,73
0,27
0,11
0,087
0,40
0,059
1 — 6 - плагиоклазовые лерцолиты:
лерцолиты, массив
Вольтри,
Западные
4 (Л-12)
2736
1996
97
14,2
0,0090
0,080
-
0,055
0,024
0,014
0,11
0,018
5(Л-11А)
3150
2012
95
13,7
0,0050
0,10
-
0,056
0,022
0,024
0,091
0,011
6(Л-1б)
2140
1951
92
12,8
0,0070
0,073
-
0,025
0,012
0,016
0,15
0,024
1—3 — Внешние Лигуриды, 4—6 -
Альпы.
7(ГЕ-3)
2600
1730
-
-
0,040
0,19
0,45
0,24
0,096
0,077
0,34
0,059
8 (ГЕ-7)
2120
1810
-
-
0,051
0,061
0,16
0,11
0,047
0,048
0,25
0,045
9 (ГЕ-8)
2460
1810
-
-
0,029
0,079
0,18
0,11
0,051
0,047
0,26
0,044
Внутренние Лигуриды; 7—9 —
теют к деструктивной границе Индо-Австралийской и Тихоокеанской литосферных
плит (см. рис. 2) и являются типичными представителями ассоциаций зоны активного
перехода континент—океан. Ультрабазитовые комплексы известны в восточной части
Австралии, на о-ве Тасмания, в Новой Зеландии, Новой Каледонии, Новой Гвинее,
на Соломоновых островах и в других местах. Лучше других изучены новозеландские
ультрабазиты, охарактеризованные здесь по данным Г. Челлис, Дж. Синтона, Д. Кумб-
са и Т. Дзвиса с сотрудниками.
В верхнепермском офиолитовом поясе, простирающемся почти на 1200 км вдоль
западного побережья Новой Зеландии, присутствует целая серия ультрабазитовых тел.
Из них наиболее известны массивы о-ва Южного - Дан-Маунтин, Ред-Хиллс и Ред-Маун-
тин. Два первых тела представляют собой гигантские тектонические блоки в меланже
зоны регионального надвига в сегменте Нельсон (северная часть острова). Вместе с
перидотитами в рассланцованной серпентинитовой матрице присутствуют
многочисленные фрагменты основных вулканитов, родингитизированных габброидов, пироксени-
тов, амфиболитов, аргиллитов, кремнистых пород. Небольшой массив Дан-Маунтин
(4X3 км) сложен слабо измененными дунитами и гарцбургитами (табл. 20). В
западной части массива присутствует узкая полоса габброидов и основных вулканитов.
Аналогично строение более крупного массива Ред-Хиллс (14 X 8 км). Оторочка базитов
и родингитов, окаймляющих его с запада, рассматривалась Г. Челлис в качестве
контактового ореола, возникшего при внедрении перидотитового расплава во вмещающие
породы. Позже было показано, что за контактовые роговики Г. Челлис были приняты
регионально-метаморфизованные и местами метасоматически -измененные фрагменты
габброидного комплекса офиолитов (Coombs et al., 1976).
Лучше других изучен массив Ред-Маунтин (рис. 22), который является крупнейшим
ультраосновным телом в южном офиолитовом сегменте Отаго. Ультрабазитовый
комплекс входит в состав полной субслоистой офиолитовой ассоциации, внедренной в
зеленые сланцы и филлиты. Внутри офиолитов ультрабазиты с тектоническим несогласием
сменяются переслаивающимися породами габброидного комплекса. Общая мощность
ультрабазитов достигает 3 км. Периферические части массива сложены серпентинитами.
Слабо измененное ядро массива на 80-90% состоит из типичных гарцбургитов;
остальной объем приходится на дуниты и бедные ортопироксеном гарцбургиты (Coombs et al,,
1976), В гарцбургитах часто хорошо выражена характерная ритмичная расслоенность,
В обогащенных ортопироксеном прослоях Дж. Синтон отмечал сортировку зерен по
58
Рис. 21. Распределение редкоземельных
элементов в плагиоклазовых лерцолитах
Внешних (1), Внутренних (2) Лигурид и в шпи-
нелевых лерцолитах массива Вольтри (5)
(Ottonello et al., 1979,19842 )
Ld Се Nd 5m En Tb
Yb Ln
размеру. Будучи двусторонне симметричной (величина кристаллов ортопироксена
возрастает от краев к центру слоя), расслоенность резко отличается от градационной
слоистости магматических пород. Не обнаружены в гарцбургитах и такие характерные
признаки магматической седиментации, как косое напластование, складки течения,
флексуры и т.п. По простиранию расслоенные гарцбургиты переходят в массивные, и
наоборот, Расслоенность в большинстве обнажений падает под большими углами,
одновременно веерообразно разворачиваясь при продвижении вкрест массива с лого-за-
пада на северо-восток (Dick, Sinton, 1979). Она сечется жилами и дайками дунитов,
орто- и клинопироксенитов, оливиновых вебстеритов, а также более поздних диабазов,
родингитизированных в участках интенсивной серпентинизации вмещающих ультраба-
зитов. К некоторым дунитовым телам приурочены скопления хромитов.
Микроструктура новозеландских ультрабазитов типично порфирокластическая с
ярко выраженными признаками деформации и перекристаллизации отдельных зерен
и сильно проявленной оптической ориентировкой оливина. Линейность ортопироксено-
вых агрегатов ориентирована параллельно осям складок, в которые смяты дунитовые и
ортопироксенитовые прожилки (Dick, Sinton, 1979).
Специальные поиски скрытой расслоенное™ ультрабазитов в массиве Ред-Хиллс
не дали результата (Ophiolites, 1980). Не обнаружена она и в массиве Ред-Маунтин
Рис. 22. Схема геологического строения офио-
литов массива Ред-Маунтин (по Дж. Синтону)
1 — аспидные и зеленые сланцы, метапсам-
миты, аргиллиты и др.; 2—6 - серия Ливингс-
тон: 2 — гиалокластитовые брекчии, 3 —
подушечные лавы, 4 — дайковый комплекс, 5 —
расслоенные габброиды, 6 — расслоенные
ультрамафиты (пироксениты, перидотиты,
дуниты) ; 7 — гарцбургиты и дуниты ультра-
базитового комплекса; 8 — серпентиниты;
9 — тектонические нарушения; на врезке
массивы: 1 — Дан-Маунтин, 2 — Ред-Хиллс,
3 — Ред-Маунтин
■г
о. Южный
59
Таблица 19. Химический состав пород и минералов массива Маленко
(Trommsdorf, Evans, 1972)
Компоненты
1(65)
2(102)
3(89)
4(140)
5(100)
1(65)
О1
Ant
Di
SiO2
TiO2
A12O3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na20
П.п.п.
Сумма
40,3
< 0,05
1,45
0,16
2,1
3,7
0,11
0,30
39,9
1,2
<0,05
10,5
99,72
44,4
<0,05
1,5
0,28
4,9
2,85
0,10
0,32
35,1
3,9
<0,05
6,3
99,65
45,4
0,05
1,9
0,20
4,3
4,7
0,12
0,34
40,5
0,l
0,05
1,9
99,36
44,0
<0,05
3,15
0,22
1,1
5,95
0,13
0,31
40,0
2,2
<0,05
2,6
99,66
44,9 40,3
< 0,05
3,05
0,23
1,1
6,1
0,07
0,30
40,5
< 0,1
< 0,05
3,3
99,55 99,48
8,81
0,25
0,42
49,7
42,9
1,6
0,26
3,17
0,04
0Д6
40,1
<0,02
88,23
55,0
<0,01
<0,03
0,03
0,97
0,03
0,04
18,4
25,8
<0,01
100,27
1—5 — минеральные ассоциации метаморфизованных ультрабазитов: 1 — оливин-антигорит-диоп-
сидовая с бруситом, 2 — оливин-антигорит-тремолит-хлоритовая, 3 — оливин-тальк-хлоритовая,
Таблица 20. Химический и модальный составы ультрабазитов Новой Зеландии
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О3
СггО3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,O
КгО
П,п,п.
Сумма
Ol
Opx
Cpx
Crt
PI
1
44,23
—
0,57
0,43
-
7,47
0,12
0,30
44,38
0,60
0,05
0,0013
1,08
99,23
78,8
18,8
1,4
1,0
2
39,53
0,01
0,93
1,01
0,65
7,62
0,12
0,32
48,83
0,00
0,00
0,00
1,05
100,07
-
-
-
3
39,44
0,61
0,73
-
8,34
0,13
0,73
48,45
0,18
0,042
0,0008
0,75
99,40
-
-
-
4
43,37
0,15
1,19
0,56
0,18
7,41
0,14
0,14
45,35
0,79
0,15
0,00
0,70
100,13
_
-
-
5
43,56
Сл.
0,91
0,61
0,68
7,25
0,10
0,32
45,25
0,90
0,00
0,00
0,45
100,03
_
-
-
-
_
6
43,61
-
1,06
0,44
-
8,04
0,14
0,27
44,08
1,35
0,02
0,0005
0,36
99,37
74,8
22,5
1,8
0,8
_
7
43,00
-
1,65
0,43
-
7,88
0,13
0,30
43,55
1,67
0,06
0,0006
0,39
99,08
85,6
10,2
2,7
1,1
0,4
8
44,63
—
1,67
0,43
7,99
0,13
0,33
42,26
1,93
0,009
0,0005
0,04
99,42
_
-
-
_
9
44,71
-
2,19
0,45
7,69
0,13
0,27
41,79
2,18
0,038
0,0005
0,47
99,92
75,8
15,1
2,2
2,2
4,6
1—3 — комплекс Дан-Маунтин: 1 — гарцбургит, 2, 3 — дуниты; 4—9 — комплекс Ред-Хиллс:
4—8 — гарцбургиты, 9 — плагиоклазовый гарцбургит.
Примечания. 1. Ан. 1, 3, 6-9 - по Т. Дэвису и др. (Ophiolites, 1980) ; 2, 4, 5 - по Г. Челлис
2. Здесь и далее содержания минералов приведены в объемных процентах.
2(102)
Ol
40,7
_
_
-
5,71
0,25
0,55
52,1
_
Ant
43,1
—
1,6
0,24
2,47
0,03
0,23
41,4
< 0,02
Tr
58,3
<0,01
0,1
0,03
0,94
0,04
0,12
24,2
13,3
0,02
3(89)
Ol
Та
40,7 62,9
—
0,16
0,01
6,14 0,82
0,17 0,00
0,36 0,19
51,8 31,0
< 0,02
—
—
5(100)
Ol
40,4
_
—
-
10,6
0,09
0,28
48,8
—
—
Mem
58,3
<0,01
0,24
0,11
7,4
0,12
0,08
31,6
0,25
0,04
Та
62,5
—
0,50
0,10
1,32
0,01
0,12
30,8
< 0,02
-
t.-
57,8
0,03
0,39
0,12
1,99
0,05
0,09
23,9
12,4
0,07
99,31
89,07
97,05
99,17
95,08
100,17
98,14 95,35 96,84
4 — оливин-магнезиокуммингтонит-тремолит-хлоритовая, 5 — оливин-энстатит-магнезиокумминг-
тонит-тальк-тремолит-хлоритовая.
(Coombs et al., 1976; Sinton, 1977), Оливин в гарцбургитах везде имеет стандартный
состав (Fa = 9 ± 2%), но в дунитах, сопряженных с хромититами, его железистость
понижается до Fa4 (табл. 21). Еще более однородны по железистости пироксены.
В то же время содержания в них А1, в меньшей степени Сг и Са непостоянны. Как
отмечает Дж. Синтон, в расслоенных гарцбургитах количество А12 О3 варьирует даже в пи-
роксенах из соседних прослоев разного модального состава. Особенностью пироксенов
всех без исключения парод ультрабазитового комплекса, впервые установленной для
офиолитовых ультрабазитов именно в массиве Ред-Маунтин (Sinton, 1977), является
четко выраженная зональность, проявленная в обеднении периферии зерен А1 и Сг,
Аналогично в ортопироксенах ведет себя Са; в клинопироксенах он, наоборот,
накапливается в краевых частях выделений (см. табл. 21). Железистость ортопироксенов
почти всегда остается постоянной в разных зонах. В целом пироксены обеднены Na и Ti.
В хромшпинелидах зональность выражена не менее четко, чем в пироксенах, но в них
она более разнообразна. Края зерен по сравнению с их центральными частями могут
быть обогащены Al, Cr, Fe, Mg или обеднены ими. Многие хромшпинелиды подчиняются
главной закономерности, в соответствии с которой магнием обогащается периферия
индивидов с более глиноземистыми ядрами, а железом — с более хромистыми (см.
табл. 21). Выдерживаются также обычные корреляции А1-Сг й Mg—Fe2+. Почти все
хромшпинелиды обеднены Ti. Изучение особенностей состава минералов ультрабазитов
комплекса Ред-Маунтин послужило основой для вывода о том, что породы были
приведены в равновесие в условиях локальных вариаций химических потенциалов главных
компонентов при некотором понижении температуры системы, сопровождавшемся
деформацией гарцбургитов (Sinton, 1977).
В петрохимическом отношении новозеландские перидотиты большей частью сильно
истощены, хотя многие породы из массива Ред-Хиллс обогащены СаО и петрохимически
более сходны с лерцолитами; нежели с гарцбургитами (см. табл. 20). Повышенная каль-
циевость перидотитов не согласуется со стандартным минеральным составом пород
(содержание клинопироксена ни в одном случае не превышает 3 об. %), что
объясняется, по-видимому, присутствием в них плагиоклаза.
Содержания рассеянных и редких литофильных элементов в ультрабазитах Новой
61
Таблица 21. Химический состав минералов ультрабазитов комплекса Ред-Маунтин (Sinton, 1977)
Компоненты
Ol
1 (140)
Орх(ц) Орх(к) Срх(ц) Срх(к) Crt(H)
Crt(K)
SiOs
ТЮ,
Сг2О3
FesO*
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na,O
Сумма
40,5
8,89
0,13
0,46
50,0
0,01
99,99
56,8
0,00
2,85
0,58
5,84
0,11
0,13
34,0
0,64
100,95
56,2
0,02
1,97
0,29
5,86
0,13
0,10
34,7
0,41
99,68
52,6
0,01
2,95
0,97
2,01
0,08
0,04
16,8
23,7
99,16
54,4
0,01
1,34
0,41
1,59
0,02
0,03
17,5
25,1
100,40
0,01
0,02
36,6
32,6
1,04
14,3
0,33
0,15
15,1
100,15
0,08
0,03
40,4
28,2
1,14
13,5
0,25
0,18
16,0
99,78
* Рассчитано по стехиометрии.
1 — гарцбургит; 2 — бедный пироксенами гарцбургит; 3 — оливиновый хромитит.
Зеландии крайне низки. Т. Дэвис и др. (Ophiolites, 1980) отмечают, что концентрации
Cs, Ва, Nb, Zr, Hf, Y, Th, U, TR в гарцбургитах из массивов сегмента Нельсон оказали»
ниже предела чувствительности метода искровой масс-спектрометрии. Величины
отношений 87Sr/86Sr в ультрабазитах колеблются в пределах 0,7091—0,7104 (Coombs et aL, |
1976; Ophiolites, 1980).
Офиолиты о-ва Новая Каледония (Rodgers, 1976) стали известны прежде всего бла-|
годаря крупным месторождениям силикатного никеля, связанным с корами
выветривания улыраосновных пород, Вместе с офиолитами северной части Новой Зеландии и I
Новой Гвинеи они образуют так называемую Внутреннюю Меланезийскую дугу,
которая трассирует в современной структуре региона положение мезозойской звгеосинкли-
нали. Ультрабазиты распространены на острове очень широко. Они покрывают свыше
40% его поверхности, образуя два вытянутых пояса северо-западного простирания.
Среди большого количества (> 50) тел своими размерами выделяется один из
крупнейших в мире (4950 км2) массив Сюд, который занимает всю юго-восточную часть
острова, Ультрабазиты массива надвинуты вдоль плоскости пологого надвига на
меловые—эоценовые вулканогенно-осадочные отложения. По геофизическим данным,
улырабазитовая пластина мощностью до 3—4 км погружается в северо-восточном
направлении под акваторию океана.
Более 80% новокаледонских ультрабазитов представлено однородными массивными
серпентинизированными перидотитами; лишь изредка в породах фиксируется плохо
распознаваемая слоистость. Перидотиты заметно истощены легкоплавкими
компонентами (табл. 22). Состав оливина в них колеблется несколько шире, чем обычно
(Fa8_13), в отличие от ортопироксена (Fse-n)- Деформация и перекристаллизация
в гарцбургитах выражены лучше, нежели в ассоциирующих с ними дунитах, которые
образуют жилы и скопления неправильной формы. Дуниты содержат оливин состава
Fa8_ 1 х. В южной части массива Сюд присутствует крупное дунитовое тело,
прослеживающееся на расстояние до 50 км. Судя по постепенным переходам к звкритовым оли-
виновым габбро через зону верлитов и клинопироксенитов, эти дуниты относятся
уже к габброидному комплексу. Однако в нескольких местах, где сохранились
ненарушенные контакты, К. Роджерс описал такой же постепенный переход краевых дунитов
и в гарцбургиты, В этих случаях контакт представляет собой серию варьирующих по
содержанию оливина и ортопироксена прослоев мощностью 5—10 см. В пределах
примерно 200-метровой -зоны число и мощность ортопироксенсодержащих прослоев в
дуните нарастают вплоть до его перехода в нормальный гарцбургит.
62
2(069)
Ol
40,6
-
-
-
-
7,13
—
0,38
51,4
0,01
-
99,52
Орх(ц)
56,9
0,10
0,92
0,42
_
5,36
—
0,08
34,9
0,82
0,00
99,40
Орх(к)
57,5
0,01
0,59
0,24
—
5,82
—
0,10
35,0
0,46
0,00
99,72
Срх(ц)
53,0
0,01
1,14
0,92
-
1,89
—
0,03
17,6
23,4
0,41
98,40
Срх(к)
54,7
0,01
0,33
0,20
-
1,53
—
0,07
18,1
24,8
0,14
99,88
СП(ц)
0,04
0,07
14,3
54,5
2,32
18,9
-
0,06
10,2
-
-
100,39
Crt (к)
0,06
0,04
10,3
56,5
2,83
19,3
—
0,02
9,03
-
-
98,08
3(125)
О1
40,6
-
—
—
—
3,98
0,04
0,51
54,9
0,0
-
100,03
Сг«ц)
0,01
0,10
8,23
62,3
2,51
12,4
0,36
0,07
13,4
-
-
99,38
Crt(K)
0,04
0,10
8,38
60,7
3,26
13,1
0,34
0,04
12,8
-
-
98,76
Кроме дунитов, в состав жильной серии входят повсеместно распространенные кли-
нопироксениты и более редкие ортопироксениты (см. табл. 22). Ромбический пироксен
в них более железистый, чем в гарцбургитах; содержание энстатита в нем опускается
до 88—87% в ортопироксенитах и даже до 85—81% в клинопироксенитах. С ортопироксе-
ном в жильных породах ассоциируют низкоглиноземистый диопсид или диопсид-авгит
и оливин (Falo_i5)- В дунитовой зоне и гарцбургитах южной части массива известны
промышленные скопления хромитов (Rodgers, 1976).
В слабо серпентинизированных гарцбургитах и жильных дунитах массива Сюд
методом изотопного разбавления были определены концентрации РЗЭ (табл. 23). Они
оказались очень низкими. Нормализованные графики РЗЭ имеют U-образный вид с
минимумом в средней части спектра; в некоторых из них хорошо выражены отрицательные
Eu-аномалии (рис. 23). Форму кривых нельзя связать ни с вторичным изменением
пород, ни с одностадийным частичным плавлением различных мантийных источников.
Особенности распределения РЗЭ, наблюдаемые в ультрабазитах массива Сюд,
объясняются последовательным неравновесным разноглубинным плавлением ультрабазитов
(Prinzhofer, Allegre, 1985). Согласно этой модели, исходный субстрат подвергался
частичному плавлению в условиях гранатовой, шпинелевой и плагиоклазовой фаций
глубинности по мере его подъема к поверхности. Количественно расчетные данные
по концентрациям РЗЭ в ультрабазитах в рамках такой модели согласуются с
результатами анализов.
Определение изотопного состава Sr в ультрабазитах Новой Каледонии выявило
высокие (0,7066—0,7127) значения отношения 87Sr/86Sr при значительном их
разбросе (Колман, 1979). Изучены также величины отношений 20бРЬ/204РЬ, 207РЬ/204РЬ
и 2о8РЬ/2о4РЬ в гарцбургитах и клинопироксените, которые соответственно равны
17,53и 18,64; 15,54и 15,56; 37,30и38,31 (Hamelinetal., 1984).
На Новой Гвинее офиолиты широко распространены в восточной половине острова.
Наиболее крупные тела ультрабазитов входят в состав гигантского субслоистого
комплекса Ультрамафитового пояса Папуа, а также комплексов Марам и Эйприл,
расположенных западнее (рис. 24). Наибольший вклад в изучение новогвинейских офиолитов
внесли Г, Дэвис, А. Джейке, Р, Ингленд, Дж. Милсом, Д. Финлейсон, Б.Г. Лутц.
Ультрамафитовый пояс Папуа протягивается более чем на 400 км вдоль
северо-восточного склона хребта Оузн-Стэшш, метаморфические толщи которого являются
фундаментом офиолитов. Верхнемезозойские метаморфиты кислого состава преобразованы
при небольших температурах и высоких давлениях, промежуточных между условиями
63
Таблица 22. Химический состав ультрамафитов Новой Каледонии и Новой Гвинеи
Компоненты
SiOj
TiOj
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K,0
p,o5
П.п,п.
Сумма
Cr
Ni
Ti
V
Sc
1
39,87
0,03
0,96
1,13
6,58
0,01
41,07
0,66
0,15
0,01
0,05
9,00
100,36*
2870
3700
-
-
-
2
40,29
0,05
1,11
1,06
6,48
0,01
40,74
0,64
0,13
0,01
0,07
8,36
99,82*
2460
4000
-
-
-
3
37,10
0,02
0,75
1,56
5,18
0,13
46,25
0,13
0,10
0,02
-
7,32
99,89*
5950
3600
-
-
-
4
54,64
0,75
2,52
2,10
6,76
0,25
30,01
2,51
0,18
0,15
0,04
0,58
100,49*
_
-
-
-
-
s
54,24
0,17
1,91
2,58
9,19
0,28
28,65
2,10
0,06
Сл.
0,07
0,72
100,23*
1780
-
-
-
—
6(714)
42,95
0,002
0,05
1,80
5,53
0,12
47,48
0,04
0,006
0,005
0,001
1,30
100,03
2680
2740
13
9
4
7(715)
43,41
0,002
0,06
1,76
5,07
0,11
48,24
0,03
0,006
0,005
0,001
1,20
100,56
2150
2760
6
9
3
8(716)
43,24
0,002
0,04
1,63
5,23
0,12
48,36
0,03
0,006
0,005
0,001
0,83
100,20
2410
2740
5
8
3
9(720)
43,11
0,002
0,03
1,65
5,14
0,11
48,29
0,04
0,007
0,005
0,001
1,05
99,97
1980
2790
3
8
3
10(34)
37,55
0,06
0,82
5,67
1,09
0,31
47,39
0,00
0,38
0,01
0,031
6,05
99,36
4000
3600
360
9
4
11(37)
39,85
0,05
0,81
4,93
1,72
0,26
44,94
0,12
0,18
0,02
0,016
6,81
99,71
3000
4000
300
10
5
12(718)
55,75
0,01
0,17
2,02
5,95
0,18
34,84
0,24
0,008
0,005
0,001
0,57
100,67
5470
935
44
22
11
13(722)
55,92
0,01
0,20
1,49
6,32
0,20
33,82
0,66
0,007
0,005
0,001
0,56
99,83
3660
710
47
27
11
* С учетом содержаний Сг2 О$ и NiO.
1—5 — массив Сюд, Новая Каледония (Rodgers, 1976) : 1, 2 — гарцбургиты, 3 — дуйит, 4, 5 —ортопироксениты; 6-13 — комплекс Папуа, о-в Новая
Гвинея: 6-9 - гарцбургиты (Jaques, Chappell; 1980), 10, 11 - дуниты (Лутц, 1986), 12, 13 - ортопироксениты (Jaques, Chappell, 1980).
%
ц gars
Ce Nd 5m Ed Er Lu
Eu Бу Vb
Рис. 23. Распределение редкоземельных элементов в гарцбургитах СО и дунитах (2) ультрабазито-
вого комплекса Сюд (Prinzhofer , AllegreV1985)
Рис. 24. Схема размещения офиолитов в восточной части о-ва Новая Гвинея (Jaques, 1981)
1 — лавы; 2 — габброидный комплекс; 3 — улырабазиты; 4 — тектонические нарушения; 5 —
граница орогенного пояса
зеленосланцевой и глаукофансланцевой фаций. Предполагается, что офиолиты были
надвинуты с северо-востока на породы сиалического основания по системе крутопацаю-
щих разломов в верхнем эоцене или олигоцене (Davies, 1971). Хотя многие детали
механизма внедрения офиолитов остаются неясными, в пользу надвигания косвенно
свидетельствует присутствие в разломной зоне гранулитов и амфиболитов,
интерпретируемых как реликты контактового метаморфического ореола. Р. Колман (1979)
отмечает, что надвиговая модель внедрения хорошо согласуется с кинематикой лито-
сферных плит в юго-западной части Тихого океана в раннем кайнозое.
Ультрабазитовый комплекс образует в основании офиолитов пластину,
максимальная мощность которой, по разным оценкам, составляет 4—8 км (Г, Дзвис,Р. Колман).
Гравиметрические исследования (Дж, Милсом, Д. Финлейсон и др.) показали, что
ультрабазиты полого погружаются в северо-восточном направлении, уходя на глубине
в литосферу Соломонова моря, Вверх по разрезу ультраосновные тектониты перекрыты
ультрамафитами габброидного комплекса. Непосредственные контакты этих двух
толщ не вскрыты, поэтому габброидные ультрамафиты выделялись по появлению в
породах клинопироксена и кумулятивных структур.
В составе ультрабазитового комплекса доминируют практически лишенные
клинопироксена гарцбургиты. Чаще они однородны, массивного сложения, но иногда
отчетливо расслоены с чередованием прослоев, попеременно обогащенных оливином и орто-
пироксеном. Дуниты слагают в гарцбургитах конформные слои, а также несогласные
тела сложной формы, дайки и прожилки; ортопироксениты образуют секущие жилы
мощностью до 5 м, Г. Дэвис указывает, что в породах повсеместно присутствуют
признаки деформации (неравномерное угасание зерен, полосы излома и др.), нарастающие
в ультрабазитах низов комплекса, где развиты катакластические и милонитовые
структуры.
Гарцбургиты Папуа резко истощены (Лутц, 1986; Jaques, Chappell, 1980), Все их
минералы высокомагнезиальны (табл. 24). Оливины содержат 7-8% Fa; ортопироксены -
6,5—7,5% Fs и крайне обеднены А1 и Сг (хотя, по данным Р. Ингленда и Г. Дэвиса, в
них до 1,5% А12О3 и 0,5% СггОз), Хромшпинелиды содержат очень мало А1 и
максимально хромисты. Эти же признаки свойственны и жильным породам, в которых
сосуществующие минералы могут быть более железисты.
Особенности состава минералов гарцбургитов заметно сказываются на химизме
5. Зак. 855 65
Таблица 23. Содержание редкоземельных элементов в ультрабазитах массива Сюд
(Prinzhofer, Allegre, 1985)
Элементы
Се
Nd
Sm
Eu
Gd
Dy
Er
Yb
Lu
0,0095
0,0061
0,0016
0,00047
0,0025
0,0034
0,0034
0,014
0,0038
0,059
0,025
0,0041
0,0013
0,0047
0,0080
0,0056
0,0092
0,0021
0,0090
0,0034
0,00074
0,00013
0,00092
0,0014
0,0014
0,0061
0,0017
0,0073
0,0034
0,00079
0,00021
0,00095
0,0020
0,0020
0,0063
0,0017
0,0041
0,0017
0,00049
0,00014
0,00066
0,00084
0,0014
-
0,0014
0,022
0,011
0,0025
0,00056
-
0,0034
0,0032
0,0082
0,0019
0,0050
0,0025
0,00056
0,00016
0,0010
0,0023
0,0038
0,011
0,0036
1—5 — гарцбургиты; 6, 7 — дуниты жильной серии.
Таблица 24. Химический состав минералов ультрабазитов комплекса Папуа
(Jaques, Chappell, 1980)
SiOs
ТЮ2
A1SO3
Сг2Оз
FeO
MnO
MgO
CaO
Сумма
1(714)
Ol
41,20
-
-
0,31*
-
7,73
£0,09
50,98
-
100,22
Opx
58,84
-
<0,09
< 0,08
—
4,81
0,09
36,51
<0,07
99,25
Crt
_
0,07
5,47
66,08
0,95
16,90
0,56
10,14
0,07
100,10
2 (71.6)
Ol
41,36
-
-
0,35*
-
6,60
<0,09
51,68
-
99,99
Opx
58,58
-
<0,09
0,08
—
4,47
<0»09
36,85
0,07
100,05
Crt
_
< 0,07
2,61
68,52
1,44
18,26
0,41
9,09
< 0,07
100,33
3(718)
Opx
57,69
-
<0,09
<0,08
—
7,25
<0,09
34,40
0,14
99,48
Crt
_
0,12
3,27
61,11
6,05
23,96
0,64
5,26
< 0,07
100,41
* Содержание NiO.
2 * Рассчитано по стехиометрии.
1,2 — гарцбургиты; 3 — жильный ортопироксенит.
пород. Столь низкие концентрации петрогенных "базальтовых" компонентов необычны
даже для истощенных офиолитовых перидотитов (см. табл. 22). Ни в одном из изучен1
ных образцов, в том числе жильных ортопироксенитов, не было установлено
рассеянных литофильных элементов при нижнем пределе чувствительности анализа на Ва — 5,
на Y и Zr - 1, на Nb - 0,5, на Rb и Sr - 0,1 г/т (Jaques, Chappell, 1980).
Для новогвинейских ультрабазитов известны единичные определения радиогенных
изотопов. Отношение 87Sr/86Sr в дуните оказалось довольно высоким — 0,7078 (Кол-
ман, 1979). Отношения 206Pb/z04Pb, 2о7РЬЛ°4РЬ и 208Pb/z04Pb в гарцбургите'равны
соответственно 18,92,15,67 и 38,24 (Hamelin et al., 1984).
УЛЬТРАМАФИТЫ ГАББРОИДНОГО КОМПЛЕКСА
Породы ультрабазитового комплекса в тектонически нерасчлененных офиолитах
сменяются вверх по разрезу серией переслаивающихся ультрамафитов (дунитов,
перидотитов, разнообразных пироксенитов и горнблендитов), в широком смысле сходных
по строению и вещественному составу с базальными частями расслоенных интрузивов.
Эти ультрамафиты вместе с перекрывающими их габброидами (габбро, оливиновымн
66
габбро, троктолитами, габброноритами, роговообманковыми таббро, анортозитами,
норитами, феррогаббро и др.) образуют, пожалуй, наиболее сложную часть офиолито-
вых разрезов — габброидный комплекс (см. рис. 1). Обе его составляющие включают
линзы и прослои пород контрастного состава (ультрамафиты в габброидах и наоборот).
Мощность и ультрамафитовой, и габброидной части комплекса непостоянна, как и
общая его мощность; последняя иногда достигает нескольких километров.
Определяющей чертой внутренней структуры габброидного комплекса является,
таким образом, его грубая двучленность с постепенной сменой ультрамафитов мелано-
кратовыми габброидами путем переслаивания. Вообще почти все переходы между
соседними частями габброидного комплекса, если он не затронут наложенными
деформациями, непрерывные и плавные. Намечается несколько типов разрезов нижней
составляющей комплекса, определяемых набором слагающих ее пород. В одних, шире
распространенных случаях главную роль играют парагенезисы оливина и моноклинного
пироксена, и тогда в составе ультрамафитовой зоны наряду с дунитами преобладают
верлиты и разнообразные клинопироксениты — оливиновые, мономинеральные, плагио-
клазовые, роговообманковые (большинство офиолитов Урало-Монгольского и других
складчатых поясов). В других случаях, классическим примером которых является
разрез западного контакта Кемпирсайского массива, место клинопироксена занимает
плагиоклаз, в результате чего дуниты переслаиваются с плагиоклазовыми оливинитами
и меланократовыми троктолитами. Иногда в ультрамафитовой зоне в ощутимых
количествах появляется ромбический пироксен, в связи с чем широкое распространение
получают парагенезисы с его участием — лерцолиты, вебстериты, изредка даже орто-
пироксениты (офиолиты Монголии, Греции, Новой Гвинеи, Тасмании и др.).
Петрографический состав комплекса может варьировать по простиранию; часто разные
типы разрезов сосуществуют в пределах одного массива, как это имеет место на
Полярном Урале, в Омане, комплексе Вуринос в Греции и в других местах (Ефимов,
1984; Oman ophiolite, 1981; Rassioset al., 1983).
Хотя строение ультрамафитовой части комплекса в разных офиолитах широко
варьирует, его можно определить как зонально-циклическое. В общем случае
зональность обусловлена закономерной сменой пород в разрезе: дуниты пространственно
тяготеют к ультрабазитовому комплексу, пироксениты — к расслоенным габброидам,
а перидотиты занимают промежуточное положение. Однако в таком чистом виде
зональность проявляется редко. Чаще смена зон разного петрографического состава
происходит путем непрерывно-ритмичного переслаивания пород с уменьшением количества
дунитов и пропорциональным нарастанием объема перидотитов, а затем пироксенитов
и меланогабброидов вверх по разрезу расслоенной толщи. Нижележащие члены серии
при этом постепенно вытесняются, хотя и неоднократно повторяются в разрезе
(рис. 25). Поэтому отдельные зоны в большинстве ассоциаций выделяются лишь
статистически по преобладанию тех или иных ультрамафитов; границы их обычно размыты
и проводятся условно. Только дунитовая зона, примыкающая к тектонитам ультраба-
зитового комплекса (так называемые краевые дуниты), обычно хорошо
индивидуализирована.
Не менее важным элементом габброидных комплексов офиолитов является
цикличность или макроритмичность. Под ней понимается периодическая повторяемость
определенного набора пород по вертикали в пределах одной зоны, накладывающаяся на
генеральную зональность. Для большинства ультрамафитовых частей разреза в отличие
от собственно базитовых характерно довольно беспорядочное чередование или даже
симметричное расположение пород внутри цикла. Тем не менее иногда намечается и
закономерное, как в расслоенных интрузивах, распределение ультрамафитов по
вертикали (дунит ->• перидотит -> пироксенит). Однако и в этом случае пироксениты верхов
цикла почти всегда отделяются от дунитов вышележащего цикла тонким слоем
перидотитов.
Мощность отдельных циклов меняется от нескольких метров до первых сотен
метров. Циклические и нециклические (зональные, не осложненные цикличностью) габ-
67
м
000
400
0
'У.-Уу.
w.v.V"
• Л
'•''■£ '.''.
_ ^j.
V V
200
Рис. 25. Разрезы циклической толщи ультрамафитов комплекса
Вуринос (Rassios et al., 1983)
Улырамафиты: Г — гарцбургиты, Д - дуниты с линзами хро-
мититов.В —верлиты, ОК— оливиновые клинопироксениты, К —
клинопироксениты, ДГ — дуниты с линзами гарцбургитов; толщи
переслаивания: В-ОК — верлитов и оливиновых клинопироксе-
нитов, OK-JJ — оливиновых клинопироксенитов и лерцолитов,
ОК-Л-В — то же, с участием верлитов, К-ОК-В —
клинопироксенитов, оливиновых клинопироксенитов и верлитов, К-Вб —
клинопироксенитов и вебстеритов
броидные комплексы являются крайними
разновидностями, между которыми существует вся гамма переходов.
Примерами могут служить разрезы Войкар-Сьшьинского
(циклический) и Хабарнинского (нециклический)
массивов на Урале, а за рубежом — соответственно массива
Вуринос и калифорнийского комплекса Пойнт-Сол (Кол-
ман,1979).
Природа цикличности в ультрамафитах габброидного
комплекса офиолитов понята пока, по-видимому,
недостаточно глубоко. Характер расположения пород внутри
циклов симметричного или незакономерного строения плохо согласуется с
распространенными моделями образования цикличности в расслоенных базитовых интрузивах —
поступлением новых порций расплава в частично закристаллизованный очаг (X. Хап-
перти и Р. Спаркс, Т. Ирвайн, И. Мак-Каллум, А. Данхем и У. Уодсворт и др.), которые
нередко механически переносятся на рассматриваемые объекты. Кроме того, пока
не известно ни одного случая, когда достоверно был бы обнаружен магмоподводящий
канал, хотя несогласия внутри циклов обычны, а в офиолитах Пойнт-Сол, Бей-оф-Ай-
лендс, Семейл, Вуринос описаны даже постконсолидационные внутриформационные
интрузии, указывающие на возможность крупномасштабных перемещений
полузатвердевшего пластичного вещества внутри камеры. Остается неясным, могли ли служить
такими каналами небольшие одиночные габброидные жилы и дайки, развитые во
многих офиолитах в верхах ультрабазитовых блоков (Магматические горные..., 1985),
или штокверки подобных жил, как в комплексе Анталья в Турции.
Весьма своеобразен структурно-текстурный облик "габброидных" ультрамафитов.
В них широко развиты ориентированные текстуры, обусловленные цепочечным и
струйчатым распределением хромшпинелида в дунитах, тонкой ритмичной расслоенностью
перидотитов и пироксенитов, линейностью и листоватостью (foliation) минеральных
агрегатов. Директивные текстуры обычно согласны между собой в пределах всей толщи
ультрамафитов, но иногда их элементы залегания могут постепенно меняться вкрест
простирания комплекса.
Ритмичная расслоенность (рис. 26, а) развита в ультрамафитах не везде; нередко
расслоенные породы чередуются с массивными. Мощность отдельных прослоев линзо-
видной формы колеблется от 1 до М 5 см, мощность ритмов — от первых сантиметров
до 1 м. Последние, как правило, выклиниваются на протяжении первых метров.
Правильная расслоенность в ультрамафитах изредка сопровождается косым
напластованием, складками оползания, градационной слоистостью и другими макроструктурами,
присущими кумулятивным породам.
Микроструктуры ультрамафитов, несмотря на то что вся толща иногда именуется
кумулятивной, редко имеют типично кумулятивный облик (см. рис. 26,6).
Значительно чаще они являются деформационными — протогранулярными, порфирокластичес-
кими или даже гранобластовыми. Даже в наименее затронутом наложенной
деформацией комплексе Вуринос, ультрамафиты которого прежде описывались как
кумулятивные вплоть до предполагаемого дна магматической камеры, развиты породы, претер-
68
певшие высокотемпературную твердопластическую деформацию (Rassios et al., 1983).
Возможно, ею и обусловлены линзовидный характер и неупорядоченность ритмичности
в рассматриваемых объектах.
Как уже отмечалось, одним из пока неясных, но важных вопросов является вопрос о
соотношении улырамафитовой части габброидного комплекса с подстилающими уль-
трабазитами. Постепенные, без выраженных несогласий, переходы между дунитами,
верлитами, пироксенитами и габброидами послужили основанием для выделения
единого самостоятельного габброидного комплекса в составе офиолитов, а обычная дис-
кордантность общих структурных планов ультрабазитовых и габброидных масс,
изменение вещественного состава пород в подошве дунитовои зоны и частые тектонические
срывы по этой поверхности побудили многих исследователей (Колман, 1979)
рассматривать последнюю в качестве естественной границы обоих комплексов. Однако, как
уже отмечено, краевые дуниты во многих офиолитах конформны и по отношению
к подстилающим гарцбургитам. Дуниты столь же постепенно сменяют их в разрезах
через зоны переслаивания и одновременного разубоживания перидотитов ортопироксе-
ном (мощность зон колеблется от первых метров до нескольких сотен метров). В
некоторых случаях они проникают внутрь гарцбургитовых блоков, переходя в типичные
жильные дуниты ультрабазитового комплекса (Петрология и метаморфизм..., 1977;
Oman ophiolite, 1981). Таким образом, "критическая" дунитовая зона вместе с
вышележащими расслоенными ультрамафитами как бы спаивает в одно целое уже
сформировавшиеся улырабазиты и габброиды. Это позволяет с равным основанием относить
краевые дуниты не только к габброидному, но и к ультрабазитовому комплексу, что
не противоречит структурным (Nicolas, Prinzhofer, 1983) и геохимическим (Лазько,
1984) данным. В связи с этим подчеркнем, что относительно резкий вещественный
переход между тектонизированными перидотитами и расслоенными ультрамафитами
не находит подтверждения с чисто структурных позиций. Признаки
высокотемпературного пластического течения устанавливаются и в перидотитах верхов ультрабазитовых
блоков, и в нижней части ультрамафитовой зоны габброидного комплекса, в связи
с чем вся эта толща в структурном отношении воспринимается как единое целое. Обе
совмещенные части разреза обладают единым планом проникающей деформации
(сланцеватости, линейности) и единой складчатой структурой. В шлифах хорошо выражена
одинаковая оптическая ориентировка минеральных агрегатов (George, 1978; Nicolas,
Prinzhofer, 1983). Для расшифровки процессов становления толщи очень показательны
явления будинажа жил улырамафитов и габброидов, секущих расслоенность. Позднее
вокруг будин формируется метасоматическая зональность, аналогичная генеральной
зональности ультрамафитового разреза (см. рис. 26,г). Результаты детальных
структурных съемок ряда массивов свидетельствуют о том, что высокотемпературная
пластическая деформация в гарцбургитах и расслоенных ультрамафитах была синхронной
(Т. Тейер, Р. Джордж, А. Николя и А. Принцхофер, С.А. Щербаков и др.) . Она
прослеживается до различных стратиграфических уровней габброидного комплекса: низов
улырамафитовой толщи (комплекс Вуринос, офиолиты Новой Гвинеи); зоны
переслаивания перидотитов и пироксенитов (офиолиты Кипра, Омана, Новой Зеландии);
нижней части толщи расслоенных габброидов (Войкар-Сыньинский и Хабарнинский
массивы, комплексы Бей-оф-Айленцс, Каньон-Маунтин в Орегоне, Замбейлс на
Филиппинах и др.). Все это затрудняет привычную генетическую интерпретацию
"габброидных" улырамафитов как магматогенных пород (Колман, 1979 и др.), поскольку
прямые доказательства кристаллизации их из расплава (зоны закалки, первичные
расплавные включения) до сих пор не найдены.
Минеральный состав ультрамафитов габброидного комплекса определяется
различными комбинациями и соотношениями оливина, моноклинного, реже ромбического
пироксена, к которым иногда присоединяется роговая обманка. Ведущие акцессорные
минералы - хромшпинелид и магнетит. Плагиоклаз не характерен, хотя иногда он
появляется даже в краевых дунитах в виде мелкой "сыпи" вокруг линз и прожилков
габброидов (см. рис. 26, в). Количество плагиоклаза постепенно растет вверх по разре-
69
ff
Рис. 26. Структурно-текстурные особенности ультрамафитов габброидного комплекса
а — тонкая ритмичная расслоенность оливин-клинопироксеновых пород, Войкар-Сыньинский
массив (фото Е.Е. Лазько); б — пойкилитовый кумулятивный верлит, комплекс Семейл, Оман,
увел. 30, с анализатором (по Дж. Паллистеру и К. Хопсону, Oman ophiolite, 1981); в —
вкрапленность плагиоклаза в дунитах, сопровождающая прожилок габбро, Джип-Сатанахачский массив,
Малый Кавказ (фото Е.Е. Лазько) ; г — зональные ксенолиты габбро-пироксенит-верлитового состава
в краевом дуните, Войкар-Сыньинский массив (,1 — габбронорит, 2 — клинопироксенит, 3 — верлит,
4 — клинопироксенизированный дунит, 5 — дунит, 6 — участки фельдшпатизации в дуните)
зу (вплоть до появления среди ультрамафитов меланогабброидов), но распределен
он очень неравномерно. Распределение оливина подчинено иной закономерности:
минерал доминирует в низах ультрамафитовой толщи, и количество его уменьшается кверху.
Пироксены широко распространены в пределах всего комплекса выше зоны краевых
дунитов. Модальный состав пород часто не выдержан, особенно в тонкоритмичных
разрезах. Типично здесь чередование маломощных пятнистых, линзо- или цепочковид-
ных скоплений оливина и пироксенов (см. рис. 26, а).
Состав породообразующих минералов ультрамафитов (как правило, они незональ-
ны) закономерно меняется от дунитов к пироксенитам. В этом направлении нарастает
железистость оливина (Fa10_2s) и пироксенов (Fsio_3o в ортопироксене; f клино-
пироксена ~ 7,5—25%) и снижается основность плагиоклаза. Пироксены (рис. 27)
независимо от уровня железистости содержат умеренные примеси Сг2О3 и А12О3 (обычно
не более 1,0 и 2—3 мас.% соответственно). Широко варьирует химизм хромшпинелидов.
В краевых дунитах по концентрациям главных окислов они иногда близки к хромшпи-
нелидам подстилающих перидотитов и жильных дунитов, но чаще более железисты.
Во многих случаях, особенно в ассоциациях с оливином повышенной железистости,
в хромшпинелидах дунитов не только растет общее содержание Fe, но и повышается
количество Fe3+ , т.е. увеличивается доля магнетитового минала. В парагенезисах
с участием клинопироксена (в них более обычен магнетит) хромшпинелиды при том же
уровне хромистости еще более обогащены железом (как Fe2+ , так и Fe3+ ) и титаном
(рис. 28). В тех случаях, когда ультрамафиты слагают линзы и прослои в габброидах
верхней части комплекса, железистость всех их минералов резко возрастает, иногда
выходя даже за указанные выше пределы. Все это напоминает скрытую расслоенность.
Однако в отличие от классических ее примеров (Уэйджер, Браун, 1970) здесь зти из-
71
а
А.
л
• / о re
в г ф /7
в J д /<f
о 4 */s
Рис. 27. Положение составов ромбических (с) и моноклинных (б) лироксенон из расслоенных
ультрамафитон габброндного комплекса офиолитов на диаграмме Fe/(Fe + Mg)-AL; O3
1, 27 — дуниты; 2, 8,15,18, 28 — верлиты; 3,9 — оливиновые клинопироксениты; 4,10,16, 25 —
клинопироксениты; 5 — плагиоклазсодержащие вебстериты; 6, 14, 22, 29 — лерцолиты; 7,19,30—
плагиоклазовые лерцолиты; 11 — плагноклазовые клинопироксениты; 12,17, 20, 23 — вебстериты;
13, 21, 24 — ортопироксениты; 26 — плагиоклазовые улырамафиты.-Массивы и комплексы: 1—5 —
Хабарнинский, Южный Урал (материалы Е.Е. Лазько) ; 6—13 — Бей-оф-Айлендс (Elthon et al.,
1982; Komor et al., 1985); 14—17 — Монголии (Пинус и др., 1984) ; 18—21 — Корякского нагорья
(Пейве, 1984; Дмитренкои др., 1985) ; 22—26 — Папуа (Jaques, Chappell, 1980; данные Р. Инглен-
да и Г. Дэвиса) ; 27—30 — Семейл (по Дж. Паллистеру и К. Хопсону, Т. Оже и С. Робертсу)
20
FeJ++Ti
у
и и
ш и
У
• • е
о
Рис. 28. Положение составов шпинелидов расслоенных ультрамафитов габброидного комплекса
офнолитов на диаграммах Al-Cr-(Fe3+ + Ti) (с) и Fe2+/(Fe2+ + Mg)-Cr/ZR3+ (б)
1—3 — дуниты; 4 — хромититы. Массивы и комплексы: 1 — Бей-оф-Аилендс, 2 — Монголии, 3,4 —
Корякского нагорья; остальные условные обозначения и источники данных те же, что на рис. 27
72
менения обычно происходят не постепенно, а скачкообразно: состав минералов
меняется на границах соседних зон, а внутри последних остается практически постоянным.
Иными словами, химизм породообразующих фаз контролируется не столько
положением ультрамафитов в разрезе, сколько парагенезисом породообразующих минералов.
Это вносит свои сложности в генетические модели. Если учесть неизменность величин
коэффициентов разделения главных компонентов между расплавом и кристаллами
(оливина, пироксенов) в ходе кристаллизации, то трудно представить себе процесс
непрерывной кумуляции мощной однородной толщи пород (например, дунитовой,
иногда составляющей почти половину обшей мощности габброидного комплекса) из
единой порции фракционирующего расплава без заметного повышения железистости.
Напомним в связи с этим, что в базитах габброидного комплекса офиолитов истинная
скрытая расслоенность, как и типичные кумулятивные структуры, является обычной
(Магматические горные..., 1985).
Из-за переменного минерального состава ультрамафиты не образуют устойчивой пет-
рохимической группы. Содержания практически всех главных петрогенных окислов
в них варьируют в очень широких пределах (табл. 25), что обусловливает присутствие
среди ультрамафитов ультраосновных, основных и даже средних (ортопироксенитов)
пород. Вообще в петрохимическом облике "габброидных" ультрамафитов офиолитов
прослеживаются устойчивые аналогии с породами дунит-пироксенит-габбровой (плати-
ноносной) ассоциации и автономных расслоенных ультрабазит-базитовых интрузий,
что в прошлом не раз служило причиной неточностей при формационном анализе ультра-
базитов складчатых поясов. Краевые дуниты из основания комплекса содержат
максимальные концентрации MgO и минимальные — SiO2; они неотличимы по составу от
жильных дунитов ультрабазитового комплекса. В дунитах, расположенных в
непосредственной близости от клинопироксенсодержащих пород, неизменно повышается желе-
зистость. Все дуниты содержат минимальные концентрации "базальтовых" окислов
(CaO, A12O3, TiO2, SiO2, щелочей). Перидотиты и особенно пироксениты и горнблен-
диты, наоборот, резко обогащены ими, что отражает жесткую зависимость валового
химизма пород от их минерального состава.
Сведения о содержаниях рассеянных и редких элементов в ультрамафитах довольно
скудны. Имеющиеся данные (табл.' 26) показывают, что распределение сидерофильных
элементов контролируется их избирательным вхождением в минералы-концентраторы.
Так, содержания Ni и Сг уменьшаются от дунитов через перидотиты к пироксенитам,
и в том же направлении растут количества V и Ti. Одновременно намечается тенденция
некоторого понижения концентраций Ni в краевых дунитах в сравнении с их аналогами
из ультрабазитоврго комплекса, по-видимому, за счет повышения железистости
оливина. Концентрации редких литофильных элементов, включая РЗЭ(табл. 27), в
ультрамафитах предельно низки (за исключением отдельных обогащенных Sr пироксенитов,
возможно, содержащих плагиоклаз), и в этом они сходны с породами ультрабазитового
комплекса.
Систематическое изотопное изучение ультрамафитов не проводилось, хотя
отдельные изотопные определения известны для ряда офиолитов (Плюснин и др., 1979;
Oman ophiolite, 1981; Hamelin et aL, 1984 и др.). Согласно имеющимся данным,
разброс значений изотопных отношений стронция и свинца в них, как и в подстилающих
ультрабазитах, достаточно велик: 87Sr/86Sr =0,7045-0,7095; 20<5Pb/204Pb =
= 17,95-18,64; 207Pb/204Pb = 15,56-15,63; 208Pb/204Pb = 37,81-38,42. Это дает
основание для широких аналогий, касающихся происхождения пород обоих
комплексов. Диапазон колебаний величины 618О отклоняется от обычного для магматических
пород в сторону облегченных значений (3,3—5,5%О).Единственное известное автору
для характеризуемых пород определение 143Nd/144Nd (0,512706) выполнено по кли-
нопироксениту Войкар-Сыньинского массива (Edwards, Wasserburg, 1985).
Уникальные месторождения полезных ископаемых, связанные с рассмотренными
ультрамафитами, неизвестны. Краевые дуниты во многих случаях содержат рудопрояв-
ления и небольшие промышленные скопления хромитовых руд.
73
Таблица 25. Средний химический состав ультрамафитов габброидного комплекса офиолитов
Компоненты
SiOj
ТЮ,
MgO
Число
анализов
1
41,20
1,30
0,04
0,02
0,61
0,22
0,57
0,24
9,10
0,57
0,18
0,04
0,26
0,05
47,31
1,11
0,42
0,21
0,29
0,16
0,02
0,04
9
2
41,74
1,12
0,08
0,03
0,51
0,22
0,29
0,16
15,52
0,62
0,22
0,20
0,12
0,03
40,92
1,88
0,38
0,42
0,21
0,14
0,01
0,02
22
3
45,25
2,57
0,11
0,06
1,11
0,44
0,34
0,11
11,24
2,90
0,20
0,06
0,14
0,06
33,79
3,02
7,54
2,97
0,26
0,16
0,02
0,04
15
4
50,54
0,91
0,14
0,06
2,04
0,55
0,40
0,12
6,24
0,58
0,13
0,04
0,06
0,02
21,85
1,16
18,26
1,20
0,34
0,23
0,00
0,00
13
5
50,97
0,86
0,19
0,05
2,17
0,68
0,24
0,04
5,56
1,30
0,11
0,05
0,04
0,01
19,70
0,67
20,74
0,93
0,26
0,14
0,02
0,01
9
6
47,83
2,38
0,46
0,33
10,21
8,47
0,04
0,04
8,82
3,06
18,50
3,80
12,86
1,04
1,08
0,41
0,20
0,21
, 5
7
40,73
1,26
0,04
0,04
0,56
0,28
0,66
0,44
9,08
0,94
0,18
0,12
0,21
0,08
48,36
1,49
0,08
0,18
0,06
0,18
0,04
0,06
15
1—5 — Хабарнинскиймассив, Урал: 1 — дуниты, 2 — ферродуниты, 3 — верлиты, 4 — оливнновые
клинопироксениты, 5 — клинопироксениты; 6 — горнблендиты и пироксеновые горнблендиты,
Кемгшрсайскнй массив, там же; 7—12 — офиолиты Олюторской зоны Корякского нагорья и
Восточной Камчатки: 7 —дуниты, 8 — ферродуниты; 9 — верлиты, 10 — оливиновые клинопироксениты,
11 — клинопироксениты, 12 — рудные клинопироксениты (с титаномагнетитом) ; 13—18
—офиолиты МНР н Южной Сибири: 13— лерцолиты, 14 — верлиты, 15 — оливиновые клинопироксениты,
16 — клинопироксениты, 17 — вебстернты, 18 — ортопироксениты; 19—21 — офнолиты Новой
Гвинеи и Новой Каледонии: 19 — дуниты, 20 — лерцолиты, 21 — вебстериты и оливиновые вебстериты;
22 — горнблендиты и пироксеновые горнблендиты из массивов пояса Китаками, Япония.
Комплекс Семейл (Оман). Один из грандиознейших офиолитовых аллохтонов мира —
покров Семейл — расположен в восточной части Аравийского полуострова на
территории Омана и Объединенных Арабских Эмиратов. Офиолиты залегают здесь на площади
около 30 тыскм2, простираясь вдоль побережья Оманского залива почти на 500 км и в
глубь полуострова на расстояние от 30 до 100 км; общая мощность их достигает 18 км.
В геологическом отношении офиолиты являются частью гигантского Средиземноморско-
Гималайского складчатого пояса. Считается, что они представляют собой реликт
океанической литосферы мелового Мезотетиса, исчезнувшего при сближении Евразийского
континента и фрагментов Гондваны в верхнем мезозое. Офиолиты Семейл вместе с
подстилающей меланжированной серией Хавасина (среднепермские—верхнемеловые
песчанистые и известковистые турбидиты, глинистые и кремнистые сланцы,
чередующиеся с подушечными лавами) были надвинуты в виде покровных чешуи на
автохтонные мелководные карбонатные отложения пермского—среднемелового возраста. Аллох-
74
8
39,65
0,22
0,06
0,04
0,38
0,38
0,52
0,32
11,86
1,36
0,24
0,07
0,12
0,03
46,72
1,98
0,32
0,46
0,05
0,05
0,08
0,04
9
9
45,65
4,06
0,18
0,13
2,38
1,56
0,28
0,26
11,49
4,32
0,16
0,11
0,08
0,06
31,31
4,91
8,16
4,08
0,20
0,18
0,11
0,20
17
10
50,58
1,11
0,17
0,09
1,82
0,72
0,50
0,30
6,00
1,70
0,12
0,03
0,03
0,02
22,66
1,52
17,71
1,18
0,26
0,04
0,15
0,06
8
11
50,79
1,81
0,28
0,19
2,82
2,09
0,18
0,22
7,00
1,86
0,14
0,07
0,02
0,03
18,08
1,34
20,04
1,69
0,43
0,38
0,22
0,51
11
12
46,00
2,22
0,71
0,08
5,42
2,33
0,12
0,04
15,67
3,59
0,36
0,22
0,01
0,01
14,56
3,15
16,74
1,92
0,30
0,22
0,11
0,12
4
13
46,93
2,64
0,07
0,14
1,50
1,18
0,54
0,18
9,86
1,74
0,16
0,04
0,12
0,02
36,10
3,78
4,62
2,63
0,08
0,11
0,02
0,02
8
14
47,16
2,87
0,11
0,21
2,53
2,08
0,41
0,30
8,32
2,86
0,16
0,07
0,11
0,06
31,80
5,51
9,14
3,69
0,22
0,16
0,04
0,04
23
IS
50,40
1,48
0,11
0,10
2,46
1,16
0,34
0,23
6,08
1,42
0,14
0,06
0,05
0,06
22,66
2,14
17,46
1,78
0,26
0,23
0,04
0,06
23
Примечание. Химические анализы для расчета средних составов пород заимствованы из
работ Е.Е. Лазько, А.С. Варлакова, И.И. Никитина и B.C. Полузктова, И.А. Малахова, Н.А. Панеях
и С.Ф. Соболева, В.В. Белинского, В.А. Селиверстова, М.С. Маркова и др., Э.И. Пополитова и О.А. Во-
лынца, Ф.П. Леснова и др., Г.В. Пинуса и др., Л.П. Зоненшайна и М.И. Кузьмина, Л.В. Агафонова
и СИ. Ступакова, В.П. Еремеева и А.К. Сибилева, Н.Л. Добрецова и др., В.П. Пругова, О.Г.
Коноваловой н Н.А. Прусевич, А.И. Гончаренко и др., Э.Г. Конникова и др., М.П. Кортусова, И.В. Белова и
М.В. Богидаевой, К. Дюпюи и др., А. Джейкса и др., Б.Г. Лутца, X. Онуки и других исследователей.
тонные образования несогласно перекрыты мелководными маастрихтскими
известняками. Вся эта толща возникла при деструкции пассивной континентальной окраины в
позднем мелу (Oman ophiolite, 1981).
Сами офиолиты не образуют единой пластины. При внедрении они были расчленены
на серию блоков, слабо деформированных по сравнению с разделяющими их зонами
интенсивного хрупкого скалывания. Развитие внутренних пологих надвигов привело к
повторяемости разрезов, иногда к их опрокидыванию (Колман, 1979). Однако внутри
крупных пластин-блоков местами сохранился полный субслоистый набор всех членов
офиолитовой ассоциации (Магматические горные ..., 1985).
Расслоенные ультрамафиты сменяют подстилающие гарцбургиты в ненарушенных
разрезах. В основании комплекса, как правило, лежит слой дунитов (мощностью до
200 м), хотя в ряде случаев непосредственно над гарцбургитами были отмечены
кумулятивные (?) лерцолиты, верлиты и даже оливиновые габбро. Монотонные дуниты
75
Таблица 25 (окончание)
Компоненты
16
17
18
19
20
21
22
SiO2
ТЮ2
А12О3
Сг3О3
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na3O
K,O
Число
анализов
51,09
2,48
0,16
0,12
3,61
0,21
0,17
5,71
U6~
0,12
0,06
0,02
0,02
18,05
1,56
20,69
1,26
0,32
0,34
0,02
0,02
8
54,35
1,72
0,06
0,04
2,68
1,64
0,32
0,12
7,97
1,66
0,18
0,04
0,04
0,02
23,38
3,84
10,82
4,36
0,16
0,13
0,04
0,05
22
0,04
9
53,99
1,64
0,06
0,03
1,25
0,45
0,44
0,16
7,08
1,66
0,12
0,05
0,10
0,12
33,98
3,04
2,84
1,77
0,08
0,05
0,06
40,46
0,41
0,01
0,01
0,28
0,16
0,63
0,22
8,14
1,02
0,12
0,04
0,28
0,04
49,77
1,11
0,30
0,33
0,01
0,01
0,00
0,00
4
42,67
1,74
0,06
0,07
4,10
2,64
0,46
0,24
9,86
1,28
0,20
0,03
0,24
0,12
38,26
6,68
3,93
2А1
0,21
0,14
0,01
0,01
6
54,10
0,92
0,08
0,08
2Д1
1,28
0,33
0,17
8,50
1,94
0,22
0,02
0,04
0,02
24,98
4,72
9,56
6,78
0,08
0,06
0,00
0,00
4
44,42
2,16
1,48
0,86
12,72
1,78
0,05
0,08
13,68
2,87
0,19
0,10
0,01
0,02
11,90
1,92
13,94
2,48
1,44
0,76
0,17
0,08
16
постепенно сменяются переслаивающимися дунитами и верлитами, иногда с участием
клинопироксенитов, лерцолитов и вебстеритов, а также троктолитами, меланократо-
выми оливиновыми габбро и габброноритами (так называемая переходная зона
мощностью 100—300 м). Соотношение всей этой зоны с подстилающей толщей гарцбургитов
несогласное, поскольку ориентировка плоскостей переслаивания перечисленных пород
не совпадает с направлением сланцеватости и линейности в гарцбургитах; местами зом
контакта осложнена срывами. Дж. Смюинг подчеркивает, что верхи ультрабазитового
комплекса срезаются расслоенной серией (Tethyan ophiolites, 1980). Он же отмечает,
что во многих местах верхние 50 м ультрабазитового комплекса сложены
повернутыми блоками гарцбургита, погруженными в дунит и верлит (Oman ophiolite, 1981).
В то же время К. Хопсон с сотрудниками отмечают, что дунитовые тела и жилы,
секущие верхи гарцбургитового разреза, иногда сливаются с вышележащим дунитовым
горизонтом и в этом случае разграничить оба комплекса невозможно. Эти
противоречивые соотношения, по Дж. Паллистеру и К. Хопсону, еще более осложняются явнымм
признаками высокотемпературной деформации переходной зоны — интенсивным
смятием прослоев разных пород в сложные складки, разрывами и будинажем таких
прослоев, диапировым внедрением ультрамафитов в вышележащие габброиды. Дж. Смюинг.
кроме того, указывает на деформацию и перекристаллизацию микроструктур пород,
непосредственно перекрывающих гарцбургиты.
Ультрамафиты переходной зоны постепенно сменяются кверху ритмично расслоев-
76
Таблица 26. Среднее содержание микроэлементов в ультрамафитах
габброидного комплекса офиолитов
Элементы
О
Ni
Со
V
Sc
Rb
Sr
Ва
Zi
Y
Си
Zn
Число
анализов
1
4260
1930
120
32
—
0,3
1,2
8,0
—
—
—
-
9
2
_
120
96
-
1,0
10
57
1,0
1,0
20
-
3
3
3600
1500
—
-
-
—
2Д
-
—
5,6
24
79
4
4
2400
450
—
—
—
—
3,5
-
—
6,4
280
112
4
s
1475
520
134
157
85
0,6
10
13
—
1,6
35
-
5
6
2460
425
-
18
-
0,06
3,0
-
2,0
3,0
15
37
3
7
1210
440
—
169
—
0,24
7,2
-
6,0
7,0
57
42
3
8
4000
2100
130
14
3,7
0,1
0,1
10
1,0
1,0
3,8
44
4
9
2900
1800
90
39
17
0,35
5,7
0,3
0,40
0,75
12
58
6
10
2300
340
_
100
50
одо
8,6
0,3
1,7
2,0
6,2
57
4
1 — дуниты, Войкар-Сыньинский массив, Урал; 2 — верлиты, эконайский комплекс, Корякское
нагорье; 3, 4 — комплекс Лека, Норвегия: 3 — дуниты, 4 — верлиты; 5 — вебстериты, комплекс
Хантайшир, МНР; 6 — дуниты, комплекс Семейл, Оман; 7 — верлиты и оливиновые клинопироксе-
ниты, там же; 8—10 — офнолиты Новой Гвинеи и Новой Каледонии: 8 — дуниты, 9 — лерцолиты
и плагноклазсодержащие лерцолиты, 10 — вебстериты.
Примечание. Данные для расчета средних содержаний микроэлементов заимствованы
из работ Е.Е. Лазько, А.А. Пейве, Т. Прествика, М.И. Кузьмина и др., Дж. Смюинга, Дж. Паллисте-
ра и Р. Найта.М. Ланфера н др., А. Джейкса и др., К. Дюпюи и др., А. Принцхофера н К. Аллегра
н других исследователей.
Таблица 27. Среднее содержание редкоземельных элементов в ультрамафитах
габброидного комплекса офнолитов
Элементы
La
Се
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Yb
Lu
Число
анализов
1
0,23
0,55
0,42
0,16
0,056
0,17
0,032
0,10
0,018
3
2
0,013
0,10
-
0,096
0,02
-
0,01
0,02
0,004
4
3
0,016
0,060
-
0,069
0,066
-
0,050
0,20
0,035
4
4
0,45
1,95
0,87
0,30
0,055
0,26
—
0,25
0,090
5
S
0,097
0,55
0,45
0,017
0,0052
—
0,009
0,085
0,020
3
6
0,011
0,0033
0,00079
0,00025
0,0014
—
0,013
0,0035
4
7
0,040
—
0,085
0,030
0,023
0,050
0,010
0,060
-
6
8
0,040
—
0,21
0,090
0,033
0,13
0,025
0,095
-
4
1 — верлиты, эконайский комплекс, Корякское нагорье; 2, 3 — комплекс Лека, Норвегия:
2 — дуниты, 3 — верлиты; 4 — вебстернты, комплекс Хантайшир, МНР; 5 — дуниты, комплекс
Семейл, Оман; 6—8 — офиолиты Новой Гвинеи и Новой Каледонии: 6 — дуниты, 7 —лерцолиты н
плагиоклазсодержащие лерцолиты, 8 — вебстериты.
Пр нмечание. Данные для расчета средних содержаний микроэлементов заимствованы из
работ А.А. Пейве, Т. Прествика, М.И. Кузьмина и др., Дж. Паллистера и Р. Найта, А. Джейкса и др.,
К. Дюпюи и др., А. Принцхофера и К. Аллегра и других исследователей.
77
ными оливиновыми габбро, слагающими основной объем габброидного комплекса
мощностью до нескольких километров. Если в переходной зоне ультрамафиты в
объемном отношении преобладают, то выше они встречаются только в виде маломощных
прослоев (исключая некоторые разрезы в Северном Омане, где оливиновые вебстери-
ты и верлиты широко распространены в нижней половине кумулятивной толщи).
Таким образом, ультрамафиты составляют, как правило, не более 5—10% общего объема
комплекса.
Цикличность является отличительным признаком переходной зоны (рис. 29).
Дж. Смюинг выделяет в ней от 6 до 13 циклов, мощность которых колеблется от 1 до
200 м. Отдельные циклы прослеживаются по простиранию на расстояние до 10 км, хотя
и не выдержаны по мощности в разных участках зоны. Как правило, смена пород
внутри цикла обусловлена вариациями в них количеств оливина, клинопироксена
и плагиоклаза. Оливиновые разности всегда залегают в основании цикла; кверху они
вытесняются породами с высоким содержанием клинопироксена, а затем —
плагиоклаза. Повсеместно наблюдается относительно быстрая смена ультрамафитов габброидами.
Состав разных циклов варьирует от обнажения к обнажению. Наиболее обычны
трехчленные циклы: дунит—верлит—оливиновое габбро. Иногда между двумя последними
членами появляются оливиновые клинопироксениты и клинопироксениты; в других
случаях дуниты и верлиты совсем выпадают из разреза. Изредка плагиоклаз появляется
раньше клинопироксена, и тогда дуниты перекрываются троктолитами. Наконец, в
Северном Омане существенно оливиновые породы внутри циклов сменяются ортопироксен-
содержащими в последовательности дунит-лерцолит—вебстерит—габбронорит.
Исследователи оманских ультрамафитов считают, что различия в строении разрезов
обусловлены вариациями состава исходного расплава и, возможно, его глубинной
дифференциацией. Возникновение самих циклов связывается с периодическим поступлением новых
порций расплава в магматическую камеру, хотя не исключается трактовка цикличности
как простой симметричной зональности, которая могла возникнуть совершенно иным
путем.
Микроструктуры всех расслоенных пород описываются как кумулятивные;
некоторые из них имеют ярко выраженный пойкилитовый облик (см. рис. 26, б).
Химический состав ультрамафитов широко варьирует в зависимости от их
минерального состава. Определенное влияние на химизм пород оказывают и изменения
состава их минералов. Эти изменения зависят от стратиграфического положения проб в
разрезе (расстояния от кровли гарцбургитов) и типа парагенезиса (см. рис. 29). Так,
в дунитах основания комплекса железистость оливина близка к 10% в любой точке
этого горизонта (аналогична она и во всех других дунитовых прослоях в переходной
зоне), но заметно и резко (скачком) повышается до 15% в верлитах и пироксенитах
переходной зоны, где также остается почти неизменной по всей мощности
соответствующих прослоев (Oman ophiolite, 1981). Еще более железисты оливины из ультрамафито-
вых линз верхней половины габброидного комплекса; в этой части толщи состав
минерала контролируется, скорее, не характером материнской породы, а ее
стратиграфической позицией (табл. 28). Сходные тенденции прослеживаются в составе шпинелидов
и клинопироксенов; железистость их в целом растет вверх по разрезу, но в
переходной зоне она сильно зависит от парагенезиса. В "верхних" ультрамафитах шпинелиды
имеют совершенно необычный для альпинотипных ассоциаций состав (хромтитаномагне-
титы). Коричневые амфиболы также обогащены титаном и близки к керсутиту.
Зональность в фемических силикатах практически не проявлена. Зональным оказался
только плагиоклаз из верлитового прослоя в верхних оливиновых габбро: содержание
анортита в нем изменяется от 86% в ядре зерна до 62% на его периферии (см. табл. 28).
В ультрамафитах мало редких и рассеянных литофильных элементов при резком
накоплении сидерофильных; лишь в плагиоклазсодержащих разностях повышенна
концентрация Sr (табл. 29). Содержания РЗЭ в дуните из основания комплекса очень
низки (в г/т): La 0,097; Се 0,55; Nd 0,45; Sm 0,017; Eu 0,0052; Tb 0,009; Yb 0,085;
Lu 0,020.Отношения 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb и 208РЬ/204РЬ в этом же дуните равны
78
retro
reee
so es so ss ж es %
Fo En Mg/(te**+Mg)
(DL) (Opi) (Cpi)
Рис. 29. Цикличность и скрытая расслоенность в разрезах нижней части габброидного комплекса
Семейл (по Дж. Смюингу, Oman ophioUte, 1981)
Породы: Д — дунит; В — верлит; ОГ-ПВ — плагиоклазовый верлит, переходящий в меланокра-
товое оливиновое габбро; ОВ — оливиновый вебстерит; Г — габбро; ОГ — оливиновое габбро;
Гн — габбронорит; ОГн —оливиновый габбронорит; Тр — троктолит; 1—9 — кумулятивные
циклы; высота (в м) — положение пород относительно подошвы габброидного комплекса
соответственно 18,581, 15,632 и 38,419 при концентрациях U, Th и РЬ, составляющих
0,00506, 0,0335 и 0,0875 г/т соответственно; величина отношения 87Sr/86Sr составляет
0,70453 при содержании Rb, равном 0,062,и Sr — 4,05 г/т (Oman ophiolite, 1981). В
единственном изученном образце верлита отношение 87Sr/86Sr повышено до 0,70699. При
этом содержания Rb и Sr составляют соответственно 0,15 и 5,42 г/т.
Комплекс Бей-оф-Айлендс (Канада). 100-километррвый меридиональный пояс из
четырех крупных аллохтонных массивов (с севера на юг — Тейбл-Маунтин, Норт-Арм,
Блоу-Ми-Даун, Льюис-Хиллс) на западном побережье о-ва Ньюфаундленд, в пределах
которых вскрывается полный субслоистый разрез офиолитовой ассоциации, широко
известен в литературе как комплекс Бей-оф-Айлендс (Колман, 1979; Магматические
горные..., 1985 и др.). Ему посвящена масса работ (Ч. Смит, Г. Уильяме, Дж. Дьюи и
Дж. Берд, Р. Стивене, Дж. Малпас, У. Черч, Т. Ирвайн, Дж. Карсон с сотрудниками и
др.), в которых детально охарактеризованы геология и вещественный состав офиоли-
тов. По степени изученности комплекс принадлежит к числу мировых эталонных ассо-
79
Таблица 28. Химический состав минералов ультрамафитов габброидного комплекса Семейл
(по Дж. Паллистеру, К. Хопсону, Oman ophiolite, 1981)
Компоненты
0,02
1
Срх
Расстояние
0,05
2
О1
(в км)
Crt
от
подошвы габброидного комплекса
0,1
3
О1
Crt
О1
0,12
4
Crt
I'
1
SiOj
ТЮ
A13O3
Cr,O3
FesO*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na4O
Сумма
53,08
0,45
3,16
1,16
—
3,47
0,11
_
17,97
21,86
0,25
101,51
40,67
0,00
0,01
—
-
9,06
0,07
0,33
48,90
0,00
—
99,04
—
0,27
22,50
40,85
6,66
16,44
-
—
12,19
-
—
98,91
40,25
0,00
0,01
0,00
-
10,84
0,19
0,37
50,02
0,09
—
101,77
0,10
0,34
19,30
38,60
12,00
21,83
0,26
-
8,50
-
-
100,93
40,30
0,02
0,00
0,00
-
9,47
0,13
0,25
48,59
0,03
—
98,79
0,06
0,63
20,26
40,45
8,48
19,20
0,32
—
9,92
-
0,212*
99,53
'Рассчитано по стехиометрии.
4 "Содержание ZnO.
3 *C учетом 0,17% K,O.
1 — верлит; 2 — дунит; 3 — дунит с плагиоклазом и клинопироксеном; 4 — плагиоклазовый ду-
нит;5,6 — лннзы в оливиновых габбро: 5 — роговообманковый перидотит, 6 — плагиоклазовыж
верлит.
Таблица 29. Содержание микроэлементов в ультрамафитах габброидного комплекса Семейл (по
Дж. Смюингу, Oman ophiolite, 1981)
Элементы
Ci
Ni
V
Sr
1
2670
1650
3
2
1 — дунит; 2
"1
2
П" " 1
3530
1040
47
34
3
1210
440
170
9
4
4220
530
105
8
Элементы
Y
Zr
Си
Zn
— ппагиоклазсодержащий дунит; 3 — верлит
1
2
4
4
32
; 4
2
4
6
45
40
3
7
6
57
42
4
6
6
10
14
— оливиновый клинопироксенит.
циаций. Офиолиты Бей-оф-Айлендс считаются фрагментами литосферы исчезнувшего
океана Япетус (Протоатлантики), надвинутыми в раннем ордовике на древнюю
континентальную окраину.
Габброидный комплекс обнажен во всех четырех телах, но ультрамафитовая его
часть лучше изучена в массиве Норт-Арм (Elthon et al., 1982; Komor et al., 1985). Здесь
гарцбургиты ультрабазитового комплекса перекрываются зоной переслаивающихся
дунитов, верлитов, клинопироксенитов, вебстеритов и лерцолитов общей мощностью
до первых сотен метров; среди расслоенных пород отмечены также гарцбургиты и хро-
мититы. С появления среди ультрамафитов прослоев существенно плагиоклазовьгх
пород (троктолитов, оливиновых габбро, габбро, анортозитов) начинается следующая,
переходная, зона (до 1 км), в которой габброиды, ритмично чередуясь с ультрамафита-
ми, постепенно вытесняют их из разреза. Кверху переходная зона так же постепенно
сменяется расслоенными кумулятивными базитами. В других массивах в основании
80
Расстояние (в км) от подошвы габброидного комплекса
3,51
5
О1
Орх
Am
№
5,21
6
О1
Срх
Р1(ц)
И(к)
Crt
40,19
0,03
0,00
0,00
—
16,29
0,20
0,09
44,57
0,05
—
101,42
56,38
0,25
0,93
0,23
_
10,34
0,26
_
31,10
1,08
0,02
100,59
45,33
4,01
10,79
0,91
—
7,25
0,08
—
16,79
11,67
3,22
100,05 3*
0,04
3,97
10,97
31,54
26,46
21,89
0,27
—
6,83
—
0,072*
102,04
38,57
0,01
0,00
0,01
—
24,21
0,39
0,19
38,20
0,08
-
101,66
52,69
0,88
2,42
0,70
-
6,26
0,14
—
16,50
21,08
0,43
101,10
46,64
0,03
32,86
—
-
0,33
—
-
0,00
18,06
1,58
99,50
53,13
0,12
29,08
—
—
0,46
—
—
0,05
13,10
4,35
100,29
0,02
7,19
8,68
24,60
31,64
21,13
0,30
-
5,92
—
-
99,48
габброидного комплекса под переслаивающимися ультрамафитами залегает хорошо
индивидуализированная зона дунитов (0,1—3,0 км). Общая мощность ультрамафит-
содержащих членов комплекса растет в южном направлении; в массиве Льюис-Хиллс
вертикальный разрез многочисленных фрагментов переходной зоны, погруженных в
дунитовый субстрат, превышает 4 км (данные Дж. Карсона и др.).
Граница между расслоенными ультрамафитами и подстилающими их гарцбургитами
в массиве Норт-Арм постепенная, без срывов и несогласий. Переход осуществляется в
зоне видимой мощностью 100—200 м, состоящей из сложно чередующихся гарцбурги-
тов, дунитов, лерцолитов и верлитов, причем по крайней мере часть гарцбургитовых
прослоев рассматривается как реститовьш материал ультрабазитового блока. Верхний
контакт ультрамафитов с переходной зоной протяженностью 50—100 м также
постепенный.
В ультрамафитах проявлены различные неоднородности. Наиболее элементарная из
них — стандартная ритмичная расслоенность. Ее появление вызвано чередованием в
обнажениях тонколинзовидных (вплоть до нитевидных) прослоев, попеременно
обогащенных оливином и клинопироксеном (в верхах толщи иногда с участием ортопи-
роксена и плагиоклаза). Контакты их могут быть как постепенными, так и
относительно резкими. Мощность таких прослоев варьирует от долей сантиметра до нескольких
метров. Их линейная протяженность редко превышает 50 м; обычно же они значительно
меньше. По простиранию прослои либо выклиниваются, либо меняют количественно-
минеральный состав. Два соседних прослоя контрастного состава объединяются в ритм,
а несколько соседних ритмов образуют цикл. В ультрамафитах массива Норт-Арм
циклы обычно начинаются с дунита, а заканчиваются оливиновым клинопироксенитом.
Возможны и другие варианты их строения, но в основании цикла всегда лежат менее
кремнеземистые породы. Наиболее крупные таксономические единицы неоднород-
6. Зак. 855 81
ности ультрамафитовой толщи комплекса Бей-оф-Айлендс получили название мегалинз
(Elthon et al., 1982). Мегалинзы объединяют большое количество циклов; в их
пределах чередуются сотни согласных, связанных постепенными переходами прослоев,
в целом отвечающих по составу дунитам, верлитам, оливиновым и мономинеральным
клинопироксенитам, богатым пироксенами лерцолитам, вебстеритам, иногда даже
хромитам. В каждой мегалинзе, однако, доминирует только одна из перечисленных пород,
и поэтому по принятой нами терминологии мегалинзы отвечают зонам разного
петрографического состава в единой ультрамафитовой толще.
В ультрамафитах из низов габброидного комплекса Норт-Арм расслоенность
согласна с плоскостью их контакта с гарцбургитами. В верхних же габброидах она меняет
свою ориентировку и как бы очерчивает полуцилиндрическую, лежащую "на боку"
мегаструктуру. Д. Элтон, Дж. Карсон и их коллеги считают, что расслоенность возникла
при кристаллизации расплава по периферии крупного магматического очага
(фактически аналогично образованию краевой группы пород расслоенных плутонов) и ее
узор совпадает с положением прежних стенок камеры. Подобная интерпретация, на наш
взгляд, осложняется отсутствием образований центральной группы и не подкрепляется
результатами микроструктурного анализа пород массива. По данным тех же
исследователей, и гарцбургиты улырабазитового комплекса, и расслоенные улырамафиты
интенсивно деформированы, хотя в расслоенных базитах из верхов габброидного комплекса,
составляющих единую толщу с ультрамафитами, широко развиты кумулятивные
структуры. Улырамафиты же по микроструктурным особенностям аналогичны не габброи-
дам, а подстилающим гарцбургитам. И в тех, и в других проявлен единый план
сланцеватости и линейности, которые параллельны осевым плоскостям изоклинальных
складок, одинакова ориентировка минеральных агрегатов, хорошо выражены протогра-
нулярные и порфирокластические структуры. Установлено, что твердопластическая
деформация в гарцбургитах и перекрывающих ультрамафитах была синхронной
(Elthon et al., 1982; Nicolas, Prinzhofer, 1983). Причины такой
избирательности деформации, хорошо выраженной в ультрамафитах и мало заметной в
габброидах, между тем остаются неясными.
Массив Норт-Арм является единственным пока в офиолитах объектом, где
вещественный состав расслоенных ультрамафитов изучен с большой степенью детальности
(Komor et al., 1985). С. Комор с коллегами опробовали специально выбранный
8-метровый полигон в типичной тонкоритмичной толще из основания габброидного
комплекса. По модальным пропорциям фаз породы в сменяющих здесь друг друга
циклах мощностью 0,5—1,0 м отвечают дунитам, верлитам и оливиновым
клинопироксенитам; их акцессории представлены хромшпинелидом и магнетитом. Химизм
минералов в этом разрезе исследован буквально на дециметровом уровне (рис. 30). Все
зерна оказались гомогенными; вариации состава разных выделений одной фазы в
одном образце также несущественны по сравнению с ошибками анализа. Состав
силикатов, видимо, из-за локальности изученного участка колеблется лишь в небольших
пределах: железистость оливина от 10,1 до 15,5, клинопироксена — от 6,8 до 10,3%
(табл. 30). Более широки вариации состава хромшпинелида (f= 38,6—61,7, Сг/(Сг +
+ А1) =29,9—69,7%). Несмотря на незначительный разброс величин железистости
силикатов,'она все же закономерно меняется в разрезе. Изменения эти носят волнообразный
характер и в общем случае совпадают с изменением пропорций ведущих фаз в
ультрамафитах: в определенных участках f минералов повышается вверх по разрезу (здесь
же растет количество клинопироксена за счет оливина), а затем также плавно или резко
снижается (см. рис. 30). С. Комор и др. усматривают в этих вариациях обычную
скрытую расслоенность, вызванную внутрикамерным фракционированием магмы, которое
осложняется поступлением в очаг новых порций расплава и развитием явлений гибри-
дизма. Следует, однако, подчеркнуть, что закономерные изменения состава минералов,
проявленные в изученном мини-разрезе массива Норт-Арм, по существу, повторяют
аналогичные изменения, характерные для габброидного комплекса офиолитов в целом:
химизм минералов в обоих случаях практически фиксирован по всей мощности зон,
82
а
2,0
16
В—
о,
лг
В
О/Г
в-д
' В
д
т
д
Л.
1
•
•I
•
1 .
•
ТГ
1 1 1
/Z
01
Cpx
70
Cpx
Рис. 30. Вариации состава минералов в разрезе тонкоциклической толщи ультрамафнтов нижней
части габброидного комплекса Норт-Арм (по С. Комору н др.)
а — нижняя часть разреза; б — верхняя часть. Породы: Д — дунит.В — верлит; ОК — оливиновый
клинопироксенит; В-Д — тонкое переслаивание верлита и дунита; В-ОК — тонкое переслаивание вер-
лита и оливинового клинопироксенита; пунктирные линии — границы "скрытых" циклов
сложенных одной породой, и заметно меняется при переходе к петрографически иным
образованиям1. Так, в дунитах оливин наиболее магнезиален и стандартен по составу
(Fa10_n) независимо от его положения в разрезе конкретных прослоев (например,
в интервале 0,9—1,2 м), а в богатых клинопироксеном участках он более железистый
(Fa12_15)- Однако и здесь, за редким исключением, его состав также почти не
изменяется по вертикали (интервалы 0,2—0,8; 1,2—1,8; 1,8—2,0; 2,4—3,2 м). Все это не
позволяет считать проблему формирования расслоенных ультрамафитов окончательно
решенной. Такой вывод подкрепляется дополнительными данными об отсутствии
четко выраженной скрытой расслоенности и в других участках массива Норт-Арм.
Химизм минералов ультрамафитов в этих участках (см. табл. 30) подвержен
широким и, судя по положению проб в разрезе, несистематическим колебаниям (Elthon et
al., 1982). В тех случаях, когда состав силикатов закономерно варьирует, эти
вариации опять-таки лишь отдаленно напоминают скрытую расслоенность, как,
например, в 136-метровом разрезе, пересекающем верхи улырамафитовой толщи и ее
контакт с переходной зоной. Здесь наблюдается картина, аналогичная описанной выше
мини-расслоенности, с той лишь разницей, что мощность отдельных циклов в этом
случае превышает уже 20 м (Ophiolites..., 1984).
Петрохимическая информация по ультрамафитам массива Норт-Арм наглядно
иллюстрирует тезис о решающем влиянии на химизм пород их модального состава.
Диапазон колебаний концентраций многих компонентов, в первую очередь SiO2, Fe2 O3, MgO
и СаО, весьма широк (табл. 31.); их соотношения определяются не столько составом
оливина и клинопироксена, сколько пропорцией последних в образцах. Содержания
микроэлементов (Rb, Y, Zr) за исключением элементов группы железа чрезвычайно
малы (< 10 г/т). В некоторых богатых клинопироксеном породах установлено
небольшое (не выше 19 г/т) количество Sr.
Офиолиты юго-западной части Тихого океана. В этом регионе известны офиолиты
с хорошо развитым габброидным комплексом. Примером является массив Марам
1 Эти вариации не соответствуют скрытой расслоенности в понимании Я. Уэйджера и Г. Брауна, и их
трудно объяснить с позиций распространенных моделей кристаллизационной дифференциации.
83
Таблица 30. Химический состав минералов расслоенных ультрамафитов массива Норт-Арм
Компоненты
1 (93-СМ)
О1
Crt
2 (93-КФ)
О1
Срх
Crt
3(93-СХ)
О1
Срх
Crt
SiO2
ТЮ2
А^Оз
Cr2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
NaaO
Сумма
40,66
-
-
-
9,73
—
0,21
48,46
0,01
-
99,08
0,02
0,44
19,87
42,20
26,23
0,35
_
10,14
—
0,49*
99,75
40,23
-
—
-
11,38
—
0,17
47,65
0,04
-
99,46
53,52
0,04
1,83
0,72
2,76
0,10
-
17,86
23,23
0,13
100,20
0,05
0,34
29,84
35,22
21,87
0,29
-
11,40
-
0,48*
99,49
40,00
-
-
-
13,26
-
0,16
45,63
0,00
-
99,04
53,10
0,03
2,07
0,43
3,26
0,11
-
17,82
23,26
0,16
100,25
0,12
0,24
38,25
26,19
22,13
0,24
-
11,98
-
0,42*
99,56
Компоненты
SK),
4(150-A)
Ol
38,67
Opx
55,45
Cpx
52,56
5(186)
Opx
55,14
Cpx
53,67
Ol
40,12
6 (74-E)
Opx
54,13
Cpx
51,97
TiO,
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
0,00
20,74
0,26
0,20
40,50
0,01
100,38
0,02
1,64
0,27
12,55
0,27
29,57
0,91
0,07
100,75
0,07
1,91
0,46
4,40
0,16
16,56
23,52
0,14
99,78
0,10
1,66
0,51
10,06
0,23
31,31
0,68
0,12
99,81
0,00
1,67
0,75
3,47
0,14
17,39
23,04
0,16
100,29
0,00
11,45
0,18
0,36
48,03
0,01
100,15
0,27
3,88
0,76
6,48
0,17
30,81
2,95
0,34
99,79
0,28
3,53
1,24
3,46
0,11
17,36
21,24
0,42
99,61
*Содержание V2 O3.
1—3 — тонкоритмичная серия в основании ультрамафитовой толщи (Котог et al., 1985): 1 —
дунит, 2 — верлит, 3 — оливиновый клинопироксенит; 4 — лерцолит, основание ультрамафитовой
толщи (Elthon et al., 1982); 5 — вебстерит, верхняя часть той же толщи (Elthon et al., 1982);
б — ппагиоклазовый лерцолит, прослой в габброидах верхней части переходной зоны (Elthon et
al., 1982).
(Jaques, 1981) — продолжение Ультрамафитового пояса Папуа (см. рис. 24). Массив
протягивается почти на 90 км. Он считается блоком верхнемезозойской или раннетре-
тичной океанической коры, надвинутой в позднем олигоцене—раннем миоцене наизвест-
ковистые сланцы и глинистые осадки северного фланга Новогвинейского орогена.
Массив сложен ультраосновными тектонитами (преимущественно гарцбургитами
и дунитами) и кумулятивной (по А. Джейксу) зональной толщей мощностью 3—4 км,
которая ниже, по данным этого исследователя, описывается как габброидный
комплекс Марам. Расслоенные породы согласно залегают на деформированных гарцбурги-
тах. Зона контакта плохо обнажена, но имеющиеся коренные выходы определенно
свидетельствуют о постепенной смене гарцбургитов дунитами габброидного комплекса
через область их переслаивания. Поэтому предполагаемый контакт между ультрабазито-
вым и габброидным комплексами проводятся по появлению в дунитах кумулятивных
структур, признаков сортировки минералов в прослоях хромититов и дунитов и
элементов косого напластования пород.
Разрез габброидного комплекса Марам начинается зоной сплошных дунитов
мощностью 300—500 м. Местами в них присутствуют прослои хромититов (0,5—10 см) с
84
Таблица 31. Химический состав ультрамафитов массива Норт-Арм (Komoi et ah, 1985)
Компоненты
SiO2
TiO2
A12O3
Fe2O2
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
РгО5
Сумма*
П.п.п.
Ci
Ni
1
(93-CA)
39,97
0,02
0,37
12,41
0,17
46,75
0,26
0,09
0,00
0,00
100,70
11,00
3400
1240
2
(93-C1VQ
40,19
0,02
0,47
11,37
0,16
47,11
0,57
0,04
0,00
0,00
100,47
13,53
2390
1470
3
(93-HK)
41,29
0,03
0,61
11,86
0,17
42,55
2,37
0,06
0,00
0,01
99,43
10,11
2180
1230
4
(93-HH)
44,83
0,03
0,65
8,80
0,14
37,66
6,77
0,10
0,00
0,00
99,34
7,65
1440
1160
s
(93-CC)
46,40
0,04
0,90
7,66
0,13
35,58
8,52
0,08
0,00
0,01
99,74
9,67
2030
920
6
(93-НФ)
48,66
0,05
1,22
6,84
0,12
29,74
12,75
0,04
0,00
0,01
99,91
6,75
2590
770
7
(93-СУ)
50,00
0,05
1,32
5,77
0,11
27,93
14,03
0,13
0,00
0,02
99,92
5,85
3250
750
8
(9 3-CX)
50,99
0,06
1,70
5,92
0,11
24,65
16,75
0,10
0,00
0,02
100,75
3,88
2670
445
9
(93-НЯ0
52,06
0,05
1,68
•4,61
0,10
23,25
17,92
0,06
0,00
0,06
100,49
2,71
4370
490
*C учетом содержаний Сг2О3 и NiO-
1,2 — дуниты; 3—7 — верлиты с различным содержанием клинопироксена; 8,9 — оливиновые
клинолироксениты.
Примечание. Анализы пересчитаны на сухой остаток.
элементами градационной слоистости, согласной с ритмичной расслоенностью
вышележащих толщ. Появление клинопироксена в дунитах знаменует переход к зоне
преобладания перидотитов (свыше 1 км). В ней в большинстве случаев верлиты
сменяются вверх по разрезу лерцолитами, а затем плагиолерцолитами. Локально проявленная
в породах ритмичная расслоенность обусловлена чередованием линзовидных горизонтов
мощностью в несколько десятков сантиметров, попеременно обогащенных оливином
и пироксенами. С появлением плагиоклаза количество оливина в улырамафитах резко
снижается, и перидотитовая зона переходит в пироксенитовую, в которой доминируют
вебстериты и их оливиновые и плагиоклазовые разновидности, сосредоточенные
преимущественно в ее низах и верхах соответственно. Мощность пироксеновой зоны
варьирует в широких пределах, в среднем составляя около 1 км. Местами и в ней проявлена
ритмичная и градационная слоистость, отмечаются седиментационные структуры,
сходные с наблюдаемыми в расслоенных интрузивах, наряду с которыми широко развиты
явления будинажа. В верхах зоны появляются меланократовые габбронориты; с ростом
их объема улырамафитовая часть кумулятивной толщи сменяется базитовой. В нее,
помимо преобладающих габброноритов, входят оливиновые габбронориты, трокто-
литы, анортозиты, лейко- и феррогаббро, пегматоидные габбро, диориты и др.
Именно здесь признаки магматического расслоения в породах выражены особенно четко.
Взаимопереходы всех членов разреза габброидного комплекса постепенные, за
исключением отдельных случаев углового несогласия между перидотитами и пиро-
ксенитами. Генеральная зональность (дуниты—перидотиты—пироксениты—габброиды)
осложнена аналогичной по характеру цикличностью. Внутри циклов, расположенных
в ультрамафитовой части разреза (мощность циклов варьирует от десятков до сотен
метров), преимущественно оливиновые породы сменяются существенно пироксено-
выми, а затем плагиоклаз-пироксеновыми.
Хотя в породах габброидного комплекса Марам сохранились отчетливые признаки
магматического происхождения (ритмичная, фазовая и скрытая расслоенность)
особенности микроструктур упьтрамафитов свидетельствуют об их интенсивной субсолидус-
яой перекристаллизации. В дунитах из низов разреза повсеместно фиксируются следы
пластической деформации (неравномерное погасание зерен оливина, полосы излома
85
Таблица 32. Химический состав ультрамафитов габброидного комплекса Марам
(Jaques et al., 1983)
Компо-
поиенты
SiO^
TiOa
FesO3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
П.п.п.
Сумма
1 (567)
2(1046)
39,80 38,31
0,00 0,00
0,04 0,38
0,71 1,55
5,87 7,20
0,11 0,15
49,93 47,10
0,05 0,19
0,002 0,002
0,000 0,000
0,000 0,000
2,52 4,22,
99,03 99,10
1,2 — дуниты; З — лерцолит; 4
7 — вебстерит; 8
3(415)
39,55
0,01
0,32
2,56
8,49
0,18
42,14
1,95
0,010
0,000
0,000
4,50
99,71
4(271)
39,95
0,02
4,08
3,04
7,80
0,18
35,85
4,62
0,11
0,002
0,004
4,35
100,00
5(180)
50,21
0,03
1,77
0,85
3,85
0,14
22,72
17,70
0,09
0,001
0,005
2,08
99,45
— плагиоклазовый лерцолит; 5,(
— плагиоклазовый вебстерит.
6(51)
54,11
0,05
0,80
1,14
5,09
0,20
23,12
15,24
0,07
0,001
0,006
0,74
100,57
7(1040)
54,48
0,06
1,28
0,82
9,98
0,25 ■
29,35
2,49
0,03
0,001
0,004
0,97
99,72
8 (264)
52,70
0,19
2,76
1,04
8,02
0,24
19,20
15,47
0,17
0,002
0,012
0,89
100,68
5 — оливиновые вебстериты;
в них, линейность агрегатов хромшпинелида, оптическая ориентировка зерен оливина).
По структурным особенностям краевые дуниты неотличимы от подстилающих гарцбур-
гитов и жильных дунитов улырабазитового комплекса. Те же особенности, только
слабее выраженные, присущи и вышележащим перидотитам и пироксенитам. А. Джейке
определяет структуры этих пород как кумулятивные или зквигранулярно-гранобласто-
вые. Все это, по-видимому, свидетельствует о том, что после своего образования габ-
броидный комплекс подвергся высокотемпературному пластическому течению и
перекристаллизации. Более поздний зеленосланцевый метаморфизм ультрамафитов
проявился в локальной серпентинизации оливина, уралитизации клинопироксена и соссю-
ритизации плагиоклаза.
Главные минералы расслоенных ультрамафитов — оливин, моноклинный и
ромбический пироксен, хромшпинелид, плагиоклаз — заметно меняют свой состав вверх
по разрезу комплекса. Сквозной минерал этих пород — оливин — содержит от 9,2 Д°
21,5% фаялитовой молекулы. В большинстве случаев его выделения однородны, и
только в некоторых зернах из прослоев оливиновых хромититов в краевых дунитах
выявлена обратная зональность с повышением f минерала к центру индивидов на 2—3%.
Именно в этих прослоях обнаружены наиболее магнезиальные оливины. Состав их,
по мнению А. Джейкса, отражает перераспределение компонентов в минералах
оливиновых хромититов при субсолидусной перекристаллизации. Краевые дуниты содержат
оливин Fa^.s-io (в среднем Fa8ls)- Для вышележащих перидотитов характерен более
железистый оливин Fa10)2_ 16>5, причем в существенно дунитовых прослоях из
основания циклов он имеет такой же состав (Fa]0,5-ii)> как и оливин из низов перидоти-
товой зоны. Дальнейший рост железистости минерала происходит в пироксенитах
(Fai6_2o) и меланократовых габброидах.
Пироксены во всех улырамафитах содержат мало TiO2, A12O3 и Na2O. Они
представлены диопсидами или диопсид-авгитами (моноклинная модификация) и бронзи-
тами (ромбическая модификация). В перидотитах железистость клинопироксена
(\V048-41En48-52Fs5_7) и ортопироксена (Wo3_iEn87-86Fsio-i2) постепенно
растет вверх по разрезу. Эта тенденция прогрессирует в вышележащих пироксенитах
(клинопироксен Wo46-38En46-5oFs7-i2. ортопироксен Wo3
86
Таблица 33. Содержание микроэлементов в ультрамафитах габброидного комплекса Марам
(Jaques et al., 1983)
Элементы
Cr
Ni
Ti
V
Sc
Rb
Si
Ba
Zi
Nb
Y
Cu
Zn
1 (567)
4210
2520
12
5
2
<0,l
<0,l
< 10
< 1
< 1
< 1
4
40
2(1046)
3950
1860
11
12
5
<0,l
<0,l
< 10
< 1
< 1
< 1
2
47
3(415)
3520
1540
59
26
10
<0,l
0,9
< 10
< 1
< 1
< 1
6
55
4(271)
3120
1360
111
37
13
0,1
21,0
0,3*
0,5*
0,3*
1
31
73
5(180)
3130
400
193
85
50
<0,l
6,6
< 10
1
< 1
1
5
26
6(51)
2040
250
294
70
49
0,2
5,6
0,3*
1
1
1
1
34
7(1040)
3500
540
320
76
32
<0,l
1,6
< 10
1
1
1
12
91
8(264)
750
186
1030
198
85
<0,l
17,5
<10
3
<1
6
10
57
* Определения, выполненные методом искровой масс-спектрометрии.
1,2 — дуниты; 3 — лерцолит; 4 — плагиоклазовый лерцолит; 5,6 — оливиновые вебстериты;
7— вебстерит; 8 — плагиоклазовый вебстерит.
Примечание. Ан. 4, б включают дополнительно (в г/т соответственно) : La— 0,04; 0,04;
Nd - 0,085; 0,21; Sm - 0,03; 0,09; Eu - 0,023; 0,033; Gd - 0,0S; 0,13; Tb - 0,01; 0,025; Er - 0,05;
0,10; Yb - 0,06; 0,095.
Продукты распада высокотемпературных твердых растворов, хотя они и были
установлены в некоторых образцах, для изученных пироксенов не характерны.
Плагиоклазы являются почти беспримесными членами ряда альбит—анортит;
содержание К2О в них не превышает 0,2 мас.%. Наиболее основной плагиоклаз (Ang7_84)
распространен в плагиолерцолитах; обычно он содержит 90—93% анортита. В пироксени-
тах минерал имеет состав Ап89_87. Дальнейшее его раскисление происходит в габброи-
дах. Почти повсеместно обнаружены обратная зональность плагиоклазов и заметные
вариации состава разных зерен в пределах одного образца.
Хромшпинелид встречается только в дунитах и перидотитах, причем в последних
лишь как акцессорная примесь. Высокохромистый рудный хромит из основания
кумулятивной толщи содержит до 63—64 мас.% Cr2 O3 (Cr/(Cr + Al+ Fe3+) — до 0,8—0,85).
Акцессорный хромшпинелид в дунитах менее хромистый (41—60 мас.% Сг2Оз) и
прогрессивно обогащается кверху глиноземом. В перидотитах минерал содержит
34-47 мас.% Сг2О3.
Вариации состава минералов в вертикальном разрезе габброидного комплекса Марам
интерпретируются как скрытая расслоенность, возникшая при кристаллизационной
дифференциации высокомагнезиального оливин- или кварц-нормативного толеит-ба-
залыового расплава в крупном, периодически пополнявшемся магматическом очаге
(Jaques, 1981).
Химический состав улырамафитов (табл. 32) прямо отражает их минеральный
состав. Высокомагнезиальные дуниты из основания разреза сменяются перидотитами и
пироксенитами с повышенной концентрацией SiO2> CaO, А12Оз, TiQj, суммарного
железа, щелочей. Вариации содержаний Sc, Ti и V в породах связаны с переменным
количеством в них модального клинопироксена, a Sr — плагиоклаза. Все ультрамафи-
ты обогащены Ni и Сг, но содержат очень низкие концентрации некогерентных
элементов, включая Ti, К, Na и Р. Это характерно, скорее, для реститов, а не для кумулатов.
Тем не менее содержания этих компонентов растут по мере фракционирования, хотя
даже в наиболее дифференцированных породах они чрезвычайно малы (табл. 33).
87
Рис. 31. Распределение редкоземельных
элементов в плагиоклазовом лерцолите (i) и
оливиновом вебстерите (2) габброидного
комплекса Mapaivi(Jaques etaL, 1983)
LaCe Ш SmEuGi Ц lv Yb
Th
Концентрации РЗЭ также невысоки. Облик кривых распределения РЗЭ (рис. 31)
отражает в первую очередь минеральный состав пород; они близки к кривым
распределения РЗЭ в клинопироксене, а Eu-аномалии связаны, скорее всего, с
фракционированием плагиоклаза (Jaqueset al., 1983).
УЛЬТРАБАЗИТЫ ДАЙКОВОГО И ВУЛКАНИЧЕСКОГО КОМПЛЕКСОВ
Улыраосновные эффузивы и субвулканические породы, отвечающие пикритам, в
верхних комплексах офиолитовои ассоциации встречаются редко и по отношению к базитам
играют подчиненную роль. Тем не менее они известны среди лав тектонически нерасчле-
ненных или частично расчлененных офиолитов (Мугоджары, Кипр, Колумбия) и мелан-
жированных ассоциаций (Южный Тянь-Шань, Северо-Восток СССР, Центральная
Америка и др.). В комплексе параллельных даек в более или менее ощутимых количествах
они пока обнаружены только в классическом проявлении Троодос (Кипр). Общие
особенности залегания и внутреннего строения дайкового и вулканического
комплексов офиолитов охарактеризованы ранее (Магматические горные ..., 1985) и здесь не
рассматриваются; следует, однако, специально остановиться на некоторых не
вполне ясных аспектах проявления пикритов среди базитовых даек и лав.
Во-первых, улыраосновные вулканиты, включаемые в состав разобщенных
офиолитов (ряд комплексов Корякского нагорья и Южного Тянь-Шаня, комплекс Никоя
в Коста-Рике и др.), трудно отличить от самостоятельных проявлений раннегеосинкли-
нальных пикритов, описанных ниже Б.А. Марковским. Тем и другим свойственны
общность геологической позиции и широкие перекрытия структурных и вещественных
признаков. Определить их принадлежность к той или иной группе можно лишь в
немногих случаях, как, например, на Восточной Камчатке. Здесь раннегеосинклинальные
пикриты и сопряженные с ними базальты подстилаются мощной осадочной толшей
(Марковский, Ротман, 1981), что можно рассматривать как свидетельство длительного
перерыва в магматизме и потенциального изменения геодинамической обстановки
формирования таких пикритов по сравнению с режимом офиолитогенеза. В широком
плане эта проблема аналогична проблеме разграничения офиолитовых и раннегеосин-
клинальных базальтов (Магматические горные ..., 1985).
С другой стороны, в офиолитах неизвестны "спрединговые" дайковые серии,
сложенные улырабазитами, хотя появление именно таких серий показательно для режима
особо интенсивного растяжения литосферы, а их непосредственные переходы в
лавовые толщи служат одним из убедительных критериев принадлежности последних к
древней океанической коре. Даже в массиве Троодос дайковые пикриты слагают только
одиночные тела с двусторонне закаленными контактами и прорывают уже
консолидированные параллельные дайки ранней генерации (рис. 32). Более того, пикриты даек
когенетичны с верхними лавами Троодоса (Desmons et al.,1980), которые отделены
от нижней лавовой свиты, непосредственно переходящей в дайковый комплекс,
структурным несогласием и прослоями осадочных пород, т.е. перерывом в излияниях. Это
ставит вопрос о правомочности отнесения верхних лав Троодоса к офиолитам, а в
более широком плане — опять-таки о верхней границе офиолитовои ассоциации вообще.
Тем не менее, учитывая неразработанность этого вопроса и следуя укоренившейся
традиции, в настоящем разделе на примере пикритов Кипра и о-ва Горгона (Колумбия)
охарактеризованы вулканические и субвулканические улырабазиты, залегающие среди
88
1м
Рис. 32. Схема строения комплекса параллельных даек массива Троодос ( по А.Десме и др., Ophio-
lites, 1980)
1 — скрины габбро-долеритов, диоритов и трондьемитов; 2—5— дайки: 2 — мелкозернистых
метадолеритов I генерации с односторонними зонами закалки, 3 — долеритов II генерации, 4 —
пикритов, 5 — метабазальтов поздней генерации
пород типичных офиолитов (нужно, однако, помнить о том, что все они могут
оказаться постофиолитовыми). Прежде, однако, отметим, что среди даек и лав Троодоса,
палеозойского офиолитового комплекса Беттс-Коув (Ньюфаундленд) и массива Баер-
Бассит (Сирия) присутствуют своеобразные высокомагнезиальные (до 25 мае. % MgO)
породы с высоким содержанием SiC>2, которые являются вулканическими
аналогами пироксенитов. Они обладают структурами спинифекс и Г.Ападхайи были отнесены к
коматиитам. Аналогичные породы были найдены в Марианском желобе и получили
название марианитов (Геология дна..., 1980). По ряду признаке „-'они близки к пикритам,
но формально являются основными породами и рассмотрены ранее (Магматические
горные..., 1985).
Улыраосновные вулканиты комплекса Троодос распространены главным образом в
верхней лавовой свите (Магматические горные..., 1985), где сопровождаются пикроба-
залыами, базальтами, бонинитами и прослоями осадочных пород мощностью 10 м.
Подводящими каналами излияний послужили упомянутые выше дайки крупнозернистых
пикритов (А. Десме). Пикриты верхней свиты, первоначально описанные Д. Сирлом и
Ф. Воуксом как лимбургиты, сложены идиоморфными кристаллами оливина размером
до 5 см, зернами хромита и ортопироксена, редкими вкрапленниками и
многочисленными микролитами клинопироксена, погруженными в светло-коричневое стекло. Они
наблюдаются в составе мощных (до 100 м) покровов подушечных лав и массивных потоков
мощностью до 50 м. Отличительная особенность тел — их четкая расслоенность,
проявленная одинаково хорошо как в покровах и потоках, так и в отдельных подушках
(Searle, Volte's, 1969). В последнем случае крупные вкрапленники оливина
концентрируются в нижней половине подушек, слагая здесь 30—60% объема (рис. 33). В верхних
частях подушек количество и размер зерен оливина уменьшаются, появляются
микролиты плагиоклаза и состав породы приближается к базальту (табл. 34). Аналогичная
расслоенность характерна и для массивных потоков; в подушечных толщах
существенно пикритовые, почти бесплагиоклазовые подушки в низах покровов постепенно
сменяются кверху базальтовыми подушками, иногда с интерстициальным кварцем. Все
эти явления связываются с фракционированием и гравитационным осаждением
оливина непосредственно в месте кристаллизации расплава (Searle, Vokes, 1969).
Иной характер носят пикриты о-ва Горгона (Echeverria ,1980; Dietrichet al., 1981).
Верхнемеловая офиолитовая ассоциация здесь неполная и состоит из кумулятивных
перидотитов и габброидов, долеритов, подушечных базальтов и гиалокластитов,
которые ассоциируют с радиоляритами и известняками. Пикритовые лавы (потоки
мощностью до нескольких метров с оторочками закалки) приурочены к контакту долери-
89
Таблица 34. Химический состав пикритов массива Троодос и о-ва Горгона
Компоненты
SiO2
TiO,
А12О3
Сг2О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K2O
P,OS
П.п.п.
Сумма
1(1)
50,25
0,30
11,74
-
1,75
6,18
0,15
14,85
10,93
0,74
0,19
0,03
2,37
99,48
2(2)
42,84
0,27
6,04
-
3,62
6,68
0,12
30,68
5,58
0,36
0,13
0,05
3,35
99,72
3(3)
45,85
0,20
7,67
-
1,60
6,68
0,14
26,68
6,75
0,50
0,16
0,06
3,41
99,70
4(9)
43,16
0,16
4,71
0,36
2,57
5,40
0,13
33,70
3,63
0,34
0,10
0,00
5,42
99^68
S(8)
41,85
0,25
5,12
0,31
4,02
4,94
0,14
31,00
2,68
0,29
0,10
0,01
9,30
100,01
6(475)
43,20
0,23
5,92
0,26
_
8,38
0,10
27,20
6,29
0,19
0,04
-
8,19
100,00
7(ПК-8)
47,42
0,28
9,79
0,23
-
8,01
0,13
19,15
8,73
0,43
0,08
-
5,32
99,57
8(1S6)
45,7
0,44
9,8
0,14
-
11,1
-
23,9
8,4
0,60
0,01
-
-
100,09*
9 (3-П)
45,3
0,60
10,6
-
-
10,9
0,18
21,9
9,25
1,04
0,02
-
-
99,79*
10(69)
44,2
0,35
10,0
0,32
3,0
7,3
0,17
22,7
8,5
0,78
0,01
0,04
2,8
100,17
11(131)
47,5
0,18
9,2
0,30
-
9,6
-
25,6
7,2
0,48
0,04
-
—
100,10*
12(132)
46,0
0,18
10,9
0,40
-
10,3
-
22,7
8,5
0,64
0,03
-
—
99,65*
13(134)
45,8
0,24
9,9
0,33
-
10,2
-
23,8
8,6
0,75
0,00
-
—
99,62*
14(135)
46,2
0,17
10,4
0,29
-
9,8
-
23,5
8,5
0,58
0,30
-
—
99,74*
* Пересчитано на сухой остаток.
1-7 - массив Троодос: 1-3 -расслоенная пикритовая подушка (Searle, Vokes, 1969) (1 - верхняя часть, 40 см от основания, 2 - центральная часть,
20 см от основания, 3-нижняя часть. 5 см от основания, вблизи зоны закалки). 4-подушечная лава (Cameron. 198S1. 5-7 -дайки (Cameron, 1985;
Desmons et al., 1980); 8-14- о-в Горгона: 8, 9 - лавы со структурой спинифекс (Aitken, Echeverria, 1984; Echeverria, 1980), 10 - массивный
субофитовый пикрит (Dietrich et al., 1981) , 11, 12 - пикритовые туфобрекчии (Echeverria, Aitken, 1986) ,13,14 - дайки пикритов (Echeverria, Aitken, 1986).
Рис. 33. Строение расслоенных пикритовых подушек верхней лавовой свиты комплекса Троо-
дос (Searle, Vokes, 1969)
1 — зона закалки в основании подушек; 2 — серпентинизированныи пикрит центральных частей
подушек; 3 — пикрит, обедненный оливином; 4 — пикробазальт пористой верхней части подушек;
5 — базальт с радиальной трещиноватостью; 6 — крупные фенокристаллы оливина, замещенные
кальцитом в верхней пористой зоне
Рис. 34. Микроструктуры пикритов о-ва Горгона (Echevenia, 1980)
а — игольчатые зерна оливина и изометричные дендритовидные выделения клинопироксена в
стекле, увел. 30, с анализатором; б — дендритовые агрегаты клинопироксена (светлое), увел. 300,
с анализатором
91
тов и базальтов, а также встречаются внутри толщи последних, вероятно, в виде силлов.
Есть, однако, основания предполагать,что излияния основных пород и ультрабазито*
разделены длительным интервалом времени (Echeverria, Aitken, 1986).
Замечательной особенностью пикритовых лав о-ва Горгона является широкое
распространение в них типичной закалочной структуры спинифекс, образованной игольчатым»
и пластинчатыми выделениями оливина и скелетными кристаллами клинопироксена.
погруженными в девитрифицированное стекло базальтового состава (рис. 34). В
породах повсеместно присутствуют также хромшпинелид, титаномагнетит и иногда
плагиоклаз; с ростом количества последнего пикриты постепенно переходят в пикробазальты.
Выделяется несколько структурных разновидностей пикритов, различающихся
размерами и морфологией индивидов главных минералов и их соотношениями, порядком
кристаллизации, количеством стекла и др. (Dietrich et al., 1981; Aitken, Echeverria, 1984).
В связи с особенностями микроструктур эти породы были описаны А. Ганссером с
сотрудниками и Л. Эчеверрией как самые молодые на Земле коматииты. С архейскими
ультраосновными вулканитами их роднит и характер внутреннего строения лавовых
потоков (рис. 35), в которых изредка отмечаются даже признаки магматического
расслоения (Echeverria, 1980; Aitken, Echeverria, 1984).
Кроме лав, на острове выявлены туфобрекчии пикритов, залегающие в виде обособ- ,
ленного тектонического блока. Они представляют собой хаотическую смесь угловатых ■
обломков порфировидных пикритов, фенокристаллы оливина в которых погружены в
мелкозернистую массу из игольчатых выделений клинопироксена и плагиоклаза, и це- '
мента, состоящего из небольших (0,2—1,0 см) фрагментов хлоритизированного стекла
и расположенного в интерстициях между ними полупрозрачного афанитового
материала. Стратификация в этой толще отмечается редко. Туфобрекчии рассекаются дайкамм
пикритов мощностью 1—1,5 м; микроструктура которых аналогична наблюдаемой в
обломках пикритов из брекчий (Echeverria, Aitken, 1986).
Состав минералов рассмотренных фациальных разновидностей пикритов широко
варьирует (табл. 35). В лавах со структурой спинифекс (о-в Горгона) оливины Fa9_i2
неравновесны с вмещающей породой и резко зональны с повышением железистостн
внешних частей выделений до Fa2o- В дайковых пикритах и пикритовых туфобрекчиях
минерал слабо зонален и более магнезиален (Fa67 _ 9,8 и Fa7,7 - 9,9 соответственно).
Близки пределы колебаний его состава в дайках (Fa8j5_9,s) и верхних подушечных
лавах (Fa7i4 - 8,7) массива Троодос. Распределение Ni в оливинах вулканитов о-ва
Горгона свидетельствует о присутствии среди них двух групп пород (лав, с одной стороны,
туфобрекчии и даек — с другой), материнские магмы которых, вероятно, выплавлялись
из разных мантийных источников (Echeverria, Aitken, 1986). Одновременно' все без
исключения оливины богаты СаО (до 0,5%), что отражает малую глубинность
становления пикритов.
Состав клинопироксенов сильно зависит от морфологии его зерен. Редкие
фенокристаллы в лавах и дайках (см. табл. 35, ан. 2—4,6) относятся к авгиту или даже диопсид-
авгиту (в дайках массива Троодос), иногда субкальциевому, с умеренным или высоким
(до 6%) содержанием А12О3. Они образуют широкий ряд составов (Wo39_4sEn38-si "
• Fss _2 о) и часто резко зональны с обогащением периферии зерен Fe и некоторым
обеднением ее Са и А1 (рис. 36). Иной тип зональности свойствен дендритовидным клино-
пироксенам из цемента пикритовых лав и даек (см. рис. 35). Ядра их отвечают
субкальциевому авгиту с пониженным до 37% отношением Са/(Са + Mg) (см. табл. 35, ан. 5);
в краевых частях выделений содержание Са сильно возрастает при слабом изменении
железистости (Wo3i_5iEn35-55Fsi2-i7)- Одновременно такие клинопироксены
резко обогащены А1 (до 13 мае. %), т.е. чермакитовым миналом. В целом особенности их
состава указывают на высокую температуру излияний, очень быстрое охлаждение и
внутреннюю неравновесность материнских пород.
Низкокальциевые пироксены редко присутствуют в пикритах. Бедный А1 пижонит
(Woi2_i3En53-57Fs30-34) образует каймы вокруг фенокристаллов авгита в
туфобрекчиях о-ва Горгона (Echeverria, Aitken, 1986). Ортопироксен (Fs20_35) Д° 3,7%
92
Таблица 35. Химический состав минералов пикритов массива Троодос и о-ва Горгона
Компоненты
1(9)
О1
Crt
2(П)
Срх
3(69)
О1
Срх
Crt
4(156)
О1(Ц)
О1(к)
SiO2
ТЮ2
А12О3
Сг2О3
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na,O
Сумма
40,98
-
-
-
8,18
0,10
0,31
49,74
0,20
-
99,51
—
0,29
11,23
58,11
14,76
0,16
0,13*
14,46
-
-
99,14
54,22
-
1,31
0,43
3,03
—
-
18,74
22,06
-
99,79
41,2
—
-
0,12
8,7
0,13
0,41
49,6
0,32
-
100,48
53,2
0,26
2,6
0,31
7,3
0,23
—
17,7
19,1
0,16
100,86
0,16
0,17
20,13
47,03
17,15
_
0,17
14,09
—
-
98,90
41,4
—
-
—
9,2
—
0,36
49,2
0,24
-
100,40
39,1
_
—
—
18,8
_
0,17
41,4
0,27
-
99,7
Компоненты
4(156)
Срх(ц)
Срх (к)
5(126)
Срх(ц)
Срх (к)
6(134)
Срх(ц)
Срх(к)
7(135)
О1(Ц)
О1(к)
SiO2
ТЮ2
A12O3
Ci2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
49,6
0,67
4,7
0,47
8,5
0,14
_
14,6
20,2
-
98,88
49,4
0,19
1Д1
-
22,6
0,77
_
7,4
18,0
-
99,47
48,5
0,49
9,8
0,31
8,6
-
_
17,6
14,4
0,29
99,99
45,9
1Д4
11,4
0,18
7,6
_
—
11,5
22,7
-
100,42
49,5
0,41
5,9
0,19
7,3
—
_
14,6
21,7
0,16
99,76
50,2
0,45
3,7
0,43
10,2
0,26
—
15,3
18,9
0,15
99,59
41,2
-
-
6,6
-
0,29
51,9
0,21
-
100,20
40,8
-
-
-
8,3
-
0,29
50,5
0,21
-
100,
'Содержание V2O5.
1,2 — пикриты, массив Троодос (Cameron, 1985) : 1 — подушечная лава, 2 — дайка; 3—7 — о-в
Горгона: 3 — субофитовыйпикрит (Dietrich et al., 1981), 4, 5 — пикритовые лавы со структурой спини-
фекс (Aitken, Echeverria, 1984), 6, 7 — дайки пикритов (Echeverria, Aitken, 1986) .
А12О3) встречен только в некоторых дайках массива Троодос, где он наблюдался в
виде игольчатых выделений в основной массе пород (Ophiolites..., 1984; Cameron,
1985):
Хромшпинелиды в пикритах появляются на ранних стадиях кристаллизации пород, а
затем их сменяет титаномагнетит. В лавах и дайках массива Троодос обнаружены
высокохромистые разности (см. табл. 35); обычно же хромшпинелиды содержат 40—
45 мае. % Сг2О3 при низкой железистости (25—35%) и незначительной концентрации
ТЮг, т.е. представлены магнезиохромитом. Хромшпинелиды довольно неоднородны в
пределах штуфа, что, по-видимому, отражает неравновесные условия кристаллизации, и
часто зональны с обогащением краев зерен А1. Плагиоклаз, напротив, относится к
наиболее поздним минералам всех фациальных разновидностей пикритов. Его состав
меняется от Ап72_84 в ядрах игольчатых индивидов ДоАп56_60 на их периферии
(Echeverria, 1980; Dietrich et al., 1981; Cameron, 1985).
Валовой химический состав ультраосновных вулканитов офиолитов ощутимо
варьирует в разных ассоциациях и фациальных разновидностях (см. табл. 34). Наиболее маг-
93
тов и базальтов, а также встречаются внутри толщи последних, вероятно, в виде силлов.
Есть, однако, основания предполагать,что излияния основных пород и ультрабазитов
разделены длительным интервалом времени (Echeverria, Aitken, 1986),
Замечательной особенностью пикритовых лав о-ва Горгона является широкое
распространение в них типичной закалочной структуры спинифекс, образованной игольчатыми
и пластинчатыми выделениями оливина и скелетными кристаллами клинопироксена,
погруженными в девитрифицированное стекло базальтового состава (рис. 34). В
породах повсеместно присутствуют также хромшпинелид, титаномагнетит и иногда
плагиоклаз; с ростом количества последнего пикриты постепенно переходят в пикробазальты.
Выделяется несколько структурных разновидностей пикритов, различающихся
размерами и морфологией индивидов главных минералов и их соотношениями, порядком
кристаллизации, количеством стекла и др. (Dietrich et al., 1981; Aitken, Echeverria, 1984).
В связи с особенностями микроструктур эти породы были описаны А. Ганссером с
сотрудниками и Л. Эчеверрией как самые молодые на Земле коматииты. С архейскими
ультраосновными вулканитами их роднит и характер внутреннего строения лавовых
потоков (рис. 35), в которых изредка отмечаются даже признаки магматического
расслоения (Echeverria, 1980; Aitken, Echeverria, 1984).
Кроме лав, на острове выявлены туфобрекчии пикритов, залегающие в виде
обособленного тектонического блока. Они представляют собой хаотическую смесь угловатых
обломков порфировидных пикритов, фенокристаллы оливина в которых погружены в
мелкозернистую массу из игольчатых выделений клинопироксена и плагиоклаза, и
цемента, состоящего из небольших (0,2—1,0 см) фрагментов хлоритизированного стекла
и расположенного в интерстициях между ними полупрозрачного афанитового
материала. Стратификация в этой толще отмечается редко. Туфобрекчии рассекаются дайками
пикритов мощностью 1—1,5 м", микроструктура которых аналогична наблюдаемой в
обломках пикритов из брекчий (Echeverria, Aitken, 1986).
Состав минералов рассмотренных фациальных разновидностей пикритов широко
варьирует (табл. 35). В лавах со структурой спинифекс (о-в Горгона) оливины Fa9_12
неравновесны с вмещающей породой и резко зональны с повышением железистости
внешних частей выделений до Fa2o • В дайковых пикритах и пикритовых туфобрекчиях
минерал слабо зонален и более магнезиален (Fa6j7 _ 9,8 и Fa7,7 - 9,9 соответственно).
Близки пределы колебаний его состава в дайках (Fa8(5_9>8) и верхних подушечных
лавах (Fa7>4 - 8,7) массива Троодос. Распределение Ni в оливинах вулканитов о-ва
Горгона свидетельствует о присутствии среди них двух групп пород (лав, с одной стороны,
туфобрекчии и даек — с другой), материнские магмы которых, вероятно, выплавлялись
из разных мантийных источников (Echeverria, Aitken, 1986). Одновременно, все без
исключения оливины богаты СаО (до 0,5%), что отражает малую глубинность
становления пикритов.
Состав клинопироксенов сильно зависит от морфологии его зерен. Редкие
фенокристаллы в лавах и дайках (см. табл. 35, ан. 2—4,6) относятся к авгиту или даже диопсид-
авгиту (в дайках массива Троодос), иногда субкальциевому, с умеренным или высоким
(до 6%) содержанием А12О3. Они образуют широкий ряд составов (\V039-45En38-51 ■
■ Fss -2 о) и часто резко зональны с обогашением периферии зерен Fe и некоторым
обеднением ее Са и А1 (рис. 36). Иной тип зональности свойствен дендритовидным клино-
пироксенам из цемента пикритовых лав и даек (см. рис. 35). Ядра их отвечают
субкальциевому авгиту с пониженным до 37% отношением Са/(Са + Mg) (см. табл. 35, ан. 5);
в краевых частях выделений содержание Са сильно возрастает при слабом изменении
железистости (Wo3i_siEn3s-ssFsi2-i7)- Одновременно такие клинопироксены
резко обогащены А1 (до 13 мае. %), т.е. чермакитовым миналом. В целом особенности их
состава указывают на высокую температуру излияний, очень быстрое охлаждение и
внутреннюю неравновесность материнских пород.
Низкокальциевые пироксены редко присутствуют в пикритах. Бедный А1 пижонит
(Wo12_i3En53-57Fs30-34) образует каймы вокруг фенокристаллов авгита в
туфобрекчиях о-ва Горгона (Echeverria, Aitken, 1986). Ортопироксен (Fs2o^3Sj Д° 3,7%
92
J
Рис. 35. Строение сдвоенного
расслоенного потока пикритов о-ва Горгона
(Aitken, Echevenia, 1984)
J~3 — пикриты: 1 - массивный
"полиэдрический", 2,3 — зоны со
структурой микроспинифекс (2) и спинифекс
(■?)
Рис. 36. Состав клинопироксенов
пикритов о-ва Горгона (Aitken, Echeverria, 1984)
I — фенокристаллы; 2 — дендритовид-
ные кристаллы из основной массы; 3 —
тренды эволюции составов (о — фенокрис-
таллов, б — дендритовидных кристаллов)
незиальны подушечные лавы массива Троодос, что связано с кумуляцией оливина. В
дайках, где признаки магматического осаждения минерала проявлены спорадически,
концентрация MgO в пикритах снижается. Высокомагнезиальный характер лав о-ва
Горгона обусловлен составом материнского расплава, а не кумулятивными процессами, что
однозначно следует из структурных особенностей пород. Однако магнезиальность этих
пикритов со структурой спинифекс не только сильно отличается от магнезиальное™
троодосских подушечных лав, но и заметно ниже, чем архейских перидотитовых кома-
тиитов. Многие из лав о-ва Горгона содержат менее 18 мае. % MgO (Echeverria, 1980;
Aitken, Echeverria, 1984), являясь, по существу, богатыми MgO пикробазальтами. Ту-
фобрекчии и дайки пикритов о-ва Горгона более магнезиальны, чем лавы, но по
сравнению с ними заметно обеднены Ti и Са и незначительно — AlnFe. Совокупность этих
признаков нельзя объяснить только фракционированием оливина. Для образования
этих двух групп вулканитов необходимы либо различные глубинные источники, либо
разновременное плавление единого первичного субстрата (Echeverria, Aitken, 1986).
Региональные и фациальные различия, как и особенности становления пород, сильно
влияют и на содержания в них СаО и А12О3 (см. табл. 34). Всем пикритам офиолитов
присущи низкая щелочность и необычайно высокая для ультрабазитов кремнеземис-
тость, что сближает их с вулканитами марианит-бонинитовой серии. Эти особенности
состава являются следствием повышенного содержания нормативных пироксенов в
исходных магмах. Они же, по-видимому, отражают своеобразие условий генерации
пикритовых выплавок. Одним из возможных вариантов происхождения последних,
согласно экспериментам Б. Майсена, И. Куширо, Дж. Грина и др., является интенсивное
повторное плавление предварительно истощенного ультраосновного субстрата в
присутствии воды.
В геохимическом отношении пикриты обеднены крупноионными литофильными
элементами (К, Rb, Sr, Ba, легкие лантаноиды) и содержат много Сг (табл. 36), что
хорошо согласуется с предположением об истощенности их источника. Последнее
наглядно подтверждается распределением РЗЭ в пикритах о-ва Горгона (табл. 37),
94
Рис. 37. Распределение редкоземельных элементов
в пикритовых лавах СО, туфобрекчиях и дайках (2)
о-ва Горгона (Echeverria, Aitken, 1986)
i
w
5
1
0,5
по
_
; 1
- ■
1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 !
\-utt N4 SmtuGi by tr XbU
которые концентрируют преимущественно тяжелые лантаноиды. Эти же данные, равно
как и результаты изотопных исследований, указывают на существование двух
независимых групп вулканитов, о которых шла речь выше (рис. 37). Значения отношений
"Sr/^Sr (0,70273-0,70356) и l*3Nd/144Nd (еш = ~6—10) в неконтаминированных
лавах группируются в области главного мантийного тренда, характеризующего
истощенные океанические базальты; пикриты туфобрекчий и в меньшей степени даек оказались
загрязненными Sr морской воды (Aitken, Echeverria, 1984; Echeverria, Aitken, 1986).
Таблица 36. Содержание микроэлементов в пикритах офиолитов
Элементы
1(8)
2 (ПК-8)
3(9)
4 (426)
5(69)
Элементы
1(8)
2 (ПК-8)
3(9)
4 (426)
5(69)
18
12
1—4 — пикриты, массив Троодос (Desmons et al., 1980; Cameron, 1985) : 1, 2 — дайки, 3, 4 — лавы;
S — субофитовый пикрит, о-в Горгона (Dietrich et al., 1981).
Ci
Ni
Co
V
Sc
Rb
2150
1160
_
86
15
3,0
1600
700
65
167
_
_
2480
1330
—
76
13
3,0
1120
1210
93
90
—
_
2180
1040
100
180
29
1,0
Sr
Ba
Zr
Y
Zn
Cu
20
15
15
6,0
—
—
25
5
10
4,0
_
_
23
-
4,0
9,0
-
_
20
4,0
8,0
8,0
50
70
Таблица 37. Содержание редкоземельных элементов и изотопные отношения стронция,
неодима и свинца в пикритах офиолитов
Компоненты 1 (ПК-59) 2(69) 3(156) 4(3-П) 5(47) 6(131) 7(132) 8(134) 9(135)
La
Се
Nd
Sm
Eu
Gd
Dy
El
Yb
"Sr/»6Si
I43Nd/"4Nd
2<"Pb/J04Pb
"'РЬ/"4РЬ
J°8Pb/"«Pb
1,2
—
-
0,6*1
0,30
-
-
-
1,4
_
_
—
—
-
0,060
2,7
3,2
1,6
0,63
2,7
2,7
1,6
1,5
__
-
-
—
-
—
1,7
2,3
1,1
0,47
1,7
2,2
1,3
1,2
0,70273
0,513166
—
-
-
—
2,1
2,8
1,3
0,59
-
-
1,7
1,5
0,70303
0,513195
18,400
15,502
37,901
—
0,88
1,4
0,74
0,41
1,6
2,3
1,5
1,4
0,70356
0,51321
18,581
15,535
38,207
—
0,37
0,66
0,45
0,30
1,1
1,7
1,2
1,2
0,70722
_
18,710
15.S42
38,101
1 — пикритовая дайка, массив Троодос (Desmons et al., 1980); 2 —
(Dietrich et al.,
. 1981); :
3—9 — о-в Горгона (Aitken, Echeverria, 1984; Dupre,
1986): 3— 5 — пикритовые лавы, *
5, 7 — гшкрнтовые туфобрекчий,
—
0,32
0,66
0,49
0,24
1,2
2,1
1,6
1,5
0,70729
0,512679
18,854
15,543
38,203
—
0,40
0,72
0,52
0,27
1,2
1,9
1,3
1,3
0,70503
0,513199
-
_
-
_
0,53
0,99
0,65
0,32
1,3
2,0
1,4
1,3
0,70313
0,513257
18,566
1S.532
38,190
о-в Горгона, субофитовый пикрит
Echeverria,
8, 9 — дайки пикритов
1984; Echeverria, Aitken,
Изотопные отношения 206РЬ/204РЬ (18,299-18,400), 207Pb/204Pb (15,499-15,505).
208Pb/204Pb (37,821—37,901) в пикритовых лавах отличаются от таковых в туфобрек-
чиях (18,710-18,854; 15,536-15,543; 38,101-38,258) и дайках пикритов (18,556-
18,561; 15,528-15,532; 38,190-38,208). Считается, что породы не подвергались
контаминации коровым РЬ и приведенные отношения отражают незначительную изотопную
негомогенность их мантийного источника (Dupre, Echeverria, 1984).
УЛЬТРАБАЗИТЫ ДУНИТ-ПИРОКСЕНИТ-ГАББРОВОЙ АССОЦИАЦИИ
Эталоном единой габбро-пироксенйт-дунитовой формации со времен Ф.Ю. Левинсона-
Лессинга считался знаменитый уральский пояс конфокальных ультрамафит-габбровых
интрузий, вошедший в литературу под названием Платиноносного. Однако с развитием
исследований в регионе номенклатура и объем формации подверглись пересмотру.
Было установлено, что суммарная площадь распространения основных и подчиненных
им средних пород пояса (около 6000 км2) значительно превышает площадь развития
ультрамафитов (400 км2), среди которых дуниты занимают только 100 км2 (Штейн-
берг, 1969). В связи с этим Н.П. Михайлов указывал, что правильнее называть формацию
дунит-пироксенит-габбровой (Петрография..., 1971). С другой стороны, в последние
годы на уральских материалах получены свидетельства того, что ультрамафиты и габбро-
иды не являются единой магматической серией пород. Это позволило И.А.Малахову
говорить об их формационном различии (Магматические формации СССР, 1979). На
основании этих данных комплексы Платиноносного пояса и их аналоги в других
регионах рассматриваются ниже как дунит-пироксенит-габбровая ассоциация.
Ассоциация является важным элементом строения ряда складчатых областей, хотя
по-настоящему ярко, кроме Урала, она проявлена только на Аляске. В обоих регионах
дунит-пироксенит-габбровые комплексы обычно группируются в четковидные цепочки
• тел, приуроченные к зонам глубинных разломов в эвгеосинклиналях. Регионально
метаморфизованные вулканогенно-терригенные толщи, вмещающие эти тела, на
контакте с ними подвергаются высокотемпературному метаморфизму с возникновением
разнообразных роговиков. Мощность контактовых ореолов, если они не уничтожены
позднейшими тектоническими движениями, в общем случае зависит от величины
массивов, но, как правило, не превышает 1 км. Сами интрузивные породы в приконтактовых
зонах лишены признаков закалки.
Форма и размеры отдельных массивов колеблются в широких пределах. Для Аляски
характерны небольшие округлые и овальные тела диаметром в первые километры
(Тэйлор, Нобл, 1973); на Урале преобладают крупные линейные массивы
протяженностью в десятки километров, хотя известны и относительно мелкие изометричные
тела.
В составе ассоциации доминируют габброиды — габбронориты, оливиновые и рогово-
обманковые габбро, реже отмечаются нориты, габбро, анортозиты, троктолиты. Среди
ультрамафитов преобладают дуниты, оливиновые, роговообманковые и рудные клино-
пироксениты. Породы, промежуточные по составу между пироксенитами и дунитами
или между пироксенитами и габброидами (оливиниты, верлиты, плагиоклазовые пиро-
ксениты, горнблендиты), играют подчиненную роль. В отдельных комплексах
постоянно отмечаются средние и кислые члены ассоциации — диориты, кварцевые диориты,
гранодиориты и плагиограниты, генетические связи которых с габброидами и тем более
с ультрабазитами дискуссионны. Жильная серия представлена почти всеми
перечисленными породами; неясности существуют лишь относительно жильных дунитов (см.
ниже). В целом жильные породы ничем не отличаются от своих аналогов, слагающих
крупные массы. Жилы всегда встречаются только в пределах массивов; ни разу
ультрамафиты или габброиды не были обнаружены в виде апофиз или даек во
вмещающих толщах.
Ведущие минералы ультрамафитов — оливин, клинопироксен, роговая обманка,
шпинель (плеонаст), хромшпинелид, титаномагнетит. Ортопироксен крайне редок. Плагиок-
96
лаз появляется только в переходных к габброидам разновидностях; здесь же обычен
бвотит. Оливин, клинопироксен и шпинелиды в разных ультрамафитах варьируют по
составу: особенности их химизма рассмотрены ниже на конкретных примерах.
Строение комплексов, как правило, является блоковым. Отдельные массивы могут
быть сложены только одним мегаблоком (что особенно характерно для Аляски); в
других случаях (большая часть Платиноносного пояса), сложно сочетаясь в пространст- _
ве. эти элементарные "кирпичи" образуют крупные геологически единые тела. Разным
блокам свойственна та или иная внутренная структура (условно можно выделить
зональные кольцевые, дугообразные или линейные тела), которая подчеркивается
ориентированными текстурами ультрамафитов. Сопряженные блоки могут быть
одинаковыми или различаться по типу строения, но они всегда имеют резкие границы, часто
срезающие расслоенность и контакты между соседствующими породами.
Изометричным или слегка вытянутым блокам с дунитовыми ядрами от сотен метров
до первых километров в поперечнике свойственно концентрическое строение,
обусловленное сменой дунитов перидотитами, пироксенитами и меланократовыми оливиновы-
ми габбро (тылаитами) по направлению от центра к периферии тел. В плане они
напоминают совокупность эксцентрических кольцеобразных зон разной мощности (от
сотен метров до 1 км), вложенных друг в друга (рис. 38). Основная роль в этих телах
принадлежит дунитам, оливиновым клинопироксенитам и плагиоклазовым клинопи-
роксенитам, переходящим в тылаиты; другие породы мало распространены.
Генеральная концентрическая зональность обычно осложнена дополнительными линзами
и прослоями существенно оливиновых пород в пироксенитах и габброидах, вокруг
которых возникает аналогичная зональность второго порядка. Она сохраняется и тогда,
когда центральные дуниты отсутствуют; в этих случаях в ядрах блоков расположены
верлиты, оливиновые или даже роговообманковые пироксениты (см. рис. 38, в).
Расслоенность в кольцевых мегаструктурах очерчивает крутопадающие конические
поверхности, проекции которых на современном эрозионном срезе примерно совпадают
с контурами зон разного петрографического состава и подчеркивают конфокальную
структуру тел.
Серии концентрических мегаблоков могут слагать изометричные или линейные в
плане массивы. В то же время в южной части Платиноносного пояса расположение
пород в линейных массивах большей частью носит также линейный характер. В
таких телах ультрамафиты группируются в протяженные полосы длиной до первых
десятков километров, в пределах которых породы чередуются в том же порядке,
что и в конфокальных блоках (рис. 39).
Дугообразно-зональные тела можно рассматривать как частный случай
концентрических. Им свойственна серповидная, незамкнутая в плане структура,
очерчиваемая прежде всего расслоенностью пород (рис. 40), с которой согласны
дугообразно изогнутые границы зон разного петрографического состава. Дунитовое ядро
может присутствовать, хотя его наличие не обязательно. В телах этого типа, как и в
концентрических, широко развиты стратифицированные габбро-ультрамафитовые
серии ("полосчатые комплексы", по А.А. Ефимову). Количественные соотношения
пород в них широко и незакономерно варьируют.
Специальное изучение ориентировки расслоенное™ в ряде уральских массивов
(Ефимов, 1977, 1984) опровергло представление об унаследованности ими
структуры вмещающих толщ. В концентрически- и дугообразно-зональных, блоках
расслоенность часто дисконформна по отношению к структуре рамы. Линейные
массивы, наоборот, чаще согласны с вмещающими породами, хотя местами и секут их.
В ультрамафитовых ядрах даже удаленных друг от друга разновозрастных
комплексов взаимоотношения между разными породами удивительно постоянны. Еще
Н.К. Высоцкий отмечал плавность наружных контуров пироксенитовых кайм и
извилистость контактов между пироксенитами и дунитами; на зто обращали
внимание и американские геологи (Тзйлор, Нобл, 1973). Несмотря на внешнее
разнообразие типов переходов между пироксенитами и дунитами (развитие пироксенитов по
7. Зак. 855 9?
// U"4""| 12
Рис. 38. Схема строения Косьвинского блока Кытлымского массива (я), массивов Блашке-Айлендг
(б) и Перси-Айленд (в) (Воробьева и др., 1962; Ефимов, Ефимова, 1967, с дополнениями автора;
Тейлор, Нобл, 1973)
1 — дуниты; 2 — оливиниты и верлиты; 3 — оливиновые клинопироксениты; 4 —
клинопироксениты и рудные пироксениты; 5 — роговообманковые пироксениты; 6 — тылаиты; 7 — габброно-
риты, габбро, нориты; 8 — роговики и диафторированные роговики; Ф — амфиболиты; 10 —зеленые
сланцы; 11 — геологические границы; 12 — элементы залегания расслоенное™
Рис. 39. Схема строения Билимбаевсжого участка тагильского комплекса (Воробьева н др., 1962)
1 — соссюритизированные роговообманковые габбро; 2 — клинопироксениты и оливиновые
клинопироксениты; 3 — верлиты; 4 — оливиниты; 5 — горнблендиты; 6 — элементы залегания
расслоеиности
системе ортогональных и разноориентированных трещин в дунитах, "полосчатые*"
дунит-оливинит-верлит-пироксенитовые комплексы), смена пород в зоне контакта
дунит—клинопироксенит всегда происходит по стандартной схеме (рис. 41). ,
Массивный дунит из внутренних частей дунитовых штоков сложен оливином (Fa7_,0)
и хромшпинелидом — зона I. В нескольких метрах от контакта в дуните появляются
мелкие скелетные зерна клинопироксена — зона II. В следующей зоне III
параллельно с постепенным ростом содержания клинопироксена повышается f оливина
до Fa12_20. Зона IV сложена оливином с крупной редкой вкрапленностью
клинопироксена. В двух последних зонах идиоморфный хромшпинелид вытесняется
сначала хроммагнетитом, а затем титаномагнетитом в сидеронитовых выделениях.
Породы этих зон А.А. Ефимов называет метадунитами, хотя правильнее (Магматические
горные..., 1983) именовать породы зоны III ферродунитами, а зоны IV — оливн-
нитами. Далее вкрапленность клинопироксена сгущается до появления верлитов
(зона V), а затем — оливиновых клинопироксенитов (зона VI), содержащих
железистый оливин (Fa,s_2o)) авгит и магнетит. Переходы между первыми четырьмя
98
Рис 40. Схема строения массива Денеж-
кин Камень (Ефимов, 1977)
/ — дуниты; 2 — клинопироксениты;
3 — габброиды; 4 — роговики и габброно-
риты; 5 — элементы залегания расслоен-
ности
Рис. 41. Обобщенный разрез контакта ду-
нита и клинопироксенита (Ефимов,
Ефимова, 1967)
1 — дунит; 2 — то же, с
"эмбриональным" клинопироксеном; 3 — ферроду-
нит с небольшим количеством мелкого
клинопироксена; 4 — оливинит с
крупными выделениями клинопироксена; 5 —
верлит; 6 — оливиновый клинопироксе-
нит
Cn,Si,AL
зонами всегда постепенные, а между IV—VI зонами могут быть и относительно
резкими. Ширина II—V зон колеблется от нескольких сантиметров до десятков метров.
Отдельные зоны могут выпадать из разреза, но последовательность их сохраняется.
Неизменными остаются и градиент железистости силикатов, смена хромшпинелида
магнетитом, вариации химического состава пород.
Во внешних частях пироксенитовых кайм появляется плагиоклаз и ультрамафиты
постепенно переходят в тылаиты. Таким образом, в полно развитых сериях существуют
непрерывные переходы от дунитов к габброидам. В других случаях краевые пироксе-
ниты через роговообманковые пироксениты связаны непрерывными переходами с
горнблендитами.
Химический состав ультрамафитов дунит-пироксенит-габбровой ассоциации
колеблется в широких пределах (табл. 38) , что обусловлено значительными вариациями их
количественно-минерального состава и химизма главных породообразующих фаз.
В первом приближении можно выделить три петрохимические группы пород:
высокомагнезиальные ультрабазиты (дуниты, ферродуниты, оливиниты, верлиты), извест-
ковистые ультрамафиты (пироксениты) и стоящие особняком мало
распространенные роговообманковые породы (горнблендиты, пироксеновые горнблендиты),
которые наряду с СаО и MgO обогащены А12О3,ТЮ2, щелочами. Первые две группы
образуют непрерывный ряд составов. Дуниты в этом ряду являются наиболее магне-
99
Таблица 38. Средний химический состав ультрамафитов
дунит-пироксенит-габбровой ассоциации Урала
Компоненты
ТЮ2
к 3
Cl2O3
FeO
МпП
NiO
MgO
ГяП
Na2O
К О
2
Число анализов
1
40,26
0,81
0,02
0,04
0,76
0,47
0,53
0,17
9,08
0,94
0,25
0,17
0,20
0,05
48,35
1,49
0,43
0,42
0,09
0,06
0,03
0,04
18
1
2
39,40
0,89
0,07
0,05
0,85
0,38
0,28
0,23
14,92
3,71
0,24
0,06
0,13
0,05
43,36
3,13
0,66
0,51
0,08
0,10
0,01
0,02
25
..
3
42,07
2,42
0,25
0,24
2,41
1,19
0,27
0,13
14,44
3,13
0,21
0,06
0,10
0,05
31,98
7,54
8,13
4,63
0,11
0,11
0,03
0,05
19
4
48,81
1,44
0,24
0,09
2,45
0,89
0,29
0,11
7,70
1,48
0,08
0,05
0,03
0,01
21,68
2,21
18,60
1,68
0,10
0,13
0,02
0,04
28
5
50,01
1,20
0,31
0,11
3,53
1,22
0,16
0,01
6,91
1,64
0,04
0,03
0,01
0,01
17,68
1,58
21,18
0,81
0,15
0,15
0,02
0,01
18
1 —6 — Кытлымский массив: 1 — дунит, 2 — ферродуниты и оливиниты, 3 — верлиты, 4 — оливи-
новые клинопироксениты, 5 — клинопироксениты, 6 — рудные пироксениты; 7 — дуниты, Нижне-
Тагильский массив; 8—10 — массивы южной части Платиноносного пояса (Ревдинский, Нижне-
Тагильский, Качканарский): 8 —верлиты, 9 — оливиновые клинопироксениты, 10 — кпинопирок-
зиальными членами. С появлением клинопироксена и переходом дунитов в
перидотиты и пироксениты содержание MgO, NiO и Сг2 О3 в породах резко падает и они
обогащаются СаО, ТЮ2, А12О3. Концентрации SiO2 и Na2O заметно растут в
пироксенитах. Широкие вариации количеств оливина и клинопироксена
обусловливают заметную дисперсию средних составов ультрамафитов (см. табл. 38),
Своеобразно поведение Fe. Кривая его распределения в породах имеет волнообразный
характер с максимумом накопления в ферродунитах, оливинитах и верлитах (см. рис. 41).
Это связано как с вытеснением хромшпинелида магнетитом в этом интервале разреза,
так и с резким повышением f оливина. Железо в значительных масштабах
накапливается также в пироксенитах и горнблендитах, что ведет к появлению рудных (титано-
магнетитовых) сидеронитовых разновидностей, резко обогащенных этим
компонентом.
Геохимически упьтрамафиты дунит-пироксенит-габбровой ассоциации изучены
недостаточно. Имеются лишь сведения о распределении в них сидерофильных элементов
(табл. 39). Содержания Ti и V в породах контролируются количеством титаномагне-
тита; с ростом концентраций клинопироксена происходит накопление Sc и, вероятно,
V и Ti. Содержание Ni резко убывает при повышении железистости и уменьшении ко-
100
б
_
43,10
2,66
0,91
0,39
3,28
1,35
0,15
0,08
17,30
4,53
0,15
0,07
0,02
0,01
17,73
2,42
17,18
1,73
0,17
0,14
0,01
0,01
16
7
40,13
0,51
0,04
0,07
0,44
0,43
0,52
0,18
8,74
0,99
0,16
0,04
0,16
0,04
49,40
1,30
0,33
0,40
0,05
0,06
0,03
0,04
31
8
43,64
4,28
0,18
0,11 .
3,33
2,92
0,26
0,28
12,93
4,41
0,16
0,08
30,66
5,12
8,56
4,16
0,20
0,22
0,08
0,12
8
9
48,06
2,39
0,34
0,20
3,48
1,61
8,87
2,37
0,15
0,03
21,62
1,36
17,21
1,37
0,20
0,13
0,07
0,06
8
10
50,01
1,46
0,46
0,26
2,90
2,00
0,25
0,22
6,99
1,60
0,07
0,05
0,05
0,06
17,44
1,14
21,44
1,53
0,31
0,25
0,08
0,06
16
11
40,32
3,14
1,10
0,43
4,90
2,26
0,07
0,08
21,14
4,74
0,13
0,08
15,08
3,76
17,26
2,63
24
12
40,51
3,04
1,40
0,48
14,20
3,17
0,01
0,01
14,25
2,92
0,14
0,05
13,88
1,56
13,82
3,19
1,61
0,53
0,18
0,16
9
сениты; ц — рудные пироксениты, Качкаларский массив; 12 — горнблендиты, среднее для Плати-
ноносного пояса.
П р им е ч а в и е. Химические анализы для расчета средних составов пород заимствованы из
работ А.А. Ефимова и Л.П. Ефимовой, В.Г. Фоминых и др., О.К. Иванова и др., И.А. Малахова,
О.А. Воробьевой и других исследователей.
яичества оливина. Хром ощутимо накапливается лишь в дунитах. Из платиновых
металлов постоянно преобладает Pt. Изотопные отношения Sr изучены только в
аляскинских массивах; большинство их близки к величинам, которые считаются мантийными
(см. ниже).
Наиболее характерными вторичными изменениями ультрамафитов, проявленными
практически повсеместно, являются ранняя петельчатая серпентинизация существенно
оливиновых пород, имеющая изохимический характер, и амфиболизация пироксенитов.
Вероятно, в одну из высокотемпературных стадий амфиболизации могла происходить
перекристаллизация пироксенитов в горнблендиты. Метасоматическая клинопироксе-
низация и оливинизация (прямое замещение оливина клинопироксеном или наоборот),
которым ранее придавалось большое значение, в свете современных данных выглядят
вообще проблематичными (см. главу 11).
С ультрамафитовыми ассоциациями связан устойчивый и весьма специфический
комплекс полезных ископаемых. В первую очередь это платиновые металлы.
Месторождения, приуроченные к дунит-пироксенит-габбровым комплексам, и связанные с ними
россыпи до открытия платиноносных расслоенных интрузивов (Бушвельд и др.)
служили едва ли не единственным источником платиноидов. В пироксенитах и горнблендитах
101
Таблица 39. Среднее содержание микроэлементов в ультрамафитах дунит-пироксенит-габбровой
ассоциации Урала (Редкие..., 1975)
Элементы
Сг
№
Со
Ti
V
Sc
Си
Pt*
Pd*
1
3610
1590
80
510
27
3
17
0,1
0,05
2
340
590
74
430
38
17
16
_
_
3
1180
310
90
1650
150
52
30
_
—
4
1570
170
33
1570
180
45
37
0,08
0,02
S
ИЗО
238
46
2600
330
89
13
_
_
б
145
160
42
6600
540
74
81
0,1
0,02
♦Данные В.Г. Фоминых.
1 — дуниты; 2 — оливиниты; 3 — верлиты; 4 — оливиновые клинопироксениты; S — клинопи-
роксениты; б — рудные пироксениты.
залегают месторождения ванадийсодержащего титаномагнетита. Реже руды этого типа
локализуются в перидотитах и оливинитах.
Платиноносный пояс Урала. Улырамафит-габбровые комплексы Среднего и
Северного Урала протягиваются почти непрерывной цепью более чем на 700 км параллельно
основным структурным элементам складчатой области (см. рис. 11). С ультрамафитами
связаны скопления платины, благодаря чему пояс и получил свое название. Он давно
стал классическим объектом, в изучении которого принимали участие выдающиеся
геологи — А.П. Карпинский, Е.С. Федоров, Ф.Ю. Левинсон-Лессинг, Л. Дюпарк, А.Н. За-
варицкий, А.Г. Бетехтин; большую роль в структурно-петрологическом исследовании
пояса сыграли работы Н.К. Высоцкого, Г.Л. Падалки, Е.П. Молдаванцева, Б.М.
Романова, В.М. Сергиевского, ОЛ. Воробьевой с соавторами, Н.М. Успенского, СВ.
Москалевой, Д.С. Штейнберга,И.А.Малахова, В.Г. Фоминых, O.K. Иванова и особенно А.А.
Ефимова, материалы которого широко использованы при написании данного раздела.
Платиноносный пояс расположен в крайней западной части Тагило-Магнитогорского
синклинория, близ границы с Центрально-Уральским поднятием, и тяготеет к зоне
Главного Уральского разлома. Вмещающими пояс породами почти на всем его
протяжении служат метаморфизованные нижнесилурийские вулканогенные и терригенно-вул-
каногенные толщи (базальты, спилиты, альбитофиры, андезиты, дациты, риолиты и др.);
восточные контакты многих массивов прорваны более молодыми гранитоидами. Пред-
верхневенлокский.по Ю.С. Каретину, возраст пояса согласуется с данными
изотопного датирования габброидов, которые укладываются в интервал 400—450 млн лет
(Штейнберг, 1969).
Внедрение массивов сопровождалось формированием высокотемпературных
контактовых оторочек мощностью от первых метров до первых сотен метров. Они сложены
пироксеновыми и амфиболовыми роговиками, иногда скарноподобными породами.
Состав внедрившихся масс не оказывал влияния на тип контактовых образований. На
удалении от массивов роговики постепенно сменяются регионально метоморфизован-
ными породами. Реликтовая сланцеватость и гнейсовидность вмещающих толщ может
быть как согласной, так и несогласной с простиранием контактов интрузивных тел
даже в пределах одного комплекса.
Массивы, образующие Платиноносный пояс, разнообразны по форме и размерам.
Преобладают резко удлиненные в меридиональном направлении тела; известны и почти
круглые или овальные массивы, а также массивы с причудливыми очертаниями (рис. 42).
Максимальный их размер по длинной оси превышает 100 км, ширина достигает 10—15,
в отдельных случаях 25—30 км.
Геофизические работы последних лет внесли много нового в понимание глубинного
102
строения пояса. Согласно результатам гравиметрических, сейсмических и магнитных
съемок, западные части крупных массивов надвинуты на древние толщи Центрально-
Уральского поднятия с горизонтальной амплитудой порядка 3—8 км (Нечеухин и др.,
1979; Берлянд, 1982). Массивы имеют пластинчатое строение и полого падают к
востоку. На глубинах 4—5 км их контакты становятся крутыми и как бы подворачиваются
под структуру Центрально-Уральского поднятия. На глубине платиноносные
комплексы, по сейсмологическим данным, сливаются с крупными монолитными,
вероятно, базитовыми по составу массами (Е.И. Ананьева, Н.Г. Берлянд, В.Б. Соколов,
И.Ф. Таврин). К ним приурочены интенсивные положительные гравитационные
аномалии. В целом структура Платиноносного пояса рассматривается геофизиками как
валообразное поднятие кровли гранулит-базитового слоя под Тагило-Магнитогорским
прогибом, осложненное дополнительными выступами — собственно ультрамафит-
габбровыми телами.
Внутреннее строение массивов, как показало детальное картирование (Воробьева и
др., 1962; Ефимов, Ефимова, 1967; Фоминых и др., 1974; Ефимов, 1977 и др.), весьма
сложно. Уральские геологи выделяют в них три гетерогенных комплекса пород,
соответствующих трем интрузивным фазам. Самый ранний объединяет преимущественно
разнообразные ультрамафиты (дуниты, ферродуниты, оливиниты, верлиты, оливиновые,
мономинеральные и рудные клинопироксениты), а также переходные к тылаитам пла-
гиоклазовые клинопироксениты и некоторое количество оливиновых габбро и трокто-
литов. Ультрамафиты, как правило, составляют около половины площади этого
комплекса. Более молодой комплекс сложен почти исключительно габброидами. Он
включает габбронориты и продукты их преобразования — оливиновые и роговообманковые
габбро, лейкогаббро и анортозиты, клинопироксениты, роговообманковые пироксе-
ниты, горнблендиты и др. В составе самого позднего гранитоидного комплекса
известны гшагиограниты, кварцевые диориты, гранодиориты, диориты и
сопровождающие их кислые жильные образования. Принадлежность гранитоидов к дунит-пироксе-
нит-габбровой ассоциации дискуссионна, так как развиты они не повсеместно и всегда
прорывают уже консолидированные базиты (Воробьева и др., 1962; Ефимов, Ефимова,
1967).
В пределах конкретных интрузивов существенно ультрамафитовый и габброидный
комплексы слагают самостоятельные их части (так называемые структуры, они же
блоки). Хорошо изученные массивы сложного строения (Нижне-Тагильский, Кытлымс-
кий, Денежкин Камень) состоят из нескольких замкнутых концентрически-зональных,
полузамкнутых дугообразных или незамкнутых линейно-зональных структур,
интерпретируемых как агломерат пространственно совмещенных ("сваренных", по А.А.
Ефимову) тел. В разных массивах картируется от двух до пяти блоков, дисконформных по
отношению как к породам рамы, так и друг к другу.
Косьвинский и Тылай-Конжаковский блоки Кытлымского массива — классические
примеры ультрамафитовых комплексов ассоциации — одновременно являются
эталонами уральских концентрически-зональных (замкнутых) и дуговидно-зональных
(незамкнутых) структур (рис. 43). Они сложены разнообразными пироксенитами с
многочисленными мелкими линзами дунитов, а также содержат по одному крупному изо-
метричному дунитовому штоку. В западных частях обоих блоков наблюдается сгущение
дунитов и верлитов, которые образуют как бы второе вытянутое ядро. В других
массивах (Нижне-Тагильский, Качканарский, Денежкин Камень), а также в Сухогорском
блоке Кытлымского массива известны примеры чисто пироксенитовых ядер в габброи-
дах.
В Косьвинском блоке расслоенность очерчивает асимметричную воронкообразную
структуру с дунитовым ядром, смещенным к востоку от ее геометрического центра.
Слои полого падают внутрь массива на западе и круто — на востоке. В Тылай-Конжаковс-
ком незамкнутом блоке углы падения расслоенности также растут в восточном
направлении. Хотя простирания прослоев в первом приближении согласны с внешним
контуром массива, полного совпадения их не отмечается: в большинстве случаев расслоен-
103
Рис. 42. Схема строения массивов Платияоносного пояса (Штейнберг, 1969; Магматические
формации СССР, 1979)
1 — дуниты; 2 — верлиты и клинопироксениты; 3 — габброиды; 4 — гранитоиды. Интрузивные
комплексы и массивы: Р — Ревдинский, Тг — Тагильский,.4р — Артяшский,.Кч — Качканарский.К'б-
Кумбинский, ДК — Денежкин Камень, П — Павдинский, Кт — Кытлымский, Кн — Княсьпинский,
Ив — Ивдельский, Ч — Чистопский; крупные тела дунитов (цифры на схеме) : 1 — Омутнииское,
2 — Гора Соловьева, 3 — Вересовый Бор, 4 — Светлый Бор, S — Каменушинское, 6 — Сосновый Увал,
7 — Косьвинское, 8 — Иовское, 9 — Гладкая Сопка, 10 — Желтая Сопка
Рис 43. Схема строения Кытлымского массива (по А.А. Ефимову)
I—V — мегаструктуры: I — Косьвинская, II — Тылай-Конжаковская, III — Сухогорская,
IV — Серебрянская, V — Валенторская; 1—4 — ультрамафитовый комплекс: 1 — дуниты, 2 — пи-
роксениты и тылаиты, 3 — оливиновые габбро, 4 — сухогорские оливиниты, верлиты и пироксе-
ниты; 5—7 — габброидный комплекс: 5 — офитовые габбронориты, б — равномернозернистые
оливиновые габбро, 7 — роговообманковые габбро с анортитом; 8 — гранитоиды; 9 — зеленые сланцы
и эффузивы ордовика; 10 — терригенные сланцы ордовика; 11 — основные эффузивы силура; 12 —
амфиболиты ордовика—силура; 13 — кытлымиты; 14 — контактовые пироксеновыё и амфиболо-
вые роговики; 15, 16— тектонические контакты: 15 — высокотемпературные ("горячие швы"),
16 — низкотемпературные; 17 — расслоенность ("полосчатость"); 18 — трахитоидность
ность "упирается" в границу блока под некоторым углом. Иначе говоря, восточная его
часть как бы срезана габброноритами соседней Серебрянской концентрической
структуры (см. рис. 43).
В обоих охарактеризованных блоках заметно и закономерно меняется
микроструктура пород. Во внешних их частях она типично порфирокластическая с явными следами
высокотемпературного катаклаза и частичной перекристаллизации (бластомилониты,
по АЛ. Ефимову). К центру блоков катаклазиты постепенно переходят во внешне
полностью аналогичные им (стратифицированные) породы, но уже с равномерно-
зернистой полигональной (гранобластовой и протогранулярной в современном
понимании) микроструктурой.
Конфокальное или дугообразное строение часто имеют и мегаблоки, сложенные
преимущественно габброидами (см. рис. 40, 43). В других случаях базитовым частям
массивов присуще линейное строение с ориентировкой удлинения вдоль генерального
простирания пояса (Ивдельский, Ревдичский, южная часть Нижне-Тагильского). Преоб-
104
ладают здесь роговообманковые габбро. Дуниты редки и распространены в виде
небольших вытянутых тел и линз, сопряженных с горнблендитами, пироксенитами и
перидотитами; среди последних отмечены не только верлиты, но и гарцбургиты, хотя и в
небольшом количестве. В целом структура линейных массивов напоминает строение габброид-
ных комплексов в офиолитах; в. связи с этим подчеркнем, что платиноносность таких
блоков ничтожна.
Особо следует сказать о соотношениях ультрамафитовых ядер с габброидами внутри
ультрамафитового комплекса. Дунитовые тела, которые неизменно окаймляются
тонкими зонами ферродунитов, оливинитов и верлитов, как бы "плавают" среди
стратифицированных пироксенитов и габброидов. Все породы связаны постепенными
переходами. Одним из немногих исключений является восточный экзоконтакт дунитового
тела горы Желтой Сопки в массиве Денежкин Камень. Здесь с запада на восток "...
массивные дуниты, пронизанные многочисленными жилами... троктолитов и оливиновых
габбро, создающими местами сетчатый штокверк, постепенно сменяются зоной, в
которой преобладает габброидный материал с угловатыми блоками дунитов различной
величины. Затем блоки дунита начинают терять четкость очертаний и вытягиваются в
линзы, полосы и тонкие параллельные слои. В зоне шириной около 200 м породы
приобретают необычайно тонкую полосчатость: мономинеральные, ритмично
чередующиеся слои анортита и оливина имеют толщину 1—3 мм" (Ефимов, 1977, с. 26—27).
АЛ. Ефимов рассматривает всю зту зону как высокотемпературный тектонический
контакт между относительно жесткой дунитовой глыбой и более пластичной габброид-
ной массой, т.е. как "горячий" тектонический шов. Такая интерпретация согласуется
с гравиметрическими и сейсмическими данными, согласно которым дунит-верлит-
пироксенитовые блоки по отношению к вмещающим габброидам являются
бескорневыми телами с вертикальной мощностью от сотен метров до первых километров (Не-
чеухинидр., 1979).
"Горячие" швы, по-видимому, служили границами срыва ультрамафитовых ядер в
зонах интенсивного пластического течения пород. Особенности строения платиноносных
комплексов Урала дают основание полагать, что существует непрерывный ряд
структурных позиций таких ядер в окружащих габброидных толщах (Ефимов, 1977). Так,
дунитовые штоки Кытлымского и Павдинского массивов составляют одно целое со
стратифицированной пироксенит-тылаитовой серией. Дунитовое тело Желтой Сопки наряду
с его аналогом в Кумбинском массиве — Гладкой Сопкой — находится как бы в
преддверии отрыва от габброидного блока. Наконец, ультрабазиты Соловьевой Горы в
Нижне-Тагильском массиве, а также Светлого Бора и Вересового Бора в Качканарском
массиве полностью отторгнуты от "ультрамафитовых" базитов и отделены от
последних контактовыми роговиками. В некоторых случаях А.А. Ефимов предполагает
разрыв самих ультрамафитовых блоков (Косьвинская и Тылай-Конжаковская структуры
в Кытлымском массиве) также с образованием "прослойки" контактовых пород
(см. рис. 43). \
Как отмечено выше, судя по микроструктурам стратифицированных пироксенитов
и тылаитов, они претерпели высокотемпературное пластическое течение. На этом фоне
дунитовые ядра воспринимаются как "жесткие" части блоков. Однако это
впечатление обманчиво. О высокотемпературных пластических деформациях дунитов
свидетельствуют изгибы жил габброидов и пироксенитов, развитие в дунитах цепочковидных
агрегатов хромшпинелида, присутствие округлых блоков оливиновых клинопироксе-
нитов в периферических частях дунитовых тел, которые иногда вытягиваются в
продолговатые линзы, согласные с простиранием контактов (Ефимов, 1984).
Самостоятельную проблему представляют соотношения ультрамафитового и
габброидного комплексов. Сохранившиеся кое-где контакты между ними
свидетельствуют о том, что и в этих случаях они носят высокотемпературный тектонический
характер. Так, в зоне контакта ультрамафитов Вересового Увала (массив Денежкин Камень)
с габброноритами описаны зональные ксенолиты оливинового клинопироксенита,
"закатанные" в деформированный амфиболизированный габбронорит (Воробьева
105
и др., 1962). Аналогичные явления отмечались в Кытлымском массиве (Ефимов,
Ефимова, 1967).
Вся совокупность данных о структуре Платиноносного пояса позволяет, вслед за
А.А. Ефимовым (1977, 1984), интерпретировать ультрамафит-габбровые комплексы
как высокотемпературные тектониты, независимо от их глубинной предыстории
(ОА. Воробьева, Н.П. Михайлов и др.). Эти представления, по существу, воскрешают на
новом уровне идеи Е.С. Федорова, который еще в конце прошлого века рассматривал
слоистые тектонизированные габброиды Северного Урала как "гнейсы". Согласно
новой концепции, ориентированные текстуры возникают в ультрамафитах в результате
их высокотемпературного пластического течения; особенности внутреннего строения и
контактов отдельных блоков являются результатом их деформации при внедрении
в окружающие толщи. Совмещение самостоятельных блоков ведет к появлению
сложных массивов. Границы блоков являются "горячими" тектоническими швами:
ультрамафит-габбровые тела при внедрении, подобно штампам, воздействовали как друг на
друга, так и на вмещающие породы, что сопровождалось пластической деформацией
и контактовым метаморфизмом последних. С таких позиций становится понятно,
почему внутренняя структура массивов иногда как бы приспосабливается к залеганию
вмещающих толщ (еще чаще последние как бы обтекают контакт), хотя в общем
случае она не зависит от структуры рамы. Новая интерпретация, таким образом,
противоречит прежним представлениям о массивах Платиноносного пояса как о пологозалегаю-
щих согласных межформационных пластовых магматических интрузивах (Кузнецов,
1964).
Жильная серия в ультрамафитах представлена варьирующим от перидотитов до
габброидов набором пород — верлитами, клинопироксенитами, анортозитами, габбро,
габброноритами и др. Пироксениты распространены исключительно в дунитах; жилы
габброидов встречаются в любых ультрамафитах. Представление о существовании
жильных дунитов в пироксенитах, бытующее на Урале со времен Л. Дюпарка, в свете
новых данных как будто не подтверждается: "Дуниты... никогда не образуют жил в
других породах" (Ефимов, 1984, с. 46). А.А. Ефимов показал, что за такие жилы
принимались пластовые дунитовые тела в расслоенных дунит-пироксенит-тылаитовых
сериях, согласные с их общим залеганием. Клинопироксенитовые жилы в дунитах,
напротив, рядовое явление. Их морфология и соотношения с окружающими дунитами
практически постоянны: в наиболее широкой части жилы сложены пегматоидным, а в
местах выклинивания мелкозернистым клинопироксенитом; по простиранию они
ветвятся или оканчиваются цепочками крупных кристаллов моноклинного пироксена.
Состав минералов ультрамафитов Платиноносного пояса изучался почти
исключительно оптическими и химическими методами. Согласно опубликованным данным,
оливин дунитов содержит большей частью 7—9% Fa; в ферродунитах и оливинитах
содержание фаялита увеличивается до 13—15, иногда 20%. В оливиновых клинопироксе-
нитах, окаймляющих дунитовые тела, железистость минерала повышается до Fajo, а в
удалении от дунитов — до Fa2&. Наиболее железистый оливин (Fals_3o) характерен
для плагиоклазовых клинопироксенитов, переходных к тылаитам. Оливины
ультрамафитов практически не содержат СаО; количество NiO в них несколько ниже, чем
обычно в высокомагнезиальных породах. Клинопироксен, спорадически появляющийся
в краевых частях дунитовых штоков и оливинитахи в заметных количествах в вёрлитах,
наиболее магнезиален (f = 10—15%). В разнообразных пироксенитах он представлен
авгитом (f = 15—35%). Соотношения СаО и MgO невыдержанны, что может быть связа-
зано с загрязнением изучавшихся монофракций. Концентрация Na2O не превышает 0,2,
а ТЮ2 — 0,5%. Акцессорные хромшпинелиды, распространенные в дунитах и изредка
отмечающиеся в вёрлитах, содержат от 30 до 50% Сг2Оз. Их типичными особенностями
являются высокая железистость и резко пониженная глиноземистость (рис. 44);
содержания ТЮ2 могут превышать 1,0%. По данным Е.П. Царицына (1977), Fe34" заполняет
восемь и более из 16 октаздрических позиций в структуре минерала. Изоморфизм
осуществляется главным образом в ряду Cr—Fe34" при примерно постоянной концентрации
106
SO
SO Fe3+
" • о
■ о
c?<So
"■о
1
У
°о
о о"
О D»
•о
о
о
о
о
о о
1
о
о
о
SO
SO
Рис 44. Положение составов шпинелидов ультрамафитов дунит-пироксенит-габбровой ассоциации на
диаграммах Al-cr-(Fe3+ +Ti ) (а) и Fe" / (Fe"+ Mg)- Сг/Ж3+ (б)
1,2 — дуниты массивов Урала (по Е.П. Царицыну и В.Г. Фоминых): 1 — Нижне-Тагильского, 2 —
Кытэтымского; 3— 5 — массив Блашке-Айлендс, Аляска'(Himmelberg et al., 1986): 3 — дуниты, 4 —
верлиты, 5 — оливиновые клинопироксениты; 6 — дуниты и оливиновые хромититы, комплекс
Гудньюс-Бей, там же (по М. Берду и А. Кларку)
А1. Рудные хромиты (из скоплений в дунитах) закономерно отличаются от акцессорных
повышенными количествами Сг, Mg, Ti и пониженной железистостью. Состав хромшпи-
нелидов жестко связан с составом ассоциирующих с ними оливинов (Ефимов, 1984).
Ультрамафиты Платиноносного пояса охарактеризованы большим количеством
химических анализов. Выборочные данные, приведенные в табл. 40, иллюстрируют те
тенденции распределения окислов в породах, о которых говорилось выше. Можно
только добавить, что дуниты дунитовых штоков разных массивов, несмотря на их
генетическое родство, имеют разный валовой химический состав. Детальное профильное
изучение дунитов Желтой Сопки, Иовского тела и Соловьевой Горы показало, что они
различаются по величине средневзвешенной железистости (соответственно 9,1, 9,7 и
12,0%), хотя пределы ее колебаний не меняются (Ефимов, 1984).
Среди полезных ископаемых, связанных с ультрамафитами Платиноносного пояса,
наибольшее экономическое значение, безусловно, имели платиновые металлы. Более
века их добыча велась из россыпей и коренных проявлений Нижне-Тагильского, Качка-
нарского, Кытлымского и других массивов; в настоящее время они отработаны.
Исследованиями А.Г. Бетехтина, АЛ. Иванова, Н.В. Бутырина, С.А. Кашина установлено,
что коренная платина связана в основном с перекристаллизованными
крупнозернистыми пунктами и приурочена к местам скопления в них хромшпинелидов. Платиноносны
и прочие ультрамафиты, хотя и в меньшей степени. По данным В.Г. Фоминых, Ю.А. Вол-
ченко и других геологов, тип платиновой минерализации контролируется составом
вмещающих пород. В дунитах преобладает железистая платина (поликсен),
сопровождаемая тяжелыми платиноидами — осмием, иридием — и лишь иногда палладием, тогда
как для пироксенитов более характерен палладий в виде природных сплавов с
платиной и другими элементами, а также разнообразных сульфидных и родственных им
соединений. С клинопироксенитами пояса неизменно связаны скопления титаномагне-
тита (Качканарский и Тагильский массивы). В ряде случаев комплексные Fe-Ti-V руды
локализуются в оливинитах, верлитах или горнблендитах (Ревдинский массив).
Хромиты, имеющие промышленное значение, в Платиноносном поясе отсутствуют.
Юго-Восточная Аляска. Концентрически-зональные ультрамафит-габбровые
комплексы образуют на крайнем юго-востоке Аляски двойной пояс, протягивающийся вдоль
края континента более чем на 500 км. Вероятно, он продолжается далеко на запад,
так как комплекс Гудньюс-Бей в Западной Аляске, по данным Дж. Мерти, имеет
аналогичное строение. В Юго-Восточной Аляске пояс сложен 39 массивами. Обе его ветви
параллельны главным структурным элементам региона. Последний в тектоническом
отношении представляет собой современную активную континентальную окраину,
107
g
Таблица 40. Химический и модальный составы ультрамафитов Платиноносного пояса Урала
Компоненты
SiOj
ТЮ5
А1,О,
Сг5О,
FesO3
FeO
MnO
MgO
CaO
NasO
К5О
П.п.п,
Сумма
01
Cpx
Crt
1
40,38
0,01
0,16
0,56
1,24
7,03
0,17
50,89
0,05
0,00
0,00
0,06
100,55
99
-
1
2
39,24
0,05
0,82
0,37
3,51
7,56
0,17
48,17
0,17
0,00
0,00
0,06
100,12
99
" -
1
3
39,69
0,03
1,20
0,29
0,69
12,51
0,25
44,20
0,65
0,00
0,00
1,02
100,53
-
—
_
4
36,90
0,09
1,00
0,05
5,10
15,09
0,31
39,48
0,25
0,00
0,00
1,01
99,28
95
4
1
5
36,78
0,06
0,97
0,12
7,21
13,33
0,23
37,80
0,27
-
-
3,47
100,24
92
-
8
6
40,16
0,11
0,98
0,25
5,35
12,50
0,26
36,96
3,72
0,05
0,00
0,16
100,5(
83
15
2
7
46,46
0,10
1,50
0,24
2,59
8,18
0,14
27,54
12,82
-
-
0,88
) 100,45
41
58
1
8
49,16
0,14
2,02
0,44
2,34
4,95
0,06
21,70
18,33
0,12
0,00
0,74
100,01
21,5
77
1,5
9
49,24
0,20
2,61
0,35
2,23
5,46
0,04
19,64
20,02
0,16
0,00
0,39
100,34
18
81
1
10
51,27
0,18
2,39
0,23
0,90
2,82
0,02
19,39
21,92
0,12
0,01
0,65
99,90
9,5
89,5
1
И
44,50
0,99
7,45
-
6,28
6,83
0,21
13,13
18,07
0,86
0,29
1,13
99,74
-
-
_
12 1
30,18
1,10
5,32
0,20
17,80
14,40
0,26
22,31
5,21
0,13
-
3,36
100,27
-
-
_
13
36,97
1,46
5,29
0,01
15,23
10,69
0,09
12,11
17,68
0,16
-
0,73
100,42
-
-
_
14
45,50
0,55
10,45
-
2,92
5,30
0,09
16,60
16,60
1,00
0,21
1,60
100,82
-
-
—
IS
40,80
1,44
13,87
-
4,11
8,27
0,10
15,14
11,90
2,60
0,45
0,70
99.41
-
-
_
1 — дунит,Нижне-Тагильский массив (данные В.Г. Фоминых); 2—10— Кытлымский массив (Ефимов, Ефимова, 1967):2—дунит.З—ферродунит,4— оли-
винит, 5 — рудный оливинит, 6,7 — верлиты, 8,9 — оливиновые клинопироксениты, 10 — клинопироксенит; 11 — роговообманковыйпироксенит, массив Де-
нежкин Камень (Воробьева и др., 1962) ; 12,13-Качканарский массив (данные В.Г. Фоминых) : 12 — рудный перидотит (верлит) , 13 —рудный пироксенит;
14, 15 — Ревдинский массив (Фоминых и др., 1974) : 14 — пироксеновый горнблендит, 15— горнблендит.
унаследованно развивавшуюся по крайней мере с конца палеозоя.
Концентрически-зональные массивы консолидировались после главной фазы складчатости и
регионального метаморфизма, но до становления гранитного батолита Берегового хребта, т.е.,
по-видимому, в раннем—среднем мелу. Изотопное датирование (К-Ar и Rb-Sr методы)
роговых обманок и биотитов из пироксенитов и габбро-пегматитов нескольких
комплексов (100-125 млн лет) подтвердило их геологический возраст (Тэйлор, Нобл,
1973; Sturrock et al., 1980).
Вмещающие толщи сложены регионально метаморфизованными геосинклинальными
вулканогенными и терригенными породами. Вокруг массивов развиты типичные
контактовые ореолы. В зкзоконтакте комплекса Юнион-Бей вмещающие филлиты и туфы
деформированы и перекристаллизованы в биотит-гранатовые кристаллические сланцы
в зоне шириной свыше 300 м. Вокруг массива Дьюк-Айленд проявлена сложная
метаморфическая зональность; здесь к внешним его частям примыкают амфиболовые,
местами пироксеновые роговики мощностью около 250 м, сменяющиеся затем эпидот-
амфиболитами и зелеными сланцами. Сходная зональность проявлена вокруг
существенно ультрамафитового штока Блашке-Айлендс; температуры образования пироксе-
новых роговиков здесь оцениваются в 800—950°С (Himmelberg et al., 1986).
Неотъемлемой чертой аляскинских комплексов, как и их уральских аналогов,
является концентрически-зональное в плане строение (рис. 45, см. рис. 38,6, в). Улыра-
базиты (дуниты и верлиты) слагают центральные части ряда массивов; к периферии
они сменяются клинопироксенитами (оливиновыми, мономинеральными, плагио-
клазовыми, роговообманковыми) и горнблендитами, а затем габброидами (габбро и
оливиновое габбро, габбронориты, нориты, анортозиты, амфиболовые габбро). Зоны,
сложенные габброидами, более или менее полностью окружают ультрамафитовые
ядра массивов, и лишь изредка последние непосредственно контактируют с
вмещающими толщами. Из других пород отмечались диориты и гранитоиды, секущие более
ранние базиты и гипербазиты. Оливинсодержащие улырамафиты известны только
в восьми относительно крупных интрузивах. Остальные сложены роговообманковыми
пироксенитами, горнблендитами и габброидами и невелики по размеру (< 1 км2).
Описания соотношений ультрамафитов с габброидами в аляскинских массивах
противоречивы. Т. Ирвайн считает габбронориты более древними образованиями.
Улырамафиты, соглашаются с ним X. Тэйлор и Дж. Нобл (1973), оказывают контактовое
воздействие на габброиды (соссюритизация); последние, впрочем, в равной мере
соссюритизированы и в зоне контакта с вмещающими толщами. Другие исследователи,
напротив, подчеркивают генетическое единство всех пород ассоциации (Himmelberg et
al., 1986). Контакты между улырамафитами и габброидами чаще всего
характеризуются как резкие, интрузивные (Тзйлор, Нобл, 1973), иногда как постепенные.
Неоднозначность соотношений ультрамафитов и габброидов в аляскинских массивах, впрочем,
отмечалась и другими исследователями (Ruckmick, Noble, 1959). Столь же
неоднозначны и соотношения ультрамафитов между собой: контакты между верлитом и дунитом
или оливиновым клинопироксенитом обычно описываются как резкие, хотя
отмечаются и постепенные контакты (Himmelberg et al., 1986).
В ультрамафитах комплексов Дьюк-Айленд и Юнион-Бей проявлена ритмичная рас-
слоенность, особенно хорошо выраженная, как и на Урале, в оливиновых клинопироксе-
нитах (рис. 46, а). Внутри ритмов зерна сортированы по размеру. Величина их в
основании ритма 4—10, а в верхней его части — 0,2—2 мм. Отсортированное» характерна как
для оливина, так и для клинопироксена; более грубозернистый моноклинный пироксен
концентрируется преимущественно в нижнем слое, а мелкозернистый оливин
обогащает верхние части ритмов. Переходы от слоя к слою внутри отдельных ритмов
постепенные, а между ритмами — резкие. Средняя мощность ритма 0,5—1,25 м. Отдельные
ритмы прослеживаются в обнажениях на расстояние до 300 м. Среди них Т. Ирвайном
наряду с хорошо отсортированными ритмами отмечены несортированные, а также
"перевернутые" ритмы с уменьшением крупности зерен книзу. Необычной
особенностью западной части комплекса Дьюк-Айленд, не свойственной другим массивам
109
110
Таблица 41. Химический и модальный составы ультрамафитов Аляски
Компоненты
SiO,
TiO2
AL,O3
Сг2О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K2O
П.п.п.
Сумма
Ol
Cpx
Hbl
Scd
PI
Crt + Mt
1
40,22
Сл.
1,69
—
0,88
9,28
0,18
47,46
—
0,04
Сл.
0,30
100,05
97
—
-
—
—
3
2
38,48
-
1,06
—
1,08
8,42
0,17
46,88
0,19
-
-
3,62
99,90
92
-
-
6
-
2
3
37,25
-
0,97
0,26
4,58
12,34
0,27
39,42
0,38
0,11
0,36
4,44
100,12
80
3
Сл.
15
-
2
4
39,06
Сл.
1,42
-
5,75
7,24
0,23
34,39
4,78
Сл.
0,12
6,80
99,79
60
12
—
28
-
Сл.
S
49,24
0,21
2,42
0,26
2,00
6,75
0,19
19,12
18,90
0,18
0,07
0,64
99,98
17
80
1
Сл.
-
2
6
43,57
0,56
17,13
—
3,16
7,83
0,24
4,83
18,42
1,04
Сл.
1,82
99,91
17
30
40
10
3
7
37,54
2,23
5,35
-
15,52
9,64
0,16
11,85
17,40
Сл.
0,28
99,97
72
4
_
-
24
8
47,6
0,5
4,8
0,2
2,9
5,6
0,0
18,5
18,7
0,5
0,0
0,9
100,2
—
_
_
—
_
9
41,2
1,4
16,2
—
4,1
7,0
0,0
14,0
12,6
2,3
0,6
0,7
100,1
—
-
_
—
_
1—7 — комплекс Юнион-Бей (Ruckmick, Noble, 1959): 1, 2 — дуииты, 3 — оливинит, 4 — верлит,
S — оливиновый клинопироксенит, 6 — роговообманковый пироксенит (содержит 1,31% Р2О5),
7 — рудный пироксениг; 8. 9 — комплекс Дьюк-Айленд (Тэйлор, Нобл, 1973) : 8 —
клинопироксенит, 9 — горнблендит.
Примечание. Здесь и далее содержание минералов приведено в объемных процентах.
Аляски, является присутствие в дунитах, верлитах и оливиновых клинопироксенитах
ксенолитоподобных "обломков" и блоков оливинового клинопироксенита, иногда
с хорошо выраженной ритмичной слоистостью. Небольшие обломки могут быть
сгруппированы в слои, сосредоточенные по периферии перидотитовой зоны (наподобие ба-
зального конгломерата, по Т. Ирвайну) . Крупные блоки (размером в десятки метров)
обтекаются слоистостью пироксенитов с нарушением ее простирания (см. рис. 46,6).
Американскими исследователями это связывается с перемещениями расплава в камере.
Сходные явления на Урале, как показано выше, получили иное объяснение. Среди
прочих признаков магматического происхождения пород отмечались косое
напластование, "оползневые" текстуры ультрамафитов, срезание расслоенное™ пироксенитов
расслоенностью верлитов с угловым несогласием простираний и др. Вместе с тем в
описаниях постоянно встречаются указания на крупномасштабную твердопластическую
деформацию уже консолидированных толщ. Такими свидетельствами являются
образование изоклинальных складок в слоистых оливиновых пироксенитах, разрывы и
деформации жил, мощные зоны высокотемпературного рассланцевания пород. В
микроструктурах оливинсодержащих ультрамафитов (гранобластовых или порфирокластических,
Рис. 45. Схема геологического строения массива Юниои-Бей (Ruckmick, Noble, 1959)
1 — дуниты; 2 — верлиты; 3 — оливиновые клинопироксениты; 4 — клинопироксениты; 5 —
роговообманковые пироксениты; 6 — габброиды; 7 — соссюритизированные габброиды; 8 —
метаморфические сланцы и филлиты контактового ореола; 9 — четвертичные отложения; 10 —
геологические границы; 11 — тектонические нарушения; 12 — элементы залегания расслоенное™
111
Рис. 46. Расслоенность оливиновых клинопироксени-
тов массива Дьюк-Айленд, по Т. Ирвайну (длина
масштабной линейкв 15 см)
а — сортировка зерен минералов по размеру
внутри ритмов; б — дисконформные генерации расслоен-
ности
иногда пегматоидных с элементами пойкилитового строения) повсеместно
фиксируются искажение кристаллических решеток оливина и клинопироксена, а также
перекристаллизация части минеральных агрегатов (Дж. Ракмик и Дж. Нобл, А. Кларк и У. Грин-
вуд). Вся зта ситуация очень похожа на Платиноносный пояс и позволяет думать, что
конечные стадии эволюции ультрамафитовых блоков массивов в обоих регионах были
сходными.
Минеральный состав ультрамафитов обусловлен различными комбинациями оливина,
клинопироксена и первичной (?) роговой обманки (табл. 41). В сидеронитовых рудных
разновидностях к ним присоединяется титаномагнетит (до 20—25, иногда 60—80%).
Из других минералов указывались хромшпинелид (в дунитах и верлитах), ортопиро-
ксен, ильменит, зеленая шпинель, биотит, титанит, апатит, плагиоклаз (в роговообман-
ковых пироксенитах, примыкающих к габброидам), разнообразные вторичные
продукты. Оливин широко варьирует по составу в разных типах пород (табл. 42). По данным
микрозондирования (М. Берд и А. Кларк, Г. Химмельберг и др.), в нем установлены
следующие пределы колебаний Fa: 8—12% в дунитах, 11—14% в верлитах, 12—20% в
оливиновых клинопироксенитах. Сходным образом меняется состав клинопироксена — от
диопсида в верлитах до железистого авгита в рудных и роговообманковых
пироксенитах. Содержания Ti, Na и А1 в клинопироксенах низки (см. табл. 42). Амфиболам,
напротив, свойственна высокая глиноземистость. Хромшпинелиды содержат до 50 мас.%
Сг2О3' и характеризуются повышенной (50-70%) железистостью при высокой
доле Fe3+. Плагиоклаз из периферических частей зон роговообманковых пироксенитов
и горнблендитов представлен высоко кальциевой разновидностью (Ап9о_9в) ■
Химический состав ультрамафитов жестко определяется их минералогией (см.
табл. 41) . Концентрации изучавшихся некогерентных элементов изменяются в довольно
широких пределах. Изотопные отношения Sr в породах характеризуются низкими
(мантийными) значениями, что указывает на глубинный источник материнского
вещества (табл. 43). Однако изучение стабильных изотопов в серпентинизированных
дунитах (S D =-127 ^-140%о>2180=-5,0 Ч-+4,2%0) однозначно говорит о том, что
после внедрения улырамафиты подверглись изменению, которое сопровождалось
изотопным обменом с веществом окружающих толщ (Wenner, Taylor, 1974) .
С ультрамафитами аляскинских концентрически-зональных массивов связана рос-
112
Таблица 42. Химический состав минералов ультрамафитов массива Блашке-Айлендс
(Himmelberg et aL, 1986)
Компоненты
Ol
1(37)
Crt
Ol
2(6)
Crt
Ol
3(12)
1 Cpx
1
Crt
SiO,
TiCX,
Cr,O3
FeaO3*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,O
Сумма
41,0
—
—
-
-
9,51
—
0,10
49,4
0,17
-
100,18
—
0,38
12,0
45,8
13,2
17,7
1,26
—
9,93
—
-
100,27
41,4
-
-
-
-
10,5
0,02
0,09
48,1
0,21
-
100,32
—
0,57
11,2
40,2
18,2
20,8
1,29
-
7,71
—
-
99,97
41,1
—
—
-
-
11,9
0,07
0,04
47,2
0,08
-
100,39
55,2
0,10
0,70
0,17
-
1,72
0,05
-
17,6
25,7
0,02
101,26
—
0,96
18,6
30,1
19,8
21,8
1,23
-
8,38
-
-
100,
Компоненты
4(47)
Ol
Cpx
S(13)
Ol
Cpx
Crt
6(14)
Ol
Cpx
НЫ
SiO,
ТЮ,
AljO3
CraO3
FeaO3*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,O
Сумма
40,3
—
—
—
—
12,4
0,03
0,04
47,5
0,09
-
100,36
53,2
0,25
2,87
0,00
-
3,72
0,09
-
16,7
23,4
0,22
100,45
41,4
-
—
—
—
12,0
0,02
0,04
47,4
0,07
-
100,93
54,3
0,13
1,61
0,30
—
3,45
0,09
-
17,4
23,6
0,17
101,05
—
0,58
16,4
33,4
17,4
24,5
1,19
-
5,76
—
-
99,23
38,7
—
—
-
—
17,9
0,28
-
41,9
0,37
-
99,15
52,3
0,26
2,87
0,23
-
4,41
0,13
-
16,0
23,7
0,18
100,08
45,1
1,00
12,2
-
—
8,46
0,10
—
16,2
12,5
1,58
97,6
• Рассчитано по стехиометрии.
2* С учетом O,SO% К,О.
1, 2 — дуниты; 3 — ферродунит; 4 — верлит; S — оливиновый клинопироксенит; 6 — оливин-ро-
говообманковый пироксенйт.
Таблица 43. Содержание ми кроалементов н изотопия стронция в ультрамафитах Аляски
(по М. Ланферу, Д. Стерроку н др.)
Компоненты
Rb
Sr
I7Sr/86Sr
1,33
6,33
0,7026
1,80
1,50
0,7030
64,4
1,01
0,7041
76,8
0,075
0,7040
40,8
0,080
0,7047
92
1,0
0,7026
210
7,0
0,7027
1, 2 — дуниты, комплекс Дьюк-Айленд; 3—5 — оливиновые клинопироксениты комплексов:
3 — Дьюк-Айленд, 4 — Юнион-Бей, 5 — Блашке-Айлендс; б, 7 — комплекс Пироксенйт-Крик: 6 —
клинопироксенит, 7 — биотитсодержвщий пироксенйт.
8. Зек. 855
113
сыпная платиноносность. Наиболее продуктивны в этом отношении дуниты, хотя, по
данным А. Кларка и У. Гринвуда, аномально высокие концентрации платиновых
металлов фиксировались и в горнблендитах комплексов Дьюк-Айленд, Блашке-Айлендс и
Солт-Чак. В дунитах среди платиноидов преобладает Pt, но в роговообманковых пирок-
сенитах и горнблендитах ведущим элементом становится Pd. Еще более важное
экономическое значение имеют связанные с роговообманковыми пироксенитами и горнбленди-
тами железорудные (титаномагнетитовые) месторождения (Тэйлор, Нобл, 1973).
ПИКРИТЫ
Исследованиями двух последних десятилетий установлено значительное
распространение ультраосновных вулканитов — пикритов — в разновозрастных складчатых поясах
(Михайлов, Семенов, 1976; Марковский, Ротман, 1981; Семенов, 1982; Зимин и др.,
1983; Щека, 1983; Алексеев, 1984; Ramsay et al., 1984 и др.). Формирование пикритов
связано с разными этапами развития этих структур, однако обшей особенностью
проявлений ультраосновных вулканитов является их приуроченность к зонам повышенной
проницаемости земной коры — системам глубинных разломов. Вместе с тем фациальные
особенности и специфика состава пород в значительной степени определяются
геодинамическим режимом их формирования. Так, этапы интенсивного растяжения земной
коры благоприятствовали достижению ультраосновными расплавами земной
поверхности и способствовали образованию лав, вулканических брекчий, гиалокластитов и
туфов пикритов. Подобная обстановка была характерна для ранних этапов развития эв-
геосинклинальных зон складчатых поясов, что обусловило общность состава
распространенных в их пределах пикритов и тесную пространственно-временную ассоциацию
последних с различными типами инициальных базальтов. В условиях режима общего
сжатия на поздних стадиях развития складчатых поясов ультраосновные расплавы
формировали преимущественно субвулканические тела. Проявления пикритового магматизма
на этом этапе связаны главным образом с увеличением "жесткости" складчатых
областей и возникновением глубинных разломов как в их пределах, так и в краевых частях
смежных структур, в том числе в соседних с звгеосинклинальными миогеосинклиналь-
ных зонах.
ПИКРИТЫ РАННИХ ЭТАПОВ ЭВОЛЮЦИИ СКЛАДЧАТЫХ ПОЯСОВ
Эта группа ультраосновных вулканитов в настоящее время выявлена в пределах всех
крупнейших складчатых поясов. Особенно широко распространены такие пикриты в
северо-западной части Тихоокеанского пояса. Здесь они, как правило, пространственно
сопряжены с инициальными базальтами, причем часть выходов пикритов можно
рассматривать в качестве членов дезинтегрированных офиолитов. Самостоятельные
проявления пикритов в этом регионе, по данным Б.А. Марковского и В.К. Ротмана, В.Ф.
Белого, С.С. Зимина, В.А. Селиверстова, А.И.Ханчука, С .А. Щеки и других исследователей,
известны в ассоциациях палеозойского (Корякское нагорье), триасово (?)-юрского
(Сихотэ-Алинь), позднеюрского—раннемелового (Корякское нагорье, Камчатка) и
позднемелового—палеогенового возраста (Восточная Камчатка, Олюторский хребет).
В остальных частях Тихоокеанского пояса и в других складчатых поясах раннегеосин-
клинальные пикритовые комплексы развиты менее широко.
Пикриты, входящие в состав раннегеосинклинальных вулканогенно-осадочных
комплексов, обычно формируются на заключительных этапах их развития. Тесно ассоциируя
с базальтами (как правило, высокомагнезиальными), они характеризуются
значительным разнообразием форм проявления: либо чередуются с базальтами, либо образуют
самостоятельные толши мощностью до 300—400 м, в пределах которых иногда
выявляются фрагменты небольших подводных вулканических построек. Пикритами
сложены потоки шаровых и подушечных лав, толщи вулканических брекчий,
гиалокластитов и туфов. В ассоциации с пикритами собственно вулканических фаций известны
114
многочисленные субвулканические тела — силлы, дайки, небольшие штоки и
экструзии, диатремы и пластовые залежи.
Вулканические центры пикритов представляют собой линзовидные в разрезе и изо-
метричные в плане тела поперечником до 5—10 км. Основная часть вулканических
построек сложена разнообломочными вулканическими брекчиями и гиалокластитами.
Мощность прослоев пикритовых брекчий варьирует от 5 до 35—40 м. Наиболее
мощные горизонты отличаются "глыбовым" характером со средним размером обломков
30—40 см, причем часть обломков является фрагментами лавовых шаров и
подушек. Среди брекчий присутствуют линзовидные тела массивных и шаровых лав
пикритов, связанных с брекчиями постепенными переходами через зоны
фрагментации. Вулканические брекчии разных горизонтов различаются размерностью обломков
и варьирующими соотношениями последних со связующей мелкообломочной массой.
Подобный гиалокластитовый материал формирует также самостоятельные, обычно
стратифицированные пачки, мощность которых варьирует от 1—2 до 5—10 м. Участками гиа-
локластиты плохо сортированы и в них присутствуют крупные обломки пикритов.
Границы между горизонтами брекчий и гиалокластитов могут быть как резкими, так и
постепенными.
Шаровые, подушечные и массивные лавы формируют серии потоков мощностью от
5 до 15 м. Они иногда разделены прослоями гиалокластитов и различаются
преобладающим размером шаров и подушек, варьирующим от 0,2—0,4 до 1,5—2 м в поперечнике.
Как правило, шары и подушки вмяты друг в друга; иногда межшаровые пространства
заполнены мелкораздробленным материалом их краевых частей, реже — кремнистым
материалом.
Диатремы пикритов характеризуются как изометричными, удлиненно-овальными,
так и неправильными формами. Они существенно различаются по размеру: от 30—60
до 25 000 м2, реже образуют более крупные тела (до 2000 X 400 м), имеющие
отчетливые признаки "выхода" на поверхность морского дна. Сложены диатремы
разнообломочными пикритовыми брекчиями и "туфами. Строение отдельных подобных
тел отчетливо зональное, обычно с преобладанием более крупнообломочного
материала в их центральных, а мелкообломочного — в краевых частях. С диатремами нередко
ассоциируют прорывающие их дайки пикритов.
Мощность даек и силлов пикритов варьирует от 1—2 до 8—10 м, реже достигает
первых десятков метров. Как правило, преобладают массивные, реже расслоенные тела.
Характер последних определяется ритмичным чередованием слоев,, в различной
степени обогащенных вкрапленниками оливина. Мощность таких слоев меняется от первых
сантиметров до 20—30 см и обычно сохраняется постоянной в пределах отдельных тел.
Эндоконтактовые части некоторых силлов и даек представлены брекчиями и туфами,
которые образуют также самостоятельные пластовые залежи мощностью до 5—10 м
(редко больше). Брекчии и туфы пластовых залежей, как правило, представлены
средне- и мелкопорфировыми разновидностями пикритов; дайки и силлы обычно сложены
крупнопорфировыми пикритами и нередко обогащены вкрапленниками оливина. В
центральных частях мощных тел иногда отмечаются переходы пикритов в порфировид-
ные перидотиты. Показательно в ряде случаев послойное проникновение пикритов во
вмещающие породы и отсутствие заметных преобразований последних в контактах даже
наиболее мощных субвулканических тел. Их эндоконтактовые зоны обычно
интенсивно серпентинизированы на глубину 10—20 см и в ряде случаев представлены
разновидностями с относительно пониженным содержанием и размером вкрапленников оливина.
Широкое распространение пикритов, прослеживающихся иногда на первые сотни
километров, и характер их излияний (фрагменты небольших вулканических центров и
диатрем) позволяют предполагать ареальную природу раннегеосинклинального ультра-
основного вулканизма. Шаровые лавы, часто выраженная градационная слоистость в
вулканических брекчиях и гиалокластитах пикритов, а также характер вмещающих их
вулканогенно-осадочных образований, содержащих фаунистические остатки, свидетель-,
ствуют о подводной, в ряде случаев несомненно глубоководной обстановке ультраос-
115
новного вулканизма. Взаимоотношения субвулканических тел пикритов с
ультраосновными вулканитами и вмещающими их раннегеосинклинальными базальтами
говорят о достаточно длительном времени проявления пикритового магматизма и его
многофазном характере.
Значительный интерес представляют постоянная ассоциация пикритсодержащих
комплексов с небольшими телами полнокристаллических гипербазитов оливинит-
верлит-клинопироксенитового состава и многочисленные признаки комагматично-
сти последних с пикритами: присутствие пикритов в эндоконтактовых частях
отдельных массивов верлитов, переходы к порфировидным перидотитам в
субвулканических телах, включения верлитов, реже оливинитов и клинопироксенитов в пикритах
вулканических фаций.
Раннегеосинклинальным пикритам различных регионов присущи устойчивые минера-
лого-петрографические и структурно-текстурные черты. Все они характеризуются
порфировыми и порфировидными структурами, а также флюидально-полосчатыми и мин-
далекаменными текстурами. Основными минералами-вкрапленниками являются
оливин, реже клинопироксен, в отдельных разновидностях — амфибол, флогопит и гранат.
Характерные акцессории — хромшпинелиды и магнетит, реже гранат, циркон,
ильменит. В пикритах некоторых регионов отмечены Cu-Ni сульфиды, графит, дистен, муас-
санит, корунд. Основная масса всех разновидностей вулканитов витрофировая, чаще
микролитовая, образованная преимущественно клинопироксеном, к которому
иногда присоединяются магнетит, биотит или амфибол. Плагиоклаз крайне редок; он
присутствует в основной массе пикритов отдельных, преимущественно хорошо раскристал-
лизованных субвулканических тел. Для вулканических фаций характерны структуры
типа спинифекс, образованные удлиненными скелетными кристаллами клинопирок-
сена и их сложноблоковыми и агрегатными сростками.
Общей особенностью химизма оливинов является их высокая магнезиальность с
широкими вариациями содержаний фаялита с преобладанием составов Falo_12. В ряде
случаев в оливинах хорошо выражена зональность с ростом концентраций Fe, а иногда
и Са к периферии кристаллов. Важной диагностической чертой минерала является
повышенное содержание СаО (обычно > 0,1 мае. %). Клинопироксены пикритов
относятся к диопсид^авгиту или авгиту, реже к титанавгиту. Они бывают зональными с
обогащением краевых частей кристаллов Fe, Ti и (или) Na. Показательно повышенное
содержание в пироксенах Сг2Оз. Амфибол представлен бурой роговой обманкой, но иногда
близок к керсутиту. Хромшпинелиды отличаются варьирующими концентрациями Сг
и преимущественным трендом изменения составов с положительной корреляцией
магнезиальное™ и хромистости (рис. 47).
Пикритам свойственна различная степень вторичного изменения: от полностью
преобразованных разновидностей до пород с реликтами относительно "свежего"
вулканического стекла и неизмененным оливином во вкрапленниках. Вторичные минералы
представлены преимущественно серпентином и хлоритом, реже актинолитом,
тремолитом и тальком. Серпентин обычно замещает вкрапленники оливина и в сочетании с
хлоритом развивается по вулканическому стеклу основной массы.
Петрохимическая специфика раннегеосинклинальных пикритов определяется низким
содержанием SiO2 и значительным, но варьирующим количеством MgO. Содержание
щелочей существенно меняется, причем не только в пикритах разных регионов, но и в
соседних телах. В целом преобладают породы нормального ряда с Na2 О + К2 О < 0,5 мас.%
(табл. 44). В нормативном составе таких пикритов преобладают оливин и пироксен.
Нефелин-нормативные разновидности редки, хотя пикриты с минералогией
субщелочных пород, содержащие титанавгит, керсутит и флогопит, и с преобладанием К над Na
распространены достаточно широко (Марковский, Ротман, 1981; Щека, 1983).
Характерно постоянное присутствие в нормативном составе пикритов полевых шпатов. При
этом в ряде случаев значительные различия в количестве нормативного полевого шпата
в бесплагиоклазовых пикритах и пикритах, содержащих модальный плагиоклаз,
отсутствуют. Общей особенностью пород являются также признаки, свидетельствующие об
116
~. Положение составов шпинелидов ультраосновных вулканитов фанероэойских складчатых
i е докембрнйских зеленокаменных поясов на диаграммах А1—Cr—(Fe3+ + Ti) (в) н Fe2+/
Mg)-Cr/ ZR3+ (б)
' — автономные пикритовые и пикрит-баэапьтовые ассоциации складчатых областей: 1 — Кам-
Марковский, Ротман, 1981), 2 — Северо-Восток СССР, хр. Пекульней (данные Б.А. Марковско-
— Соломоновы острова (Ramsay et al., 1984), -4 — Урал и Зайсанская складчатая область (мате-
. ИМ. Лукьяновой, Е.Е. Лаэько, И.А. Малахова, А.Г. Владимирова и др.) ; J, 6 — пикриты вул-
: комплексов офиолитов: 5 — о-в Горгона(Echeverria, 1980; Dietrich et al., 1981; Aitken,
-a, 1984; Echeverria, Aitken, 1986), &— массив Троодос(Cameron, 1985); 7—13 — перидоти-
r коматииты: 7 — Зимбабве (Nisbet et al., 1977), 8, 9 г- пояс Абитиби, Канада (Arndt et al., 1977;
1985; Duke, 1986): 8 — верхние части потоков со структурой спинифекс, 9 — нижние кумуля-
: части потоков, 10 — Западная Австралия (Nickel ..., 1981),i/—13 — Европейская часть СССР
А. Плаксеико и др.) : 11 — КМА, 12 — Приднепровье, 13 — Воронежский кристаллический
--:сительной обогащенности летучими: широкое развитие миндалекаменных тек-
амфибола или флогопита во вкрапленниках либо в основной массе некоторых
ностей пикритов.
~л ультраосновных вулканитов обычны значительные вариации их химического сос-
i пределах отдельных тел и в разных фациальных типах пород, а также внутри- и
:. потальные различия. Неоднородность составов пикритов в отдельных телах и их
ильная геохимическая изменчивость связаны преимущественно с динамикой вне-
1л и внутрикамерной дифференциацией магм при формировании субвулканических
Межрегиональные различия пикритов вызваны, по-видимому, изменением состава
ых источников. В этом отношении показательны: 1) постоянство "региональ-
l"* отношений СаО/А^Оз, в то время как между регионами наблюдаются различия
зажного для ультраосновных вулканитов отношения; 2) вариации содержаний ти-
халия и крупноионных литофильных элементов в породах разных регионов.
Геохимический облик пикритов определяется высокой концентрацией сидерофиль-
относительно небольшим количеством малых литофильных элементов, особен-
и Sr (см. табл. 44). В совокупности с деталями состава ассоциирующих базаль-
I это позволяет наметить два типа исходных ультраосновных расплавов и отвечающих
(хнтрмационных типов пикритов: "толеитовый" и "субшелочной". Общий уровень на-
РЗЭ в пикритах несколько превышает хондритовый, причем для пород раз-
зегионов характерно различие типов нормированных распределений РЗЭ (рис. 48).
по изотопии стронция пока немногочисленны. Величина отношения 87Sr/86Sr
ует в пределах 0,7027—0,7036 (данные автора) и в целом ниже ее значения в сов-
•ной неистощенной мантии,
^.порождения полезных ископаемых в связи с рассматриваемыми породами неизве-
117
Таблица 44. Средний химический состав раннегеосинклинальных пикритов
Компоненты
10
11
12
13
14
15
16
17
SiO,
ТЮ,
А12О,
Fe,Os
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K,0
Число
анализов
Or
Ni
Co
V
Sc
Rb
Sr
№
Zi
Y
Число
анализов
1—10 - Восточная Камчатка (данные Б.А. Марковского) : 1 — вулканические брекчии, 2 — шаровые лавы, 3 — гиалокластиты, 4 — туфы диатрем,
5 — брекчии диатрем, 6—10 - силлы и дайки пикритов (6 — оливинов ых н пироксен-опивиновых, 7 — пирок сен-оливннов ых флогопитсодержащих, 8 —
пироксен-оливиновых плагиоклазсодержащих, 9 — флогопитовых, 10 — амфиболовых) ; 11 —14 — хр. Пекульней (данные Б.А. Марковского) : 11 —
шаровые лавы, 12 — вулканические брекчии, 13 — гиалокластиты, 14 — сиплый дайкн; 15 — Срединно-Камчатский хребет (по материалам А.И. Ханчука) ; 16,
17 — хр. Сихотэ-Алинь (по материалам С.А. Щеки) : 16 — южная часть, 17 — северная часть.
46,34
0,39
6,79
4,76
6,13
0,14
24,82
10,16
0,31
0,16
13
1090
830
73
173
30
4
100
6
24
11
6
44,05
0,26
4,40
4,25
7,24
0,18
33,41
5,84
0,18
0,19
19
1717
1283
98
106
19
12
107
6
17
7
12
45,69
0,34
4,14
6,42
3,61
0,17
36,00
3,36
0,11
0,16
29
1325
1499
124
199
16
26
136
6
21
6
8
44,61
0,27
4,68
6,27
4,27
0,15
33,98
5,37
0,17
0,23
10
1410
1380
97
105
19
21
108
6
13
6
5
44,46
0,25
4,66
5,09
5,40
0,15
32,86
6,80
0,16
0,17
6
1990
1260
87
136
14
17
115
6
12
7
5
45,01
0,23
4,99
7,17
3,97
0,11
32,55
5,64
0,14
0,19
23
2630
1062
56
55
14
8
79
7
14
6
15
44,04
0,25
4,89
5,13
5,85
0,21
33,12
5,37
0,24
0,90
5
2475
980
51
67
13
25
171
5
20
6
4
45,16
0,19
6,26
6,97
5,87
0,23
27,27
7,42
0,25
0,38
7
_
_
_
_
-
—
—
_
—
-
44,93
0,25
5,43
3,05
8,66
0,23
29,20
6,41
0,25
1,59
3
1893
431
76
177
38
16
121
5
14
8
7
45,12
0,32
7,15
4,45
5,92
0,15
29,33
6,48
0,60
0,48
10
2979
1008
53
80
20
11
161
11
17
7
10
45,51
0,54
9,27
3,40
6,87
0,14
25,01
8,26
0,87
0,13
15
1983
957
77
189
22
3
28
7
15
13
9
46,12
0,56
9,29
3,30
7,50
0,15
23,30
8,76
0,98
0,04
28
1949
1230
82
196
24
4
88
6
25
14
20
45,96
0,42
10,20
2,76
7,10
0,15
23,41
9,13
0,84
0,03
13
2607
879
73
174
31
3
26
5
13
14
10
43,64
0,33
5,72
5,33
5,61
0,15
33,92
4,91
0,34
0,05
33
3179
1570
78
102
15
6
20
7
18
10
28
46,24
0,32
10,71
4,37
5,86
0,24
23,1
7,92
1,12
0,12
И
_
_
_
—
_
_
_
_
-
43,67
1,48
5,66
7,47
6,99
0,27
28,67
5,05
0,46
0,28
5
2392
1135
117
155
15
13
70
_
64
12
6
42,01
1,15
5,05
4,60
7,98
0,21
34,18
4,47
0,18
0,17
6
_
_
_
—
_
_
_
_
-
Рис. 48. Распределение редкоземельных
элементов в раннегеосинклинальных пикрнтах
Восточной Камчатки (Г) и хр. Пекульней(2)
I
10
го
г
г
1
Lq Се
5m Eu Tb
Vb Lu
Восточная Камчатка. Пикриты этого региона являются одним из наиболее хорошо
изученных примеров раннегеосинклинального ультраосновного вулканизма
(Марковский, Ротман, 1981). Выходы ультраосновных вулканитов прослеживаются на
расстояние в первые сотни километров в пределах Восточно-Камчатского хребта, который
соответствует одноименному поднятию, или горст-антиклинорию. Пикриты входят в состав
мощного (10—12 км) эвгеосинклинального вулканогенно-осадочного комплекса позд-
немелового—палеогенового возраста и приурочены к верхним его частям. В этой толще
преобладают низкотитанистые базальты, причем в разрезе чередуются их порфировые
разновидности, как насыщенные, так и недосыщенные кремнеземом, с нормальной и
повышенной щелочностью, часто калиевого профиля; присутствуют также пикробазальты
и гиаломеланефелиниты (авгититы), непосредственно предшествующие появлению
пикритов.
Тесно ассоциируя с базальтами, пикриты слагают самостоятельные тела различной
формы. Они образуют мощные стратифицированные "линзы" вулканических брекчий,
гиалокластитов и лав, а также многочисленные силлы, дайки, диатремы и пластовые
залежи брекчий и туфов. Субвулканические тела пикритов присутствуют на разных
уровнях разреза вулканогенно-осадочного комплекса, но пространственно ассоциируют
главным образом с пикритами вулканических фаций (рис. 49). Радиологический
возраст (К-Ar метод) слюд пикритовых силлов составляет 70, 80 и 88 млн лет (поздний
мел). Широкое распространение пикритов, наличие их вулканических аппаратов
размером до 5—7 км в поперечнике (рис. 50), а также диатрем, для которых установлены
связи со стратифицированными кластитами пикритового состава, свидетельствуют о
многожерловом ареальном типе подводного ультраосновного вулканизма региона.
Его общая эволюция определяется сменой во времени низкомагнезиальных пикритов
вулканических фаций высокомагнезиальными с последующим формированием широко
варьирующих по содержанию MgO пикритов даек и силлов, обогащенных щелочами и
летучими компонентами. Характерны тесные пространственно-временные и
генетические связи пикритов с гипабиссальными интрузивами оливинит-верлит-клинопироксени-
тового состава.
Все ультраосновные вулканиты Восточной Камчатки являются порфировыми
породами. Среди них по ассоциации минералов-вкрапленников в порядке
распространенности выделяются оливиновые, пироксен-оливиновые, флогопит-пироксен-оливиновые,
амфибол-пироксен -оливиновые и гранат -оливиновые пикриты, а по.составу основной
массы различаются также плагиоклаз- и флогопитсодержащие разновидности. Оливиновые
пикриты, характерные для всех фациальных типов ультраосновных вулканитов,
существенно различаются размерами и количеством вкрапленников оливина. Общей
закономерностью является увеличение размера кристаллов оливина (от 1—1,5 до 50—70 мм),
их общего количества (от 30 до 75%) и диапазона вариаций состава (Fa8_10—Fa8_18)
в направлении от пикритов гиалокластитов и туфов к пикритам силлов и даек. Оливин
обычно представлен идиоморфными кристаллами, реже удлиненными и скелетными
зернами. Основная масса оливиновых пикритов (микролитовая, реже витрофировая)
сложена клинопироксеном, магнетитом и вулканическим стеклом, которое редко
сохраняется в свежем состоянии. Характерны скелетные формы кристаллов пироксена и их
119
Рис. 49. Взаимоотношения пикрнтов вулканических н субвулканических фаций с вмещающими
эвгеосинклинальными образованиями в районе горы Савульч, Восточная Камчатка
1 — вулканомиктовые песчаники (jj) и кремнистые породы (б); 2 — шаровые лавы базальтов;
3 — пикритовые раэнообломочные вулканические брекчии и гиалокластиты ( фрагмеиты подводной
вулканической постройки) ; 4 — базальтовые и меланобазальтовые вулканические брекчии,
гиалокластиты и вулканомиктовые песчаники; 5, 6.— экструзии: 5 — дацитов, 6 — базальтов; 7— силлын
дайки пикритов; 8 — диатремы и пластовые залежи пикритовых брекчий и туфов; 9 —
геологические границы; 10 — тектонические нарушения
сложно-блоковые, сноповидные, иногда веерообразные сростки, формирующие
структуры спинифекс. Пироксен-оливиновые пикриты слагают обломки в вулканических
брекчиях, а также формируют дайки и силлы; часто они образуют единые тела с оли-
виновыми пикритами. Вкрапленники клинопироксена, как правило, идиоморфны;
иногда в них хорошо выражена зональность. Породам присуща микролитовая основная
масса, образованная клинопироксеном, зернами рудного минерала и
серпентин-хлоритовым веществом. Изредка в ней присутствуют также лейсты Лабрадора и чешуйки
слюды. Флогопитовые пикриты изредка встречаются в виде даек и силлов. Наряду с
вкрапленниками магнезиального оливина Fa10_12 (45—55%) и клинопироксена (3—10%) они
содержат таблитчатые кристаллы флогопита (2—25%) размером до 3—5 мм. Эти
минералы постоянно слагают участки полнокристаллического строения. Основная масса фло-
гопитовых пикритов, как правило, относительно хорошо раскристаллизована и
представлена зернами клинопироксена и рудных минералов, пластинками флогопита,
иголочками апатита и небольшим количеством измененного стекла; иногда в них присут-
120
Ill ttl il 1 yi 1/1 *%
1 1 1 1 1 II 1 11 *f 1 -^^ 1 f и ^
rmm^
^j : :;::
1 *~?Zk | j::
i ■ ■ ■ ■ ■ ■ ■
1 Uli
in
I tffl!
г vl 1 j ''
i 111111 ^^^>
J 1 1 1 1 1 1 1 ДТ^
Гас. SO. Схема строения пикритового палеовулкана горы Хребтовой, Восточная Камчатка
1 — аллювиальные отложения; 2 — вулканические брекчии и лавы лейкобазальтов, андезиба-
зальтов и андезитов; 3—5 — пикриты: 3' — лавы, 4 — разно обломочные вулканические брекчии
и гиалокластиты, 5 — глыбовые брекчии; 6 — вулканические брекчии и лавы базальтов, мелано-
базальтови авгититов;7— интрузивные габбро-сиениты с ксенолитами пикритов; 8,9 — дайки и силлы:
8 — базальтов и меланобазальтов, 9 — пикритов; 10 — геологические границы; 11 — тектонические
нарушения (а — крутопадающие, б — пологопадающие надвигового типа)
ствуют мелкие лейсты плагиоклаза (An go-es)- Амфиболовые пикриты
распространены незначительно. Она образуют силлы и дайки, в пределах которых постоянно
связаны постепенными взаимопереходами с порфировидными шрисгеймитами. Наряду с
вкрапленниками магнезиального оливина Fa8_10 (20—35%) и клинопироксена (5—
10%) в них присутствуют кристаллы амфибола (50—60%) размером до 3—5 мм,
которые обычно включают более мелкие зерна оливина и клинопироксена. Основная масса
этих пород образована многочисленными микролитами зеленого амфибола,
чешуйками флогопита, редкими зернами магнетита и содержит немного
серпентин-хлоритового мезостазиса. Гранат-оливиновые пикриты крайне редки. Они встречаются лишь в
обломках вулканических брекчий отдельных вулканических построек. Это породы с
мелкими (1—3 мм) вкрапленниками серпентинизированного оливина (20—40%) и
кристаллами пироп-альмандинового и альмандин-спессартинового граната (1-30%) размером
ло 2 мм. В различной степени измененная витрофировая или микролитовая основная
масса таких пикритов состоит из клинопироксена, магнетита и серпентин-хлоритового
вещества.
Результаты химических анализов наиболее распространенных минералов пикритов
приведены в табл. 45. Оливин вкрапленников характеризуется широкими вариациями
121
Таблица 45. Химический состав минералов цикритов Восточной Камчатки
(по материалам Б.А. Марковского)
Компоненты
1
[
2
3
4
S
6
7
SiO,
ТЮ2
А^Оз
Сг2О3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
NaaO
Сумма
40,57
0,01
-
-
-
7,88
0,13
0,46
50,87
0,39
-
100,31
41,08
0,02
-
-
-
8,84
0,06
0,36
50,11
0,37
-
100,84
50,95
0,33
2,49
0,64
-
3,81
0,22
-
18,25
22,51
0,54
99,74
49,69
0,29
4,11
0,44
-
4,70
0,18
-
17,29
22,65
0,27
99,62
50,85
0,26
2,96
0,38
-
4,88
0,23
-
17,59
22,40
0,10
99,65
-
0,05
6,46
57,50
9,62
13,69
0,43
-
12,60
-
-
100,35
-
0,19
5,86
50,15
17,98
12,75
0,27
-
13,07
-
-
100,2
Компоненты
10
12
13
14
IS
SiO4
ТЮ2
A12O3
Cr2O3
Fe2O*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
0,71
2,62
42,72
29,11
9,85
0,43
0,47
13,94
0,96
2,37
31,27
38,74
13,27
0,30
0,57
12,13
1,15
3,47
20,49
48,52
15,19
0,29
0,30
10,52
1,97
2,12
16,43
50,06
20,86
0,30
0,52
7,71
_
1,78
2,92
10,50
58,14
16,57
0,19
0,38
9,47
1,75
3,38
7,81
60,34
16,66
0,25
0,42
9,40
10,60
0,72
0,29
48,53
36,77
0,41
0,32
2,32
_
58,87
0,01
0,17
-
19,25
1,95
0,11
19,57
_
Сумма
99,85
99,61
99,93
99,97
99,95
100,01
99,96 99,93
Рассчитано по стехиометрии.
1,2 — оливины; 3—5 — клинопироксены; 6—10 — хромшпинелиды; 11—13 — хроммагнетиты;
14 — титаномагнетит; 15 — ильменит.
содержаний фаялита (8—18%) и СаО (0,04-0,55%). В зональных индивидах оливина
железистость и кальциевость возрастают к их периферии. Клинопироксен
вкрапленников и основной массы пикритов обычно представлен обогащенным Сг2 О3 диопсид-ав-
гитом. В краевых частях кристаллов и иногда в микролитах клинопироксена
накапливаются Fe и Na. Спецификой хромшпинелидов являются относительно высокие
содержания Сг2О3 и Fe2O3 при низких концентрациях ТЮ2 и А12О3. Шпинелеподобные
фазы варьируют по составу от почти стехиометрического магнетита до хроммагнетита
и феррихромита, причем эти вариации иногда фиксируются в пределах одного зерна.
Все многообразие шпинелеподобных фаз в пикритах Восточной Камчатки можно
разделить на три группы: 1) магнетитов—хроммагнетитов—феррихромитов; 2) собственно
магнетитов; 3) титаномагнетитов, в том числе титаномагнетитов из пикритов
повышенной щелочности, ассоциирующих со своеобразным Mn-содержащим пикроильменитом
(см. табл. 45).
По химическому составу пикриты Восточной Камчатки образуют единую серию с
пределами концентраций MgO от 20 до 35 мас.%. В ее составе преобладают высоко-
122
Таблица 46. Химический состав пикритов Восточной Камчатки
(данные Б.А. Марковского)
компоненты
SiOj
ТЮг
А1*О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
K2O
psos
П.П.П.
Сумма
Cr
Ni
Co
V
Sc
Rb
Sr
Ba
Zr
La
Ce
Sm
Eu
Tb
Yb
Lu
1—3 — лавы;
40,80
0,24
5,08
5,55
4,98
0,16
26,30
6,47
0,10
0,15
0,18
10,93
100,94
2000
1200
95
160
22
7
140
60
17
3,0
6,8
1,6
0,52
0,25
0,61
0,090
4,s -
40,66
0,27
4,68
4,38
7,33
0,18
27,67
6,40
0,09
0,24
0,13
8,71
100,74
1990
1150
94
125
23
8
160
120
14
2,3
5,4
1,2
0,39
0,21
0,49
0,068
42,02
0,24
5,18
4,64
4,98
0,16
26,47
6,41
0,08
0,22
0,15
10,59
101,14
2010
1150
95
135
24
9
120
70
13
2,7
6,4
1,4
0,48
0,24
0,57
0,083
вулканические брекчии;
44,01
0,29
5,66
1,60
7,62
0,13
23,67
11,50
0,19
0,05
0,17
5,82
100,68
1270
810
63
160
24
10
140
130
20
3,5
8,0
1,8
0,67
0,31
0,69
0,098
39,78
0,18
3,19
3,97
4,08
0,13
32,49
4,05
0,11
0,06
0,23
10,29
99,75
2200
1950
97
95
16
11
180
71
13
2,5
6,6
1,3
0,46
0,23
0,43
0,063
6,7 — гиалокластиты;
39,10
0,22
4,17
4,34
4,14
0,22
31,10
3,22
0,06
0,01
0,18
13,00
99,58
1980
1580
98
89
18
12
180
230
14
2,7
6,5
1,3
0,46
0,21
0,51
0,072
8 — силл.
38,70
0,20
2,87
3,94
3,90
0,14
34,12
1,67
0,06
0,06
0,20
13,95
99,61
2010
1850
100
66
15
13
150
87
11
2,2
5,3
1Д
0,39
0,17
0,33
0,055
39,97
0,20
4,57
6,57
4,53
0,16
25,39
5,60
0,16
0,20
0,14
10,96
98,45
2220
1200
105
152
22
15
75
35
15
0,72
2,0
0,58
0,26
0,17
0,33
0,055
магнезиальные пикриты с содержанием MgO>24 мас.%; низкомагнезиальные
разновидности относительно редки и характерны главным образом для основания разреза пикри-
товой толщи, отдельных даек и силлов. Содержание щелочей в пикритах варьирует от
0 до 4 мас.%, однако доминируют среди них низкощелочные разновидности (табл. 46).
В субщелочных пикритах К обычно преобладает над Na. По нормативному составу
пикриты являются в основном гиперстен-оливиновыми породами, которые содержат
значительное количество полевошпатовых компонентов и характеризуются значениями
цветового индекса от 60 до 85%.
Геохимическая специфика пикритов (см. табл. 46) определяется хондритовыми
соотношениями в них ряда тугоплавких литофильных элементов (Ti, Zr, Y, Nb),
повышенными содержаниями К, Rb, Ba, Sr и обогащенностью легкими РЗЭ относительно
тяжелых (см. рис. 48). Значения отношения 87Sr/86Sr в пикритах лежат в
пределах 0,7033-0,7036.
Хребет Пекульней. Пикриты этого района являются одним из крупных ареалов
позднеюрского—раннемелового ультраосновного вулканизма Притихоокеанского ре-
123
гиона (Зимин и др., 1983; Марковский,Богданов, 1985). Хр. Пекульней,
расположенный на левобережье р. Анадырь, является частью северо-западного сегмента Камчатско-
Корякской складчатой области и в современном структурном плане представляет
собой крупный горст-антиклинорий асимметричного складчато-блокового строения. Пи-
криты вскрываются в его приосевой части и прослеживаются на расстояние более
70 км. Они представлены массивными и шаровыми лавами, вулканическими брекчиями
и гиалокластитами, а также многочисленными силлами и дайками. Слагая
преимущественно автономные тела, пикриты тесно ассоциируют с пикробазальтами и формируют
с ними горизонт мощностью до 300—400 м, который входит в состав кремнисто-терри-
генно-вулканогенной толщи готеривского возраста. Последняя согласно залегает на
кремнисто-вулканогенных породах, содержащих в верхней части разреза волжско-ва-
ланжинскую фауну. Общая мощность вулканогенного комплекса, включающего
пикриты, превышает 2500—3000 м. Преобладают в его составе шаровые, подушечные, иногда
массивные лавы толеитовых базальтов и долеритов, реже присутствуют вулканические
брекчии и гиалокластиты того же состава. Широко распространены кремнистые
породы; в подчиненном количестве развиты разнозернистые вулканомиктовые песчаники
и известняки. Здесь же отмечены небольшие тела полнокристаллических гипербазитов
(оливинитов, верлитов, клинопироксенитов) и интрузивы габброидов.
Переслаиваясь с лавами и брекчиями пикробазальтов, ультраосновные вулканиты
образуют горизонты мощностью до 50-60 м с различными, меняющимися по
простиранию и разрезу соотношениями массивных и шаровых лав, вулканических брекчий и
гиалокластитов. Широко распространенные силлы и дайки пикритов тесно
ассоциируют с пикритами собственно вулканических фаций.
Пикриты лав и вулканических брекчий представлены мелко- и среднепорфировыми,
в ряде случаев миндалекаменными разновидностями с вкрапленниками оливина (15—
40%), который, как правило, образует идиоморфные, иногда удлиненные и
скелетные кристаллы размером 0,5—2 мм, часто нацело замещенные серпентином или
агрегатом актинолита—тремолита и магнетита. Изредка к ним присоединяются вкрапленники
(1—1,5 мм) диопсид-авгита. Витрофировая или микролитовая основная масса
оливиновых и оливин-пироксеновых пикритов сложена преимущественно авгитом, рудным
минералом и преобразованным вулканическим стеклом. Пироксен развит в виде
удлиненных (до 1—1,5 мм), иногда скелетных кристаллов и разнообразных их
сростков, напоминающих в ряде случаев специфическую структуру спинифекс. Пикритовые
гиалокластиты состоят из угловатых обломков мелкопорфировых оливиновых
пикритов, а гакже фрагментов в различной степени преобразованного вулканического стекла.
Часто характерно повышенное (до 50%) содержание миндалин в обломках этих
пикритов, что определяет их "пузырчагый" характер.
Пикриты даек и силлов отличаются обилием (45—75%) крупных (до 10—15 мм),
в различной степени серпентинизированных вкрапленников магнезиального оливина,
с которыми в отдельных телах ассоциируют (до 20—25%) более мелкие (1—3 мм)
вкрапленники диопсид-авгита. Они расположены в серпентин-хлоритовом, хлорит-
актинолит-тремолитовом мезостазисе, микролитовой основной массе существенно
.клинопироксенового состава или цементируются зернами авгита, битовнита, магнетита
и хлорита. Отдельные участки этих тел, преимущественно их центральные части, имеют
полнокристаллическое строение. В ряде даек и силлов наблюдается замещение
пироксена бурой роговой обманкой и присутствие в их основной массе пластинок флогопита.
Акцессорные минералы представлены хромшпинелидами; отмечены единичные зерна
ильменита, циркона и граната.
Главные особенности состава минералов пикритов (табл. 47) — высокая магнезиаль-
ность вкрапленников оливина и их зональность с возрастанием содержаний FeO к
периферии зерен; высокая железистость клинопироксенов и умеренная их глиноземис-
тость и титанистость при незначительных вариациях химизма минерала в породах разной
фациальной принадлежности; алюмохромитовый состав хромшпинелидов. В дайках и
силлах присутствуют хром- и титаномагнетиты. Пикриты региона претерпели сущест-
124
Таблица 47. Химический состав минералов пикритов хр. Пекульней (данные Б.А. Марковского)
Компоненты
1
OI
Срх
Crt
2
OI
Срх
Crt
3
OI
Срх
4
Crt
Ilm
SiO2 40,3
50,5
40,5
49,3
40,2
50,4
TiO2
A12O3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
—
0,15
—
6,26
0,06
52,2
0,22
-
99,19
0,54
3,82
0,72
7,15
0,14
16,1
20,7
0,07
99,74
0,14
15,9
49,6
22,4
-
10,5
-
-
98,54
—
0,15
—
7,95
0,11
50,5
0,25
-
99,46
0,50
4,48
0,54
7,74
0,28
14,8
21,2
0,05
98,89
0,40
33,5
33,9
14,0
-
17,1
-
-
98,90
—
0,07
-
9,85
0,05
49,0
0,24
-
99,34
1,07
2,89
0,27
8,12
0,28
15,1
21,7
-
99,83
0,18
48,3
18,1
11,5
-
20,9
-
-
98,98
52,4
0,20
0,15
45,4
-
0,19
- -
-
98,34
1 — шаровая лава; 2—4 — дайки.
Таблица 48. Химический состав пикритов хр. Пекупьней (данные Б.А. Марковского)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
П.П.П.
Сумма
1,2
лава.
39,91
0,37
4,74
2,61
6,04
0,14
32,74
3,93
0,40
0,02
9,14
100,04
— силлы; 3, 4 — лавовая
41,25
0,36
6,55
4,57
5,69
0,12
28,08
4,75
0,44
0,06
7,51
99,38
подушка: 3
43,11
0,41
7,32
5,62
4,84
0,12
23,22
7,03
0,80
0,07
6,55
99,09
— центральная часть, 4
44,03
0,41
7,64
5,38
4,98
0,10
22,51
7,59
1,03
0,07
6,09
99,83
— краевая часть;
42,64
0,48
8,36
3,15
7,12
0,14
18,81
11,65
0,46
0,01
5,96
98,78
S — шаровая
венный динамотермальный метаморфизм. Наиболее распространенные вторичные
минералы — серпентин, хлорит и амфиболы.
Химический состав пикритов хр. Пекульней свидетельствует об их принадлежности
к улырабазитам в основном нормального ряда с отношением СаО/А12О3 < 1,
содержанием TiO2 < 1 мае. % и постоянным преобладанием Na2O над К2О (табл. 48).
Нормативно все разновидности пикритов являются гиперстен-оливиновыми со значительным
содержанием полевошпатовых компонентов. Петрохимическая специфика пикритов в
значительной степени определяется их фациальной принадлежностью. Собственно
вулканиты представлены главным образом низкомагнезиальными разновидностями, дайки
и силлы — высокомагнеэиальными. Различия пикритов вулканических фаций между
собой выражены незначительно. Отмечается лишь большая однородность химизма
гиалокластитов по сравнению с более дифференцированными по составу пикритами
вулканических брекчий и лав. Для последних в ряде случаев характерны некоторые
вариации состава даже в пределах отдельных лавовых шаров и подушек (см. табл. 48).
Содержания тугоплавких литофильных элементов (Zr, Nb, Y) в пикритах близки
хондритовым (табл. 49). В то же время обращают на себя внимание нефракциониро-
125
Таблица 49. Содержание микроэлементов в пикритах ха. Пекульней (данные Б.А. Марковского)
Элементы
лава.
1600
740
69
210
28
3
19
4
6
16
12
0,83
1,8
0,93
0,45
0,30
1,10
0,16
1, 2 — силлы; 3, 4 —лавовая подушка: 3 — центральная часть, 4 — краевая часть; 5 — шаровая
Сг
Ni
Со
V
Sc
Rb
Sr
Ва
Nb
Zr
V
La
Се
Sm
Eu
Tb
Yb
Lu
1700
1050
97
56
18
3
65
3
8
11
11
0,53
1,8
0,83
0,35
0,24
0.87
0,13
1900
1000
110
140
22
4
39
13
5
12
9
0,49
1,3
0,73
0,31
0,24
0,68
0,10
1700
950
86
110
29
3
17
3
2
11
12
1,1
2,1
0,85
0,24
0,29
0,87
0,13
ванный характер тяжелых лантаноидов (на уровне ~ 5 ед. хондритового стандарта)
и заметное обеднение пород легкими РЗЭ относительно тяжелых (см. рис. 48). Пикри-
ты характеризуются мантийными (0,7029) величинами отношения 87Sr/86Sr.
ПИКРИТЫ ПОЗДНИХ ЭТАПОВ ЭВОЛЮЦИИ СКЛАДЧАТЫХ ПОЯСОВ
Как считается, ультраосновные вулканиты проявляются и на завершающих стадиях
развития некоторых, особенно "внутренних" (по отношению к границам
современных плит) складчатых поясов. Однако положение вулканических ультрабазитов этой
группы в схемах обшей тектоно-магматической эволюции подвижных областей не
выглядит определенным, в том числе и для опорного региона — западного склона
Урала. Большинство пикритовых комплексов здесь датировано низами палеозоя,
и поэтому они связывались с завершающими этапами развития каледонид. Однако
в последние годы получены убедительные свидетельства отсутствия на Урале
каледонской геосинклинали (С.Н. Иванов). В свете этих данных пикриты могут
рассматриваться как предвестники герцинского цикла, т. е., по существу, как индикаторы
ранних стадий рифтогенеза. Вместе с тем, учитывая недостаточную достоверность
возрастных оценок большинства пикритовых комплексов западного склона Урала,
неоднократность их появления в ходе геологического развития региона (Н.П. Старков, В.И.
Ленных и В.И. Петров, А.А. Алексеев) и присутствие на Южном Урале рифейских (?)
метаофиолитов максютовского комплекса, нельзя исключить возможность того, что
пикриты могут быть связаны с завершающими глубинными процессами не
каледонского, а какого-то более раннего геосинклинального цикла. С аналогичными
трудностями сталкиваются попытки поиска места пикритов в схемах магматизма
Большого Кавказа, Западной Чехии и других регионов. В связи с этим мы считаем
возможным пока сохранить традиционное деление ультраосновных вулканитов
складчатых поясов, рассматривая его как условное.
"Поздние" пикриты отличаются от раннегеосинклинальных целым рядом
специфических черт. Одной из них является субвулканическая природа пикритов сформирова-
126
Таблица 50. Химический состав минералов пикритов Урала (данные Л.И. Лукьяновой)
Компоненты
1
2
3
1
4
1
5
1
6
7
8
SiO2
TiO,
А1гО3
Сг5О3
FeO
МпО
MgO
СаО
Na2O
Сумма
51,90
0,59
3,94
1,08
3,48
0,11
17,79
21,88
0,58
101,35
52,30
0,74
4,30
1,23
3,52
16,96
21,56
0,39
101,00
52,00
0,51
3,13
1,11
3,83
18,32
21,57
0,41
52,00
2,27
5,92
0,63
4,13
14,95
21,65
0,43
3,99
14,55
27,77
49,85
1,58
0,62
100,88 101,98 98,36
36,06
18,49
0,16
41,44
99,15
36,98
0,13
20,76
0,10
40,15
98,12
51,84
1,41
3,95
1,15
3,92
0,13
16,70
21.13
100,23
Компоненты
10
11
12
13
14
15
16
SiO2
ТЮг
А1гО3
Сг2О3
FeO
МпО
MgO
СаО
Na2O
Сумма
1—5 — Приполярный Урал: 1—4 — клинопироксены, 5 — хромшинелид; 6—16 — Средний Урал:
6,7 - оливины, 8—10 - клинопироксены, 11 — 14 - хромшпинелиды, 15, 16 - ильмениты.
51,62
1,05
3,57
0,79
5,78
0,32
15,61
22,09
100,83
50,69
1,19
5,03
0,93
6,15
0,05
14,38
21,89
100,31
—
2,38
8,92
53,15
23,60
0,59
10,07
-
98,71
—
-
7,10
48,09
37,44
—
6,29
-
98,92
—
-
21,93
39,38
28,31
—
10,50
—
100,12
—
8,9
9,15
28,01
48,78
1,3
4,87
—
101,01
—
50,87
0,26
-
42,17
6,02
0,09
0,04
99,45
—
49,11
0,08
—
39,52
9,52
0,29
0,35
98,87
нием как автономных, так и дифференцированных тел (даек, силлов, штоков), в
которых наблюдаются переходы пикритов к базитам. Кроме того, такие пикриты часто
пространственно ассоциируют с метадолеритами. Помимо характеризуемых здесь
комплексов западного склона Урала, аналогичные породы выявлены и в других
регионах — в Центральном и Восточном Казахстане, на Кавказе, в Крыму,
Чехословакии, Шотландии, Аппалачах и др.
Пикриты западного склона Урала (Л.И. Лукьянова и Ю.Д. Смирнов, Н.П. Старков,
А.А. Алексеев и др.) образуют несколько различающихся по составу и возрасту дайко-
во-силловых комплексов. Они распространены в миогеосинклинальной зоне уралид
в приполярной, северной, средней и южной частях провинции.
На Приполярном Урале пикриты имеют кембрийский возраст и приурочены к
границам различных блоков фундамента или встречаются внутри блоков,
характеризующихся большей "жесткостью". Пикриты образуют самостоятельные тела мощностью
10—20 м, а также участвуют в строении небольших интрузий субщелочных габбро,
слагая их приконтактовые зоны. Характерны высокая степень раскристаллизации
пород, их порфировидное строение с обособлением крупных кристаллов оливина (40—
65%) в мелкокристаллической основной массе, состоящей из глиноземистого дио-
псид-авгита (20—25%), битовнита и рудных минералов, а также переходы пикритов в
порфировидные плагиоверлиты в центральных частях даек. В незначительном
количестве в пикритах иногда присутствуют керсутит и ортопироксен; акцессорные мине-
127
Таблица 51. Химический состав минералов пикрита Ишлинского тела, Восточная Башкирия
(данные Е.Е. Лазько)
Компоненты
ао2
ТЮг
А12О3
счо3
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na2O
КгО
Сумма
1
OI
38,8
-
-
-
16,5
0,27
0,25
43,7
0,06
-
-
99,58
2
Орх(ц)
54,8
0,28
2,67
0,54
10,1
0,23
0,08
29,2
2,09
0,00
-
99,99
3
Орх (к)
54,6
0,39
1,90
0,28
10,7
0,26
0,09
30,4
1,80
0,00
-
100,42
4
Срх (ц)
52,9
0,18
2,90
1,07
6,16
0,15
0,06
20,8
15,8
0,23
0,00
100,25
S
Срх (к)
53,6
0,18
2,85
1,15
5,60
0,13
0,05
19,8
17,3
0,23
0,00
100,89
6
Crt
_
0,41
15,1
45,1
28,67
0,36
0,13
8,78
-
-
-
98,55
7
РЫ
38,8
5,34
13,7
0,07
11,8
0,03
0,15
17,4
0,06
0,25
9,78
97,38
* Пересчитано на сухой остаток и приведено к 100% (сумма анализа 97,23%).
8
Р1
51,5
_
29,9
-
0,81
0,00
-
0,42
13,0
3,99
0,27
99,89
9
Отекло
45,8
0,12
23,9
0,00
6,85
0,05
-
9,88
9,75
3,48
0,15
100,0*
Таблица 52. Химический состав пикритов западного склона Урала
Компоненты
SiO2
ТЮ,
А12О3
Fe2O3
FeO
МпО
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
П.п.п.
Сумма
Cr
Ni
Co
V
Sc
Rb
Si
Zr
Y
1
37,61
0,99
8,0
6,15
11,04
0,05
23,18
2,38
0,30
0,04
0,06
8,95
98,75
3100
1400
110
125
17
4
62
6
7
2
38,55
0,60
4,28
8,83
8,43
0,05
25,83
3,29
0,14
—
0,25
9,48
99,73
1350
1000
115
135
16,5
3
52
66
10
3
40,12
1,00
7,55
3,19
10,13
0,07
23,11
4,55
0,52
0,12
0,05
9,61
100,02 .
1200
860
76
82
7,2
4
48
24
5
4
37,90
0,86
6,79
5,38
5,60
0,14
27,84
4,20
0,11
0,30
0,15
9,88
99,15
3700
1200
98
120
15
4
7
6
12
s
39,22
0,66
7,49
5,09
6,90
0,17
26,48
4,22
0,12
0,07
0,13
9,52
100,07
1700
800
100
135
17,5
5
22
62
11
6
39,34
0,68
6,62
4,20
8,75
0,26
24,20
4,66
0,20
0,23
0,16
10,44
99,74
1700
920
108
140
18,5
13
51
28
10
7
38,74
1,20
4,53
7,76
5,73
0,07
28,58
3,75
0,10
0,16
0,08
9,40
100,10
800
1200
100
105
11
9
59
50
8
8
43,90
0,38
6,95
2,94
8,27
0,16
25,90
5,60
0,64.
0,31
-
3,78
99,52*
3600
1050
98
145
27
13
65
56
13
9
46,31
0,44
8,75
1,55
8,92
0,21
22,86
5,63
1,51
0,68
0,11
2,13
99,66*
2700
1030
96
140
34
20
96
57
18
* С учетом содержаний Cr 2O3, NiO и V2OS.
1—3 — Северный Урал; 4, 5 — Приполярный Урал; 6,7 — Средний Урал; 8,9 — ишлинский
комплекс, Восточная Башкирия.
Примечание. Ан. 1—7 — по Л.И. Лукьяновой; ан. 8,9 — по Е.Е. Лазько.
128
ралы представлены хромшпинелидами, магнетитом, иногда гранатом, цирконом, муас-
санитом (табл. 50).
На Северном Урале послеордовикские (?) пикриты прослеживаются от верховий
р. Вишеры до р, Усьвы (Лукьянова, Больший, 1979). Они слагают дайки и пластовые
тела мощностью 10—30 м, которые расположены в зоне протяженного
субмеридионального разлома. Породы характеризуются порфировой структурой. Вкрапленники в них
представлены оливином (40—60%), клинопироксеном (10—15%), керсутитом (2—7%),
которые находятся в апостекловатой основной массе (25—35%). В последней иногда
присутствуют клинопирок сен, плагиоклаз и флогопит. Характерно обогащение эн-
доконтактовых зон даек и силлов керсутитом. Акцессорные минералы пикритов —
гранат пироп-альмандинового состава, хромшпинелиды, магнетит, ильменит сфен,
апатит.
На Среднем Урале в бассейнах рек Кусьи, Койвы, Усьвы и др. пикриты тесно
ассоциируют с телами тешенитов и "зссексит-диабазов", в ряде случаев образуя с ними единые
тела сложного строения. Рои даек среди пород кристаллического фундамента Русской
платформы, перекрытого протерозойскими образованиями, считаются
кембрийскими. Главными породообразующими минералами пикритов являются относительно
железистый оливин (>50% объема породы) и авгит (10—15%). Кроме того,
присутствуют керсутит (до 15%), флогопит, рудные минералы (см. табл. 50). Весьма
характерны разновидности, содержащие плагиоклаз. Структура пород порфировидная в
сочетании с пойкилитовой, для которой характерны многочисленные включения
оливина в клинопироксене и (или) в амфиболе.
В последние годы пикриты раннерифейского—палеозойского возраста были
установлены и в Башкирском мегантиклинории (Алексеев, 1984). Как и в более
северных районах Урала, для них показательна тесная ассоциация с метадолеритами. В ряде
случаев пикриты слагают самостоятельные штоки, залежи и дайки, в других —
входят в состав дифференцированных (от пикритов до метадолеритов) тел. Структура
их типично порфировая. Вкрапленники представлены слабо зональным оливином
(Fai6,5-i7)>°PTOraiPOKCeHOMC- умеренным содержанием А1 и низкоглиноземистым
субкальциевым диопсид-авгитом (табл. 51). Они погружены в микролитовую основную
массу, сложенную лейстами плагиоклаза (Anss) и слабо измененным стеклом,
тяготеющим по составу к высокоглиноземистому базальту. В основной массе спорадически
встречаются мелкие зерна более основного плагиоклаза (Ап63), флогопита и хром-
шпинели да.
Пикритам западного склона Урала свойственна широкая дисперсия содержаний
главных петрогенных окислов. Показательны также повышенная железистость и
преобладание А12О3 над СаО. Важной отличительной особенностью пикритов этого региона
(особенно южной его части) в ряде случаев является их субщелочной характер (табл. 52).
В геохимическом отношении такие породы обогащены Ti и литофильными
элементами (Rb,Sr, Ba.Li).
9.3ак.855 129
Глава 2
АССОЦИАЦИИ УЛЬТРАБАЗИТОВ ЭТАПА
ТЕКТОНО-МАГМАТИЧЕСКОЙ АКТИВИЗАЦИИ
СТАБИЛИЗИРОВАННЫХ ОБЛАСТЕЙ
С зонами активизации континентов связаны главным образом базитовые ассоциации —
базальтовые серии континентальных рифтовых зон, областей развития траппов,
расслоенные интрузивы основных и улыраосновГных пород. Ультрабазиты здесь играют
подчиненную роль, являясь высокотемпературными дифференциатами пикробазальтовых и
базальтовых расплавов. Особняком стоят три другие ассоциации, несравнимо меньшие
по масштабам проявления, но весьма интересные как в теоретическом, так и в
практическом отношении. Это ультрабазиты конфокальных щелочно-улыраосновных
комплексов, кимберлиты и лампроиты.
В современных геодинамических моделях магматизм зон активизации
рассматривается в качестве внутриплитного.
УЛЬТРАБАЗИТЫ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ РИФТОВЫХ ОБЛАСТЕЙ
Породы высокой магнезиальное™ — пикриты и пикробазалыы, а также их
интрузивные аналоги в континентальных рифтовых областях распространены мало. Здесь
преобладают основные породы — оливиновые базальты толеитовой и калиево-натриевой
субщелочной серий, в ряде случаев базальтоиды калиево-натриевой щелочной серии.
Пикриты и пикробазалыы — наиболее высокотемпературные члены этих серий, по-видимому,
представляют собой их родоначальные расплавы. Ниже эти породы рассмотрены на
примере кайнозойской Восточно-Африканской рифтовой и раннепротерозойской Карело-
Кольской областей. Базальтовый магматизм этих областей всесторонне рассмотрен
ранее (Магматические горные..., 1985). Поэтому здесь мы ограничимся только краткой
характеристикой наиболее магнезиальных разновидностей.
Пикриты и пикробазальты Восточно-Африканской рифтовой области. Согласно
В.И. Герасимовскому и А.И. Полякову (Белоусов и др., 1974), выскомагнезиальные
лавы, агломераты и туфы развиты преимущественно в пределах Кенийского рифта
(вулканы Нгоронгоро, Лабаит, севернее оз. Маньяра и др.), а также среди
высококалиевых пород его западной ветви (вулканы Къямбо, Казимиро и др.),
Для Кенийского рифта характерны калиево-натриевые субщелочные пикриты и
пикробазальты (анкарамиты). Они содержат многочисленные вкрапленники оливина
(Fais) и титанавгита. Намечается несколько генераций вкрапленников, причем
наиболее крупные из них часто несут следы дробления или растворения и, вероятно,
являются мегакристаллами. Основная масса пород, кроме этих минералов, содержит
магнетит и плагиоклаз (лабрадор-андезин). Вторичные минералы представлены хлоритом,
серпентином и кальцитом. Химизм пород охарактеризован в табл. 53.
Щелочные пикриты калиево-натриевой серии содержат обильные вкрапленники
оливина (Fais_i7) и диопсид-авгита, их количество достигает 60—70%, Нередко
наблюдаются гломерокристаллические обособления этих минералов. Вкрапленники часто
представлены обломками кристаллов; иногда они оплавлены и корродированы основной
массой. По мнению А.И, Полякова, все это может свидетельствовать о возможной
кумуляции оливина и клинопироксена. В основной массе преобладают оливин, клинопи-
роксен, наряду с которыми отмечаются мелилит, нефелин, перовскит и магнетит. Из
вторичных минералов отмечаются кальцит и продукты замещения оливина и мелилита
(гумит и хлорит).
Щелочные пикриты калиевой серии (мафуриты, угандиты) характеризуются
высокими содержаниями К2О, достигающими 4—6 мае. % (см, табл. 53). В мафуритах
вкрапленники представлены оливином (Fae-ю) и диопсид-авгитом. В основной массе,
кроме них, наблюдаются кальсилит, перовскит и магнетит, иногда апатит, кальцит, нозеан.
130
Таблица 53. Химический состав пород и минералов Восточно-Африканской рифтовой области
(Белоусов и др., 1974)
Компо-
SiO2
ТЮ2
А12ОЭ
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
к2о
H2O+
HjO"
p2o5
П.п.п.
1
валовой
состав
43,01
1,76
8,85
5,501
9,28)
0,16
16,06
11,13
2,10
0,60
-
0,41
0,18
1,35
Ol
40,2
-
-
14,5*
0,2
43,2
0,8
-
-
-
-
-
-
Срх(ц)
53,8
0,7
2,9
4,8*
-
13,5
23,5
0,7
-
-
-
-
Cpx(к)
45,1
3,6
10,1
9,5*
-
10,9
22,4
1,0
-
-
-
-
2
валовой
состав
45,59
1,63
8,71
3,08
9,35
0,15
17,04
9,95
2,52
0,91
-
0,93
0,25
0,10
валовой
состав
36,55
2,25
5,60
9,27 |
5,16/
0,27
27,09
7,85
0,89
1,33
2,74
0,67
-
_
О1
41,0
-
-
17,0*
0,2
40,8
0,4
-
-
-
-
-
4
валовой
состав
39,92
3,35
7,46
3,92)
6,27/
0,22
17,71
10,99
1,55
6,25
1,48
0,69
О1
39,3
-
-
8,3*
ОД.
49,0
0,3
-
-
-
-
-
Срх
52,3
1,8
3,3
4,7*
-
14,8
23,5
0,8
—
-
-
-
S
валовой
состав
41,58
3,92
5,68
5,42)
7,36 /
0,23
21,48
6,52
1,24
4,52
1,24
0,16
О1
40,0
-
-
9,5*
0,1
49,5
0,5
-
-
-
-
-
Срх
54,7
1,2
1,4
5,4*
-
14,8
19,0
0,7
-
-
1
-
Сумма 100,39
98,9
99,9
102,6
99,21
99,67
99,4
99,81
97,0
101,2
99,35
99,6
97,4
* Суммариое железо в форме FeO.
1,2 - анкарамиты: 1 - вулкан Нгоронгоро, 2 - район к северу от оз. Маньяра; 3 — щелочной пикрит, вулкан Лабаит; 4,5 — щелочные калиевые
пикриты (мафурит и угандит сооответственно) : 4 - вулкан Къямбо, 5 - вулкан Казимиро.
Рис. 51. Схема строения Печенгской структуры (Медно-ннкелевые , 1985, упрощено)
1 — породы архейского фундамента (диориты, гранодиориты. гнейсы, амфиболиты, плагиомиг-
матиты и др.); 2 — нижнепротерозойские габбронориты горы Генеральской; 3—12 — печенгская
серия: 3 — базальные конгломераты и гравелиты, 4 — андезибазальты и их туфы, 5 — трахианде-
зибазальты, альбитофиры и их туфы, терригенно-карбонатные осадки, 6 — базальты,
пикробазальты, пестроцветные осадки, 7 — метаалевролиты, метапесчаники, метатуфы,
сульфидно-углеродистые сланцы "продуктивной толщи", 8 — базальты и пикриты, 9 — перидотиты (верлиты),
пироксениты и габбро интрузивного комплекса, 10 — метаалевролиты, доломиты и туфы пикро-
базальтов, 11 — экструзии андезидацитов и андезитов, 12 — диориты, гранодиориты и плагиомикро-
клиновые граниты куполов; 13 — разрывные нарушения (а —взбросы и сдвиги, б — надвиги) ; 14 —
массив Пильгуярви; I—IV — толщи печенгской серии
В отдельных разновидностях присутствуют лейцит и мелилит. Угандит содержит
вкрапленники оливина и клинопироксена, реже магнетита и апатита. Для основной массы
характерны лейцит, перовскит, клинопироксен, магнетит, карбонат.
Ультраосновные породы Карело-Кольской рифтовой области. Раннепротерозойская
Карело-Кольская область является одной из древнейших структур подобного типа,
возникшей 2200—2000 млн лет назад (Магматические горные..., 1985). В отличие от
Восточно-Африканской рифтовой области для нее типичны пикриты и более
распространенные пикробазальты нормальной и несколько повышенной щелочности, которые
давно привлекают внимание исследователей, так как никеленосные интрузивы Печенги
считаются их интрузивными аналогами. Ниже рассмотрены как эффузивные, так и
интрузивные образования ультраосновного состава.
В пределах Кольского мегаблока наиболее изучены пикриты и пикробазальты
Печенгской структуры, входящие в состав вулканогенно-осадочной печенгской серии
132
£-2900
Z0 J0 40 SO
Рис. 52. Расслоенный пикробазальтовый лавоный поток и изменение состава клинопироксена по
разрезу, участок Киерджинари, Печенгское рудное поле (по В.Ф. Смолькину н др.)
1 — перекрывающие туфы; 2 — подстилающие метабазальты; 3 — зоны {А1УАг) закалки;
4 — плагиоклаз-клинопироксеновая зона (Б) со структурами спинифекс, в верхней части
обогащенная сульфидами; 5 — зона (В) существенно клинопироксеновых пород с небольшим количеством
оливина и хлоритизированного стекла; 6,7— части нижней кумулятивной зоны (Г1—Г3): 6 —с
порфировидной структурой, 7 — с порфировидной, пойкилитовой структурами, обогащенная
оливином
(рис. 51). Они приурочены к самой верхней (IV) вулканогенной толще (покрову) и к
верхам подстилающей ее туфогенно-осадочной толщи, которые объединяются в пиль-
гуярвинскую свиту. Мощность верхней вулканогенной толщи до 1050 м, а осадочной,
образованной тонким флишоидным переслаиванием пород, характерным для турби-
дитов, — 1000—1750 м. Эту пачку осадочных пород часто называют "продуктивной
толщей", так как именно здесь размещаются никеленосные интрузивы.
Все породы печенгскои серии подверглись деформациям и метаморфизму в условиях
от зеленосланцевой до эпидот-амфиболитовой фации, что связано как с погружением
пород на стадии собственно рифтовой структуры, так и с более поздними процессами.
Характеризуемые вулканиты известны в виде лав, силлов и туфов. Лавы
представляют собой расслоенные потоки (рис. 52), нижние части которых сложены пикритами,
обогащенными вкрапленниками оливина, а верхние — пикробазальтами и базальтами,
частично со структурами спинифекс. Последние образованы пакетами пластинчатых,
скелетовидных, полых, иногда зональных кристаллов титанавгита, агрегатами
тонкопластинчатых, изогнутых или пучковидных зерен плагиоклаза, скелетными
кристаллами лейкоксенизированного ильменита, сцементированных пумпеллиит-хлоритовым
агрегатом. В некоторых потоках зона со структурами спинифекс образована игольча-
, тыми и пластинчатыми псевдоморфозами хлорита и- серпентина по оливину и титанавги-
133
Рис. 53. Зональные кристаллы нз расслоенных пикробазальтовых потокон. Растровое
изображение. Увел. 100
0 - клинопироксен из верхней части потока; б-г — шпинелиды с прямой и "возвратной"
зональностью из нижней части потока; цифры на рисунке соответствуют номерам анализов в табл. 54
том. В верхней части некоторых потоков обнаружены ликвационные текстуры,
обусловленные наличием глобул, струй и псевдослоев более лейкократового состава, чем
матрица.
Рудная минерализация распределена крайне неравномерно. В нижней части потока
концентрируются хромит и сульфиды, в верхней — ильменит и сульфиды, что в
целом согласуется с картиной распределения рудных минералов в интрузивах Печенги.
Пикриты, залегающие в нижних частях^асслоенных потоков и слагающие пластовые
тела, состоят из превдоморфоз серпентина и хлорита по оливину и порфировидных ко-
роткопризматических зерен клинопироксена, погруженных в серпентин-хлоритовую ос-
134
Таблица 54. Химический состав зональных кристаллов
из пикробазальтов Печенги (по В.Ф. Смолькину)
Ком-
XIOHeH-
ты
SiO,
ТЮ,
А12О3
Сг2О3
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na,O
v2o5
ZnO
Сумма
Прим
Клинопироксен
1
46,97
2,00
4,35
-
11,36
0,21
-
14,07
19,57
0,24
-
99,77
2
49,99
1,14
2,36
_
9,13
0,20
—
14,98
20,69
0,30
-
-
98,79
3
47,80
1,51
4,29
—
10,66
0,22
-
13,45
20,92
0,31
-
-
99,16
e ч а н и е. Номера анализо!
Шпинелид
4
3,38
8,04
40,48
37,02
0,46
0,10
5,99
—
—
1,89
0,11
97,47
5
4,44
7,06
39,49
44,95
1,67
0,10
0,52
—
-
1,70
0,41
100,34
6
20,49
4,17
3,79
67,55
1,45
-
0,08
—
-
0,70
1,10
99,33
7
2,97
6,55
35,82
46,90
1,51
0,10
0,80
-
-
0,26
0,35
95,26
i соответствуют цифрам на рис. 53.
8
1,53
0,77
4,25
86,79
0,93
0,07
—
_
-
0,10
0,12
93,56
9
15,34
4,40
7,79
63,48
1,48
0,08
—
—
-
0,032
1,06
93,95
10
_
0,19
_
0,15
92,27
—
-
—
-
-
0,04
0,02
92,67
новную массу, В небольшом количестве присутствуют плагиоклаз и лейкоксенизирован-
ный титаномагнетит, бурая роговая обманка и апатит. Реликтовые зерна пироксенов
имеют зональное строение. Ядра кристаллов образованы титанавгитом, ■ а внешние
зоны — низкотитанистым авгитом (рис. 53, табл. 54). Окисные фазы представлены
членами ряда титанохромит—магнетит, слагающими сложнозональные кристаллы с
постепенными или резкими переходами между зонами (см. рис. 53, табл. 54).
Как видно из табл. 55 и 56, многие пикриты и пикробазальты Печенги
характеризуются повышенной железистостью и титанистостью, что свидетельствует об их
"переходном" (к субщелочным породам) характере, обычном для образований толеитовой
серии рифтовых областей и океанских островов (Магматические горные..., 1985).
По сравнению с коматиитами архея пикробазальты обеднены тугоплавкими
компонентами (Mg, Cr, Ni), но сильно обогащены некогерентными (U, Th, P, Ba, Sc, Sr) и
сидерофильными (Fe, Ti, Mn) элементами. По характеру спектра РЗЭ (табл. 56,
рис, 54) рассмотренные вулканиты близки к аналогичным породам, развитым в
областях внутриплитного вулканизма фанерозоя, но резко отличаются от коматиитов архея.
Пикриты широко распространены и в рифтогенных структурах Карелии, в частности,
они развиты среди базальтов Онежской мульды. В отличие от пикритов Печенги здесь
они изменены слабо. Пикриты встречаются в виде агломератовых лав, иногда имеют
шаровую отдельность. Согласно М.А. Гиляровой (1941), пикриты составляют около 10%
разреза вулканической толщи. Они наблюдаются в двух разновидностях: с раскристал-
лизованной и со стекловатой основной массой. Все пикриты содержат в большем или
меньшем количестве вкрапленники оливина, нацело замещенного серпентином.
Пироксен только моноклинный — диопсид-авгит и титанавгит. Основная масса состоит из
темно-бурого стекла, часто замещенного хлоритом. Из рудных минералов присутствуют
мелкие зернышки титаномагнетита и титанита. Полностью раскристаллизованная
основная масса переполнена изометричными зернами авгита, содержит микролиты сильно
измененного плагиоклаза, а также титаномагнетит, хлорит, сфен, тремолит, иногда эпидот.
Встречаются разновидности пикритов, обедненные или нацело лишенные оливина,
которые можно назвать авгититами. По мере увеличения количества плагиоклаза породы
переходят в пикробазальты и базальты.
Кроме пород собственно вулканической фации, здесь наблюдаются одновозрастные с
ними и, вероятно, комагматичные им интрузивы и субвулканические тела. Силлы пик-
135
Таблица 55. Химический состав пикритов Карело-Кольской рифтовой области
и некоторых составляющих их минералов
Компоненты
SiO
TiO
A1,O3
Ci,O3
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K,0
P2OS
П.п.п.
Сумма
Ni
Co
V
Cu
1
43,93
1,40
5,66
0,065
2,90
11,99
0,14
20,43
6,04
0,42
0,06
0,38
6,76
100,03
1080
140
43
360
2
43,20
1,35
7,40
0,08
4,76
7,90
0,20
19,97
6,68
0,77
0,19
0,12
4,99
99,61
1000
70
45
150
валовой
состав
43,15
1,44
5,04
0,39
3,04 }
11,45)
0,17
22,57
4,05
0,06
0,01
0,13
8,02
99,52
1690
170
39
180
Cpx
53,09
0,67
2.28
0,92
5,95*
0,12
16,32
20,86
0,41
-
-
-
100,62
_
_
-
3
Crt
_
3,18
7,55
39,13
16,55
25,69
0,77
4,89
-
_
-
-
-
97,762*
_
—
1570
Ilm
_
46,11
_
0,17
3,75
45,66
2,50
0,08
-
_
-
98,27
_
—
_
4
валовой
состав
44,70
1,58
5,57
0,22
2,971
\
7,99^
0,19
17,16
14,09
0,19
0,02
0,16
4,62
99,46
350
70
340
Cpx
45,35
2,75
5,27
-
11,07*
0,19
11,73
20,22
0,30
-
-
-
96,88
_
_
340
240
Crt
_
4,12
6,01
37,88
19,65
27,20
1,42
2,41
-
_
-
-
-
98,693*
_
—
1570
5
46,24
2,00
7,20
0,15
2,72
12,80
0,24
18,80
9,18
0,32
0,18
0,17
-
100.004
2000
_
_
6
44,54
1,12
5;40
-
2,08
9,70
0,26
19,47
9,38
2,20
0,26
-
6,44
100,85
_
_
-
7
40,02
0,68
4,48
-
3,85
10,76
0,57
27,72
5,88
0,52
0,43
-
0,82
101,07
_
—
-
* Суммарное железо в форме FeO.
2* С учетом 0,11% ZnO.
3* С учетом 1,41% ZnO.
Пересчитано на сухой остаток и приведено к 100%.
1 - среднее для пикрита печенгской _ серии (среднее из 28 аи., Кольская сверхглубокая ..., 1984); 2,3 — верхний покров; 2 -
лавовый поток (Предовский и др., 1,974) , 3 - нижняя зона расслоенного лавового потока (данные В.Ф. Смолькина) ; 4 - верхняя часть того же
потока (данные В.Ф. Смолькина) ; 5 — среднее для пикробазальтов печенгской серии (данные В.Ф. Смолькина) ; 6,7 — суйсарский комплекс, Карелия (Ги-
лярова, 1941) : 6 - анкарамит, 7 - пикрит.
Примечание. Li - 14,5; Rb - 12,7; Sr - 13,4; Ва - 10,0; В - 16,0; Sc - 4,1; Ga - 10,6; Ge - 1,9; Zr - 48,9; Sn - 4,1; Nb - 3,9; Zn - 253,9;
Ag - 0,01; Pb - 4,4; Mo - 1,9 (ан. 1).
Таблица 56. Химический состав ферропикробазальтов Печенги (по В.ф. Смолькину)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О3
СггО3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
1
44,13
2,24
7,49
-
3,65
11,51
0,18
15,73
7,43
0,21
2
42,95
2,59
7,56
-
2,69
13,52
0,14
16,98
3,85
0,20
Компоненты
K2O
P2OS
H2CT
H2O+
Сумма
Cr
Ni
Co
Sc
Rb
Ba
i
0,23
0,19
0,44
6,77
100,20
1250
822
103
45
8,3
51
2
0,34
0,26
0,53
7,01
98,62
1250
558
92
39
27
87
Компоненты
U
Th
La
Ce
Nd
Sm
Eu
Tb
Yb
Lu
1
0,62
1,4
14
30
23
6,7
1,8
0,85
1,7
0,19
2
0,69
1,7
20
38
25
7,1
2,1
0,80
1,2
0,13
1 — лава, средняя часть расслоенного потока; 2 — туф.
Примечание. Редкие элементы определены рентгено-флюоресцентным методом на приборе
"Philips-1400", редкоземельные элементы — . нейтронно-активационным методом в Ядерной
лаборатории Государственного научного центра в г. Отаниеми (Финляндия) .
ритов, развитые в пределах грабеновых структур, обычно имеют мощность 100—150 м .
и прослеживаются по простиранию на 4—7 км. В непосредственных контактах
наблюдаются зоны закалки, сложенные стекловатым материалом с вкрапленниками клино-
пироксена, альбитизированного плагиоклаза и хлорит-серпентиновыми
псевдоморфозами по оливину. Вверх по разрезу они сменяются зндоконтактовыми пикритами
мощностью 10—20 м, образованными теми же минералами, но уже с преобладанием
оливина. Внутренние части силлов сложены порфировидными верлитами. Снизу вверх в них
уменьшается количество оливина при одновременном возрастании роли диопсид-авгита;
появляются альбитизированный плагиоклаз, коричневая роговая обманка, апатит.
Оливин наблюдается только в виде серпентин-хлоритовых псевдоморфоз. Клинопироксен
замещается тремолитом и хлоритом. Рудные минералы представлены магнетитом, тита-
номагнетитом, редко пикотитом. ,
Наиболее типичным примером более глубинных интрузивных аналогов пикритов
являются никеленосные габбро-перидотитовые (габбро-верлитовые) интрузивы Печенги,
локализованные в осадочной "продуктивной" толще. В настояшее время выявлено
около 300 отдельных массивов. Распространены они неравномерно. Большая часть
массивов и наиболее крупные из них (Каула, Котсельвара, Пильгуярви и др.)
сосредоточены в центральной части полосы туфогенно-осадочных пород (см. рис. 51). Здесь
интрузивы залегают в несколько (от трех до шести) ярусов (этажей). К западу и
юго-востоку толща туфогенно-осадочных пород почти полностью выклинивается. Интрузивных
тел здесь значительно меньше. Они невелики по размеру и залегают в один, редко в два-
три яруса. Мощность отдельных интрузивных тел в центральной части структуры 500—
700 м (Каула, Пильгуярви и др.) при протяженности 2-3 км; а на западе и востоке
мощность самых крупных массивов едва достигает 200 м при протяженности не более
1 км. На флангах структуры наиболее обычны массивы мощностью 20—50 м и
длиной 100-200 м.
Интрузивные тела представляют собой чечевицеобразные, очевидно, бескорневые
линзы с раздувами и резкими пережимами. Залегают они согласно с вмещающими
породами, причем обычно приурочены к ядрам синклинальных, реже антиклинальных
складок в туфогенно-осадочной толще. По данным Г.Г. Дук, внедрение интрузивов
происходило одновременно с первым этапом деформаций еще на стадии собственно риф-
137
mJ
La Се Nd 5m En И ТЬ Щ Er Vb Lu
Рис. 54. Распределение редкоземельных элементов в ультрамафитах Печенги
1 — пикробазальты и пикриты; 2 — туфы пикритового состава; 3 — перидотиты; 4 — пироксе-
тового режима; в дальнейшем они вовлекались во все последующие процессы
деформаций и метаморфизма.
В зндоконтактах часто наблюдается рассланцевание и брекчирование пород, а в
ненарушенных контактах — зоны закалки мощностью 1—3 м, образованные сильно ам-
фиболизированными, хлоритизированными тонкозернистыми пироксенитами и оли-
виновыми пироксенитами. В экзоконтактах в этом случае на расстоянии 2—3, редко
10 м наблюдается ороговикование пород с развитием узловатых сланцев и спилозитов.
В небольшом количестве присутствуют сульфиды.
Выделяются расслоенные и нерасслоенные интрузивы. Первые (наиболее крупные)
характеризуются первичной расслоенностью, обычно грубо параллельной контактам.
Они образованы серией пород, представленной (снизу вверх) метаперидотитами (вер-
литами), оливиновыми клинопироксенитами, в том числе титаномагнетитовыми —
косьвитами (только в Пильгуярвинском массиве),плагиоперидотитами,троктолитами,
габбро и субщелочными габбро с ортоклазом. На долю метаперидотитов и пироксени-
тов приходится около 60—70 и 5—10% разреза соответственно. Остальная часть разреза
сложена габброидами. До 60% мелких тел сложено какой-либо одной разновидностью
пород, например серпентинитами или метагаббро, с неотчетливо выраженным
чередованием разновидностей разной степени меланократовости.
Первичные структуры (гипидиоморфнозернистые, пойкилитовые) в породах пери-
дотиювой группы сохраняются редко. Обьино они преобразованы в серпентиниты с
переменным содержанием хлорита, талька, тремолита, карбоната, рудных минералов и
биотита.
Структура пироксенитов пан- или гипидиоморфнозернистая, в измененных
разновидностях — нематобластовая. Главные минералы — клинопироксен, титанавгит,
количественно подчиненная ему бурая роговая обманка и альбитизированный плагиоклаз.
Породы интенсивно замещены волокнистым амфиболом вплоть до превращения в
хлоритсодержащие тремолит-актинолитовые сланцы.
Первичные магматические минералы в ультрамафитах сохраняются
преимущественно в виде реликтов. Главным минералом перидотитов является оливин (Fais-2o)
с варьирующими содержаниями NiO (0,12—0,29 мае. %) и СаО (0,12—0,33, среднее
0,29 мае. %). Клинопироксен (W4o-43Eri45-49Fsii-i2) представлен титанавгитом с
= 1,35—1,52 мае. %. Его железистость и титанистость возрастают вверх по разрезу
138
Таблица 57. Химический состав ультраосновных пород расслоенного интрузива Пильгуярви
Сумма
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А1,03
Сг2О3
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2OS
s
П.п.п.
l
35,85 -
0,66
2,24
0,48
9,54
8,35
0,21
33,21
2,00
0,04
0,18
-
0,62
6,89
2
34,97
1,08
2,03
0,53
11,91
11,91
0,20
29,32
1,81
0,11
0,10
0,04
0,46
5,38
3
36,81
0,81
2,97
0,60
5,12
13,26
0,19
30,05
2,02
0,14
0,31
0,05
0,39
6,84
4
41,08
2,21
2,38
0,07
7,94
12,60
0,18
21,30
11,46
0,26
0,07
-
0,45
S
40,50
4,87
5,89
-
6,96
15,12
0,19
9,27
13,87
0,88
0,36
0,08
0,45
1,99
6
43,70
1,97
7,39
0,25
5,29
12,29
0,18
18,98
8,52
0,62
0,28
-
0,53
7
42,95
1,42
6,66
0,26
4,81
11,47
0,15
22,82
7,47
1,36
0,23
-
0,40
100,27
99,85
99,56
100,00*
100,43
100,00*
100,00*
""Пересчитано на сухой остаток и приведено к 100%.
1—3 — серпентинизированные перидотиты (Медно-никелевые . .. , 1985) : I — оливинит, 2 —
пироксеновый оливинит, 3 — верлит; 4 — клинопироксенит (среднее из 78 ан., данные В.Ф. Смоль-
кина); 5 — косьвит (данные В.Ф. Смолькина) ; 6 — породы зоны закалки интрузива (данные
В.Ф. Смолькина) ; 7 — среднее для пород интрузивов Печенги (данные В.Ф. Смолькина).
интрузива. При метаморфизме по клинопироксену развиваются актинолит и прохлорит.
В виде включений в оливине встречается хромшпинелид, а в качестве кумулятивной
фазы — своеобразная зональная шпинелевая фаза, внутренняя часть зерен которой
образована титансодержащим хромшпинелидом, а внешняя кайма — титаномагнетитом.
Плагиоклаз почти полностью замещен хлоритом и соссюритизирован.
Ультрамафитам печенгского комплекса свойственны повышенные содержания
железа и титана по сравнению с обычно наблюдаемыми в подобных образованиях (см.
табл. 56). При этом степень окисленности железа довольно высока. Общее содержание
железа во всех разновидностях пород — базитах и ультрабазитах — находится на одном
уровне.
Породы никеленосных интрузивов Печенги специализированы на рудные (Ni, Co,
Си, Cr, Mg, Pb, Zn) и летучие (S, Se, As, В, Р) компоненты. Породы слаборудоносных
массивов отличаются более высокими концентрациями редких и рассеянных элементов
(Zr, Nb, Y, Yb, Mo, Ga, V, Sc, Ba, Sr). Согласно Е. Хански, по характеру распределения
РЗЭ интрузивные породы близки к вулканическим (табл. 57, см. рис. 54). В то же
время в перидотитах наблюдается уменьшение общего содержания РЗЭ. Величина
отношения 87Sr/86Sr в апатите и клинопироксене соответственно составляет 0,7029
и 0,7037-0,7081.
Интрузивы Печенгской структуры специализированы на медно-никелевое орудене-
ние. Сульфидная минерализация здесь представлена ассоциацией пирротина, пентланди-
та и халькопирита, характеризуясь отношением между никелем и медью, равным 2:1.
Г.И. Горбунов (1968) выделяет следующие типы руд: вкрапленные, прожилково-
вкрапленные и брекчиевидные. Бедные первично-магматические вкрапленные руды
характерны для слабо измененных перидотитов центральных и верхних частей
интрузивов, а богатые вкрапленные и прожилковые — для интенсивно измененных
перидотитов. Возникновение этих руд связано с перекристаллизацией и переотложением
рудного вещества при процессах метаморфизма и метасоматизма. Богатое оруденение
подобного типа обычно приурочено к нижнему эндоконтакту интрузивных тел и об-
139
условлено, с одной стороны, первичной обогащенностью этих частей интрузивов
рудными компонентами ("донные залежи"), а с другой — интенсивностью
метаморфических преобразований пород. Брекчиевые и сплошные руды локализованы в
продольных тектонических зонах в эндо- и экзоконтактах. Они также имеют метаморфогенно-
метасоматическое происхождение.
Возраст сульфидного оруденения по рудному свинцу оценен в 1860—1980 млн лет.
Габброиды и пироксениты этих массивов сопровождаются титаномагнетитовым
или магнетитовым орудёнением. В аналогичных габбро-перидотитовых (верлитовых)
интрузивах других районов Балтийского щита, образованных более магнезиальными
разновидностями пород (ятулийский и суйсарский комплексы), развиты хромит-
титаномагнетитовая и подчиненная ей никелевая минерализация.
УЛЬТРАМАФИТЫ РАССЛОЕННЫХ ИНТРУЗИВОВ
Расслоенные интрузивы являются одной из главных характерных ассоциаций
магматических горных пород, содержащих ультрабазиты. Базиты и ультрабазиты в пределах
этих массивов связаны постепенными переходами и зонами взаимного ритмичного
переслаивания, и их генетическое родство ни у кого не вызывает сомнений.
Расслоенные интрузивы основных и ультраосновных пород широко развиты в
стабилизированных структурах земной коры — на древних и молодых платформах,
в срединных массивах, областях завершенной складчатости и т.д. Обычно их появление
связано с активизацией этих структур при рифтогенезе или магматических процессах
в соседних складчатых поясах. Кроме того, они формируются в относительно
устойчивых геоантиклинальных поднятиях складчатых областей. В геологической истории
Земли расслоенные плутоны образовывались в основном в начале крупных тектоно-
магматических циклов. Они проявлялись от архея до кайнозоя с пиком
распространения в протерозое—раннем палеозое.
Расслоенные интрузивы нередко вовлекаются в деформации, в процессе которых
расчленяются на блоки, рассланцованные и метаморфизированные по краям. Реже
они подвергаются складчатым деформациям, особенно среди глубоко метаморфизо-
ванных пород раннего докембрия (например, архейский комплекс Фискенассет в
Гренландии).
Прежде чем перейти к характеристике ультрабазитов конкретных комплексов,
необходимо вкратце напомнить главные особенности их строения. Более подробно они
рассмотрены в третьей книге серии "Магматические горные породы" (1985).
Главной особенностью строения расслоенных интрузивов является чередование
(часто ритмичное) выдержанных по составу и мощности слоев магматических горных
пород, залегающих подобно стратифицированным пачкам осадочных образований.
Сами интрузивы обычно имеют воронкоподобную форму и образованы двумя
структурными элементами — центральной и краевой сериями пород. Главной по объему
является центральная, или расслоенная, серия. Расслоенность в ней имеет автономную
по отношению к контактам структуру. Слои залегают практически горизонтально,
загибаясь вверх к краям, так что общая структура напоминает стопку блюдец,
вложенных друг в друга (рис. 55). Структура краевой серии, наоборот, конформна с
контактами и в виде "скорлупы" облекает образования центральных частей интрузивов.
Структуры пород в этих интрузивах получили название кумулятивных (Уэйджер,
Браун, 1970 и др.). Им свойственно наличие зерен двух генераций: субидиоморфных
кристаллов, слагающих главный объем пород (минералов кумулуса), и ксеноморфных
зерен интеркумулуса, расположенных в промежутках между ними и
кристаллизовавшихся из остаточного межзернового расплава.
Минералы кумулуса слагают основной каркас породы и имеют текстурообразующее
значение. Весьма распространены трахитоидные текстуры, характеризующиеся
плоскопараллельной ориентировкой кумулусных минералов, согласной с верхними и нижними
. ограничениями слоев. Обычно возникновение этой текстуры связывается с осаждением
140
Рис. 55. Схема строения расслоенного
интрузива (Шарков, 1980)
/ — зона закалки; 2 — краевая серия; 3 —
центральная серия; 4, 5 — рама интрузива: 4 —
зона термального воздействия интрузива, 5 —
неизмененные вмещающие породы; I—IV —
главные структурные элементы: J—III —
группы краевой серии (/ — нижняя, II — боковая,
III — верхняя), IV — центральная
(расслоенная) серия
выделяющихся из главного объема магмы кристаллов на дно магматической камеры.
При преимущественной ориентировке зерен в плоскости расслоенности формируется
линейная текстура. Считается, что возникновение этой текстуры обусловлено
оползанием неконсолидированного осадка кристаллов по слабо наклонному дну
магматической камеры.
Форма минералов интеркумулуса обычно определяется морфологией интерстиций,
в которых они расположены. Часто соседние интерстиций выполнены одним минералом,
который может образовывать монокристалл ("скелетные пойкилиты").. В итоге
возникают весьма характерные для пород расслоенных интрузивов пойкилитовые
структуры, где минералы кумулуса образуют хадакристаллы. В отличие от идиоморф-
ных кристаллов кумулуса ойкокристаллы интерстициального материала обычно имеют
округлую или сферическую форму и в породе ориентированы случайным образом.
Устанавливается целый ряд взаимоотношений между этими группами зерен, из
которых наиболее распространены следующие: 1) вторичное разрастание минералов
кумулуса за счет интерстициального расплава (адкумулатный рост); в породах, где
кумулус представлен одним минералом (плагиоклазом, оливином или пироксеном),
это приводит к появлению анхимономинеральных анортозитов, дунитов, пироксенитов
и т.д.; 2) коррозия минералов кумулуса интерстициальным материалом; наиболее
распространены явления замещения оливина пироксенами.
Различие характера кумулус-интеркумулусного взаимодействия может приводить к
тому, что даже в пределах одного слоя модальный состав пород варьирует в довольно
широких пределах. Поэтому, чтобы избежать смешения понятий, в дальнейшем
изложении в качестве основной классификационной единицы при описании пород принят ку-
мулат — ассоциация минералов кумулуса.
Расслоенные интрузивы основных и ультраосновных пород довольно разнообразны
по составу. Среди них встречаются массивы, сложенные породами нормальной
щелочности и образованные породами повышенной щелочности (сиенит-габбровые). В
зависимости от этого различаются и ультраосновные породы, входящие в их разрезы. Для
интрузивов первого типа характерны парагенезисы с ортопироксеном, реже с клино-
пироксеном, для второго — только с клинопироксеном, нередко керсутитсодержащие.
Минералы ультрамафитов расслоенных интрузивов нормальной щелочности
отличаются в целом повышенной железистостью. Оливины содержат ~ 10—20% фаялита.
В близких пределах (~8—20%) колеблется f пироксенов. Содержание А12О3 при этом
в них остается удивительно постоянным и низким и очень мало зависит от характера
парагенезиса (рис. 56). Примеси Ti, Cr и Na в пироксенах также низки, Хромшпине-
лиды при общих широких вариациях состава отличаются высокой хромистостью,
устойчивой корреляцией Сг с Fe3+ и повышенной железистостью (рис. 57). Интерстициаль-
ный плагиоклаз по составу чаще отвечает Лабрадору. В сиенит-габбровых интрузивах
железистость темноцветных минералов может сильно повышаться; шпинелиды
представлены титаномагнетитом, а интерстициальный плагиоклаз — андезином.
141
2
/
а
-
- * Ч
I
П
*•
A
о
о
f
о
о
1»
п
о
1
а/
off
о/
Л7 /J Тфе+Ы^'/о
Рве. 56. Положение составов ромбических (а) и мовоклинных (б) пироксенов ультрамафитов
расслоенных внтрузивов на диаграмме А1203 —Fe/(Fe+Mg)
1,2 —Мончегорский плутон (по В.В. Дистлеру и Т.Л. Гроховской) : / — гарцбургиты (ортопи-
роксен-оливиновые кумулаты) , 2 — оливиновые ортопироксениты и ортопироксениты (оливин-
ортопироксеновые и ортопироксеновые кумулаты); 3,4 — комплекс Стиллуотер (по Д.
Ламберту и Э. Симмонсу) : 3 — гарцбургиты, 4 — ортопироксениты; 5—7 — Бушвельдский интрузив
(Cameron, 1978, 1980) : 5 - гарцбургиты, 6 — оливиновые ортопироксениты ортопироксениты, 7 —
хромититы (хромитовые кумулаты) ; 8—10 — Великая Дайка (Wilson, 1982) : 8 — дуниты
(оливиновые кумулаты), 9 — гарцбургиты, 10 — оливиновые ортопироксениты и ортопироксениты;
11,12 — комплекс Брейди-Глейшер, Аляска (по Г. Химмельбергу и Р. Лоуни) : 11 — гарцбургиты,
12 — плагиоклазовые гарцбургиты
Jff
ш/
• г
of
SO
Fe3++Ti
Рве. 57. Положение составов шпинелидов ультрамафитов расслоеивых интрузввов на диаграммах
Al-Cr-(Fe3++Ti) (a) nFe^^Fe^ + MgbCr/ER3*^)
1,2 — дуниты плутонов: / - Мончегорского, 2 — Бушвельдского, (Chromium . . . , 1975;
Cameron, 1978; данные К. Хеттона и Г. Грюнвальда, Дж. Энгельбрехта,1 X. Илса и И. Рейнольдса);
3,4 — Сарановский и Малоашкинский массивы Северного Урала (по И.А. Малахову) : 3 — дуниты и
гарцбургиты, 4 — хромититы; 5,6 — комплекс Брейди-Глейшер: 5 — дуниты, 6 — верлиты;
7 — дуниты и гарцбургиты, комплекс Джимберлейн, Западная Австралия (по П. Ре-
деру и И. Кэмпбеллу); 8 — хромититы, Великая Дайка; остальные условные обозначения и
источники данных те же, что на рис. 56
142
РАССЛОЕННЫЕ ИНТРУЗИВЫ НОРМАЛЬНОЙ ЩЕЛОЧНОСТИ
Это наиболее распространенная группа расслоенных интрузивов. В ее пределах можно
выделить три типа массивов: 1) гарцбургит-ортопироксенитовые (Мончегорский,
Стиллуотерский, Бушвельдский, Великая Дайка и др.); 2) верлит-клинопироксенито-
вые (интрузивы Алтае-Саянской области — Лысогорский, Шаманский и др.).; з) дунит-
троктолитовые (Иоко-Довыренский, интрузив о-ва Рам и др.).
Гарцбургит-ортопироксенитовый тип
Мончегорский интрузив расположен в центральной части Кольского полуострова. Он
прорывает глубоко метаморфизованные толщи архея и затронут деформациями,
связанными с развитием Лапландского глубинного разлома. Внедрение массива
предположительно связывается с предрифтовой стадией эволюции Печенгско-Варзугской риф-
товой области, протекавшей примерно 2100 ± 100 млн лет назад (Шарков, 1980).
Мончегорский плутон известен еще со времен исследований А.Е. Ферсмана (1920—1930 гг.).
Дальнейшее его изучение связано с именами Б.М. Куплетского, В.К. Котульского,
СМ. Рутштейна, С.Д. Покровского, Н.А. Елисеева, ВА. Масленикова, Е.К. Козлова,
Э.Н. Елисеева и др.
Плутон имеет в плане дугообразную форму при общей площади около 50 км2.
Субмеридиональная ветвь слагает горы Ниттис, Кумужья, Травяная, а субширотная —
Сопча, Нюд, Поаз. Интрузив прорывает гнейсы и кристаллические сланцы Кольской
серии архея. Остальные контакты с образованиями имандра-варзугской и тундровой
серий (верхний архей), а также с расположенным к западу от него крупным
интрузивом габбронорит-анортозитов Монче—Чуна—Волчьих Тундр (Главного хребта)
тектонические. Вопрос о соотношении массива Главного хребта с Мончегорским плу-
тоном остается дискуссионным. Согласно преобладающей точке зрения, оба интрузива
являются разновозрастными образованиями, однако некоторые исследователи, в том
числе и один из авторов настоящего раздела, полагают, что Мончегорский плутон
является фрагментом нижней части разреза массива Главного хребта, поднятым по взбросу,
и что оба эти массива представляют собой части единого Мончетундрового интрузива
типа Бушвельдского и Стиллуотерского (рис. 58). Поскольку ультрабазиты развиты
преимущественно в пределах собственно Мончегорского плутона, мы ограничимся только
его характеристикой.
Каждая из ветвей Мончегорского плутона имеет синклиналеподобную структуру,
где расслоенность полого, под углами 5—15°, падает к их осевым частям. Обе ветви, в
свою очередь, полого (10-15°) наклонены в сторону контакта с массивом Главного
хребта.
В вертикальном разрезе интрузив разделяется на три зоны (макрослоя):
перидотитов, пироксенитов и норитов. Характерна автономная внутренняя структура
массива: расслоенность падает в том же направлении, что и контакты, но более полого.
В результате макрослой перидотитов локализован исключительно в осевых частях
корытообразных прогибов дна, выклиниваясь к их периферии, где разрез плутона
начинается с бронзититов. Типичные разрезы плутона приведены на рис. 59.
В основании зоны перидотитов на участке гор Ниттис и Сопча прослеживается
мощный (100—120 м) прослой дунитов и пойкилитовых гарцбургитов (оливин-хромшпи-
нелевые кумулаты). Выше него наблюдается тонкое (десятки сантиметров, метры)
ритмичное переслаивание пойкилитовых гарцбургитов, "гранулярных" гарцбургитов
(в отличие от пойкилитовых, в них и оливин, и бронзит являются кумулусными
минералами) и бронзититов (ортопироксеновые кумулаты). В породах перидотитовой зоны
отмечается убогая вкрапленность медно-никелевых сульфидов, приуроченных к ин-
терстициям между зернами. Наиболее замечательная особенность этой части разреза —
присутствие серии субвертикальных жил сплошных сульфидных руд, переходящих
вверх по восстанию и габбронорит-пегматиты и выклинивающихся как вверх, так и
вниз в пределах зоны. Общая мощность зоны достигает 700—750 м.
II
I!
\ г
7т
t
T
T T
T T
т
I T
T
г т
T
111
1
Рис. 58. Субширотный разрез через массив
Монче—Чуна—Волчьих Тундр и Мончегорский
плутон на участке гор Лойпешнюн, Ниттис,
Кумужья, Травяная
1—7— зоны: / — плагиоклазовых кумула-
тов (габбронорит-анортозитов) с массивной
текстурой, 2 — то же, с трахитоидной
текстурой, 3 — плагиоклаз-ортопироксен-клинопиро-
ксеновых кумулатов (габброноритов), 4 —
переслаивания плагиоклазовых, алагиоклаз-пи-
роксеновых, ортопироксеновых (бронзити-
тов), оливинортопироксеновых (гарцбурги-
тов) и оливин-хромитовых (дунитов)
кумулатов, 5 — ортопироксеиовых кумулатов,
6 — переслаивания ортопироксеновых, оливин-
ортопироксеновых и оливин-хромитовых
кумулатов, 7 — оливин-хромитовых кумулатов;
8 — породы зоны закалки; 9 —
кристаллические сланцы Кольской серии
Рис. 59. Геологические разрезы Мончегорского
плутова
/ — плагиоклаз-ортопироксеновые кумула-
ты (нориты), мелкозернистые нориты и габ-
бронориты зоны эндокоитакта; 2 — ортопи-
роксеновые кумулаты (бронзититы); 3 —
то же, с оливином (оливиновые
бронзититы) ; 4 — оливин-ортопироксеновые
кумулаты (гранулярные гарцбургиты); 5 — оли-
вин-хромшпинелевые кумулаты (пойкили-
товые гарцбургиты н дуниты); 6 —
ритмичное переслаивание ортопироксеновых, орто-
пироксен-оливиновых и оливин-хромшпинеле-
вых кумулатов; 7 — кристаллические сланцы
Кольской серии
Зона пироксенитов образована практически одними среднезернистыми ортопи-
роксеновыми кумулатами, иногда оливинсодержащими (в нижней части разреза).
Как и в случае перидотитовой зоны, ее мощность уменьшается в направлении гор
Нюд и Поаз. При этом породы обогащаются интерстициальным плагиоклазом
(An60_6S), количество которого может достигать 20—30%, а также клинопироксеном
(хромдиопсидом); предыдущими исследователями зти породы выделялись в качестве
меланоритов.
Интересной особенностью зоны пироксенитов на участке горы Сопча является
присутствие в верхней трети 600-метрового разреза "перидотитового" или "рудного"
пласта мощностью 2 м. Он залегает согласно с общей расслоенностью плутона и
прослеживается по всему периметру верхней части горы Сопчи.
"Пласт" имеет необычное для породы массива строение. Его разрез выглядит
следующим образом. Внизу расположен прослой однородных массивных оливин-хроми-
товых дунитов мощностью 25—40 см, которые затем сменяются очень тонким (0,5—
1,5 см) ритмичным чередованием оливин-хромитовых и оливин-ортопироксеновых
кумулатов, развитых до самого его верха. При этом характерно, что размер и
морфология зерен здесь практически такие же, как и во вмещающих бронзититах.
Мощность отдельных прослоев, прослеживаемых на десятки метров, иногда составляет
всего 3—5 зерен. Таким образом, если судить по структуре пород, можно полагать,
что кристаллизация пород "пласта" происходила в тех же условиях, что и всего
остального интрузива, хотя по каким-то причинам мощности ритмов примерно на 2 порядка
меньше.
Рудный пласт Сопчи фактически представляет собой миниатюрную копию нижней
части разреза интрузива с его нижней, существенно дунитовой, подзоной и
перидотитовой подзоной переслаивания, а точнее, с нижней частью последней, где прослои брон-
зититов редки и маломощны. В отличие от дунитовой и перидотитовой подзон, где
сульфиды распространены ограниченно, "рудный пласт" содержит обильную
вкрапленность медно-никелевых сульфидов и в определенном отношении напоминает
донную рудную залежь плутона.
Вдоль верхних и нижних ограничений "пласта" обычно развиты зоны автобрекчий
мощностью до 0,5 м, где угловатые фрагменты "пласта" цементируются вмещающими
бронзититами. В пределах пласта широко развиты текстуры, характерные для участков
оползания полужидкого осадка кристаллов по слабо наклонному дну магматической
камеры (складки течения, волочения, линейные текстуры и т.д.).
По-видимому, зто свидетельствует о том, что течение материала "рудного пласта"
началось в то время, когда он представлял собой полужидкий осадок (своеобразный
кристаллический "ил" на дне магматической камеры), и продолжалось еще некоторое
время после его затвердевания и последующего растрескивания по краям с
образованием эруптивных автобрекчий. Последними затвердевали вмещающие бронзититы
(бронзитовые кумулаты), интерстициальный расплав которых дольше всего
оставался в жидком состоянии.
Норитовая зона, нижняя граница которой проводится по появлению в разрезе
кумулятивного плагиоклаза (Ап7в-84)> развита только в пределах гор Нюд и Поаз.
Зона сложена главным образом норитами (кумулус: плагиоклаз+ортопироксен —
Fs23-2 7) с единичными прослоями бронзититов, гарцбургитов, иногда габбронори-
тов. Мощность зоны не менее 600 м.
Дальнейшее продолжение разреза в собственно Мончегорском плутоне отсутствует.
Перидотитовая, а там, где она отсутствует, пироксенитовая зона нигде
непосредственно не контактирует с вмещающими породами: от последних их всюду отделяет донная
зона закаленных мелкозернистых такситовых норитов и габброноритов, мощность
которых колеблется от 10 до 120 м. Мощность донной зоны максимальна" в
центральных частях мульд и уменьшается по направлению к их краям. Вмещающие породы
кольской серии в зоне контакта подвергаются ороговикованию. Химические составы
типичных разновидностей пород и минералов расслоенной серии приведены в табл. 58,
59.
10. Зак. 855 . 145
Таблица 58. Химический состав ультраосновных пород Мончегорского плутона
Компоненты
б .
SiO2
ТЮ2
А12О3
Сг2О3
Fe2O3
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O*
s
co2
Сумма
1, 2 — оливин-хромитовые кумулаты (дуниты): 1 — Сопчинские озера, 2 — гора Лойпешнюн;
3 — оливин-хромитовый кумулат (пойкилитовый гарцбургит), гора Кумужья; 4, 5 — олявин-орто-
пироксеновые кумулаты (плагиоклазовые гарцбургиты), гора Травяная; 6 - оливиновый орто-
пироксенит, гора Сопча; 7, 8 — ортопироксениты, там же.
Примечание. Ан. 1, 2 — по B.C. Докучаевой (1978), 3—8 — по К.Н. Ткаченко и Б.А. Юдину
(1982).
39,30
0;08
1,67
1,60
1,48
6,72
0,13
0,41
45,17
1,00
0,12
0,08
1,55
0,01
0,51
99,83
40,46
0,05
3,03
1,25
2,25
8,17
0,15
0,31
41,96
1,15
0,20
0,09
1,04
0,03
—
100,14
42,32
0,18
2,40
0,36
0,09
10,86
0,17
0,31
40,30
2,02
0,22
0,07
0,64
0,01
—
99,95
48,03
0,1.1
3,52
—
1,13
9,66
0,10
—
33,72
1,74
0,12
0,11
0,40
0,85
-
99,49
42,90
0,55
4,64
0,31
1,42
10,41
0,18
0,20
33,06
3,03
0,70
0,11
2,79
0,11
0,11
100,52
45,88
0,23
4,23
-
4,59
8,24
0,15
0,16
30,44
3,08
0,36
0,26
2,51
0,05
-
100,18
54,66
0,13
2,37
0,64
1,55
7,37
0,20
0,10
30,25
1,94
0,45
0,05
0,76
0,10
0,16
100,73
48,08
0,30
2,88
—
5,23
7,28
0,10
0,80
27,06
2,72
1,31
0,18
2,24
1,90
-
100,0
Плутон известен своими медно-никелевыми месторождениями. Они развиты в
пределах нижней, ультраосновной, части интрузива. Здесь устанавливаются три типа оруде-
нения: вкрапленное (сингенетическое), гнездово-прожилковое (инъекционное) и
жильное (эпигенетическое). Первый тип оруденения приурочен к "рудному пласту"
Сопчи. Гнездово-прожилковый тип развит в эндоконтактовой зоне интрузива,
образуя донную залежь. Третий, наиболее важный в промышленном отношении тип
представлен системой грубопараллельных субвертикальных рудных жил, расположенных
вдоль длинных осей мульдробразных прогибов дна плутона в пределах гряды Ниттис —
Таблица 59. Химический состав минералов ультраосновных пород Мончегорского плутона
(по В.В. Дистлеру н Т.Л. Гроховской)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О3
Сг2О3
Fe2O3
FeO
МпО
MgO
CaO
Na2O
NiO
Сумма
1 — дунит
1
Ol
41,70
-
—
—
—
6,80
0,12
50,06
-
-
0,45
99,13
Crt
0,33
0,80
15,5
48,03
4,02
22,38
0.65
8,0
—
—
—
100,11
2, 3 — гарцбургиты;
Ol
~]
40,17
-
—
—
-
12,14
0,21
47,05
-
-
0,24
99,85
Opx
56,43
0,12
1,97
0,63
—
8;83
0,21
29,69
0,88
-
0,03
98,79
2
ч
Cpx
0,22
16,4
37,0
18,22
19,31
0,23
6,6
—
-
—
98,38
4 — оливиновый бронзитит; 5 —
Crt
0,91
2,70
32,9
28,68
28,19
0,71
5,6
-
-
-
99,70
бронзитит.
Ol
39,14
-
-
—
-
13,04
0,13
46,42
-
-
0,33
99,07
3
Opx
54,39
0,23
1,00
0,22
-
6,23
0,12
34,34
0,69
-
0,05
100,01
146
Кумужья—Травяная и возвышенности Сопча. Жилы имеют мощность от 1—2 см до
1,5—2 м и выклиниваются в 200—350 м от подошвы массива. Они сложены пирротином,
пентландитом, халькопиритом и магнетитом. В местах выклинивания жил и в участках
их пережимов развивается обильный халькопирит. Вверх по восстанию рудные жилы
нередко переходят в габбронорит-пегматиты, которые выполняют те же трещины.
В распределении вкрапленных (интерстициальных) сульфидов намечается
определенная закономерность. Так, макрослой перидотитов характеризуется
преимущественно пентландит-пирротиновой минерализацией с подчиненным развитием халькопирита,
бронзититовый слой — существенно пирротиновой, а норитовый — пирротин-халько-
пиритовой.
Стиллуотерский интрузив. Массив расположен в пределах выступа фундамента
Северо-Американской платформы в юго-западной части Скалистых гор. На юге он
интрудирует архейские гнейсы, частично превращенные в роговики, а на севере
перекрывается платформенными осадками нижнего кембрия, залегающими на его
эродированной поверхности. Возраст массива, на основании данных различных изотопных
методов, оценивается в 3200—2700 млн лет.
Массив представляет собой линзообразное тело длиной 48 км, под углом 70—80°
падающее на северо-запад (рис. 60). В результате изучения обнаженной части интрузива
было установлено, что он кристаллизовался в форме горизонтально залегающего тела
и современное крутое залегание расслоенное™ возникло в результате наложенных
тектонических движений.
Основные сведения по геологии и петрологии интрузива содержатся в работах Г. Хес-
са, Э. Джексона, Л. Узйджера и Г. Брауна, С. Тодда и др. По данным этих
исследователей, в вертикальном разрезе массива выделяется ряд зон, сложенных какой-либо одной
главной разновидностью пород.
Вдоль контакта с породами подошвы массива развита Базальная зона,
представленная в энзоконтакте мелкозернистыми габброноритами и норитами. Снизу вверх они
агеняются более крупнозернистыми бронзититами, а затем гарцбургитами. Мощность
зоны 200 м.
Выше расположена Ультрамафитовая зона мощностью около 1050 м. Нижние две
трети разреза зоны образованы ритмичным чередованием дунитов (минералы куму-
луса: 01 + Crt), хромититов (Crt), гарцбургитов (Ol + Opx + Crt) ибронзититов (Орх),
а верхняя — представляет единый мощный горизонт бронзититов. В породах отмеча-
ггея убогая вкрапленность медно-никелевых сульфидов. Петрографически породы зоны
'. Срх
52,56
25
.59
J8
_
3,66
14
16.73
22,31
1
_
*?-"3
3
Crt
0,76
0,61
12,9
36,8
15,97
25,54
0,60
5,70
—
_
99,09
4
О1
39,5
—
—
—
_
15,3
0,24
43,0
0,10
—
0,35
99,39
Орх
54,80
0,10
1,40
0,75
—
9,10
0,24
29,80
2,90
—
—
99,08
Срх
53,0
0,34
2,4
1,20
-
4,50
0,15
15,3
22,5
0,54
—
99,93
Crt
0,96
9,4
32,6
22,39
26,25
0,65
7,7
-
-
-
99,55
5
Орх
' 55,23
0,15
1,91
0,53
-
12,06
0,28
26,31
1,78
-
0,10
98,38
Срх
51,4
0,70
3,19
0,73
-
5,19
0,15
14,89
21,53
0,44
0,05
98,38
147
Рис. 60. Схема строения Стиллуотерского интрузива (по Л. Уэйджеру и Г. Брауну (1970) с
упрощениями)
/ — осадочные породы палеозоя и мезозоя; 2 — докембрийские граниты; 3—5 — комплекс Стил-
луотер: 3 — нориты, габбро и анортозиты,, 4, 5 — Ультрамафитовая. зона (4 — бронзититовый
горизонт, 5 — перидотитовый горизонт) ; 6 — метаморфические породы; 7 — разломы; на врезке —
местоположение массива
являются полными аналогами Базальной зоны Бушвельда (см. ниже) и перидотитовой
и бронзититовой зон Мончегорского плутона.
В ультрабазитах нижней части Ультрамафитовой зоны наблюдаются жилы
"вторичных", или "метасоматических",дунитов, секущих первичную расслоенность (Hess, 1960;
Jackson, 1961). Мощность таких жил обычно составляет первые десятки сантиметров;
в осевой части нередко отмечаются ортопироксеновые "ядра". Железистость
вторичных дунитов обычно выше, чем вмещающих их ультрабазитов. Их возникновение
связывается с пневматолитовыми процессами: с воздействием на породы существенно
водного флюида, распространявшегося по системе трещин.
Верхняя граница Ультрамафитовой зоны определяется появлением кумулятивного
плагиоклаза, который совместно с ортопироксеном слагает следующую, Норитовую
(Полосчатую), зону мощностью около 810 м. В этой зоне также хорошо развита
ритмичная расслоенность, образованная чередованием слоев бронзититов, норитов и
анортозитов, иногда троктолитов (кумулус: 01 + Р1; интеркумулус: Орх + Срх) и пла-
гиоклазсодержащих перидотитов (кумулус: 01, иногда 1—2% Crt; интеркумулус:
Орх + Р1). Последние встречаются в пачке тонкого ритмичного переслаивания
мощностью около 50 м в 400 м выше основания Норитовой зоны. В верхней части этой
пачки наблюдается резко обогащенный вкрапленниками сульфидов (0,5—1,5%)
платиноносный горизонт (риф J-M) мощностью 1—3 м (Todd et al., 1982). Он
протягивается практически по всей длине расслоенного комплекса. По петрологическим
особенностям породы рифа напоминают породы рифа Меренского в Бушвельде и
"рудного пласта" Сопчи в Мончегорском плутоне. Здесь наблюдаются многочисленные
нарушения расслоенности, текстуры оползания, зруптивные автобрекчии и др.
Появление клинопироксена в качестве минерала кумулуса характеризуют зону
Нижнего габбро мощностью 660 м. Выше залегает Анортозитовая зона мощностью
около 1900 м. В ней наблюдаются три мощных (по 400—450 м) слоя анортозитов,
разделенные прослоями габбро. Верхняя Габбровая зона мощностью 640 м образована
чередованием мощных слоев лейкократовых габброноритов с маломощными
прослоями анортозитов. Дальнейший разрез интрузива перекрыт палеозойскими породами.
Так же как и в других интрузивах, в массиве Стиллуотер хорошо выражена
скрытая расслоенность (Уэйджер, Браун, 1970). Исключение составляет Ультрамафитовая
148
зона. Специальные исследования скрытой расслоенности в ее пределах показали
(Raedeke, McCallum, 1984), что отношение Mg/(Mg + Fe) в кумулятивных мафических
минералах несколько возрастает снизу вверх только в самых нижних 400 м разреза
комплекса, а затем сохраняется приблизительно на одном уровне (рис. 61). Следует
отметить, что постоянство состава темноцветных минералов в пределах
ультрамафических частей разреза нередко наблюдается и в других интрузивах — Мончегорском,
Иоко-Довыренском, Маскокском и др. Если обратная направленность тренда скрытой
расслоенности в самых нижних частях разреза объясняется охлаждающим влиянием
контакта (Шарков, 1980), то постоянство состава минералов во всем остальном разрезе
ультрамафитов пока не нашло адекватного объяснения. Общая мощность обнаженной
части массива составляет 6000 м. Г. Хесс предполагал, что первоначальная его мощность
была не менее 8000 м.
Характер ритмичного переслаивания в перидотитовой зоне комплекса Стиллуотер
в целом аналогичен наблюдаемому в Мончегорском плутоне. Однако в отличие от
последнего здесь широко развиты хромитовые кумулаты. Их мощность варьирует в
довольно широких пределах — от нескольких миллиметров до 50—70 см, иногда до 4 м.
Хромитовые кумулаты обычно тесно ассоциируют с оливин-хромитовыми кумулата-
ми (дунитами, пойкилитовыми гарцбургитами). При этом нижняя граница хромититов,
как правило, резкая, а вверх они постепенно сменяются оливин-хромитовыми куму-
латами через хромит-оливиновые (Джексон, 1973), т.е. наблюдается своего рода
ритмичность, где наиболее высокотемпературной фазой является хромшпинелид.
Согласно Э. Джексону, содержания хрома в хромшпинелидах в общем убывают
снизу вверх по разрезу зоны, a Fe3 +, наоборот, растут. С другой стороны, количество
Сг и Fe3 + зависит от соотношений в слоях кумулятивных хромшпинелида и оливина:
хромит в хромитов ых кумулатах содержит больше Сг и меньше Fe3+ по сравнению
с хромитами хромит-оливиновых кумулатов. Аналогичные закономерности выявлены
в Бушвельдском интрузиве.
Весьма характерно наличие функциональной зависимости между содержаниями Сг и
Fe3 + в сосуществующих хромитах и оливинах, свидетельствующей о .существовании в
данном случае равновесной ассоциации минералов (Джексон, 1973).
Недавними исследованиями в хромитовых и оливиновых кумулатах Ультрамафито-
вой зоны, а также в бронзитовых кумулатах Базальной зоны Стиллуотерского массива
(Page et al., 1976) выявлены сравнительно высокие концентрации металлов платиновой
группы (до 8—11 г/т) и золота (до 1 г/т). Однако наиболее крупное месторождение
платиноидов связано с рифом J-M в Полосчатой зоне. Здесь с сульфидами
(халькопиритом, пирротином, пентландитом) ассоциируют мелкие зерна платиновых
минералов (мончеита, брэггита, куперита, котульскита и Pt-Fe сплавов). Один
сегмент этого рифа длиной 5,5 км и мощностью 2,1 м содержит в среднем 22,3 г/т
Pt и Pd при отношении Pt к Pd около 1:3,5. В остальных породах интрузива
содержания благородных металлов незначительны.
Химический состав ультраосновных пород Стиллуотерского интрузива приведен в
табл. 60'. В целом он аналогичен составу пород Мончегорского плутона.
Для ортопироксенитов массива Стиллуотер Д. Де Паоло и Г. Вассербургом
выполнено определение изотопного отношения Nd/144Nd, которое оказалось равным
0,512301 при очень низком уровне концентрации редких литофильных элементов в
породе (Sm0,089; Nd0,235 ; Rb 0,86; Sr 8,5 г/т).
Бушвельдский интрузив расположен в центральной части Южно-Африканского
щита; его площадь около 29 000 км2. Он внедрился в верхнюю часть свиты Претория
(нижний протерозой) и сопровождается большим количеством" силлов и даек долери-
тов и пикродолеритов, развитых в его подошве и, по-видимому, связанных с тем же
источником, что и магма лополита. Прорывающие его "красные бушвельдские
граниты", по данным Rb-Sr метода, имеют возраст 1950 ± 150 млн лет; возраст основных
пород лополита — 2005 ± 24 млн лет (Hamilton, 1977).
Бушвельдский интрузив систематически изучается уже свыше 70 лет. По нему накоп-
149~
/eos
wo ■
woo
700
Рис. 61. Характер скрытой расслоен-
ности в Ультрамафитовой зоне Стил-
луотерского интрузива (Raedeke,
McCallum, 1984)
1—3 — кумулаты: / — оливин-
хромшпинелевый, 2 — оливин-орто-
пироксеновый, 3 — ортопироксено-
вый; 4—6 — минералы: 4 — куму-
лусный оливин, 5 — кумулусный
ортопироксен, 6 — посткумулусный
ортопироксен
№0
Mj)/(Mj)+Fe) /Шритазг, "/а Мв0алмыа cacmaSхумулатоЯ, off. %
15Q
Таблица 60. Химический состав типичных ультрамафитов Стиллуотерского интрузива
(Bowes et al., 1973)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
A12O3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na20
K,0
P2O5
H2O*
CO,
Сумма
Ni
Co
V
Sc
Li
Rb
Sr
Zn
Cu
1 — дунит; 2 -
1
38,79
0,12
2,33
1,63
2,79
10,34
0,19
0,23
39,60
0,92
0,18
0,02
0,01
2,82
0,38
100,35
2210
179
65
4
1,0
3
40
67
22
2
41,94
0,07
3,34
0,67
2,20
10,60
0,19
0,21
35,75
1,58
0,25
0,04
0,01
2,52
0,42
99,79
1940
140
32
5
1,2
4
40
54
23
3
50,86
0,06
4,80
0,95
0,91
8,37
0,17
0,00
29,14
3,38
0,30
0,00
0,00
0,59
0,09
99,62
881
84
55
13
1,3
0
45
53
23
4
53,86
0,03
1,91
0,58
0,40
9,39
0,22
0,00
30,20
2,12
0,00
0,00
0,00
1,28
0,12
100,11
703
81
86
18
1,0
1
25
59
31
5
55,29
0,10
3,24
0,71
0,79
8,69
0,18
0,08
26,88
2,19
0,18
0,02
0,00
1,04
0,15
99,54
633
78
48
17
2,3
0
30
51
14
6
55,78
0,10
1,51
0,71
0,23
9,43
0,22
0,08
28,20
2,36
0,10
0,02
0,00
0,78
0,12
99,64
685
81
35
19
0,6
0
25
49
37
- пойкилитовый гарцбургит; 3-4 — оливиновые бронзититы; 5-6 — бронзититы.
лен огромный фактический материал, обобщенный Р. Дели, А. Холлом, П. Вагнером,
Г. Хессом, Э. Камероном, Л. Уэйджером и Г. Брауном и др.
Работами последних лет установлено, что интрузив имеет близкую к воронковид-
ной форму с чашеобразной внутренней структурой. В нем, кроме пород краевой
группы, относящихся к закаленной оторочке массива, выделяются четыре зоны (серии):
Базальная (нижняя), Критическая, Главная и Верхняя (рис. 62). Последние две зоны,
занимающие главный объем интрузива, сложены основными породами (габбронорита-
ми, анортозитами и т.д.). Они рассмотрены ранее (Магматические горные ..., 1985)
и поэтому здесь не обсуждаются.
Краевая группа образована в основном тонкозернистыми норитами. Снизу вверх
они постепенно сменяются бронзититами, а потом гарцбургитами. Мощность пород
этой группы составляет около 120 м. Сходные разновидности пород характерны и
для силлов подошвы интрузива, представляющих собой боковые ответвления.
. Базальная зона имеет мощность от 600 м в западной части массива до 1500 м в
восточной. Она образована ритмичным чередованием дунитов, гарцбургитов и бронзити-
тов с преимущественным развитием бронзититов, особенно в верхних частях разреза
зоны (серии). Наряду с этими породами повсеместно отмечаются маломощные прослои
хромититов. Минералами кумулуса в дунитах являются оливин и хромшпинелид;
интеркумулус представлен бронзитом, хромдиопсидом, основным плагиоклазом,
сульфидами. В гарцбургитах кумулус составляют оливин + бронзит ± хромшпинелид,
а в бронзититах — бронзит. В хромититах кумулус также представлен только одним
минералом — хромшпинелидом.
151
Рис. 62. Схема строения Бушвельдского интрузива (Sharpe, 1982)
а — план: / — породы платформенного чехла; 2 — красные граниты; 3 — Бушвельдский
интрузив; 4 — образования серии Трансвааль; 5 —породы архея; б — генерализованный разрез: 1 —
габбро, оливиновые диориты и титаномагнетитовые слои; 2 — габбронориты, габбро, лейкогаббро;
3 — преимущественно бронэититы с прослоями норитов, анортозитов и хромнтитов,' 4 — ортопи-
роксениты, гарцбургитьу 5 — дунитовые трубки; 1—V — зоны: / — Верхняя;// — Главная;///, IV —
Критическая: III — верхняя часть, IV — нижняя часть; V — Нижняя; в — разрез Критической зоны:
/ — преимущественно нориты, анортозиты с бронэититами и хромитнтами; 2 — преимущественно
бронзититы; 3 — гарцбургиты
Критическая зона характеризуется ритмичным переслаиванием гарцбургитов,
бронзититов, норитов, габброноритов, анортозитов и хромитов, иногда Pt-содержащих.
Мощность зоны 1000—1500 м. Ее основанием служит "Главный хромитовый слой"
(нижний пласт Стелпорт). Нижняя часть зоны образована преимущественно бронзити-
тами, верхняя — преимущественно плагиоклазсодержащими кумулатами. Верхняя
часть Критической зоны весьма близка к Полосчатой зоне Стиллуотерского интрузива.
Поразительной особенностью зоны является ее вьщержанность на всей площади
интрузива, особенно верхних ее частей, включая риф Меренского — крупнейшее месторожде-
152
Рве. 63. Строение платиноносных дунитовых трубок
Онвервахт (А), Дрикоп (£), Мойхук (В) в Бушвельд-
ском интрузиве (Вагнер, 1932)
1 — бронзитит: 2 — норит; 3 - ферродунит; 4 —
гортонолитовый дунит; 5 — пироксенит; 6 — хроми-
тнт; 7 — промышленная зона в трубке Дрикоп
ние платиноидов. Последний представляет
собой пачку тонкого переслаивания пород
мощностью 1-5 м, в которой ведущую роль играют
грубозернистые плагиоклазовые бронзититы
(собственно риф), гарцбургиты, а также нориты,
хромититы и анортозиты. В породах рифа Мерен-
псого присутствуют коричневая роговая
обманка, биотит, графит, небольшие сегрегации грано-
фиров, а также обильная сульфидная
вкрапленность (пирротин, пентландит, халькопирит, ни-
кельсодержащий пирит). Платиновая
минерализация представлена брэггитом, куперитом, мон-
чеитом, лауритом, котульскитом,Р1>Ре сплавом
и др., которые находятся в срастании с
сульфидами, реже с силикатами.
Породам рифа свойственна неустойчивость
структур и текстур, а также
многочисленные текстуры оползания осадка
кристаллов. Характерно наличие депрессий
изометрической формы ("pothole") диаметром в десятки метров и глубиной до 30 м,
где расслоенность часто обрывается на стенках. В настоящее время их возникновение
связывается с центрами поступления летучих компонентов во время формирования
рифа Меренского (Kinloch, 1982 и др.).
В качестве подвозящих каналов подобных образований многими исследователями
рассматриваются своеобразные дунитовые трубки, довольно широко развитые в
пределах Критической зоны. Согласно П. Вагнеру (1932), они распространены довольно
широко, причем три из них — Онвервахт, Мойхук, Дрикоп (рис. 63) — содержат
промышленные месторождения платиноидов. Трубка Онвервахт занимает самое низкое
стратиграфическое положение, пересекая хромитовый слой Стелпорт. Трубки Мойхук
и Дрикоп расположены соответственно в 200 и 700 м выше по разрезу.
Трубка Онвервахт состоит из центрального ядра илатинусодержащего гортонолито-
вого дунита (оливин Faso-7o) диаметром не более 15 м, которое размещается внутри
овального тела "оливинового" дунита (оливин Fai6_23) диаметром около 40 м. Состав
оливина в промежуточной зоне — Fa3o_4o- Трубка пересекает вмещающие бронзититы
с прослоем хромитита под прямым углом к простиранию расслоенности. При этом
крупные блоки хромитита сохраняются в дунитовой матрице (см. рис. 63), что плохо
согласуется с представлением о магматическом генезисе дунитов. Параллельно
главному рудному телу в "оливиновых" дунитах расположены жилы и сегрегации
грубозернистых гортонолитовых дунитов с клинопироксеном, бурой роговой обманкой и
флогопитом. П. Вагнер показал, что между богатыми платиной и безрудными гортоно-
литовыми дунитами нет существенных химических и минералогических различий.
Он также подчеркнул важность хромититовых блоков как коллекторов платиноидов,
концентрация которых в контактах с ними достигает 2000 г/т. Диаметр трубки
Онвервахт уменьшается сверху вниз; на уровне 107 м главное тело расщепляется на три
"корня", один из которых продолжается вплоть до глубины 230 м, имея площадь
около 39 м2.
153
Таблица 61. Химический состав пород и минералов дунитовых трубок Бушвельдского интрузива
Сумма
Компоненты
SiO,
ТЮ,
А12О3
Сг2О,
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K,0
P2OS
NiO
s
1
36,55
0,10
1,70
0,40
1,80
16,85
0,15
37,95
1,00
Cn.
0,40
2
36,72
Cn.
1,63
0,00
-
38,04
1,05
22,18
0,50
0,32
Cn.
0,05
3
4710
1,0
11,7
-
-
8,9
0,2
16,9
11,9
2,0
0,3
-
-
_
4
42,3
2,9
10,2
-
-
15,4
0,2
12,4
11,0
3,1
0,7
-
-
_
5
2,9
10,2
38,1
13,9
31,8
0,4
2,5
-
_
-
-
-
_
6
6,4
6,7
30,1
21,4
35,8
0,2
2,3
_
-
-
-
-
_
7
10,2
3,6 ,
11,3
35,0
40,7
0,4
0,7
_
-
-
-
8
0,9
13,5
43,3
13,0
19,1
0,2
10,2
-
_
-
_
-
_
9
56,28
0,28
10,63
0,22
1,78
8,06
0,19
14,36
5,93
1,48
0,78
0,07
0,05
0,18
10
49,18
0,80
16,32
0,02
2,30
10,01
0,19
6,90
11,57
2,11
0,15
0,17
0,04
0,21
100,15*
100,49
99,9
98,2
99,8
102,9
101,9
100,2
100,29
99,97
*C учетом 2,60% H,O\ 0,40% H,O', 0,25% CO2.
1 — "оливиновый" дунит, трубка Мойхук (Вагнер, 1932) ; 2 — гортонолитовый дунит, там же (Вагнер, 1932) ; 3—8 — минералы гортонолитовых дуни-
тов (Stumpfl, Rucklidge, 1982) : 3, 4 — амфиболы (3 —трубка Мой хук, 4 — трубка Онвервахт) , 5—8 — хромшпинелиды, трубка Онвервахт (5 —из породна
контакте "оливинового" и гортонолитового дунита,б-из истощенного гортонолитового дунита, 7 - из гортонолитита, обогащенного амфиболом, 8—из
гортонолитита, обогащенного платиноидами) ; 9, 10 — составы исходных расплавов Бушвельдского интрузива (Sharpe, 1982): 9 — "пироксенитовьш",
10 — "габбровый".
Трубка Мойхук расположена в пятнистых лейконоритах и пересекает два хромити-
товых слоя. Здесь также наблюдается центральное ядро гортонолитовых дунитов
диаметром 10—15 мв теле "оливиновых" дунитов и верлитов диаметром приблизительно
220 м. Последнее заключено в оболочку пегматоидных клинопироксенитов и плагио-
клазовых клинопироксенитов, участками переходящих в пегматоидное оливиновое
габбро, которое местами содержит бурую роговую обманку и флогопит. k
В трубке Дрикоп наиболее важная в промышленном отношении площадь (20 X 25 м)
расположена в центре дунитовой трубки диаметром 100—150 м. Оливин почти во всей
трубке имеет состав Fa2<> ■ Однако платиновая минерализация здесь приурочена к сегре-
гациям и шлирам железистого дунита. "Оливиновый" дунит в контакте с этими сегре-
гациями и вблизи них также содержит промышленные количества платины (до 120 г/т).
Гортонолитовые дуниты представляют собой грубозернистую, местами пегматоид-
ную породу, в которой размер зерен варьирует от 1,5 до 6—10 см. Минеральный состав
типичного образца, химический анализ которого приведен в табл. 61 (ан. 2), следующий
(в об. %) : гортонолит (93,2), клинопироксен (5), коричневая роговая обманка (1,5),
хромит (0,25), магнетит (0,05). В других случаях в породах отмечаются заметные
количества (около 0,4%) фторсодержащего флогопита, диаметр кристаллов которого
может достигать 5 см, магнетитсодержащего ильменита, графита, иногда ортопироксена
и апатита.
"Оливиновые" дуниты — средне-равномернозернистые породы с подчиненным
количеством хромита, магнетита, клинопироксена и сульфидов. Иногда содержание интер-
стициального клинопироксена увеличивается и порода по составу отвечает верлиту.
Платиновая минерализация трубок (арсениды и сульфоарсениды Pt, Ir, Rh,
соединения Sb и Bi, самородная Pt) отличается от наблюдаемой в рифе Меренского, где
преобладают теллуриды платиноидов. В то же время она близка к платиновой
минерализации в хромититах (Stumpfe, Rucklidge, 1982). Весьма существенно, что в контакте
трубок с платиноносными хромититами в последних выявляется направленное
изменение состава минералов платиновой группы, среди которых начинают преобладать
сплавы благородных металлов (Pt-Fe, Pt-Pd-As-Sb), и снижение общей концентрации
платиноидов. Имеются сведения, что безрудные гортонолитовые дуниты, пересекая
риф Меренского, становятся платиноносными, а сам риф Меренского соответственно
обедняется Pt (Вагнер, 1932).
Химический состав дунитов и некоторых минералов из них приведен в табл. 61.
Относительно происхождения трубок традиционно существуют две точки зрения:
магматическая (внедрение дунитовой магмы) и трансформистская, предусматривающая
образование дунитов за счет метасоматоза вмещающих пород. В настоящее время
большинство исследователей склоняются в пользу второй точки зрения. Согласно
К. Шиффрису (Schiffries, 1982), формирование трубок было обусловлено
инфильтрацией высокотемпературных водно-хлоридных флюидов, реагировавших с вмещающими
породами, что приводило к образованию дунитов и возникновению метасоматической
зональности. Взаимодействие пород и флюидов сводилось к десиликации
ортопироксена и растворению плагиоклаза. Уменьшение объема на 67% вызывало развитие структур
обрушения вокруг трубок, в результате чего слои в контактах, например с трубкой
Дрикоп, приобретали вертикальное падение. Обогащение оливина железом, вероятно,
происходило по реакции Mg2SiO4 + 2FeCl2 ^ FeSiO4 + 2MgCl2. Водные хлоридные
(хлоридно-фторидные?) растворы могли также играть важную роль в
транспортировке и осаждении элементов платиновой группы и других катионов.
Краевая группа образована в основном мелкозернистыми норитами. Снизу вверх
они постепенно сменяются бронзититами. Мощность пород этой группы составляет
около 120 м. Сходные разновидности пород характерны и для силлов подошвы
интрузива, представляющих собой его боковые ответвления. В настоящее время среди эндо-
контактовых пород выделяются две группы — более ранняя магнезиальная, близкая
по составу к бониниту, и более поздняя, отвечающая по составу толеитовому
базальту (см. табл. 61). Предполагается, что из магмы первого типа кристаллизовались Ниж-
155
Таблица 62- Химический состав минералов ультрамафитов Нижней зоны восточной части
Бушвелвдского интрузива (Cameron, 1978)
Компоненты
Оливин
12 3
Ортопироксен
4 5 6 7
SiO,
ТЮ,
А12О3
Ci,O3
Fe,O3*
FeO
MnO
MgO
CaO
Сумма
39,31
0,00
0,00
-
12,79
0,20
46,89
0,01
99,20
39,42
-
0,01
0,02
0,352*
13,24
0,17
47,44
0,03
100,68
40,50
0,00
0,05
0,02
-
13,44
0,17
46,67
0,01
100,86
56,51
-
1,86
0,52
-
8,44
0,22
31,78
1,06
100,39
56,83
0,07
1,38
0,43
-
8,27
0,18
32,11
1,14
100,41
56,61
0,08
1,42
0,55
-
8,83
0,19
31,56
1,05
100,19
55,94
0,09
1,85
0,52
-
10,81
-
30,65
0,72
100,58
Компоненты
Клинопироксен
8
9
Хромшпинелиды
10
11
12
13
14
15
Флогопит
16
SiO,
TiO,
A1,O3
Cr,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Сумма
* Рассчитано по стехиометрии.
2 • Содержание NiO.
3 • С учетом 0,26% V , Os.
* * С учетом 8,60% К2 О и 1,07% Na2 Q .
1, 2, 5, 8, 10, 14, 15 — гарцбургиты (14 — ндиоморфный кристалл, 15 — ксеноморфное зерно);
3, 6, 12 — оливиновые бронэититы; 4 — пойкилитовый гарцбургит; 7, 9, 13 — бронзититы; 11, 16 —
дуниты (16 — интеркумулус).
53,46
0,23
1,10
0,25
-
2,56
0,09
16,75
24,91
99,35
52,93
0,25
1,93
0,80.
-
5,65
0,12
18,40
20,51
100,59
-
0,77
19,65
36,05
10,57
25,76
-
6,40
-
99,46 3*
-
1,04
17,41
39,16
9,32
25,42
0,42
6,52
-
99,29
-
0,44
15,59
49,29
3,68
21,83
0,32
8,44
-
99,59
-
0,26
9,89
52,17
5,88
25,48
-
5,96
-
99,64
-
0,52
16,90
45,35
6,20
22,53
0,32
8,24
-
100,06
-
0,15
23,77
39,70
5,22
21,21
0,31
9,58
-
99,94
39,73
4,23
15,19
2,16
—
2,12
0,05
23,12
0,00
96,274*
няя и Критическая зоны, а Главная и Верхняя — из расплава, образовавшегося в
результате смешения двух магм (Sharpe, 1982).
В петрохимическом плане ультраосновные породы Бушвельдского интрузива
аналогичны породам Мончегорского и Стиллуотерского интрузивов. Химический состав
минералов из ультрамафитов Нижней зоны приведен в табл. 62.
Первичные соотношения 87Sr/86Sr меняются снизу вверх по разрезу интрузива от
0,70563 ± 2 до 0,70769 ± 6 (Hamilton, 1977). Это связывается с последовательным
внедрением новых порций магмы, хотя в данном случае нельзя исключить возможнос-
156
а
Ш
Ш
/ее
zoo
У/////
\
SS S7
Рис. 64. Схема геологического строения Великой Дайки (Зимбабве)
а — план (Wilson, 1982): 1 — расслоенные габброиды; 2 — ультрамафиты; 3 — сопутствующие
мелкие интрузивы и дайки; 4 — образования зеленокаменных поясов; 5 — докембрийские
граниты и гнейсы; 6 — платформенные отложения от среднего докембрия до четвертичных; I—IV —
главные комплексы интрузива:/ — Муэенгези, // — Хартли, III — Селюкве, IV — Уэдза; б — разрез на
участке развития комплекса Хартли (Вагнер, 1932) : 1 — нориты и гарцбургиты; 2 — бронзититы;
3 — серпентиниэированные гарцбургиты и дуниты; 4 — вмещающие докембрийские граниты
Рис. 65. Скрытая расслоенное™ по ортопнроксену в комплексе Хартли (Wilson, 1982)
а — циклы (1—10, 14) ; б — изменение магнезиальности ортопироксена по разрезу; 1 — дуниты
и гарцбургиты (вне масштаба) ; 2 — оливиновые бронзититы; 3 — бронзититы; 4 — характер
изменения интеркумулусного ортопироксена
ти фракционирования изотопов стронция в процессе становления расслоенного
интрузива.
Помимо месторождений платиноидов с Бушвельдским интрузивом
связаны-месторождения хромитов, ванадистого магнетита и сульфидных медно-никелевых руд.
Великая Дайка (Зимбабве) представляет собой во многих отношениях
замечательный расслоенный интрузив. Она протягивается в север—северо-восточном направлении
на 480 км при средней ширине около 8 км (рис. 64). Великая Дайка сечет граниты,
гнейсы и образования зеленокаменных поясов Родезийского (Зимбабвийского) крато-
на. Согласно Дж. Гамильтону, возраст интрузива (Rb-Sr метод) оценивается в 2514 ±
= 16 млн лет.
Интрузив образован ультрамафитовыми кумулатами, местами перекрытыми пла-
гноклаз-пироксеновыми разновидностями (норитами, габброноритами). Считается,
410 такие участки представляют собой отдельные интрузивные центры ("комплексы").
157
Таблица 63. Химический состав пород и минералов Великой Дайки
Компоненты
1
2
3
4
5
Орх
Срх
Crt
6
Орх
Срх
Crt
Crt
SiO2
ТЮ2
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
NiO
H2O +
H2O"
Сумма
52,77
0,55
11,04
0,29
1,24
8,20
0,14
15,60
7,60
1,77
0,69
_
-
0,11
100,0*
39,36
0,12
1,73
0,98
5,14
5,35
0,13
39,47
1,54
0,15
0,15
5,49
0,22
0,04
99,87
42,80
0,14
2,66
0,58
3,90
6,79
0,13
35,20
2,37
0,25
0,21
4,80
0,30
0,04
100,17
54,26
0,20
2,17
0,53
1,11
8,41
0,16
29,83
2,90
0,44
0,14
0,25
0,06
0,27
100,73
57,52
0,08
1,12
0,63
0,44
5,58
0,15
33,64
1,36
_
55,21
0,13
1,51
1,45
0,34
2,19
0,09
17,57
21,50
0,79
-
0,30
13,06
57,40
0,52
18,99
0,55
9,83
-
_
56,03
0,07
1,29
0,59
0,87
8,18
0,21
31,09
1,48
0,05
52,71
0,40
2,51
1,01
0,94
4,45
0,13
18,35
18,35
0,35
-
1,65
11,69
43,30
10,95
26,21
0,53
5,46
-
_
-
0,69
19,75
43,92
5,25
20,66
0,44
9,56
-
_
0,10
100,62
0,07
100,85
0,04
0,08
0,03
* Пересчитано иа сухой остаток и приведено к 100%.
1 — предполагаемый состав исходного расплава; 2 — гарцбургит; 3 - оливиновый бронзитит; 4
ралов в ассоциации с оливином Fa, 6: 5 - из дунита, б — из гарцбургита.
Примечаии е. Ан. 1, 5, б — по А. Уилсону (Wilson, 1982) ; 2—4 — по Р. Бичану (1973).
0,13
0,14
100,69 99,94 99,23 99,92 100,41
бронзитит; 5,6- составы сосуществующих мине-
Выделяются четыре "комплекса" — Ведза, Селукве, Хартли (Маквиро), Музенгези,
каждый из которых имеет форму лодки с синклиналеподобной автономной
внутренней структурой (рис. 65). Таким образом, Великая Дайка не является собственно
дайкой, а представляет собой своеобразный дайкоподобный лополит с обычным для
расслоенных интрузивов внутренним строением. С ней ассоциирует значительное
количество мафических даек того же возраста, химизм которых близок к составу исходного
расплава интрузива (табл. 63).
Наиболее изучен комплекс Хартли, где установлена промышленная минерализация
платиноидов, близкая по типу к наблюдаемой в рифе Меренского. Согласно А. Уилсо-
ну (Wilson, 1982), в разрезе комплекса выделяются ультрамафическая (максимальная
мощность 2000 м) и мафическая (около 1000 м) зоны. Нижняя часть
ультрамафической зоны представлена ритмичным чередованием дунитов (оливин-хромшпинелевых
кумулатов) и хромититов (хромшпинелевых кумулатов), а верхняя — дунитов, гарц-
бургитов (оливин-ортопироксеновых кумулатов) и бронзититов (ортопироксеновых
кумулатов). Дуниты близ поверхности обычно серпентинизированы. Мафическая зона
представлена чередованием норитов и габброноритов, нередко оливиновых. Более
высокие части разреза уничтожены эрозией. Платиноносный риф, согласно П. Вагнеру
(1932), залегает в 6—18 м ниже основания мафической зоны и представляет собой
обогащенный сульфидами бронзитит мощностью 0,5—5 м.
Химический состав пород Великой Дайки в целом аналогичен породам описанных
выше комплексов (см. табл. 63). В отличие от предыдущих массивов, в ультрамафито-
вых зонах которых скрытая расслоенность проявлена слабо; в аналогичной зоне
Великой Дайки наблюдается скрытая расслоенность, в целом совпадающая с ритмичностью
интрузива (см. рис. 65). Первичные отношения 87Sr/86Sr в породах составляют
0,70261 ±4 (Hamilton, 1977).
Верлит-клинопироксенитовый тип
Представителями второй разновидности расслоенных интрузивов основных и
ультраосновных пород являются кембрийские массивы Алтае-Саянской области — Лысогорс-
кий, Шаманский и др. (Кузнецов, 1964; Иванов и др., 1972; Поляков и др., 1973).
Обычно это сравнительно небольшие (площадью не более 100 км2) интрузивы
преимущественно воронко-, реже линзообразной формы с автономной внутренней
структурой. Петрографический состав пород массивов довольно разнообразен; они
представлены рядом от дунитов до кварцевых диоритов. Широко распространены породы
группы габбро, в том числе роговообманковые габбро и габбронориты. Гипербазиты,
главным образом верлиты и клинопироксениты, встречаются в подчиненном количестве.
Породы среднего состава развиты ограниченно.
Лысогорский массив. Типичным представителем подобных интрузивов является
Лысогорский массив (рис. 66), изученный И.М. Волоховым и В.М. Ивановым. Он
имеет концентрически-зональное строение с автономной чашеобразной внутренней
структурой. Вдоль его периферических зон развиты преимущественно ультрабазиты — дуниты
и перидотиты (главным образом верлиты), реже лерцолиты. Дуниты тяготеют к
нижнему контакту, особенно в юго-западной части массива. Их магнезиальность, наивысшая
в центральной части тела, понижается в направлении вышележащих перидотитов с
переходом в ферродуниты. Ближе к центру развиты пироксениты (оливиновые
клинопироксениты, клинопироксениты, редко вебстериты, иногда с оливином), которые
сменяются габбро и габброноритами. Внутренние части интрузива образованы роговооб-
манковыми габбро, а самая верхняя его часть сложена кварцевыми габбро, диоритами
и кварцевыми диоритами.
Из особенностей состава породообразующих минералов следует отметить высокую
магнезиальность темноцветных силикатов. Среди оливинов перидотитов доминируют
составы с Falo_15, ортопироксенов — с Fs15_2o» a клинопироксены представлены
диопсидом и диопсид-салитом с содержанием геденбергитового минала не выше 12%
159
s
Таблица 64. Химический состав ультрамафитов верлит-клинопироксенитового
и дунит-троктолитового типов
Компоненты
SiOj
ТЮ2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K2O
П.п.п.
Сумма
1
39,45
0,05
0,94
3,09
6,32
0,11
44,15
0,28
0,16
0,05
0,02
4,80
99,42
2
38,08
0,21
0,73
1,45
17,28
0,31
41,00
0,28
0,14
0,02
-
0,15
99,65
3
40,83
0,22
3,68
0,87
14,62
0,18
33,35
3,75
0,24
0,04
Сл.
1,63
99,41
4
45,00
0,44
2,70
2,00
8,69
0,24
23,50
17,00
0,45
0,04
-
0,00
100,06
5
51,37
0,13
2,69
1,25
4,34
0,04
17,34
21,02
0,13
Сл.
-
1,27
99,58
б
51,12
0,54
2,34
1,72
9,94
0,16
22,90
10,58
0,40
0,18
-
0,18
100,06
7
40,20
0,06
1,97
2,76
11,27
0,15
40,32
1,62
0,20
0,00
0,06
1,13
99,74
8
40,95
0,00
7,69
1,26
10,63
0,18
31,58
4,13
0,40
0,05
0,00
2,75
99,62
9
44,54
0,07
10,64
-
10,05
0,16
26,57
7,35
0,54
0,07
0,01
-
100,0*
10
47,71
0,36
9,11
-
10,37
0,15
24,75
6,03
0,94
0,54
0,04
-
100,0*
11
40,45
0,20
4,53
-
12,85
0,20
37,80
3,71
0,23
0,02
0,01
-
100,0*
* Пересчитано иа сухой остаток и приведено к 100%.
Верлит-клинопироксенитовый тип. 1—6 — Алтае-Саянская область (Иванов и др., 1972): 1 — дунит, Эргакский массив, 2 — ферродунит, Шаманский
массив, 3 — верлит, там же, 4 — оливииовый клинопироксенит, Лысогорский массив, 5 - клинопироксенит, Усинский массив, 6 — вебстерит, Шаманский
массив. Дунит-троктолитовый тип. 7—10 - Иоко-Довыренский массив (Гурулев, 1983; Ярошевский и др., 1982) : 7 - ферродунит, 8 — меланократовы*
троктолит, 9, 10 — составы исходного расплава интрузива (9 — средневзвешенный состав, 10 — состав эндокоитактового пикрита); 11 — верлит из осно
вания 10-го цикла, интрузив о-ва Рам (Tait, 1985).
Рис. .66. Схема геологического строения Лысогор-
ского интрузива (по И.М. Волохову и В.М.
Иванову)
1 — дуниты; 2 — перидотиты; 3 — пироксени-
ты; 4 — габбро, габбронориты; 5 — горнблен-
диты и анортозиты (в прослоях и линзах)'; 6 —
роговообманковые габбро; 7 — кварцевые
габбро, диориты и кварцевые диориты
(в пироксенитах). Среди плагиоклазов преобладают анортит-битовниты и битовниты.
Характерен преимущественно магнетитовый состав рудных минералов при почти
полном отсутствии хромшпинелидов.
Химический состав ультраосновных пород дунит-пироксенит-габбровых массивов
Алтае-Саянской области приведен в табл. 64.
Дунит-троктолитовый тип
Представителями третьей разновидности рассматриваемых интрузивов являются Иоко-
Довыренский массив и массив о-ва Рам. Для них характерны отсутствие прослоев пи-
роксенитов, высокая магнезиальность оливина и клинопироксена, а также высокая
основность плагиоклаза.
Иоко-Довыренский массив. Позднепротерозойский Иоко-Довыренский
расслоенный интрузив находится в Северном Прибайкалье, в 80 км к северо-востоку от
северного окончания оз. Байкал. Он представляет собой субсогласное пластовое тело
северовосточного простирания протяженностью 25—30 км и мощностью до 3—3,5 км в
центральной части, находящееся во вторичном крутопадающем залегании (Гурулев, 1983;
Ионов и др., 1984). Разрез массива на дневной поверхности вскрыт полностью; в
рельефе он проявлен гольцами Иоко и Довырен. По геологическим данным, внедрение
магмы при образовании интрузива происходило в субгоризонтальную пластовую или
линзовидную камеру, кровля которой находилась на глубине порядка 1—2 км.
В целом строение интрузива характеризуется последовательной сменой пород в
разрезе (от дунитов внизу до кварц-гранофировых габброноритов вверху), которая
осложняется ритмической расслоенностью. Последняя обладает рядом особенностей.
В массиве практически отсутствуют участки с чередованием тонких слоев
контрастного состава ("микроритмичность"). Здесь представлены сравнительно мощные (первые
метры - десятки метров) слои, довольно однородные по минеральному составу и
лишенные отчетливых признаков внутренней дифференцированности по структурам,
размерам зерен и т.п. Контакты между ними как резкие, так и постепенные. Среди
троктолитов встречаются участки с неоднородным строением — с тонкими линзами
или слоями неправильной формы, которые в ряде случаев можно идентифицировать
как оползневые структуры или зоны "косой слоистости".
Несмотря на разнообразие видов пород в разрезе массива, по набору характерных
кумулятивных минералов снизу вверх можно выделить пять зон (кроме зон эндокон-
такта) —А,Б,В,ГиД (рис. 67). Зона А мощностью 600—800 м сложена исключительно
хромшпинель-оливиновыми кумулатами, главным образом ферродунитами, а зона Б
мощностью 950—1150 м — хромшпинель-плагиоклаз-оливиновымикумулатами — трок-
толитами с прослоями ферродунитов; на долю последних приходится не более 10%
мощности зоны. ■ Вышележащие зоны В, Г и Д состоят из пироксен-плагиоклазовых
11. Зак. 855 161
Рис. 67. Схема внутреннего строения Иоко-Довыренского массива
1—5 — зоны массива соответственно А—Д (пояснения в тексте); 6 — осадочные и
вулканогенные породы позднего протерозоя; 7 — разрывные нарушения
Рис. 68. Изменение состава оливина и плагиоклаза по зонам А-Д в разрезе Иоко-Довыреиского
массива
/ — дуниты; 2 — троктолиты; 3 — оливиновые габбро и габбронориты; 4 — габбро, габброно-
риты., нориты
кумулатов с оливином или без него, т.е. из различных габброидов. Снизу вверх по
разрезу растет железистость оливина и пироксенов и падает основность плагиоклаза.
Изменение состава минералов в зонах А к Б невелико, в основном оно проявлено в верхней
габброидной зоне (рис. 68).
Ультрамафиты и троктолиты составляют до 2/3 разреза интрузива и сложены двумя
типами кумулатов. Шпинельоливиновые кумулаты образуют непрерывную серию от
дунитов до плагиоклазовых перидотитов, в которой содержание оливина и хромшпи-
нелида составляет соответственно 80—97 и 1—2%, а интеркумулятивные плагиоклаз и
клинопироксен присутствуют в количестве 1—10%. Обычно отмечаются акцессорные
биотит и ортопироксен. Преобладают разновидности, переходные от плагиоклазовых
дунитов к плагиоклазовым верлитам с суммарным содержанием плагиоклаза и
пироксенов 10—15%. Оливин образует идиоморфные зерна до 3 мм в поперечнике, между
которыми расположены резко ксеноморфные до поикилитовых зерна зонального
плагиоклаза, пироксена, биотита.
Шпинель-плагиоклазюливиновые кумулаты слагают серию от плагиодунитов до
лейкократовых троктолитов; наиболее обычны мезо-, меланократовые троктолиты
с содержанием плагиоклаза до 30—40%. Зерна оливина округлые и субидиоморфные.
Они мельче, чем в дунитах. Плагиоклаз короткотаблитчатый, незональный; содержание
хромита не более 1%. Структура пород меняется от панидиоморфнозернистой в мела-
нократовых разностях до габброюфитовой в лейкократовых. Иногда отмечается слабая
трахитоидность. К интеркумулусному материалу относятся лишь тонкие каемки вокруг
зерен оливина и "скелетные" ойкокристаллы с большим количеством включений
кумулятивных минералов, иногда слабо корродированных. Они сложены клинопироксеном,
реже ортопироксеном, количество которых не превышает 2—3% объема породы. По
составу плагиоклаз относится к битовниту (Ап8О_9о)> оливин — к
форстерит-хризолиту (Fa 12-20) •
В петрохимическом отношении серия шпинельоливиновых кумулатов довольно
однородна (см. табл. 64). Имеющиеся в ней слабые вариации содержаний СаО, А12О3.
162
Na2 0 и MgO обусловлены различными соотношениями между кумулятивным
оливином и материалом интеркумулуса. Петрохимия троктолитов массива практически
полностью определяется количественными соотношениями оливина и плагиоклаза, так
как роль других минералов (пироксенов и хромшпинелида) в них несущественна;
изменение состава минералов в троктолитовой серии невелико. По этой причине
графики распределения в породах MgO, FeO, NiO, MnO, с одной стороны, и СаО, А12О3,
Na2O — с другой, имеют пилообразный вид и комплементарны по отношению друг к
другу (Ионов и др., 1984). Величины отношений Mg/ (Mg + Fe), Na/Ca в породе полностью
определяются магнезиальностью оливина или основностью плагиоклаза. Ультрамафи-
там и троктолитам свойственны довольно низкие содержания титана, калия и
фосфора, что обусловлено бедностью исходного расплава этими элементами (см. табл. 64).
Состав оливина в ультрамафит-троктолитовой части интрузива меняется мало. Он
отвечает ~ Fai з с 0,19-0,22% NiO в зоне А и Fai4_i6 c 0,13-0,17% NiO в
перидотитах и троктолитах зоны В. Заметное повышение железистости оливина происходит
лишь на границе этих зон (см. рис. 68).
Интерстициальный плагиоклаз в плагиоперидотитах (хромшпинельоливиновых
кумулатах) зон А и Б имеет состав Ап60_70, что на 10—20 номеров ниже состава
кумулятивного плагиоклаза (Ап82_84) из соседних троктолитов (см. рис. 68).
Кроме того, он богаче калием (0Д0-ОД5% против 0,10%) по сравнению с последним
(Ионов и др., 1984).
Состав хромшпинелидов — акцессорного кумулятивного минерала дунитов и
троктолитов — близок к составу хромитов других крупных расслоенных комплексов
(Великая Дайка, Бушвельд, Маскокс), в частности отношение Сг/(Сг + А1) в них
составляет 0,73—0,77. Вариации состава хромшпинелидов в разрезе интрузива невелики и
не образуют трендов. Лишь содержания ТЮ2 (1,8—3,4%) и NiO (0,21-0,33%) в
хромитах из дунитов повышенны относительно хромитов из троктолитов (1,1—1Д5 и
0,14—0,17% соответственно). Ярко-зеленый интерстициальный клинопироксен из
дунитов является хромдиопсидом и содержит около 1% Сг2О3. Он несколько богаче
натрием, калием и титаном, чем кумулятивный клинопироксен из вышележащих
пород, по-видимому, за счет кристаллизации из интеркумулусного расплава.
Для понимания природы ритмической расслоенное™ в массиве принципиально
важно, что в пределах зоны Б, где среди мезо- и меланотроктолитов встречаются
прослои дунитов, наблюдаются отчетливые корреляции между модальным составом пород
и составом их минералов. Магнезиальность оливина и содержание в нем никеля
находятся в прямой зависимости от количества оливина и хромшпинелида в породе (см.
рис. 68). Максимальные содержания хромита приурочены к наиболее меланократовым
породам. Это позволяет предположить, что вариации минерального состава в
расслоенной пачке вызваны не случайным механическим распределением (сортировкой)
кумулятивных кристаллов оливина, плагиоклаза и хромита, а обусловлены
физико-химическими закономерностями ритмической кристаллизации расплава в придонной части
магматической камеры.
На основании более 300 анализов пород с учетом интервалов опробования по
разрезам был рассчитан средневзвешенный состав массива (см. табл. 64, ан. 9); данные,
полученные по разным разрезам массива, практически совпали (Ярошевский и др.,
1982). Обращает на себя внимание очень высокое содержание MgO при пониженных
относительно характерных для базитовых магм концентрациях SiO2,Al2O3 и СаО.
Особенно резко обеднен средний состав массива TiO2, Na2 О и К2 О, что связано с
преобладанием в интрузиве дунитов и мезо-меланократовых троктолитов. Средневзвешенный
состав Иоко-Довыренского массива близок к составу закаленных пород нижнего эндо-
контакта — пикродолеритов или пикритов (см. табл. 64). Некоторое обогащение эндо-
контактовых пород кремнеземом, титаном, натрием и калием, по-видимому,
связано с контактовым взаимодействием внедрившейся магмы с вмещающими породами.
Другим представителем подобных интрузивов является массив о-ва Рам, входящий
в состав третичной Британо-Арктической базальтовой провинции (Уэйджер, Браун,
163
1970; Dunham, Wadsworth, 1978 и др.)- По существу, этот массив площадью около
31 км2 представляет собой два тектонических блока первоначально более крупного
интрузива, выведенные на поверхность по кольцевому разлому. Эти блоки
(восточный и западный) образованы ритмичным чередованием перидотитов, троктолитов и
оливиновых габбро. В нижней части ритмов преобладает оливин, а в верхней —
плагиоклаз.
В восточной части массива насчитывается 15 макроритмов (циклов) мощностью
от 16 до 150 м. В каждом макроритме выделяются нижняя (перидотитовая) и верхняя
(алливалитовая) зоны. Перидотитовый слой занимает большую часть макроритма и
сложен оливин-хромитов ыми кумулатами с интеркумулусными плагиоклазом и клино-
пироксеном — плагиоверлитами и меланократовыми оливиновыми габбро. В верхней
зоне под местным названием алливалитов объединяются оливин-плагиоклазовые
(иногда с хромшпинелью) и оливин-плагиоклаз-клинопироксеновые кумулаты,
представленные мезократовыми оливиновыми габбро и троктолитами. В них встречаются
редкие прослои анортозитов. Границы между макроритмами обычно очень резкие; алли-
валит сразу сменяется перидотитом следующего цикла; в основании ритмов нередко
отмечаются маломощные прослои хромитовых кумулатов.
Структура пород обычно кумулятивная. В западной (нижней по разрезу) части мас-
• сива оливин некоторых слоев имеет тенденцию к образованию очень крупных,
удлиненных, иногда ветвящихся кристаллов, ориентированных длинными осями грубо
перпендикулярно поверхности расслоенное™. Эта структура, характерная для некоторых
меланогроктолитов и плагиоклазов ых перидотитов, получила название харризитовой
или крескумулятивной. Считается, что она возникла в результате направленного роста
оливина вверх (в расплав) от поверхности фронта кристаллизации (Уэйджер, Браун,
1970). Подобная морфология кристаллов характерна для зон транскристаллизации
(Шарков, 1983) и, очевидно, свидетельствует о сравнительно высокой скорости
затвердевания расплава. Крескумулаты переслаиваются с обычными оливиновыми
кумулатами, которые, очевидно, формировались в моменты, когда скорость затвердевания
интрузива замедлялась в результате выделения скрытой теплоты кристаллизации.
В петролого-геохимическом отношении наиболее хорошо изучен типичный для
интрузива циклический горизонт горы Алливал мощностью 81,5 м (Tait, 1985). Нижние
65 м горизонта представлены оливин-хромшпинелевыми кумулатами (перидотитами),
а верхние 16,5 м — троктолитами (алливалитами). В интервале 0—50 м разрез этого
макроритма сложен очень однородными по структуре и количественному
минеральному составу перидотитами, переходными к меланократовым оливиновым габбро,
которые содержат в среднем (в об. %): оливин (79), плагиоклаз (11), клинопироксен
(8), хромит (2). Химический состав типичного перидотита приведен в табл. 64 (ан. 5).
Содержания малых и рассеянных элементов в нем характеризуются следующими
величинами (в г/т): Сг 6410; № 1913; Со 140; V 76; Sc 14; Rb 3; Sr 66; Ва 10; Zr 22; Pb 4;
Zn 76; Си 63.
В интервале 50—65 м оливин-хромшпинелевые кумулаты представлены
меланократовыми оливиновыми габбро (оливин — 65%, плагиоклаз >- 24, клинопироксен — 10,
хромит — 1%) и алливалитами. В породах хорошо развита мелкомасштабная
ритмическая расслое нность.
На рис. 69 показано изменение состава оливина в разрезе 10-го макроритма. Он
остается почти постоянным (Fa! 5) в нижних 43 м разреза, затем содержание фаялита
довольно беспорядочно увеличивается (Fai7>8 на уровне 56 м) и, наконец, резко
возрастает до Fa!9,2 на границе с алливалитом. Изучение соседних параллельных разрезов,
расположенных в нескольких метрах от основного, показало, что в верхней части пери-
дотитового горизонта и в алливалитовом горизонте состав незонального оливина
заметно меняется по простиранию слоев, а в некоторых алливалитах он варьирует и в
пределах одного шлифа. Содержание никеля (0,25%) в оливине перидотитов не
обнаруживает систематической зависимости от положения последних в разрезе цикла. Зерна
плагиоклаза, как правило, имеют ядро постоянного состава и тонкие резко зональные
164
Yb
•о, мал. %
Рис. 69. Вариации магнезиальности оливина в разрезе 10-го макроритма интрузива о-ва Рам (Tait,
1985)
/ — перидотиты; 2 — оливиновые габбро (алливалиты)
Рис. 70.Распределение редкоземельных элементов в породах 10-го макроритма (Tait, 1985)
/ — алливалиты; 2 — перидотиты
каймы, в том числе и в пойкилитовом плагиоклазе перидотитов. Состав плагиоклаза
варьирует от Ап60 до Ап88, при этом основность ядер кристаллов уменьшается вверх
по разрезу примерно от Ап86 до Ап8о •
Как в перидотитах, так и в алливалитах в распределении РЗЭ обнаруживается
постоянный Eu-максимум. Наибольшие концентрации РЗЭ характерны для клинопирок-
сенов. Поэтому общий уровень содержаний РЗЭ в породе определяется долей интерку-
мулусного клинопироксена и достигает максимума в алливалитах с кумулятивным
клинопироксеном (рис. 70).
Величина отношения 87Sr/86Sr в разрезе макроритма меняется ступенчато: она
составляет 0,70371 в нижней части перидотитовой зоны, 0,70516 в верхней ее части и
0,7064 в алливалитах. Величина отношения 143Nd/144Nd в перидотитах варьирует
от 0,51288 до 0,51260, постепенно уменьшаясь вверх по разрезу.
В целом устанавливается четкая корреляционная связь между железистостью
оливина, концентрациями Sr и Nd в породах и вариациями их изотопных отношений.
Все это хорошо согласуется со "стратиграфическим" делением макроритма на нижние
и верхние перидотиты и алливалиты и петрографическими особенностями пород (Ра-
lacz, Tait, 1985). Образование макроритмов 3. Пелеч и С. Тейт объясняют
периодической подпиткой интрузивной камеры порциями свежего пикритового или базальтового
с высоким содержанием вкрапленников оливина расплава. Предполагается, что породы
перидотитовой зоны образовались в результате быстрого осаждения кристаллов
оливина и хромита непосредственно из свежей порции расплава, растекавшегося по дну
магматической камеры, в то время как алливалиты кристаллизовались из расплава,
возникшего за счет смешения остатков новой порции расплава с магмой главного объема
интрузивной камеры, ранее частично контаминированной вмещающими породами.
При этом верхняя, слабо консолидированная часть толщи оливин-хромшпинелевых
кумулатов подверглась воздействию этого фракционированного расплава,
просачивавшегося сверху в межзерновое пространство кумулатов.
Аналоги Иоко-Довыренского и Рамского интрузивов известны в пределах Станово-
165
го хребта (Ильдеус, Лучанский, Лукинда), в Витимской горной области (Маринкин),
в Северном Казахстане (Златогорский), в Британо-Арктической провинции (Скай,
Малл, Белхелви и др.). на западе Австралии (Солт-Лик-Крик) и в других регионах
(Протерозойские..., 1986).
РАССЛОЕННЫЕ ЩЕЛОЧНО-ГАББРОВЫЕ И СИЕНИТ-ГАББРОВЫЕ ИНТРУЗИВЫ
В отличие от рассмотренных выше интрузивов основных и ультраосновных пород в
расслоенных щелочно-габбровых интрузивах наряду с умеренно-магнезиальными оли-
винитами, верлитами, клинопироксенитами широко представлены высокожелезистые
ультрабазиты. Как правило, они приурочены к верхним частям разреза подобных
интрузивов, где находятся в переслаивании с габброидами, в том числе и субщелочными,
типа олигоклазовых и ортоклазовых габбро (акеритов и пуласкитов соответственно).
Кроме того, Fe-Ti улырамафиты (косьвиты, казанскиты) встречаются в виде
прослоев среди ферро-лейкогаббро в сиенит-габбровых интрузивах.
Типичным щелочно-габбровым расслоенным интрузивом является массив Гремяха-
Вырмес на Кольском полуострове (Полканов и др., 1967; Магматические горные ...,
1985). Этот интрузив прорывает глубоко метаморфизованные образования Кольской
серии архея. Его возраст, согласно многочисленным изотопным данным, оценивается
в 1850—1900 млн лет. По мнению А.А. Полканова и др. (1967), интрузив
формировался в три этапа, что привело к появлению трех комплексов пород: 1) перидотит-пи-
роксенит-габбро-анортозитов и акеритов—пуласкитов; 2) нефелиновых сиенитов;
3) щелочных сиенитов—щелочных гранитов. Последующие петрологические
исследования показали, что граниты прямого отношения к интрузиву не имеют, а щелочные
породы, скорее всего, представляют собой низкотемпературное ядро массива (Шар-
ков, 1980).
Интрузив Гремяха-Вырмес представляет собой линзообразное тело плошадью
околок 60 км2, вытянутое в меридиональном направлении, с падением расслоенности на
запад—юго-запад под углами 40—60°. В контакте с архейскими гнейсами всюду
отмечается полоса эндоконтактовых габброидов мощностью до 500 м. Внешняя часть этой
полосы образована мелкозернистыми габбро и габброноритами, которые снизу вверх
постепенно сменяются крупно- и гигантозернистыми разновидностями. Между мелко-
и крупнозернистыми породами часто наблюдаются прослои оруденелых габбро и оливи-
новых габбро с обильной вкрапленностью титаномагнетита, а также прослои
клинопироксенитов и меланократовых троктолитов.
Выше эндоконтактовой зоны развита расслоенная серия, образованная ритмичным
чередованием оливинитов, перидотитов (верлитов), клинопироксенитов, оливиновых
габбро, габбро, троктолитов, анортозитов и акеритов, переслаивающихся в указанном
порядке. Мощность отдельных прослоев колеблется от нескольких сантиметров до
десятков метров. Преобладающей разновидностью пород в восточной части интрузива
являются габбро и лейкогаббро-анортозиты (рис. 71). В нижней части разреза развиты
преимущественно ультраосновные породы (оливиниты, перидотиты), а в верхней —
появляются субщелочные олигоклазовые габбро. Среди габброидов верхней части
разреза в районе оз. Гремяха наблюдаются прослои высокожелезистых ультрабазитов —
гортонолитовых оливинитов, верлитов, клинопироксенитов. Восточнее оз. Вырмес
среди субщелочных габброидов присутствуют прослои щелочных пород — щелочных
пироксенитов (эгиринитов), мельтейгитов.ийолит-ургитов и тералитов.
Породы массива имеют типичные кумулятивные структуры. В оливинитах
единственным минералом кумулуса является оливин (Fa2s-3o)> a интерстициальный
материал представлен авгитом, плагиоклазом (An4o-so)> керсутитоми титаномагнетитом
(±пирротин, реже халькопирит). Гортонолитовые оливиниты верхних частей разреза,
особенно в западной части интрузива, в качестве кумулятивных фаз содержат
высокожелезистый оливин (Fa6O_9o) и апатит. Интеркумулус — андезинолигоклаз, титанав-
гит, титаномагнетит, керсутит, биотит.
166
Таблица 65. Химический состав высокожелезистых ультрамафитов щелочно-габбровых
и сиенит-габбровых интрузивов
Компоненты
SiO2
ТГО2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2OS
V2OS
H2O+
н2о-
Сумма
1
27,22
3,85
1,19
7,13
49,88
1,55
6,63
1,97
| 0,20
F
-
0,61
0,10
100,33
2
3
27,05 31,53
6,02 7,17
2,16 1,18
5,92 6,79
50,27 33,96
1,08 1,11
5,26 4,63
2,26 11,96
0,22 1
0,22 J°'31
0,54 0,03
- -
0,30 1,22
0,20 0,11
100,50
100,00
4
36,60
5,84
1,34
3,67
30,93
1,29
5,60
13,88
0,36
-
-
0,65
0,13
100,29
5
27,07
8,73
5,25
8,53
28,97
0,62
8,43
8,87
0,54
0,15
1,48
-
1,15
0,40
100,19
6
33,74
5,78
4,38
10,90
27,07
1,00
5,01
9,18
0,75
0,50
0,75
-
1,26
0,40
100,72
7
30,62
6,16
0,86
7,99
37,44
0,99
5,23
9,42
0,20
0,08
0,50
0,02
0,49
0,20
100,18
8
46,80
2,24
14,82
7,62
7,88
0,17
5,37
10,05
3,75
0,71
0,05
0,14
-
0,36
99,96
9
35,70
5,15
7,43
9,41
18,53
0,36
13,03
7,94
0,99
0,25
1,28
- -
0,68
0,26
101,01
10
40,08
4,16
12,01
4,48
11,79
0,05
6,51
15,00
0,77
0,47
1,66
-
0,60
1,44
99,02
1—8 — интрузив Гремяха-Вырмес (Полканов и др., 1967): 1, 2 — гортонолититы, 3,4 —гортоно-
литовый перидотит (верлит) (3 — валовой состав, 4 — силикатная часть породы), S, 6 — оруденелые
плагиоклаэовые вер литы, 7 — гортонолитовый клинопироксенит, 8 — мелкозернистое габбро из
зоны эндоконтакта; 9 — казанских, интрузив Большая Куль-Тайга (Богатиков, 1966); 10 — кось-
внт, Патынский интрузив (Богатиков, 1966).
Общая мощность интрузива составляет около 5000 м.
Так же как и для других расслоенных интрузивов, для интрузива Гремяха-Вырмес
характерно закономерное изменение химизма минералов снизу вверх по разрезу
(скрытая расслоенность). Особенно четко эта закономерность прослеживается на примере
оливина, состав которого снизу вверх меняется с темпом 4—5% Fe2Si04 на каждые
50 м разреза от Fa18_3o Д° Fa5S-9o (см- Рис- 71). Характер изменения состава
минералов в западной части интрузива специально не изучался, но, судя по единичным
наблюдениям, железистость оливина здесь возрастает с запада на восток (Шарков, 1980).
Химический состав высокожелезистых ультрамафитов приведен в табл. 65. Здесь
же представлен состав зндоконтактовых габброидов, слагающих зону закалки
интрузива и отвечающих по химизму калиево-натриевому субщелочному базальту.
Сиенит-габбровые интрузивы наиболее широко распространены в Алтае-Саянской
области (Богатиков, 1966; Поляков и др., 1973; Магматические горные ..., 1985).
Они образованы ритмичным чередованием различных габброидов и анортозитов.
Характер взаимоотношений сиенитов и основных пород двойственный. Наблюдаются как
секущие, так и постепенные контакты. Железистые ультрамафиты (косьвиты и казански-
ты) обычно наблюдаются в виде маломощных (0,2-0,3 м) прослоев в верхней части
разреза основных пород среди мезо- и феррогаббро.
Казанскиты — оруденелые оливиновые пироксениты (см. табл. 65). Согласно О.А.Бо-
гатикову (1966), они имеют массивную, местами такситовую текстуру, особенно в зоне
перехода к габбро. Структура их обычно сидеронитовая. В породе преобладает клинопи-
роксен — титанавгит, составляющий 50—60% объема. Оливин Fa3o-4o встречается в
количестве до 20—22%. Содержание апатита достигает 5—10, а рудных минералов — ти-
таномагнетита и ильменита — 25%. В подчиненных количествах отмечаются плагиоклаз,
168
керсутит, биотит. При повышении содержаний плагиоклаза породы могут переходить
в меланотроктолиты.
Косьвиты отличаются от казанскитов отсутствием оливина. В породах преобладает
титанавгит. Титаномагнетит и ильменит составляют до 30% объема. Содержание апатита
10—15%. В небольших количествах отмечаются плагиоклаз, керсутит, биотит, а среди
рудных минералов — зеленая шпинель типа цейлонита.
УЛЬТРАБАЗИТЫ БАЗАЛЬТ-ДОЛЕРИТОВОЙ (ТРАППОВОЙ) АССОЦИАЦИИ
Траппами принято называть ассоциации интрузивных, эффузивных и вулканоген-
нообломочных пород, являющихся производными базальтовой магмы нормальной
щелочности и сформировавшихся на платформах в постконсолидационный период их
истории. В подавляющей массе траппы представлены породами основного состава
(Магматические горные..., 1985), однако в ассоциации с долеритами и базальтами в
резко подчиненном количестве присутствуют также кислые, средние и ультраосновные
породы — почти исключительно пикриты.
Пикриты известны как в интрузивной, так и в эффузивной фации в составе
разновозрастных (от протерозоя до палеогена) трапповых формаций древних
континентальных платформ. Пикритсодержащие комплексы приурочены к зонам глубинных
разломов , которые развиваются по периферии кратонов и на границах слагающих их
фундамент архейских блоков. Фациально однотипные пикриты разного возрастай различных
регионов близки по своему составу. Между тем интрузивные и эффузивные пикриты
даже одного района отличаются как по петрографическому составу, так и по петро-
химическим особенностям.
Характерные черты пикритов трапповых ассоциаций можно продемонстрировать на
примере ряда конкретных формаций.
На Сибирской платформе пикриты известны в составе позднепалеозойской—ранне-
мезозойской трапповой формации (Петрология Талнахской..., 1975; Золотухин и др.,
1986). Они встречаются преимущественно в северо-западной части кратона, в зоне
Рис. 72. Схематический геологический разрез интрузива Норильск-1 (рудник "Медвежий ручей",
по А.В. Тарасову)
/ — эруптивная брекчия; 2 — лейкократовые габбро; 3 — габбро-диориты; 4—8 — габбро-доле-
риты: 4 — контактовые, 5 — такситовые, 6 — оливинсодержащие и оливиновые, 7 — оливин-биоти-
товые, 8 — пикритовые; 9 — геологические границы (с — прослеженные, б — предполагаемые);
10, 11 — сульфидные руды: 10 — Сплошные, // — вкрапленные; 12 — туфолавовая толща (Р—Т);
13 — отложения тунгусской серии (С—Р)
169
Таблица 66. Химический состав минералов пикритов
базальт-долеритовой (трапповой) ассоциации
Компоненты
SK>2
ТЮ,
A1,O3
Cr2O3
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
Оливин
1
37,75
-
-
0,08
-
18,26
0,29
42,42
0,28
-
99,08
2
40,49
-
-
-
-
11,01
0,15
48,15
0,28
-
100,45
Клинопи-
роксен
3
51,10
0,66
2,50
1,01
—
6,30
0,35
17,79
19,86
0,14
99,71
Ортопи-
роксен
4
53,40
0,64
1,10
0,18
-
14,24
0,32
26,74
4,13
-
100,75
5
5,62
16,12
30,59
16,95
23,36
-
7,24
-
99,88
Хромшпинелиды
6
1,96
22,65
33,85
16,66
14,33
-
11,65
-
-
101,1
7
7,90
6,60
38,7
12,2
34,5
-
3,4
-
-
103,3
8
_
1,90
19,7
32,6
16,63
18,44
-
12,70
-
-
101,97
1,3—8 - Сибирская платформа (Золотухин и др., 1986) : 1,3—6,8 — эффузивные пикриты, гуд-
чихинская свита, 7 — интрузивный пикрит, Талиахская ннтрузия; 2 — эффузивный пикрит, залив
Баффин-Бей (Francis, 198S).
пересечения Норильско-Хараелахским глубинным разломом тектонических прогибов,
в которых траппы представлены мощной толщей пермо-триасовых лав и триасовыми
дифференцированными сульфидоносными интрузивами в отложениях верхнего
палеозоя и в зоне контакта с вышележащими мезозойскими вулканитами. Эффузивные
пикриты входят в состав гудчихинской свиты верхней перми (244 млн лет) мощностью
до 200 м, где они находятся в ассоциации с нормальными плагио-, оливино- и полифи-
ровыми базальтами. Пикриты слагают покровы (мощность 2—25 м, суммарная ~120 м),
тяготеющие к верхам свиты, которая принадлежит к нижней части разреза лавовой
толщи. Наиболее крупные покровы пикритов дифференцированы. Интрузивные
пикриты образуют приподошвенные зоны мощностью до 120 м в расслоенных хонолитах
Норильского района (интрузивы Норильск-1, Талнахский и др.). Вверх по разрезу они
сменяются базитами с прогрессивно уменьшающимся содержанием оливина (оливино-
вые и оливинсодержащие долериты, безоливиновые долериты.лейкократовые габбро).
Мощнось интрузивных тел - первые сотни метров, возраст - 240-250 млн лет (рис. 72),
На Африканской платформе (Сох, Jamieson, 1974 и др.) пикритов ые лавы, дайки и
силлы ассоциируют с юрской (190—154 млн лет) трапповой формацией Карру. Они
развиты главным образом в пределах тектонического пояса Лимпопо (провинция
Нуанетси), разделяющего два архейских кратона, в непосредственной близости от зоны
глубинных разломов моноклинали Лебомбо. Пикритовые эффузивы характерны для
низов разреза мезозойской лавовой толщи мощностью более 8,5 км, сложенной в
основном оливиновыми базальтами и базальтами, среди которых в верхних частях
разреза появляются риолиты. Интрузивные пикриты входят в состав крупных (десятки
и сотни метров) дифференцированных силлов и даек, а также образуют
самостоятельные интрузивные тела.
Наиболее молодью трапповые формации с пикритами — верхнемеловые—третичные
(100 - 45 млн лет) траппы плато Декан Индийский платформы (Krishnamurthy, Сох,
1977) и палеогеновые (58 ± 2 млн лет) траппы залива Баффин-Бей Северо-Американ-
ской платформы (Francis, 1985 и др.) — расположены в периферических частях
соответствующих крато нов. Предполагается, что они образовались в ходе рифтогенеза при
формировании соответственно Индийского и северной части Атлантического океана. В обоих
регионах покровы пикритов мощностью до 25-30 м приурочены к нижним частям
разреза лавовой толщи мощностью 650-750 м. Пикриты находятся в ассоциации с
базальтами, оливиновыми базальтами, анкарамитами, трахитами, иногда риолитами.
170
Таблица 67. Химический состав пикритов базальт-долеритовой (трапповой) ассоциации
Компоненты
10
SiO,
тю,
А1,О3
Сг5О3
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K,0
P5O5
П.П.П.
44,24
2,88
7,01
-
4,99
9,01
0,20
18,16
9,65
1,39
0,75
0,18
1,77
Сумма
100,23
43,86
0,80
6,76
-
5,02
8,45
0,19
22,37
6,01
0,76
0,25
0,02
6,28
100,77
43,26
0,96
' 6,65
-
5,65
8,66
0,16
24,86
5,62
0,85
0,25
0,07
3,28
100,27
38,72
0,68
8,23
0,13
6,17
12,21
0,27
19,58
5,91
0,85
0,65
0,10
6,67
100,17
38,34
0,38
4,42
0,03
5,93
7,87
0,18
29,09
3,78
0,32
0,45
0,11
7,28
98,18
49,3
1,71
5,77
7,0
4,18
0,15
20,7
5,87
0,91
0,78
0,26
3,06
99,69
42,78
0,49
7,06
0,58
0,51
12,48
0,20
31,02
3,84
0,51
0,33
-
1,01
100,81
44,15
1,44
6,35
0,29
2,96
7,38
0,19
22,37
8,33
0,64 '
0,40
0,17
5,50
100,1
43,26
2,12
10,85 .
-
3,01
7,80
He обн.
18,32
10,31
1,23
0,53
-
3,60
101,03
44,92
0,79
10,52
0,25
-
10,32
0,17
21,94
9,00
1,02
0,03
0,05
0,86
99,87
1-5 - Норильский район: 1-3 - эффузивные пикриты (Золотухин и др., 1986) (1 - моронговская свита, 2 - гудчихинская свита) , 4,5 -интрузивные
пикриты, Талнахская интрузия (Петрология Талнахской ..., 1975); 6,7 - формация Карру (Сох, Jamieson,1974) : 6 - покров, 7 - дайка; 8,9 - плато
Декан (Krishnamurthy, Сох, 1977) : 8 - покров, 9 - дайка; 10 - лава, залив Баффин-Бей (Francis, 1985).
Примечание. Ан. 6,8 включают дополнительно (в г/т соответственно) :V- 180; 199; Сг - 1526; 2005; Ni - 1105; 962; Rb - 25; 9; Sr - 444;
96; Ва - 325; НО; Y - нет данных; 19; Zr - 188; 95; Nb - 12; 2 6; La- 75; 25; Се - неопр.; 20; Си - 45; 80; Zn - нет данных; 85.
Эффузивные пикриты — плотные- и миндалекаменные (до 40% каверн), тонко- и
мелкозернистые порфировые породы темно-серого цвета. Они состоят из оливина
Fa8_28 (25—65%), образующего вкрапленники (до 10 мм) и мелкие зерна в основной
массе породы и содержащего 0,28-0,42% NiO и 0,24—0,29% СаО; клинопироксена
Wo37-45Enss_3sFs8_2S в виде вкрапленников до 10 мм (2-6%) и выделений в
основной массе (до 35%); плагиоклаза An92_54 B виде вкрапленников до 5 мм и
микролитов в основной массе (15-30%); ортопироксена Fs8_25 (ДО 10%); рудных
минералов — хромшпинелида, титаномагнетита, ильменита (1—7%), а также вторичных
продуктов — боулингита, сапонита, серпентина, хлорита, палагонита, на долю которых
приходится до 30% объема пород (табл. 66). Структура основной массы пикритов от
гиалопилитовой до интерсертальной.
Интрузивные пикриты — плотные, нередко порфировые, мелко-, среднезернистые
или атакситовые породы темно-серого цвета, иногда обладающие полосчатой текстурой.
Они состоят из мелких (до 2-3 мм) зерен оливина (Fat2_27). образующихвростки в
моноклинном пироксене, клинопироксена Wo37-46En49-42Fsio_i9 (10—39%) с
вростками оливина и плагиоклаза, ортопироксена Fs20_30> слагающего зерна
размером до 0,1—2,5 мм и содержащего вростки и реакционные каймы оливина,
плагиоклаза Ап98_5о (5—40%) в форме индивидов размером до 2 мм с включениями оливина,
рудных минералов (хромшпинелида, титаномагнетита, ильменита, сульфидов), на
долю которых приходится до 6—20% объема пород, и вторичных минералов — биотита,
бурой роговой обманки, серпентина, хлорита, талька и др. Преобладающий в породе
оливин (20-60%) содержит до 0,2% СаО и 0,33% NiO. Структура пикритов пойкило-
офитовая, офитовая или сегрегационная.
Как можно видеть, эффузивные и интрузивные пикриты обладают базовыми
чертами сходства, что позволяет говорить об их комагматичноста (Золотухин и др., 1986).
В то же время интрузивные пикриты отличаются более железистым составом
темноцветных минералов и меньшим содержанием в нихМО, менее кальциевыми
плагиоклазами и относительно обогащенными TiO2 и FeO хромшпинелидами. В интрузивных
пикритах относительно больше плагиоклаза и рудных минералов и меньше - оливина,
для которого характерны пониженные концентрации СаО. Все пикриты. являются
высокомагнезиальными, низкокремнеземистыми породами нормальной щелочности
(табл. 67). Вместе с тем интрузивные пикриты отличаются от пикритовых лав более
высоким уровнем содержаний TiO2, FeO, MgO, Na2O и К2О.
Кумулятивный генезис интрузивных пикритов, приуроченных к нижним уровням
разреза расслоенных интрузивов, достаточно очевиден. Весьма вероятен он и для
пикритовых лав, находящихся в ассоциации с высокомагнезиальными и обогащенными
вкрапленниками оливина базальтами, залегающими в верхах пикритоносных свит, что
указывает на поступление расплавов из придонных частей магматических резервуаров.
УЛЬТРАБАЗИТЫ ЩЕЛОЧНО-УЛЬТРАОСНОВНЫХ КОМПЛЕКСОВ
Щелочно-ультраосновные комплексы с карбонатитами представляют собой сложную
и пеструю по составу ассоциацию преимущественно плутонических пород (лишь
изредка с участием вулканитов) с гомодромной последовательностью формирования — от
ультрабазитов через щелочные породы к карбонатитам. Долгое время такие комплексы
считались экзотическими образованиями. Их планомерное изучение началось только
в 40-х годах нашего столетия в связи с открытием многочисленных тел карбонатитов
и щелочных пород с редкоземельным оруденением в Восточной Африке, а затем в
Фенноскандии, Южной и Северной Америке, Гренландии и других районах (Карбонати-
ты, 1969 и др.). К этому же времени относится начало изучения 'подобных комплексов
на территории СССР, которые по общности геоструктурных, морфологических и
других признаков объединяются в самостоятельные провинции. С именами Г.В. Андреева,
Е.Л. Бутаковой, А.А. Ельянова, А.А. Кухаренко, Г.Г. Моора, В.М. Моралева, П.С.
Фоминых, Ю.М. Шейнманна и многих других исследователей связано открытие и первые
172
Рис. 73. Схема распространения щелочно-ультраосновных комплексов, кимберлитов н ультраосновных лампроитов
на древних платформах (по ВЛ. Милашеву (1974), с дополнениями)
1 — границы кратоиов; 2 — щелочно-ультраосновные комплексы с карбонатитами; 3 — кимберлиты (а —
главные площади развития, 0 —. единичные тела) ; 4 — районы развития ультраосновных лампроитов
Рис. 74. Схема геологического строения Маймеча-Котуйской магматической провинции (по Л.С.
Егорову, с упрощениями)
1 — мезо-кайнозойские отложения Хатангской впадины; 2—6 — триасовые вулканогенные толщи:
2 — меймечиты, маймечинская свита, 3 — щелочные базалыоиды, трахиты, андезиты, субщелочные
и щелочные гшкриты и др., дельканская свита, 4 — базальты, коготокская свита, 5 — базальтовые
туфы и туфопесчаники, правобоярская свита, 6 — щелочные базалыоиды, авгититы,, субщелочные
и щелочные гшкриты и др., арыджангская свита; 7 — палеозойские карбонатные и терригенные
отложения; S — крупнейшие щелочно-ультраосновные интрузивные комплексы (цифры в кружках):
1 — Гулинский, 2 — Бор-Урях, 3 — Маган, 4 — Кугда, 5 — Одихинча, 6 — Немакит; 9 — дайки
щелочных и ультраосновных пород; 10 — силлы долеритов; 11 — силлы щелочно-ультраосновных пород;
12 — граница Тулинского массива по геофизическим данным; 13 — зоны глубинных разломов
этапы исследования Карело-Кольской, Маймеча-Котуйской, Алданской и ряда других
провинций.
Геолого-тектоническая позиция щелочно-ультраосновного магматизма определяется
его приуроченностью к стабильным участкам континентальной земной коры — древним
кратонам, областям завершенной складчатости и устойчивым блокам в подвижных
поясах (рис. 73). Интрузивные комплексы ультраосновных и щелочных пород
локализованы здесь в зонах долгоживущих глубинных разломов, пересекающих все
геологические структуры. Такого рода глобальные расколы земной коры в большинстве
своем были заложены еще в архее или протерозое и многократно обновлялись в более
позднее время. К числу таких структур могут быть отнесены разломы северо-западной
части Сибирской платформы, контролирующие размещение магматических комплексов
Маймеча-Котуйской провинции (рис. 74), долгоживущие зоны разломов
Карело-Кольского региона, разграничивающие крупные блоки фундамента, молодые рифтовые
системы Восточной Африки, наследующие разломы докембрия, и линеаменты типа
Сан-Франсиску в Бразилии.
Магматические комплексы в виде одиночных тел или групповых скоплений
локализованы либо в самих разломах, либо в зонах их влияния. Нередко они расположены
в узлах пересечений разломных зон, которые, в свою очередь, трассируются линейными
полями пайковых тел.
Основной объем щелочно-ультраосновных пород сосредоточен на щитах и древних
платформах. Максимумы их проявления намечаются в позднем докембрии, нижнем
палеозое (девоне—карбоне), верхнем палеозое (пермо-триасе), юре—мелу и в зоце-
не—миоцене. Эти временные интервалы отвечают крупным событиям регионального
174
плана — завершению геосинклинальных циклов, активизации кратонов, рифтогенезу
и др.
Для ряда конкретных массивов на основании данных изотопного датирования
пород К-Ar методом предполагается наличие временного разрьша между формированием
ультраосновных и щелочных пород1. Например, считается, что при образовании до-
кембрийского интрузива Палабора (Южная Африка) внедрение магмы происходило в
два этапа — 2000 и 1100 млн лет тому назад (Карбонатиты, 1969), а палеозойского
массива Ковдорна Кольском полуострове - соответственно 840 и 600 млн лет
(Свешникова, 1973) и т.д.
ПЛУТОНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
Среди магматических образований стабильных зон Земли щелочно-ультраосновные
комплексы не пользуются широким распространением, хотя их известно более 200.
Выделяется ряд провинций щелочно-ультраосновного магматизма, каждая из которых
объединяет до 20 интрузивных тел, обладающих общностью морфологии, внутреннего
строения, геоструктурного положения и др.
Большинство щелочно-ультраосновных интрузивных комплексов представляют
собой цилиндрические, реже воронкообразные вертикальные или крутопадающие
тела, имеющие в сечении (на уровне современного эрозионного среза) округлую или
удлиненно-овальную форму и размеры от первых сотен квадратных метров до первых
десятков квадратных километров. Геологическими и геофизическими работами
интрузивные комплексы прослежены на глубину до 10 км. Установлено, что контакты
интрузивных пород с вмещающими толщами всегда секущие и, как правило, резкие. О
механической активности интрудировавшего вещества свидетельствуют куполовидные
вздутия и радиальные разрывы вмещающих пород вокруг многих интрузивов.
Подобные структуры возникают при внедрении ультраосновного материала и щелочных
ийолитовых расплавов, подновляющих ранее возникшие структуры или создающих
новые. Вмещающие породы при этом испытывают не только сильное динамическое
воздействие, но и подвергаются ороговикованию и фенитизации.
Массивы сложены породами следующих петрографических ассоциаций (от более
древних к молодым): а) ультрамафитами (дуниты, оливиниты, перидотиты, пироксе-
ниты); б) щелочно-ультраосновными породами с фельдшпатоидами (якупирангиты,
мельтейгиты, ийолиты, уртиты) и мелилитом (кугдиты, ункомпагриты, турьяиты
и др.); в) нефелиновыми и щелочными сиенитами; г) карбонатитами и связанными
с ними рудными породами. Масштабы проявления, количественные соотношения и
полнота ассоциаций в разных провинциях и в массивах одного и того же комплекса
различны.
В строении ряда тел устанавливается хорошо выраженная концентрическая
зональность, обусловленная чередованием пород различного состава. В тех случаях, когда
зональность проявлена наиболее полно, в центральных частях массивов расположены
дуниты или оливиниты, слагающие "ядра", окруженные кольцевыми или дугообразными
зонами перидотитов (верлитов), пироксенитов (клинопироксенитов и их оливин-
содержащих разновидностей), мелилитовых пород, якупирангитов, мельтейгит-ийоли-
тов, щелочных габброидов, сиенит-порфиров и др. Карбонатиты и ассоциирующие
сними апатит-магнетит-форстеритовые породы могут находиться как в ультрамафито-
вых ядрах, так и на периферии интрузивов, в зоне эндо- и экзоконтакта. К комплексам
с хорошо выраженной концентрической зональностью относятся массивы Ковдор и
Песочный (Кольский полуостров), Инагли и Кондер (Якутия), Шава (Восточная
Африка), Якупиранга (Бразилия) и др. (рис. 75). В других интрузивных телах зональность
1 С петрологической точки зрения такая гипотеза маловероятна, поскольку все подобные
интрузивы имеют однотипное концентрически-зональное строение и достаточно широко
распространены для случайного механизма такого рода (Прим. ред.).
175
Рис. 75. Строение щелочно-ультраосновиых интрузивных комплексов Бор-Урях (в), Кутда (б),
Инагли (в), Ковдор (г), Шава 0), Якупиранга (е) (по Ю J*. Васильеву с использованием данных
А.А. Кухаренко и других исследователей)
1 — дуниты и перидотиты; 2 — оливиниты; 3 — зоны флогопитизации в оливинитах; 4 — клино-
пироксениты^ якупирангиты; 5 — мелилитовые породы; 6 — уртиты, ийолиты, мельтейгиты; 7 —
щелочные сиениты (пуласкиты и др.) ; 8 — щелочные габброиды; 9 — карбонатиты; 10
—вмещающие породы; 11 — термально метаморфизованные породы и фениты; 12 — разрывные нарушения;
13 — элементы залегания вмещающих пород
может быть выражена менее отчетливо, редуцирована, затушевана метасоматическими
процессами или даже полностью отсутствовать.
Границы между разными видами пород в ультрамафитовых ядрах массивов обычно
нечеткие. Так, переход от дунитов к верлитам происходит за счет постепенного
увеличения количества клинопироксена и изменения структуры породы от равномернозер-
нистой до порфировидной. Такие же плавные переходы часто наблюдаются между
176
верлитами и клинопироксенитами. В экзоконтактах дунитовых блоков и в непосред-.
ственной близости от клинопироксенитовых жил, особенно на участках их
выклинивания, дуниты содержат многочисленные новообразования зерен клинопироксена и
титаномагнетита, а оливин при этом-становится более железистым (Fa2o_2 4)- Иногда
наблюдаются резкие контакты клинопироксенитовых жил с дунитами. Очень
неопределенны границы между дунитами и оливинитами. В ряде массивов (Бор-Урях и др.)
дуниты среди оливинитов сохраняются в виде небольших блоков нечеткой
конфигурации или прерывистой эндоконтактовой каймы. В других случаях оливиниты
образуют неправильной формы поля или линзовидные тела различной величины среди
серпентинизированных дунитов. На контакте с щелочными породами ультрабазиты,
как правило, представлены неравномернозернистыми, часто порфировидными так-
ситовыми оливинитами, содержащими титаномагнетит, флогопит, перовскит, клино-
пироксен, апатит, иногда в повышенных концентрациях.
Интрузивы сложного состава, как правило, сопровождаются серией дайковых пород.
Дайки экзоконтактовой зоны представлены радиально расположенными по отношению
к центрам массивов, крутопадающими телами небольшой мощности (первые метры)
и значительной протяженности (десятки и сотни метров). Они сложены
ультраосновными, щелочно-ультраосновными и щелочными породами - меймечитами, пикритами,
кимберлитоподобными породами, мончикитами, альнеитами, разнообразными
сиенитами и др. Дайки, расположенные среди интрузивных пород, представлены линейными
крутопадающими телами, занимающими секущее положение по отношению к
внутренней зональности, и пологопадающими к центру массивов дугообразными телами,
конформными зональности и контактам интрузивов.
В ряде щелочно-ультраосновных комплексов (Гулинский и Бор-Урях на севере
Сибири, Инагли, Шава и др.) ультрабазиты преобладают, однако число таких плутонов
невелико .Дуниты в них сложены оливином, состав которого колеблется от Fas_7 ДО
Faio_is. и акцессорным хромшпинелидом с железистостью ~ 0,50-0,85%,
содержащим 20-55% Сг2О3 и 4-8% (иногда свыше 10%) TiO2 (рис. 76). Эти равномерно-
зернистые или порфировидные, массивные, мелкозернистые породы, как правило,
интенсивно серпентинизированы. Оливиниты в отличие от дунитов всегда
представлены очень свежими неравномернозернистыми (вплоть до гигантозернистых) породами.
Они сложены широко варьирущими по степени идиоморфизма и составу оливином
(Fa6_24) и титаномагнетитом, количество которого колеблется от акцессорной
вкрапленности до промышленных концентраций.
Верлиты и клинопироксениты в щелочно-ультраосновных интрузивах обычно играют
подчиненную роль. Чаще они слагают жилы и небольшие тела среди других пород, но
иногда образуют самостоятельные концентрические тела или ядра массивов (Афри-
канда, Якупиранга и др.). По структурным особенностям верлиты подразделяются
на равномернозернистые и порфировидные. Они состоят из оливина (Fa12_ is) и диоп-
сид-геденбергитового или титанавгитового клинопироксена; присутствуют также ти-
таномагнетит, хромит, ильменит, иногда биотит (3—8%). Верлиты серпентинизированы
значительно меньше, чем дуниты. Разнозернистые клинопироксениты (от тонко- до
гигантозернистых) сложены преобладающим клинопироксеном (варьирует по составу
от диопсид-авгита и фассаита до авгита и титанавгита) и переменными количествами
других минералов — оливина (Fa18_24)> титаномагнетита, флогопита, амфибола и др.
Особой разновидностью ультрамафитов щелочно-ультраосновных комплексов
являются якупирангиты, которые нередко отождествляют с клинопироксенитами. В
действительности эти породы представляют собой крайне меланократовые члены ряда
уртит-ийолит—мельтейгит—якупирангит. В отличие от клинопироксенитов, имеющих,
по-видимому, метасоматическую природу, якупирангиты являются магматическими
породами с соответствующими формами их залегания (штоки, кольцевые интрузивы,
дугообразные и линейные пайковые тела). Весьма характерна для якупирангитов
мелко- и среднезернистая структура с директивным расположением удлиненных
кристаллов пироксена. Наблюдаемая микро- и макрополосчатость подчеркивается
■12. Зак. 855 177
■—\ а
*\
^к \
% \
и
+ +
D
О
•
О
V
\
S0
40
го
-• ■ я" ■
+ ■
о
■
•
В
о
'Л
+
*
JO
70
40
Рис. 76. Положение фигуративных точек составов шпинелидов ультрамафитов щелочно-ультра-
основных комплексов на диаграммах Al-Ct-(Fe3+ + Ti) (в) и Fe2+/(Fe2+ + Mg)-Cr/E R3+ (б)
1, 2 — Гусинский плутон: 1 — дунйты, 2 — верлиты; 3, 4 — массивы Алданской провинции:
3 — дунйты^ 4 — верлиты; 5, 6 — Сибирская платформа: 5 — меймечиты, 6 — пикриты
струйчатым расположением чешуек биотита, кристаллов апатита и зерен рудного
минерала. Среди якупирангитов нередко присутствуют крупные линзовидные
обособления мельтейгитов и ийолитов. В составе якупирангитов преобладает клинопироксен
преимущественно авгит-титанавгитового состава, нередко с примесью эгиринового
компонента; в переменных количествах присутствуют нефелин, биотит, амфибол,
меланит, ильменит, титаномагнетит, перовскит, титанит, кальцит и др.
В процессе последовательного становления комплексов ультрамафиты подвергаются
разнотемпературным изменениям. В первую очередь происходит серпентинизация ду-
нитов (в меньшей степени перидотитов). Серпентинизированные дунйты и
серпентиниты под воздействием более молодых щелочных интрузивов дегидратируются и пе-
рекристаллизовываются с превращением в свежие оливиниты, в которых парагенезис
оливин + хромшпинелид сменяется парагенезисом оливин + "вторичный" титаномагне-
тит. Этот процесс сопровождается высокотемпературными преобразованиями ультра-
базитов — пироксенизацией, флогопитизацией, амфиболизацией, нефелинизацией и т.п.,
а также рудоотложением (магнетит-титаномагнетит-перовскитовая минерализация).
Дальнейшее, более низкотемпературное, преобразование ультрамафитов проявляется
в их повторной серпентинизации, карбонатизации, формировании ювелирных
хризолитов и хромдиопсидов в парагенезисе с другими низкотемпературными минералами
(Васильев, Золотухин, 1975).
В петрохимическом отношении большинство ультрамафитов рассматриваемых
комплексов относятся к породам нормальной щелочности. Для них характерны общая
недосыщенность SiO2 (табл. 68) и широко варьирующие от дунитов к пироксенитам
содержания MgO и СаО при низкой (обычно менее 0,5%) концентрации щелочей. По
приводимым в литературе результатам анализов ультрамафиты иэ этих комплексов
с более высоким содержанием щелочей соответствуют их измененным разновидностям
с наложенной минерализацией флогопита, роговой обманки, нефелина и др. То же
следует сказать и о клинопироксенитах. Повышенные количества Na2 О и К2О в них также
связаны с присутствием щелочных минералов, вероятно, имеющих метасоматическую
природу. Только повышенная щелочность якупирангитов, по-видимому, является
первичной характеристикой этих пород. Другой заслуживающей внимания петрохими-
ческой особенностью ультрамафитов является почти всеобщая (исключением являются
только дунйты из массивов Алданской провинции) повышенная железистость и тита-
нистость.
Хотя геохимически ультрамафиты изучены неравномерно и явно недостаточно, имею-
178
Таблица 68.
Компоненты
Средний химический состав ультрамафитов щелочно-ультраосновных комплексов
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
SiO,
ТЮ,
А12О„
Ct,Oa
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
39,26 40,34 37,01 35,92 38,74 40,35 44,20 40,86 41,09 40,79 46,08
0,98 2,45 4,30 3,96 3,48
1,49
0,46
0,23
0,52
0,40
0,60
0,16
6,52
1,73
8,60
0,59
0,02
0,01
0,50
0,30
0,62
0,21
2,40
0,79
5,14
1,19
0,19
_0,04
0,30
0,04
42,35
1,27
0,83
0,09
0,13
0,23
36
1,76
0,16
0,04
0,21
0,04
49,96
1,52
0,34
Na2O
0,08
0,08
0,04
37
0,32
0,39
0,54
3,76
2,73
1,31
1,41
0,27
1,72
1,74
0,77 0,30 1,16
0,28 0,63 2,10
0,22 0,51 1,23
0,17 0,24 0,32
0,10 0,15 0,13
5,47 2,74 6,40
3,71 2,05. 1,83
12,78 12,58 10,71 8,59
2,42 1,44 1,43
0,25 0,30 0,40 0,20
0,14 0,15 0,05
0,34 0,13 0,16 0,20
0,04 0,05 0,07
43,49 42,67 44,79 34,03
0,74
0,32
0,15
0,22
0,09
0,31
0,10
0,05
0,13
0,14
0,21
0,03
2,64
0,82
0,73
0,15
0,14
0,14
0,17
0,06
0,05
37
1,74
0,93
0,32
0,12
0,08
0,12
0,10
0,15
0,09
35
5,38
5,46
1,21
0,22
0,19
0,21
0,20
0,18
0,15
20
1,12
0,42
2,29
10,04
0,20
0,20
30,85
9,19
0,30
0,20
0,01
3,50
0,21
8,55
10,28
0,12
0,10
14,67
18,62
0,49
0,02
0,13
4,06
-
8,79
5,77
0,17
-
13,76
20,69
0,54
0,70
0,13
6,14
0,44
8,51
7,86
0,22
-
12,34
15,98
2,49
1,18
0,09
2,58
-
5,50
6,02
0,22
-
11,28
23,01
1,06
0,33
0,44
12
14
12
Число
анализов
1—3 — дуниты; 4, S — оливиниты; 6,7 — верлиты; 8, 9 — клинопироксениты; 10, 11 — яку-
пирангиты. Массивы: 1, 6 — Гулинский; 2 — Алданской провинции; 3, 5, 7, 9, 11 —
Карело-Кольской провинции; 4, 8,10 — Маймеча-Котуйской провинции.
Примечание. Здесь и в табл. 77 средние составы пород рассчитаны Ю.Р. Васильевым по
собственным материалам с привлечением литературных данных.
щаяся информация позволяет говорит о существенных различиях в распределении
и содержании ряда элементов в этих породах (табл. 69). Так, в оливинитах
присутствует в несколько раз больше Ti, чем в дунитах, при переменном, но всегда более
низком содержании Сг и Ni. Такая же закономерность характерна для пироксенитов
и якупирангитов. Наблюдается общая тенденция к увеличению содержания РЗЭ от дуни-
тов к клинопироксенитам.
С ультрамафитовыми породами щелочно-ультраосновных комплексов
пространственно ассоциируют рудопроявления и месторождения хромитовых, титаномагнети-
179
Таблица 69. Интервалы содержаний сидерофильных элементов в ультрамафитах
щелочно-ультраосновных комплексов (данные Ю.Р. Васильева)
Элемен1ы
Сг
Ni
Со
Ti
V
1 — дуниты;
2400-4100
1600-3600
400-800
60-2100
50-280
2 — оливиниты;
700-1700
800-1600
80-400
2100-4800
50-450
3 — верлиты; 4
1700-3100
800-1600
80-400
4800-7200
5-60
700-1700
400-1200
5-120
6000-25000
75-170
340-1100
400-1200
5-40
18000-28000
80-250
— клинопироксениты; 5 — якупирангиты.
товых (магнетатовых) и перовскитовых руд, флогопита (вермикулита и драгоценных
камней (хризолита, хромдиопсида).
Маймеча-Котуйская провинция. Эта провинция, занимающая обширное
пространство на севере Сибирской платформы западнее Анабарской антеклизы, объединяет
более 20 массивов. Практически все крупные тела приурочены к участкам пересечения
субширотных и субмеридиональных глубинных разломов (см. рис. 74). Зоны
разломов нередко трассируются дайками разнообразного состава.
Интрузивные комплексы Маймеча-Котуйской провинции обладают рядом и других
сближающих их структурно-морфологических признаков: расположением в поле
развития пологолежащих терригенно-карбонатных пород палеозоя, приобретающих в прикон-
тактовых зонах почти вертикальное падение за счет механического воздействия
внедряющегося интрузива, крутым падением шгокоподобных тел овального и округлого
сечения обычно небольшой (первые квадратные километры и менее) площади. Все
они характеризуются весьма разнообразным, но сходным набором пород, находящихся
в различных количественных соотношениях. Ультрамафиты (дуниты, оливиниты,
верлиты клинопироксениты) преобладают или присутствуют в значительном объеме в
интрузивах Бор-Урях, Кугда, Гулинском. В других массивах (Немакит, Одихинча, Ма-
ган Ессей и др.) ультрамафиты (преимущественно оливиниты) играют незначительную
роль, встречаясь среда других пород в виде сохранившихся участков эндоконтактовых
зон более древних ультраосновных интрузивов или в форме "ксенолитов", явно
представляющих собой дезинтегрированные и преобразованные метасоматическими
процессами блоки более ранних тел.
Гулинский плутон расположен у северного края Сибирской платформы, занимая
водораздел между реками Маймеча и Котуй (рис. 77). Площадь его, по геофизическим
данным, не менее 2000 км2; в современном же эрозионном срезе обнажено около
600 км2 Остальная часть массива перекрыта молодыми отложениями.
Ультраосновные породы слагают -70-80% обнаженной части плутона. Среда них
ведущее место занимают серпентинизированные дуниты, широко развитые по
периферии массива В центральной части плутона, где расположены тела карбонатитов и
щелочных пород, а также зоны пироксенитов, первичные дуниты преобразованы в более
свежие неравномернозернистые "вторичные" дуниты с более железистым оливином
(до Fa24) и хромшпинелидом, обогащенным магнетитовым компонентом. Особенно
отчетливо характер подобных преобразований наблюдается в зонах клинопироксениза-
ции ультрабазитов Верлиты развиты спорадически. Они представлены порфировидны-
ми или равномернозернистыми породами, постепенно переходящими друг в друга и в
дуниты с примесью клинопироксена. Клинопироксениты, в том числе рудные, образуют
густую сеть субпараллельных сближенных жил различной мощности и протяженности,
развивающихся по системе трещин отдельности в дунитах. По простиранию такие зоны
прослеживаются на сотни метров и даже на первые километры при мощности от
нескольких десятков до 300-600 м. Крутопадающие тела клинопироксенитов
формируются в зонах дробления и иногда содержат "ксенолиты" пироксенизированных
. дунитов.
Рис. 77. Схема строения Гулииского плутоиа (по А.Г. Жабину, Л.С. Егорову и др., с изменениями)
1 — коготокская свита; 2 — дельканская свита; 3 — дуниты и перидотиты; 4 — флогопитизи-
рованные ультрабазиты; 5 — клинопироксениты и рудные пироксениты; 6 — меймечиты; 7 —
ультраосновные фоидолиты (ийолиты, мельтейгиты) и мелилитовые породы, нередко метасоматизирован-
ные; 8 — карбонатиты; 9 — ороговикованные вмещающие породы; 10 — мезозойские и
четвертичные отложения; // — граница плутона по геофизическим данным
Четкая стратифицированность или зональность в распределении ультрамафитов в
массиве отсутствует. В существенно дунитовом теле положение карбонатитовых
центров и пространственно ассоциирующих с ними пород, а также многочисленных клино-
пироксенитовых жил контролируется зонами повышенной проницаемости,
совпадающими с основными направлениями тектонических нарушений района.
Химический состав пород сильно варьирует (табл. 70). Почти все ультрабазиты
заметно обогащены Fe и Ti. Среднее содержание лантаноидов в дунитах, по данным
трех определений Э.А. Ланды и СМ. Ляпунова, составляет (в г/т): La 0,83; Се 2,4;
Sm 0,31; Ей 0,14; ТЬ 0,062; Yb 0,13; Lu 0,02. Дуниты содержат тяжелые РЗЭ на
уровне хондритового стандарта и в 3-4 раза обогащены относительно него легкими
лантаноидами. Рудный пироксенит, по данным тех же исследователей, при аналогичном
распределении РЗЭ резко обогащен La, Ce, Sm и Ей, концентрации которых
соответственно составляют 9,0; 25; 4,7 и 1,8 г/т. Оливины ультрабазитов заметно различаются
между собой по составу (табл. 71). В дунитах они содержат 8—12% фаялитового
минала, а в пироксенизированных дунитах и верлитах содержание Fa в минерале
повышается до 12—18, изредка до 22—24%. В оливинах постоянно фиксируется ощутимая
(до 0,6%) примесь СаО, что крайне необычно для интрузивных пород. Клинопироксены
всех ультрамафитов имеют довольно стабильный состав и в основном представлены
титанавгитом (см. табл. 71). В ультрабазитах всегда присутствуют хромшпинелиды.
В дунитах они высокохромисты и, как правило, образуют мелкие (доли миллиметра)
округлые или изометричные (со следами огранки) включения в оливинах. В участках
пироксенизации дунитов хромшпинелиды замещаются титаномагнетитом с переменным
содержанием Сг (см. рис. 76). В перидотитах хромшпинелиды в виде округлых зерен
до 1 мм в диаметре включены в зерна оливина и пироксена; иногда они наблюдаются
в срастании с титаномагнетитом, ильменитом, биогитом. Для хромшпинелидов из
181
Таблица 70. Химический состав ультрамафитов Тулинского плутона (данные Ю.Р. Васильева)
Компоненты
1 (181)
2 (739)
3(601)
4(189)
5 (578)
б (448)
7 (185)
8 (781)
9(77)
SiO2
ТЮ2
А1аО,
Сг2О,
Fe2O,
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na3O
П.п.п.
Сумма
33,60
0,08
0,01
0,51
5,70
3,42
0,11
0,36
40,16
0,62
0,05
0,01
0,01
14,57
99,21
35,30
0,44
0,01
0,57
2,83
12,96
0,21
0,23
39,92
0,99
0,10
0,03
0,07
5,96
36,94
0,48
0,18
0,45
5,78
10,60
0,20
0,20
41,04
1,69
0,15
0,05
0,06
2,25
36,96
0,86
1,31
0,45
6,47
5,38
0,17
0,19
36,77
2,00
0,05
0,05
0,16
9,32
37,16
1,25
1,23
0,24
3,83
8,46
0,21
0,18
36,19
2,76
0,02
0,35
0,22
7,85
37,15
1,79
0,98
0,16
9,55
7,04
0,27
0,16
28,85
5,76
0,31
0,06
0,03
7,64
38,80
2,08
2,50
2,46
0,36
9,92
0,17
0,19
34,10
3,47
0,23
0,64
0,17
4,42
42,69
2,66
4,92
4,88
0,30
7,59
0,15
0,14
18,52
12,40
0,82
0,72
0,30
4,10
38,44
6,30
3,10
8,12
0,15
9,83
0,16
0,10
15,40
14,05
0,70
1,25
0,13
2,10
99,62 100,07 100,14 99,95 99,75 99,51 100,19 99,83
1—4 — дуниты: 1 — первичный сильно серпентинизированный, 2, 3 — "вторичные" с примесью
клинопироксена, 4 — клинопироксенизированный; 5—7 — верлиты (7 - с флогопитом) ; 8 — оли-
виновый клинопироксенит с небольшой примесью флогопита и Fe-Ti окислов; 9 — клинопироксе-
нит, богатый флогопитом и Fe-Ti окислами.
перидотитов характерно высокое содержание ульвитового и магнетитового
компонентов (см. табл.71).
Воздействие более молодых интрузий (ийолит-мельтейгитов, сиенитов, карбонати-
тов) на ультрабазиты проявилось в интенсивном преобразовании последних — пироксе-
низации, флогопитизации, нефелинизации и др. Эти процессы имеют площадной
характер и затрагивают все типы ультраосновных пород массива; максимально они развиты
в непосредственной близости к карбонатитовым центрам.
К метасоматическим породам, слагающим дугообразное тело в центральной части
ультраосновного массива севернее южного карбонатитового штока, приурочены про-
Таблица 71. Химический состав минералов ультрамафитов Тулинского плутона
(данные Ю.Р. Васильева)
Компоненты
SiO3
ТЮ2
A13OS
Сг2О,
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na3O
Сумма
1-3 -
1(181)
О1
40,59
—
—
0,05
9,55
0,21
0,31
48,48
0,57
_
99,76
СП
4,18
5,70
48,57
24,64
0,22
0,30
14,40
-
—
98,01
- дуниты (2 — "вторичный",
вый клинопироксенит; 6 —
О1
40,99
-
0,04
11,51
0,17
0,36
47,22
0,17
—
100,46
2 (739)
СП
6,20
5,83
40,80
36,03
0,27
0,36
10,16
-
—
99,65
О1
39,88
-
-
0,02
10,98
0,21
0,24
48,15
0,52
-
100,00
3 — клинопироксенизированный);
клинопироксенит.
3(189)
Срх
1 "" 1
47,61
1,99
5,87
0,48
6,04
0,13
-
13,43
22,53
0,33
98,41
4 — верлит; 5
Crt
8,20
5,06
33,07
43,34
0,30
0,35
8,57
—
-
98,89
— оливино-
182
мышленные скопления флогопита. В этой же части плутона известны повышенные
концентрации апатита. В зонах развития клинопироксенитов имеются участки с
богатым титаномагнетитовым оруденением.
Гулинский интрузивный комплекс ультраосновных пород сопровождается мощной
толщей улыраосновных вулканитов — меймечитов, а также многочисленными дайками
меймечитов и разнообразных пикритов преимущественно в зкзоконтакте плутона.
Массив Бор-Урях расположен примерно в 100 км южнее Гулинского плутона. Массив
имеет форму крутопадающего штока с грушевидным поперечным сечением, площадь
которого равна 18,5 км2 (см. рис. 75, а). Он прорывает терригенно-карбонатные
отложения нижнего кембрия; вдоль контактов обнажены и более древние доломиты
и кварциты, "задранные" почти до вертикального положения при внедрении ультра-
базитов.
Интрузив почти полностью сложен свежими разнозернистыми оливинитами, среди
которых сохранились реликты серпентинизированных дунитов в виде прерывистой
эндоконтактовой оторочки и небольшого участка среди оливинитов. Щелочные породы
и карбонатиты представлены маломощными дайками и небольшими линзовидными
телами.
Дуниты с хромитовым оруденением из центральной части массива внешне похожи
на окружающие среднезернистые оливиниты, от которых они отличаются присутствием
нодулярных хромитов и акцессорной вкрапленности хромшпинелидов, по составу
аналогичных хромшпинелидам из дунитов Гулинского плутона (см. рис. 76). На участке
с хромитовым оруденением уменьшается степень серпентинизации пород по сравнению
с дунитами зндоконтактовой зоны, появляется титаномагнетит, явно наложенный на
хромиты, и вторичный (?) оливин.
Оливиниты, составляющие основной объем массива, представлены средне- и
крупнозернистыми, нередко порфировидными, очень свежими породами, сложенными
разнообразными по форме зернами оливина, размер которых изменяется от долей
сантиметра до 2—3 см и более. Состав оливинитов массива Бор-Урях, как и других комплексов
Маймеча-Котуйской провинции, заметно варьирует по содержаниям ТЮ2 и суммарного
железа, связанным прямой зависимостью (табл. 72). При этом отсутствует
корреляция между общей железистостью пород и железистостью слагающего их оливина. Это
доказывает, что петрохимические особенности оливинитов во многом определяются
примесью титаномагнетита, количество которого иногда сопоставимо с рудными кон-
4(578)
О1
Срх
—1
39,66 49,65
2,24
2,05
0,01 0,20
12,08 6,00
0,33 0,12
0,18 0,07
47,01 14,90
0,44 22,37
0,56
99,71 98,16
ti-Mt
6,84
3,77
20,46
59,67
0,41
—
5,21
-
96,36
О1
40,58
-
-
0,01
15,00
0,35
0,22
44,50
0,22
-
100,88
5(781]
Срх
51,37
1,95
1,78
0,19
5,60
0,09
0,07
15,18
23,45
0,40
100,08
ti-Mt
8,80
3,20
5,82
71,86
0,49
0,15
5,78
—
-
96,10
6(77)
О1
39,98
0,06
—
0,01
16,05
0,38
0,23
43,25
0,56
-
100,52
Срх
50,51
2,41
2,59
0,36
5,56
0,11
0,07
14,21
23,50
0,47
99,79
ti-Mt
_
18,25
2,18
0,81
69,41
0,39
0,18
6,08
-
-
97,30
Ilm
_
53,64
0,02
0,37
37,95
1,23
-
5,48
-
-
99,69
183
Таблица 72. Химический состав оливинитов и слагающих их минералов интрузивных комплексов
Маймеча-Котуйской провинции (данные Ю.Р. Васильева)
Компоненты
SiO2
1
валовой
состав
38,04
TiO3 0,30
AljO, 0,36
Сг2О, 0,29
Fe2O, 2,37
FeO 9,36
MnO 0,56
NiO 0,16
MgO 43,41
CaO 0,65
Na3O 0,12
K3O 0,00
P2OS 0,08
П.п.п. 4,03
Сумма 99,73
(5 366)
О1
41,8
-
—
0,01
-
8,00
0,18
0,13
48,9
0,40
—
—
-
-
99,42
Массивы: 1, 2 — Бор-Урях, 3
ti-Mt
_
13,6
1,09
0,39
-
73,2
0,59
0,17
5,43
—
—
—
-
-
94,47
- Кугда,
2(535)
валовой
состав
31,52
2,30
0,47
0,25
10,35
14,54
0,20
0,10
37,16
0,67
0,20
0,00
0,11
1,77
99,64
О1
41,4
-
-
0,06
-
7,46
0,09
0,29
50,3
0,08
-
-
-
-
99,68
4 — Одихинча.
3(314а)
валовой
состав
38,93
0,68
0,14
0,00
1,44
9,26
0,16
0,14
47,09
1,00
0,03
0,01
0,02
1,77
100,67
О1
40,8
-
-
-
-
7,32
—
0,10
50,7
0,57
-
-
-
-
99,49
4(341)
валовой
состав
О1
38,60 41,3
0,34
0,00
0,05
0,33
12,99 12,1
0,49
0,13 0,11
44,11 46,0
1,23 0,40
0,41
0,56
0,00
0,58
99,82 99,91
центрациями. Оливиниты массива Кугда, по данным Э.А. Ланды и СМ. Ляпунова,
сильно обогащены легкими РЗЭ — La, Ce, Sm, Eu, содержания которых составляют (в г/т
соответственно) 25; 51; 2,2; 0,80.
Оливины из оливинитов интрузива Бор-Урях и других массивов имеют, как
правило, более магнезиальный состав, чем оливины из дунитов (см. табл. 72), а также иное
распределение элементов-примесей. Содержания последних в отличие от оливинов
дунитов непостоянны, не коррелируются между собой и с железистостью оливина.
Особенно характерно поведение Ni, который нередко почти полностью отсутствует.
В то же время оливины постоянно обогащены Са, как и прочие ультрамафиты.
Исследование акцессориев оливинитов показало, что зерна рудных минералов в них иногда
имеют зональное строение: центральные зоны зерен, сложенные титанистым хромшпи-
нелидом или высокохромистым титаномагнетитом, окружены титаномагнетитовыми
каймами. Для последних характерно переменное содержание Сг2О3, достигающее
13 мас.%.
Оливиниты массива разбиты многочисленными трещинами отдельности, в том числе
хорошо проявленными мощными линейными их зонами, пересекающими центральную
и северо-восточную части массива и совпадающими по простиранию с его общей вы-
тянутостью. К этим зонам приурочены многочисленные крутопадающие жильные тела
неравномернозернистых рудных оливинитов с флогопитовым и титаномагнетитовым
оруденением. Мощность отдельных тел изменяется от первых сантиметров до
нескольких метров, длина по простиранию — от первых метров до первых сотен метров. Поля
развития таких жильных тел оливинитов имеют ширину до 300 м, а по простиранию
прослеживаются на расстояние до 2,5 км. Большинство рудных оливинитов имеет
пятнистое такситовое сложение, обусловленное чередованием участков с различной
зернистостью и разными количественными соотношениями породообразующих
минералов (оливина, который всегда преобладает, флогопита, титаномагнетита, перовскита,
клинопироксена, клиногумита, кальцита и др.). Размер минеральных индивидов,
слагающих жилы, колеблется в широких пределах — от долей сантиметра до 10—15 см в
поперечнике. Иногда отмечаются симметрично-зональное распределение минеральных
агрегатов и увеличение их размерности к центральным зонам жильных тел.
184
Таблица 73. Химический состав ультрамафитов интрузивных комплексов
Алданской провинции (данные Ю.Р. Васильева)
Компоненты
SiO3
ТЮ2
А^Оз
Сг3О3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
NajO
K2O
РгО5
П.п.п.
Сумма
1
(01)
37,81
0,00
1,26
0,58
0,98
3,43
0,06
0,25
47,54
0,35
0,10
0,30
0,07
7,46
100,19
2
(14)
39,50
0,00
0,00
0,05
2,38
3,86
0,09
0,24
48,25
0,12
0,00
0,02
0,00
5,76
100,27
1—4 — массив Инагли: 1—3-
3
(27)
37,94
0,00
0,92
0,02
1,38
9,92
0,27
0,10
45,85
0,34
0,20
0,10
0,05
2,77
99,86
дуниты,4
4
(34)
45,30
0,56
3,75
-
4,35
2,91
0,11
-
18,14
16,96
0,55
2,12
2,28
2,09
99,12
5
(ЮЗ)
37,92
0,02
0,46
0,70
4,36
6,87
0,19
0,20
43,91
0,23
0,15
0,05
0,01
4,47
99,54
б
(102)
38,47
0,03
0,63
0,56
2,74
8,40
0,19
0,16
44,75
0,30
0,17
0,08
0,00
3,48
99,96
7
(101)
3930
0,02
0,55
0,40
2,97
9,92
0,22
0,18
43,90
0,22
0,17
0,05
0,03
2,17
100,10
8
(105)
42,18
0,40
0,89
-
9,10
5,98
0,07
-
22,98
17,19
0,37
0,07
-
1,03
100,26
9
(107)
39,86
1,98
4,42
-
10,06
11,38
0,28
-
12,12
18,32
0,49
0,09
-
0,68
99,68
- клинопироксенит с флогопитом; 5—9 — массив Кондер:
5—7 — дуниты, 8 — оливиновый клинопироксенит, 9
— рудный пироксенит.
Алданская провинция объединяет несколько щелочно-ультраосновных интрузивных
комплексов, большинство которых сосредоточено в пределах линейной зоны,
протягивающейся на 400 км вдоль юго-восточной окраины Алданского щита. Многие
массивы, расположенные в присводовых частях куполовидных поднятий, имеют сложную
внутреннюю структуру. В центральных частях таких тел развиты ультрамафиты —
дуниты, верлиты, пироксениты, окруженные кольцом щелочных (щелочно-основных)
пород. К сложнопостроенным интрузивам, а составе которых ультрамафиты играют
существенную или основную роль, относятся массивы Инагли, Кондер, Чад, Арбарастах
и др. Предполагается, что формирование дунитов в таких массивах происходило в ри-
фее. При взаимодействии дунитового "ядра" с более молодыми (158—135 млн лет)
щелочными габброидами и сиенитами, согласно этой гипотезе, образуются аподунито-
вые метасоматиты и связанное с ними флогопитовое и хромдиопсидовое оруденение.
Суммарная мощность щелочных пород достигает 600 м.
Массив Инагли (см. рис. 75, в) является типичным представителем концентрически-
зональных массивов Алданской провинции. Он представляет собой штокообразное тело,
центральная дунитовая часть которого окружена кольцевыми зонами щелочных габ-
броидов, пуласкитов, сиенит-порфиров и т.п. Общая площадь массива 22 км2; диаметр
дунитового ядра — примерно 5 км. По составу дуниты близки к одноименным
породам складчатых поясов, хотя их железистость во многих случаях пониженна (табл. 73).
Не исключено, что зто происходит под воздействием щелочных флюидов, генерируемых
более молодыми интрузивами, так как дуниты частично преобразованы во "вторичные"
дуниты (Васильев и др., 1981) и в различные метасоматиты оливин-пироксен-флого-
питового состава. Последние слагают по периферии дунитового штока пироксенит-
перидотитовую оторочку, имеющую постепенные переходы с дунитами. В самих дунитах
диопсид-флогопитовые породы образуют жилы, гнезда и штокверки, с которыми
пространство ассоциируют калишпат-арфведсонитовые пегматоидные тела.
Оливины дунитов массива Инагли обладают низкой железистостью (табл. 74), корре-
лирующейся с пониженной общей железистостью пород. Хромшпинелиды, как и в ду-
185
Таблица 74. Химический состав минералов из ультрамафитов интрузивных комплексов
Алданской провинции (данные Ю.Р. Васильева)
Компоненты
1(14)
О1
Crt
2(27)
OJ
СП(ц)
Crt (к)
3(19)
OJ
Срх
SiO,
41,6
тю2
Al^O,
Ci3O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,O
—
-
-
4,93
0,30
0,00
52,7
—
—
0,67
4,70
58,2
22,6
039
0,08
12,7
_
—
42,1
—
—
-
4,87
0,24
0,00
52,7
0,65
3,78
54,5
29,3
0,40
0,08
10,1
1,05
3,88
50,4
33,3
0,40
0,08
8,86
Сумма
99,53
98,64
99,91
98,81
97,97
38,3
-
-
-
18,2
0,55
0,00
42,0
0,26
99,31
52,4
0,30
0,80
0,10
5,11
0,17
-
47,3
23,9
0,47
100,55
Компоненты
3(19)
ti-Mt
Phi
4(103)
Ol
СП(ц)
Crt(K )
5(105)
Ol
Cpx
6(107)
Cpx
ti-Mt
SiO3
TiO3
A^O,
Ci3O,
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na3O
Сумма
-
9,40
2,80
3,75
70,3
0,40
0,25
7,65
-
-
94,55
40,8
0,92
12,2
-
6,10
0,05
—
24,6
0,85
0,74
96,13*
40,4
-
-
-
6,20
—
0,10
52,8
0,06
-
99,56
-
1,20
7,42
43,9
39,1
0,40
0,08
5,88
-
-
97,98
-
1,57
1,45
24,2
64,5
0,44
0,09
4,35
-
-
96,60
38,8
-
-
-
18,5
0,35
0,18
41,0
0,26
-
99,09
52,7
0,21
1,38
0,50
4,02
0,09
—
18,3
22,9
0,39
100,49
51,3
0,51
2,31
-
8,64
0,09
-
15,2
22,2
0,45
100,70
-
6,40
1,26
1,20
76,5
0,70
0,12
6,58
—
-
92,7
* С учетом 9,87% K2O.
1—3 — массив Инагли: 1,2 — дуниты., 3 — верлит; 4—6 — массив Кондер: 4 — дунит, 5 —оливи-
новый клинопироксенит, 6 — рудный пироксенит.
нитах массивов севера Сибирской платформы, обладают очень высокой хромистостью
при заметно варьирующей f. Однако здесь они содержат значительно меньше Ti.
Массив Кондер, расположенный на востоке Алданского щита, по строению близок
к Инаглинскому. Он представляет собой округлое (в плане), концентрически-зональное
тело с дунитовым ядром.окруженным кольцом субщелочных пород и диоритов.Массив
прорывает толщу архейских гнейсов и кристаллических сланцев. Площадь плутона
около 40 км2; их них ~70% приходится на дуниты - массивные, слабо серпентинизиро-
ванные породы с более высокой железистостью по сравнению с дунитами массива Инагли
(см. табл. 73). Они сложены оливином с содержанием фаялита до 20% (см. табл. 74)
и сопровождаются хромитовым и титаномагнетитовым оруденением. В контактовой и в
центральной зонах массива среди дунитов расположены многочисленные тела нефелин-
сиенитовых пегматитов с редкометальной минерализацией.
Карело-Кольская провинция. Этот район объединяет около 20 щелочно-ультраоснов-
ных комплексов. Локализованные в глубинных разломах фундамента и узлах их пе-
186
Таблица 75. Химический состав ультрамафигов интрузивных комплексов Карело-Кольской
провинции (данные Ю.Р. Васильева)
Компоненты
SiO3
ТЮ2
AI^O,
Сг3О,
Fe3O,
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
NajO
K,O
РгО5
П.п.п.
1
39,45
0,09
0,00
0,05
1,14
12,47
0,13
0,17
45,02
0,72
0,07
0,05
0,00
0,89
2
28,06
4,03
0,00
0,07
15,07
17,23
0,11
0,13
33,63
0,65
0,08
0,23
-
0,91
3
39,58
5,43
2,65
0,01
11,26
8,93
0,15
-
14,34
16,75
0,47
0,46
-
0,36
4
39,00
2,65
2,68
0,10
9,80
8,32
0,05
-
22,10
10,95
0,32
0,14
0,01
4,41
5
39,60
0,10
0,60
0,13
1,64
8,42
0,12
0,17
46,34
1,19
0,14
0,26
0,01
1,05
6
21,16
1,23
4,34
-
31,92
11,92
0,35
—
20,53
0,36
0,08
0,12
0,00
7,80
7
49,79
0,76
2,59
-
3,32
2,51
0,09
—
16,32
23,18
0,23
0,55
0,11
0,88
8
40,43
2,44
8,62
-
6,41
5,84
0,14
-
12,77
17,12
2,44
2,18
0,45
1,28
9
51,66
1,33
2,69
-
4,27
5,32
0,22
-
11,73
21,31
1,06
0,20
0,27
0,16
Сумма 100,25 100,20 100,39 100,53 99,77 99,81 100,33 100,12 100,22
1—3 — массив Лесная Барака: 1 — оливинит, 2 — рудный оливинит, 3 - рудный пироксенит; 4 —
в ер л иг с титаномагнетитом, массив Песочный; 5—8 — Ковдорский массив: 5 — оливинит, 6 — рудный
оливинит, 7 — клинопироксенит, 8 — клинопироксенит с нефелином и флогопитом (якупирангит);
9 — клинопироксенит с нефелином, массив Африканда.
ресечений массивы сгруппированы в несколько субширотных поясов, два из которых
(Кандалакшский и Салма-Ковдорский ) выражены наиболее четко и протягиваются
далеко на запад (Каледонский .... 1965; Металлогенические ..., 1971). Такое
размещение интрузивных тел объясняется их приуроченностью к глубинным зонам
глыбовых дислокаций, разделяющим крупные блоки фундамента с различным строением
земной коры (Главнейшие ..., 1974).
Интрузивные комплексы Карело-Кольской провинции по особенностям строения,
последовательности формирования и составу сходны между собой и с однотипными
массивами севера Сибири. Внедрение их произошло в нижнем палеозое
(Каледонский ..., 1965; Металлогенические ..., 1971).
Массив Лесная Барака расположен среди архейских гнейсов и представляет собой
крутопадающий шток овального сечения площадью 15 км2. Почти весь он сложен
свежими разнозернистыми оливинитами (табл. 75). Только по периферии находится
узкая кайма клинопироксенитов, на контакте с которыми вмещающие гнейсы
интенсивно фенитизированы.
Среди оливинитов выделяются безрудные и рудные разности. К последним
относятся массивные породы с сидеронитовой вкрапленностью и полосчатым распределением
титаномагнетита. К рудным полосчатым оливинитам приурочены вкрапленность и
прослои перовскита.
Химический состав минералов оливинитов массива Лесная Варака приведен в
табл. 76.
В центральной части массива Лесная Варака присутствуют тела тремолитового и
флогопит-вермикулитового состава, а также щелочных сильно измененных (нефелин-
пироксеновых) пород. В зндоконтактовой пироксенитовой зоне отмечаются участки
средне- и крупнозернистых пород с титаномагнетитом, перовскитом, гранатом, флого-
пиом, нефелином (щелочные скарны?).
Ковдорский массив расположен'в толще архейских биотит-олигоклазовых гнейсов,
интенсивно фенитизированных в зоне экзоконтакта; он занимает площадь около
40 км2 и имеет зональное строение (см. рис. 75,г). Его ядро площадью около 12 км2
187
Таблица 76. Химический состав минералов ультрамафитов интрузивных комплексов
Карело-Кольской провинции (данные Ю.Р. Васильева)
Компоненты
SiO3
ТЮ3
А1аО3
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na3O
Сумма
1-S -
Оливин
1
39,90
—
—
12,20
_
0,12
46,64
0,36
-
99,22
2
40,85
-
—
16,58
—
0,04
42,66
0,54
-
100,67
3
40,70
-
-
6,15
—
0,12
52,84
0,06
-
99,87
4
40,79
-
-
9,40
—
0,18
49,28
0,43
-
100,08
оливиниты: 1,2 — массив Лесная Барака
5
40,90
-
-
11,50
—
0,10
46,40
0,30
-
99,20
6
48,64
1,44
4,20
5,80
0,09
-
14,70
24,60
0,46
99,93
' Клинопироксе*
7
51,50
0,90
2,40
8,70
0,26
-
12,64
22,60
1,03
100,03
, 3—5 — Ковдорский массив; <
ниты: 6—8 — массив Африканца, 9 — Себлъяврский массив.
8
48,13 "
1,70
4,35
9,16
0,16
-
12,40
23,30
0,84
100,04
i
9
50,65
1,38
1,20
4,90
0,08
—
15,30
25,40
0,50
99,41
>—9 — клинопироксе-
сложено свежими оливинитами с непромышленными концентрациями
титаномагнетита (см. табл. 75). В краевых частях ядра во флогопит-пироксеновых породах и флого-
питизированных оливинитах находятся крупные месторождения! флогопита и
вермикулита (Металлогенические..., 1971; Главнейшие..., 1974 и др.). Периферическая часть
массива шириной до 1 км сложена ийолитами и нефелин-пироксеновыми породами.
Пространство между ними и оливинитовым ядром занимают промежуточные зоны
существенно .мелилитовых, монтичеллитовых и флогопит-пироксеновых пород,
содержащих блок измененных оливинитов. Мощность отдельных зон колеблется от
десятков и сотен метров до 1,0—1,2 км. В юго-западной части массива среди нефелин-
пироксеновых пород расположено крутопадающее неправильной формы тело (0,8 км2)
карбонатитов, апатит-магнетитовых и других существенно магнетитовых пород,
образующих Ковдорское железорудное месторождение. Многочисленные дугоподобные
карбонатитовые жилы, как правило, полого падают к центру массива. Крупные тела
карбонатитов мощностью до 100 м и протяженностью до 1 км встречаются также среди
фенитизированных гнейсов.
Все породы массива (кроме карбонатитов) пересекаются дайками ийолитов,
полевошпатовых ийолитов, щелочных, нефелиновых и канкринитовых сиенитов. Большинство
дайковых тел приурочено к системе конических трещин, падающих к центру массива.
Мощность даек от первых сантиметров до десятков метров, а протяженность иногда
свыше 1 км. Другая группа дайковых тел, представленных альнеитами,, пикритами,
мончикитами, нефелинитами, кальцитовыми тингуаит-порфирами и др., широко
развита в экзоконтактовых фенитах.
Массив Африканда, как и многие другие интрузивные комплексы Карело-Кольской
провинции, прорывает и фенитизирует архейские гнейсы. Он имеет в плане округлую
форму и занимает площадь около 6,5 км2. Массив сложен существенно клинопироксе-
нитовыми породами (см. табл. 75). В нем выделяются ядро, сложенное
крупнозернистыми рудными якупирангитами (клинопироксенитами?), и периферическая зона
мелкозернистых якупирангитов. В центральной части ядра развиты диопсид-рогово-
обманковые породы с кальцитом и титанитом, а также грубозернистые нефелиновые
породы с титаномагнетитом, гранатом или перовскитом. Здесь же встречаются
небольшие линзовидные тела или неправильной формы "блоки" оливинитов (перидотитов),
в том числе рудных, а также жилоподобные тела рудных перовскитовых слюдитов.
Дугообразные тела грубозернистых слюдяно-пироксеновых пород,, расположенные
в мелкозернистых якупирангитах, подчеркивают концентрически-зональное строение
188
массива. В виде небольших участков среди мелкозернистых якупирангитов встречаются
нефелин-пироксеновые породы ийолит-мельтейгитового состава.
Ультрамафиты присутствуют в различном объеме и в ряде других интрузивных
комплексов этой провинции. Так, в Курганском массиве (Металлогенические..., 1971)
предположительно 80% его площади (30 км2) занимают оливиниты, верлиты и клино-
пироксениты, прорванные телами щелочных и нефелиновых сиенитов, луявритов,
малиньитов и других пород. Почти нацело ультрамафитами (верлитами и оливиновыми
клинопироксенитами с участками оливинитов) сложен массив Песочный
(Главнейшие..., 1974). Пироксениты (якупирангиты?) преимущественно развиты в комплексе
Вуориярви и меньшей степени в массивах Центральном, Озерная Варака, Себлъяврс-
ком и др.
Комплексы ультраосновных и щелочных пород с карбонатитами известны также и в
других регионах. Особенно многочисленны интрузивы сложного состава в
Юго-Восточной Африке, где выделяются две их возрастные группы, соответствующие глобальным
эпохам тектонической активизации — средне-верхнепротерозойской и
верхнепалеозойской—мезо-кайнозойской (Б. Кинг и Д. Сазерленд, Р. Джонсон, М. Матиас и др.). Лучше
других изучены докембрийские массивы Трансваальской провинции (Палабора, Шпиц-
коп и др.) и фанерозойские комплексы (Шава, Дорова, Чизанья и др.), тяготеющие к
южной оконечности Восточно-Африканской рифтовой системы.
Один из них - комплекс Шава предположительно триасового возраста (209 +
±16 млн лет) — образован штоком (диаметром около 5,6 км) почти полностью сер-
пентинизированных дунитов, частично окруженных дуговидными телами ийолитов
(см. рис. 75, д). Они, в свою очередь, обрамляются неправильной зоной фенитов,
постепенно переходящих во вмещающие гранито-гнейсы архейского возраста. В центральной
части штока расположена кольцевая дайка карбонатитов мощностью от 30 до 330 м.
Дуниты пересечены также рядом более мелких дайковых тел карбонатитов,
баритовыми и вермикулитовыми прожилками. В серпентинизированных дунитах отмечаются
участки свежих оливинитов, сложенных оливином (FaI7) и магнетитом, образующим
акцессорную вкрапленность и маломощные (до 2 см) прожилки.
В Южной Америке хорошо изучена Бразильская провинция щелочно-ультраосновно-
го магматизма среднеюрского—раннемелового возраста. Она насчитывает около 20
массивов (Якупиранга, Тапира, Серроте и др.), приуроченных к краю
Восточно-Бразильского щита и расположенных вдоль восточной границы синеклизы Парана.
Предполагается, что они связаны с линеаментом Сан-Франсиску и локализованы в зонах
пересечения разломов северо-западного и северо-восточного простирания. Наиболее известный
массив Якупиранга (143—151 млн лет) находится на атлантическом побережье штата
Сан-Паулу и приурочен к контакту слюдистых сланцев и гранодиоритов докембрия в
зоне пересечения глубинных разломов. Массив представляет собой крутопадающий
шток, имеющий овальную в плане форму (см. рис. 75,е) и площадь около 65 км2,
80% которой занимают верлиты и якупирангиты. Верлиты, развитые на значительной
части северной половины интрузии, сложены мелкозернистым оливином (Fai0) и
клинопироксеном с примесью магнетита, перовскита, биотита. Количество клинопирок-
сена возрастает к периферии ультраосновного тела, окруженного клинопироксенитами
(якупирангитами?) с проявлениями пород ийолит-мелыейгитовой серии.
Якупирангиты преобладают в южной половине массива, где они прорваны штоком карбонатитов.
Ийолиты образуют мощное (до 1,5 км) серповидное тело в западной части южного
якупирангитового штока. В пределах комплекса отмечаются многочисленные секущие
дайки эссекситов, ийолитов, мончикитов и тингуаитов.
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
Улыраосновные вулканиты, пространственно сопряженные с интрузивными щелочно-
ультраосновными комплексами, представляют собой довольно редкую на платформах
близповерхностную фацию щелочно-ультраосновного магматизма. Среди нихвыделяют-
189
ся меймечиты, субщелочные и щелочные пикриты. Все многообразие их проявлений
можно подразделить на две группы: 1) излившиеся, т.е. собственно вулканические
породы; 2) дайки. Наиболее широко они развиты в Маймеча-Котуйской провинции;
небольшие по объему проявления подобных вулканитов известны и в ряде других
провинций щелочно-ультраосновного магматизма.
Вулканиты, составляющие основной объем рассматриваемой ассоциации, по времени
образования, как правило, предшествуют становлению интрузивных комплексов.
Меймечиты и пикриты этой субфации вместе с вулканитами иного состава выполняют
линейные зоны прогибов или депрессионные понижения типа кальдер проседания.
Среди ультраосновных зффузивов лавы явно преобладают над эксплозивными
образованиями, на долю которых приходятся первые проценты общего объема пород.
Основная форма проявления вулканитов — массивные лавовые потоки переменной
мощности (от 0,5 до 10—15 м) с редкими линзовидными прослоями и горизонтами туфов
и лавобрекчий, мощность которых не превышает первых метров.
Дайки во всех провинциях щелочно-ультраосновного магматизма представлены
одиночными телами меймечитов и пикритов или их скоплениями, образующими во
вмещающих толщах линейные поля большой протяженности. Они могут трассировать
зоны разломов или располагаться радиально по отношению к интрузивным центрам.
Дайки формируют самостоятельные комплексы, встречаются совместно с
вулканогенными и интрузивными ультрабазитами и появляются на всех этапах развития
щелочно-ультраосновного магматизма. В основном дайки — прямолинейные в плане, реже
кулисообразные и ветвящиеся тела, прослеживающиеся по простиранию на десятки
метров. Мощность их колеблется от первых сантиметров до 1,5—2,0 м, редко больше.
Более разнообразна морфология даек в вертикальном разрезе. Преобладают
прямолинейные крутопадающие тела с выдержанными элементами залегания; одновременно
встречаются дайки сложной конфигурации с многочисленными апофизами, раздувами
и пережимами. Для даек часто характерна расслоенность, возникающая за счет
гидродинамической сепарации вкрапленников оливина. Воздействие даек на вмещающие
породы проявляется в их осветлении и незначительном ороговиковании. Мощность
таких слабо измененных экзоконтактовых зон не превышает первых сантиметров.
Меймечиты и пикриты — крупнопорфировые породы Массивной, миндалекаменной,
реже полосчатой (расслоенной) текстуры. Минеральный состав их сравнительно прост,
но количественные соотношения минералов различны. В лавовых и дайковых мейме-
читах вкрапленники, составляющие до 50—60% объема породы, представлены
крупными (0,2—0,5 см, иногда больше) кристаллами свежего магнезиального оливина
(Fa7_i2), погруженными в основную массу, степень раскристаллизации которой
меняется от витрофировой до полнокристаллической. В ней преобладает клинопироксен
авгит-титанавгитового состава, присутствуют мелкие (0,3—1,5 мм) изометричные
зерна оливина (Faj i _16). флогопит, хромшпинелид, титаномагнетит, ильменит, апатит,
перовскит. Стекловатый базис основной массы полностью замещен серпентином,
выполняющим также и миндалины.
Туфы меймечитов подразделяются на кристалле- и литокластические. В первых
пирокластический материал представлен мелкими (от долей до первых миллиметров)
обломками меймечитов, кристаллов оливина и, по-видимому, стекла. Обломки обычно
слабо сортированы по размерности, но встречаются и тонкослоистые туфы с хорошо
сортированным материалом. Литокластические туфы состоят из более крупных (от
долей миллиметра до 1—5 см) обломков округлой или неправильной формы,
представленных меймечитами с витрофировой основной массой, серпентинизированной и
насыщенной рудной пылью, и многочисленными мелкими миндалинами, также
выполненными серпентином. В литокластических туфах, как правило, отсутствует сортировка
материала.
Субщелочные и щелочные пикриты1 внешне и структурно сходны с меймечитами,
1 Эти породы нередко описываются под местными названиями (ингилиты, альнеиты, дамкьерни-
ты и др.) и иногда рассматриваются как ультраосновные лампрофиры.
190
Таблица 77. Средний химический состав ультраосновных вулканитов
щелочно-ультраосновных комплексов
Компоненты
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А1гОэ
Сг2О,
Fe2O3
FeO
MnO
0,08
1,2 — меймечиты: 1
40,44 40,52 40,94 40,44
1,01
1,60
0,37
2,36
0,78
0,40
0,13
6,71
1,51
6,52
1,24
0,18
0,89
1,75
0,37
2,56
0,84
0,29
0,16
5,23
1,78
7,81
1,34
0,17
0,98
3,69
0,58
4,53
1,02
0,14
0,06
9,00
2,13
7,08
1,54
0,25
0,84
3,27
0,46
4,58
0,96
0,20
0,10
5,77
1,65
9,58
1,79
0,21
№О -V.
MgO
CaO
Na2O
Число
0,05 0,05 0,03 анализов
- лавы, 2 — дайки; 3, 4 — пикриты: 3 —
0,06
38
лавы, 4
0,07 0,09
14
дайки.
19
0,22
0,07
36,79
1,78
4,25
1,28
0,20
0,16
0,15
0,12
0,18
0,21
0,04
36,56
2,58
4,14
0,91
0,23
0,11
0,29
0,21
0,24
0,13
0,02
22,71
2,63
9,53
1,33
0,72
0,45
0,83
0,38
0,45
0,12
0,03
25,14
2,87
9,36
1,47
0,63
035
1,25
0,41
0,45
0,15
32
Таблица 78. Среднее содержание микроэлементов в ультраосновных вулканитах
щелочно-ульрраосновных комплексов (Бородин и др., 1976; Марковский, Ротман, 1981)
Элементы
Сг
Ni
Со
V
Sc
1
2230
1770
130
180
9,6
1,2 — меймечиты: 1
2
1970
1490
120
160
15
— лавы, 2
3
4
L800 640
1470 620
120 94
240 120
15 2,4
Элементы
Rb
Sr
Zi
Число
анализов
— дайкн; 3,4 — пикриты: 3 — лавы,
1
2
15 31
370 690
185 260
27 18
4 — дайки.
3
28
680
260
10
-
4
48
1200
360
18
но отличаются от них меньшим объемом вкрапленников оливина (25—50%),
присутствием порфировых вьщелений клинопироксена и более многочисленных зерен
флогопита в интерстициях между пироксеном и основной массой. В ряде случаев они
содержат мелилит, монтичеллит, фельдшпатоиды, перовскит и другие минералы
(Магматические горные..., 1983).
Меймечиты неравномерно, но интенсивно серпентинизированы вплоть до образования
сплошных серпентинитов. Вблизи карбонатитовых тел они изменены процессами
щелочного метасоматоза. Лавы и туфы пикритов также обычно сильно преобразованы (сер-
пентинизация, хлоритизация, карбонатизация). Дайковые породы, особенно пикриты,
изменены существенно меньше, чем их эффузивные аналоги.
Различие в количественно-минеральном составе вулканитов отражается на их
химизме (табл. 77). Меймечиты и пикриты значимо различаются по содержанию всех главных
петрогенных окислов, кроме SiO2, хотя фациальные отличия однотипных пород
несущественны. Особенно важна разница в щелочности вулканитов. Так, если меймечиты
содержат около 0,5 мае. % Na2O + К2О (0,43 ± 0,14% по данным 118 определений) и отно-
191
Таблица 79. Химический состав ультраосновных вулканитов Маймеча-Котуйской провинции
(данные Ю.Р. Васильева, Е.Л. Бутаковой, Л.С. Егорова и др.)
Компоненты
SiO3
ТЮ2
А1гО3
Сг2О3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2OS
П.п.п.
Сумма
J
(429)
36,76
1,38
1,73
0,24
6,87
5,47
0,21
0,19
34,95
2,65
0,31
0,14
0,17
8,55
99,73
2
(114)
37,48
1,30
2,24
0,58
4,18
7,44
0,08
0,24
33,53
3,23
0,09
0,23
0,21
8,62
99,45
1—10 — меймечиты: 1—5 — лавы,
11-13 -лавы, 14-16-дайки.
3
(120)
38,40
1,20
2,14
0,49
3,09
8,79
0,17
0,19
35,27
3,69
0,09
0,16
0,15
5,83
99,33
6-ю -
4
38,83
1,94
2,02
0,30
9,64
3,85
0,25
0,26
32,42
4,42
0,78
0,45
0,21
6,28
100,25
дайки; 11—16 -
5
36,04
1,64
3,94
0,24
6,68
6,21
0,17
0,09
31,42
5,38
0,25
0,10
0,17
8,56
99,70
- субщелочные
6
(99)
36,74
1,30
2,90
0,53
4,51
6,61
0,15
0,19
34,75
2,54
0,32
0,11
0,37
9,12
99,67
и. щелочные
7
(199)
38,82
1,60
2,81
0,54
3,32
7,92
0,15
0,25
32,65
3,23
0,27
0,54
0,11
7,23
99,43
пикриты:
Таблица 80. Химический состав минералов меймечитов (данные Ю.Р. Васильева)
Компоненты
1(114)
О1(ц)
Срх (ом) ti-Mt (ом) ton (ом)
2(120)
О1(ц)
Срх (ом)
Crt
SiO,
тю2
А12О3
Сг3О3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
1,2 —.лавы;
41,10
—
0,11
10,61
0,06
0,39
48,35
0,20
-
100,82
50,99
1,70
1,89
0,00
4,95
0,10
—
15,45
23,21
0,52
98,81
3—5 — дайки.
_
21,50
4,46
8,20
60,19
1,44
0,19
0,16
—
-
96,14
—
52,37
0,21
0,80
37,50
0,73
0,10
8,16
_
-
99,87
40,10
-
-
0,09
11,88
0,15
0,26
46,35
0,48
-
99,31
49,30
1,99
1,92
0,35
5,25
0,07
-
14,97
24,39
0,64
98,88
—
3,26
5,75
48,11
23,54
0,12
-
14,68
—
-
96,46
сятся к ультрабазитам нормального ряда, то в пикритах сумма щелочей почти всегда
превышает 1,0 мае. % (1,35 ± 0,41% — 62 определения), что и указывает на их
принадлежность к субщелочным и щелочным образованиям. Следует также подчеркнуть
аномально высокое для ультраосновных вулканитов (почти всегда выше 1,0, иногда даже
выше 2,0) значение отношения СаО/А^Оз в рассматриваемых породах.
Геохимически породы ассоциации изучены неравномерно, но имеющиеся данные
свидетельствуют об их необычности, что заключается в одновременном обогащении
вулканитов типичными "тугоплавкими" реститовыми компонентами ультраосновных пород
(Cr, Ni) и некогерентными элементами (Rb, Sr, Zr) в количествах, сближающих их с
щелочными базальтоидами (табл. 78). Меймечиты заметно отличаются от пикритов кон-;
192
"1
8
(266)
37,31
1,54
2,48
0,55
5,53
6,86
0,16
0,22
34,37
3,31
0,12
0,10
0,24
7,74
100,53
9
(186)
37,32
1,50
2,61
036
4,34
8,12
0,24
0,18
33,42
3,60
0,14
0,02
0,17
7,80
99,82
10
37,60
1,78
3,36
0,17
5,71
6,55
0,13
_
30,47
5,25
0,43
0,49
0,20
9,13
99,58
11
(594)
37,20
3,60
2,69
0,06
6,84
8,31
0,33
0,13
24,37
8,41 .
0,68
0,95
0,42
5,61
99,60
12
(591)
37,36
3,80
3,61
0,10
6,98
7,87
0,25
0,15
22,20
9,04
0,70
0,80
0,50
6,26
99,62
13
(593)
38,12
4,50
5,52
0,14
7,25
6,98
0,19
0,10
19,31
9,54
0,30
1,15
0,25
5,87
99,25
14
(5д)
38,15
3,30
5,14
0,24
3,14
10,48
0,19
0,19
24,66
7,64
1,36
1,39
0,42
5,40
99,76
15
(420)
40,42
2,85
3,44
0,30
5,95
9,55
0,17
0,14
26,08
8,05
1,17
0,79
0,30
1,42
100,28
16
(202)
39,68
3,98
5,24
0,10
4,08
11,52
0,26
0,10
19,68
9,60
0,76
0,98
0,88
2,93
99,79
3(266)
О1(ц)
40,54
—
-
0,09
7,42
0,15
0,30
50,65
0,54
-
99,69
Срх(ом)
50,75
2,45
2,10
0,58
4,68
0,03
-
15,43
23,48
0,45
99,95
Crt
12,40
1,73
21,40
53,41
0,46
0,39
7,26
—
-
97,05
4(199)
О1(ц)
40,21
—
-
' 0,11
9,88
0,12
0,32
48,67
0,57
-
99,88
Срх(ом)
48,16
2,90
3,06
0,13
5,99
0,12
0,05
14,61
24,29
0,51
99,82
Crt
6,67
6,05
34,66
42,63
0,38
0,23
8,27
—
-
98,89
5(186)
О1(ц)
40,45
-
-
0,09
8,90
0,16
0,31
49,50
0,55
-
99,96
Срх (ом)
45,44
4,73
4,14
0,09
8,55
0,13
0,05
12,25
23,15
0,55
99,08
Crt
3,38
6,19
51,00
22,94
0,24
0,19
15,01
—
-
98,95
центрациями Ti, Cr, Co, Sr, Zr. Для всех вулканитов характерна обогащенность
легкими РЗЭ, количество которых в пикритах, как правило, в 2,5 раза выше, чем в мейме-
читах.
Какие-либо полезные ископаемые в связи с меймечитами и пикритами неизвестны.
Маймеча-Котуйская провинция. Провинция является эталонным регионом развития
ультраосновных вулканитов. Только в ее пределах по-настоящему широко проявлены
меймечиты. Основной их объем сосредоточен у западной границы Тулинского плутона
(см. рис. 74), где они образуют локальные разобщенные поля площадью до 60 км2.
По мнению большинства исследователей, меймечиты венчают стратиграфический разрез
пермо-триасовых вулканитов провинции, слагая в нем однородную по составу майме-
13. Зак. 855 193
Таблица 81. Химический состав минералов пикритов (данные Ю.Р. Васильева)
Ком-
понен-
ты
SiO2
ТЮ,
А12О3
Ci,O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
1 (202)
О1(Ц)
41,45
—
—
0,12
7,60
0,11
0,40
49,20
0,33
-
99,21
1,2 — дайки; 3 — i
Cpx (ом)
46,70
3,60
3,80
0,23
8,90
0,17
—
14,30
22,16
0,40
100,26
тавы.
CTt(LO
_
6,68
4,30
40,24
37,38
0,35
—
8,90
-
-
97,85
2 (420)
О1(ц)
41,07
—
—
0,04
11,13
0,25
0,22
47,00
0,69
-
100,40
Crt(iO
_
3,46
6,46
52,18
24,04
0,25
—
12,80
-
-
99,19
3 (594)
О1(ц)
40,12
0,06
—
0,03
14,88
0,36
0,22
43,93
0,79
-
100,39
Срх(ц)
50,70
2,26
4,11
0,78
5,08
0,13
—
15,60
22,28
0,43
100,84
Cpx (к)
46,46
3,25
4,04
0,09
10,74
0,11
—
13,20
22,42
0,41
99,72
СН(ц)
_
5,15
5,61
37,58
38,24
0,29
—
12,24
-
-
99,11
чинскую свиту. Мощность ее оценивается по-разному — от первых десятков метров до
2 км и более. Свита сложена потоками массивных лав переменной мощности (от 0,5 до
10—15 м) с линзовидными прослоями (первые метры) пирокластического материала.
Разнообразные по форме и внутреннему строению дайки меймечитов тяготеют к полям
развития меймечитовых лав. Здесь фиксируется 30—40 тел с общим широтным или
близким к нему простиранием. Дайки меймечитов обычно имеют крутое падение и
мощность, редко превышающую 1 м.
Пикриты Маймеча-Котуйской провинции также принимают участие в строении пермо-
триасового вулканогенного разреза, который имеет общую мощность свыше 2 км и
разделен на ряд свит — арыджангскую, правобоярскую, коготокскую, дельканскую. Роль
пикритов в этом разрезе невелика (первые проценты). Их сильно измененные лавы
известны только в низах арьщжангскои и в верхах дельканскои свит в виде покровов и
потоков варьирующей мощности (от 3—5 до 8—10 м), где они чередуются с лимбурги-
тами, авгититами, щелочными базальтоидами и др. Туфы и лавобрекчии пикритов
слагают в лавах редкие прослои, мощность которых не превышает первых метров. Дайки
пикритов, имеющие много общих морфологических признаков с дайками меймечитов,
•встречаются вместе с ними в единых полях, рассекают породы Тулинского плутона. Они
'наблюдаются и в пределах других массивов провинции, где образуют линейные рои,
•грассирующие разломы, и радиальные ореолы даек вокруг интрузивных центров.
Результаты химических анализов меймечитовых и пикритовых лав и даек
приведены в табл. 79. Они иллюстрируют все главные особенности этих пород — низкую крем-
неземистость, высокую магнезиальность, необычные соотношения СаО и А12Оз, а также
те отличия меймечитов от пикритов, о которых подробно говорилось выше.
Распределение щелочей в породах не позволяет прийти к определенному выводу о характере
щелочности; в отдельных пробах отношение Na2 O/K2 О может быть как больше, так и
меньше единицы, особенно в меймечитах, где валовые содержания щелочей иногда очень
низки. В пикритах статистически выявляется некоторое преобладание К2О над Na2O.
Состав породоообразующих оливинов меймечитов (табл. 80) в целом близок к
составу оливинов дунитов (см, табл. 71) как по диапазону железистости, так и по
распределению микропримесей. Обращает на себя внимание устойчивое повышенное ( в
среднем 0,095%) содержание Сг2Оз в оливинах, указывающее, по мнению Н.В.
Соболева, на резко восстановительные условия кристаллизации. Акцессорные хромшпинелиды
меймечитов, обычно включенные в оливин (см. табл. 71), по химизму также сходны с
хромшпинелидами ультрабазитов Тулинского массива; для них характерны столь же
широкие вариации содержаний Сг2Оз, ТШ2 и железистости (см. рис, 76). Клинопиро-
194
Рис. 78. Распределение редкоземельных
элементов в меймечитах U-4) н пикрн-
тах (5, 6) Маймеча-Котуйской
провинции (по Э.А. Ланде н СМ. Ляпунову
(1984), В.С. Гладких и др.)
1000\
100
10
I I I I
LaDePrNuSmEuGiTblyHoTmYh U
ксен основной массы относится к авгиту, реже к титанавгиту с незначительной
примесью Na и А1; с ним может ассоциировать ильменит (см. табл. 80). Породообразующие
минералы меймечитов содержат расплавные включения. В оливинах температура их
гомогенизации достигает 1450, а в клинопироксенах не превышает 1240° С (Соболев
1978).
Оливин пикритов по железистости и распределению элементов-примесей близок к
оливину меймечитов, отличаясь от него более низким содержанием Ni и Сг (табл. 81).
Вкрапленники клинопироксена в пикритах нередко зональны. Центральные их части
обогащены Сг2О3 (до 1,0%), а периферия — ТЮ2 (до 3,0—3,5%). Пироксен основной
массы по составу отвечает авгиту и титанавгиту с содержанием ТЮ2 до 3,5—5,5%
(см. табл. 81). Шпинелиды, как и в меймечитах, представлены широким рядом
составов — от титанистого хромпикотита до хромсодержащего титаномагнетита (см.
табл. 81 и рис. 76). Породообразующие минералы пикритов содержат расплавные
включения, температуры гомогенизации которых близки к температурам
гомогенизации подобных включений в минералах меймечитов (в оливинах — до 1450, в
клинопироксенах — до 1230° С).
Для ультраосновных вулканитов Маймеча-Котуйской провинции характерны
сильная обогащенность обоих видов пород легкими лантаноидами, отсутствие резко
выраженных аномалий в распределении элементов и резкий, но равномерный спад их
концентраций от легких к тяжелым РЗЭ (табл. 82, рис. 78),
Таблица 82. Содержание редкоземельных элементов в меймечитах и пикритах севера
Сибирской платформы (данные А.В. Соболева, Э.А. Ланды и СМ. Ляпунова, B.C. Гладких и др.)
Элементы
La
Се
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Yb
Lu
1-4
41,6
97,4
51,3
9,15
2,21
6,07
0,82
0,92
0,12
— меймечиты; 5,6
29,3
68,3
37,4
7,33
2,02
5,20
0,76
0,88
0,11
— пикриты.
24,8
50,3
-
5,0
1,7
—
0,66
—
0,088
31,5
70,0
—
5,6
1,8
—
0,61
—
0,19
46,0
105
_
9,2
3,2
—
1,0
0,15
120
220
—
14,0
3,3
-
0,82
—
0,33
195
КИМБЕРЛИТЫ
Кимберлитом в 1888 г. Г. Льюис назвал породу, выполняющую трубку Кимберли -
одно из крупнейших месторождений алмазов в Южной Африке. Впоследствии этот
термин был распространен на аналогичные по строению, составу и условиям залегания
породы вне зависимости от присутствия в них драгоценного минерала. Довольно
редкие и незначительные по объему проявления кимберлитовые породы сыграли и
продолжают играть выдающуюся роль в практическом и теоретическом аспекте — и как
единственный до недавнего времени коренной источник промышленных алмазов, и как
один из главных "поставщиков" на дневную поверхность фрагментов вещества верхней
мантии. До середины XX столетия эксплуатировались и изучались только
южноафриканские кимберлиты. Итоги этого раннего этапа работ подведены в капитальных сводках
П. Вагнера и А. Уильямса. Новый импульс исследованиям придало открытие в 1954 г.
Якутской кимберлитовой провинции. В ходе поисков и изучения якутских
кимберлитов сформировалась отечественная школа геологов-алмазников, которую долгое время
возглавлял B.C. Соболев. Успехи, достигнутые в изучении кимберлитов в СССР,
связаны с именами А.П. Бобриевича, Б.М. Владимирова, Ф.В. Каминского, В.В.
Ковальского, Б.Г. Лутца, В.А. Милашева, К.Н. Никишова, М.М. Одинцова,. Н.Н. Сарсадских,
Г.И. Смирнова, Н.В. Соболева, Е.В. Францессон и многих других исследователей, чьи
данные широко использованы при подготовке раздела.
Прежде чем приступить к характеристике пород, следует сказать о содержании и
границах самого термина. Пожалуй, трудно назвать другую магматическую породу,
внешний облик, строение, минеральный и химический состав которой были бы столь
же изменчивы. Кимберлиты нередко ассоциируют с субщелочными и щелочными пикри-
тами, мелилитсодержащими зффузивами, щелочными базальтоидами,
ультраосновными лампрофирами, субвулканическими членами щелочно-ультраосновных комплексов
и сходны с ними по ряду признаков. Кроме того, кимберлиты, как правило, содержат
чужеродный материал и интенсивно изменены. Все это затушевывает отличие
кимберлитов от иных пород и ведет к размыву границ термина. Между тем такое разграничение
часто бывает необходимо, особенно в практических целях. В связи с изложенным
кимберлитовые породы (кимберлиты) сейчас принято идентифицировать на основании
целого комплекса признаков (Илупин и др., 1978; Магматические горные,.., 1983 и др.).
Представляется, что наиболее удачен в этом плане подход, рекомендованный В.И. Гонь-
шаковой и И.П. Илупиным (Кимберлитовые..., 1978). Они предлагают выделять
кимберлиты по комбинации факторов, важнейшими из которых считаются
геолого-тектонический, петрографо-петрохимический и минералогический. Согласно современным
представлениям, кимберлитом следует называть ультраосновную с щелочным уклоном,
часто алмазоносную породу, содержащую вкрапленники оливина, магнезиального
ильменита, флогопита, пиропового граната, хромдиопсида, погруженные в
тонкозернистый флогопит-серпентин-карбонатный цемент. Однако даже такое определение не
всегда дает возможность однозначно отличить кимберлиты от некоторых родственных им
пород. Этим, в частности, объясняется новая интерпретация ряда проявлений щелочно-
ультраосновных вулканитов, прежде относившихся к кимберлитам (Доусон, 1983;
Каминский, 1984; Extended..., 1986 и др.). К последним ныне не рекомендуется
относить "кимберлитоподобные" породы типа альнеитов (монтичеллитовых
кимберлитов, по К.Н. Никишову), ультраосновных лампроитов (трахислюдяных кимберлитов,
по П.П. Зуеву), субщелочных и щелочных базальтоидов и пикритов (ингилитов, по
Ф.В. Каминскому; пикритовых порфиритов, по В.А. Милашеву, и др.).
Кимберлитовый магматизм типоморфен для стабилизированных областей Земли.
Рассматриваемые породы распространены только в кратонах и в причленившихся к ним
докембрийских складчатых поясах, причем внедрение кимберлитов всегда связано с
активизацией этих структур, В размещении кимберлитов и сопутствующих им пород
прослеживаются довольно устойчивые закономерности. Так, в центральных частях
ряда кратонов (Сибирь, Южная Африка, Танзания и др.) кимберлиты, как правило, алма-
196
зоносны (здесь находятся практически все известные месторождения этого типа) и
не сопровождаются синхронными магматическими проявлениями иного состава.
Продуктивность кимберлитов, расположенных по периферии кратонов, низка; здесь они
часто соседствуют с разновозрастными интрузивными щелочно-ультраосновными
комплексами, карбонатитами, щелочными базальтоидами и щелочно-ультраосновными
вулканитами пикритового типа, которые часто называют кимберлитоподобными
породами. В окружающих кратоны древнейших складчатых поясах кимберлиты
преимущественно неалмазоносные и развиты спорадически, составляя лишь незначительную долю
общего объема одновозрастных с ними щелочных и щелочно-ультраосновных пород.
На платформах большинство проявлений кимберлитового магматизма приурочено
к склонам крупных сводовых поднятий (антеклиз) либо к участкам их сочленения с
прогибами (Милашев, 1974; Кимберлитовые..., 1978). Многие исследователи
(Одинцов, 1985 и др.) согласны с важной ролью зон долгоживух разломов в локализации
кимберлитов. Однако в отношении тектонических факторов, определяющих появление"
соответствующих расплавов на дневной поверхности, ясности пока нет. Так, В.И. Гонь-
шакова и Е.В Францессон придают особое значение связи кимберлитов с авлакогенезом.
А.С. Гринсон связывает их с рифтогенезом, а Дж. Доусон — с зпейрогеническим флек-
сурообразованием. В ряде последних работ проводится мысль о приуроченности
кимберлитового магматизма к зонам утонения и разрыва континентальной литосферы при
зарождении океанов (Kimberlites and related rocks, 1984; Extended..., 1986).Наконец,
существуют свидетельства связи кимберлитов с "горячими точками" и процессами вну-
тримантийного диапиризма (Г.С. Гусев и К.Н. Никишов, С. Кроуг и др., Е.Е. Лазько и
В.П. Серенко).
Все проявления кимберлитов в пределах отдельных кратонов принято объединять в
провинции. Последние занимают иногда значительную часть площади платформ.
Кроме Якутии и Южной Африки, хорошо известны Западно-Африканская, Центрально-
Африканская, Индийская, Северо-Американская, Австралийская и ряд других
провинций (см. рис, 73). Недавно появились сообщения о находках кимберлитов в
Бразилии, Китае и на Восточно-Европейской платформе (Кимберлитовые..., 1978;
Kimberlites, diatremes..,, 1979; Kimberlites and related rocks, 1984 и др.). В крупнейших
провинциях кимберлиты распределены крайне неравномерно. Кимберлитовые тела,
как правило, сконцентрированы на небольшой площади, образуя локальные,
далеко отстоящие друг от друга группы. В связи с этим выделяются обособленные поля и
районы их развития (рис. 79). Внутри полей они группируются в цепочки, реже в изо-
метричные в плане "кусты" тел. Известны случаи, когда на линии, соединяющей
несколько трубок, при детальных работах удавалось найти еще не выявленные объекты.
Цепочки тел чаще всего ориентированы субпараллельно друг другу. Согласные между
собой элементы внутренней структуры кимберлитовых полей (линейное расположение
диатрем, ориентировка .их длинных осей, простирание даек и пр.) подчеркивают
приуроченность кимберлитов к ослабленным рудоконтролирующим зонам и в верхнем
структурном этаже платформ (Одинцов, 1985).
Большинство кимберлитов относится к сравнительно молодым, фанерозойским,
образованиям, хотя известен и докембрийский магматизм этого типа. По-видимому,
самыми древними пока следует считать кимберлиты трубки поля Куруман в Южной
Африке (1,63—1,67 млрд лет), датированные Дж. Бристоу с коллегами Rb-Sr методом
по флогопиту (Extended ..., 1986). Несколько моложе кимберлиты одной из
крупнейших трубок Африки — Премьер (здесь был найден знаменитый алмаз "Куллинан"
весом 3025,75 карата), расположенной с ней по соседству диатремы Нзшнел и трубок
поля Панна в Индии (Маджгаван, Инота). Все зти тела внедрились около 1,2 млрд лет
назад. Данные по трубке Премьер, впрочем, несколько противоречивы. Согласно
первоначальным определениям Г. Олсопа и др., модельный Pb-Pb возраст галенитового
прожилка в кимберлите оказался весьма древним (1,75 млрд лет), однако последующие
данные Г. Олсопа и Дж. Крамерса (флогопит, Rb-Sr метод; перовскит, Pb-Pb метод)
укладываются в интервал 1,2—1,25 млрд лет. Новые датировки сульфидных включений
197
Рис. 79. Схема размещения кимберлитов
на Сибирской платформе (по Е.В. Фран-
цессои и Б.И. Прокопчуку, М.М. Одинцову
и др.)
1 — граница платформы; 2 — районы
развития кимберлитов (цифры иа схеме) :
1 — Мало-Ботуобинский, 2 — Далдыно-
Алакитский, 3 — Верхне-Мунский, 4 —
Средне-Оленекский 5 — Приленский, 6 —
Нижне-Оленекский, 7 — Куонамский,
8 — Присаянский; 3 — районы развития
"кимберлитоподобных" пород (буквы на
схеме): МК — Маймеча-Котуйский, А —
Алданский, И — Ингилийский, Ч — Чадо-
бецкий
в алмазах Pb-Pb методом (Дж. Крамере) и мегакристаллов клинопироксена и граната
из этой трубки Rb-Sr и Sm-Nd методами (К. Смит, Р. Джоунс) дают более молодой
возраст — 1,2—1,18 млрд лет.
Таким образом, первые в геологической истории кимберлиты появились,
по-видимому, только на границе раннего и позднего протерозоя; в дальнейшем процессы их
образования часто и неоднократно повторялись. Наиболее продуктивными оказались
среднепалеозойская эпоха, когда сформировалось большинство кимберлитовых тел
центральной части Якутской провинции, и позднеюрская—меловая (кимберлиты Южной
и Западной Африки, Анголы, Бразилии, Китая, севера Сибирской платформы). Самые
молодые, кайнозойские, породы этого типа имеют среднеолигоценовый (плато
Колорадо) и эоценовый (Монтана, США; поле Игвиси в Танзании) возраст, однако по ряду
особенностей геологии и вещественного состава они отличаются от типичных
алмазоносных кимберлитов (Милашев, 1974; Доусон, 1983 и др.).
Хотя рассматриваемые породы известны в интрузивной, экструзивной и
эксплозивной фациях, наиболее распространенная форма их проявления - столбообразные
субвертикальные тела, т.е. кимберлитовые трубки, или диатремы (рис. 80). Очертания их
в плане весьма разнообразны — от округлых и овальных до вытянутых и причудливо-
неправильных, нередко с извилистыми границами (рис. 81). Размер трубок по длинной
оси на поверхности колеблется от нескольких метров до 1,5 км (Мвадуи в Танзании,
Орала в Ботсване), а площадь большинства из них меняется от 500 м2 до 1,4 км2.
С глубиной контуры и размеры горизонтального сечения трубок меняются. Круглые и
овальные трубки в подавляющем большинстве случаев сужаются; на некотором
протяжении они сохраняют форму соответственно опрокинутого или сдавленного конуса,
а затем переходят в дайки, которые служили подводящими каналами. Классический
пример подобного перехода прослежен на руднике Св. Августина, расположенном по
соседству с трубкой Кимберли. На поверхности диатрема Св. Августина имеет
округлую форму, но уже на глубине 244 м она превращается в маломощную дайку. Бурением
и горными выработками трубки прослежены до глубины 1—1,2 км. Некоторые из них
вблизи поверхности заканчиваются воронкообразным раструбом. Площадь таких тел
наибольшая - до 1,4 км2 (трубка Мвадуи). Часто диатремы бывают сдвоенными. На
глубине они могут соединяться, хотя в других случаях обособляются и имеют свои
подводящие каналы.
Кимберлитовые дайки и жилы, выходящие на современную дневную поверхность,
распространены в целом реже, чем трубки, и встречаются обычно группами(цепочками,
вееро- и кулисообразными роями), хотя известны и единичные тела. Мощность их
колеблется от первых сантиметров до 5-10 м; падение обычно крутое. Несмотря на не-
198
Рис. 80. Современный алмазодобывающий рудник на кимберлитовой трубке (по Б.И. Прокоп-
чуку и В.И. Ваганову)
MAP
О
Яетелтв//
Ялу/тля
Л/ар
0
//ей/та
Дальняя
(5
О
Ха/гвло
Рис. 81. Контуры выходов на поверхность некоторых кнмберлитовых тел (Доусон, 1983)
Рис. 82. Вертикальный разрез кимберлитовой трубки Весселтои (по С. Ши; Kimberlites and related
rocks, 1984)
Цифрами обозначены разновидности кимберлитовых пород; КБ — контактовые брекчии
большую мощность, дайки иногда прослеживаются по простиранию на десятки
километров; такая же выдержанность характерна для них и на глубину (Доусон, 1983).
Некоторые дайки имеют линзовидные раздувы, достигающие нескольких десятков
метров в поперечнике. Среди жил и даек выделяются как самостоятельные, так и
сопряженные с трубками, в том числе секущие их. Дайковые кимберлиты более
широко развиты в периферических частях платформ.
Кимберлитовые силлы площадью до 5 км2, хотя и являются редкостью , известны в
Южной Африке, Танзании и Гренландии (Доусон, 1983). Структурно они приурочены
к ослабленным зонам на контактах разнородных толщ. Например, в районе трубки
Кимберли пластовый интрузив долеритов экранировал внедрившийся кимберлитовыи
199
расплав, который сформировал в итоге силл Весселтон-Флорс. Мощность силлов
варьирует, достигая максимума в несколько десятков метров в центральной части тел.
Подводящие каналы для большинства из них не установлены, но иногда силлы связаны
с дайками. В некоторых пластовых телах описана магматическая расслоенность
(Дж. Хоуторн).
Туфовые толщи и лавовые потоки типичных кимберлитов — уникальное явление.
Дж. Доусон (1983) описал латеритизированный кимберлитовый туф мощностью до
4 м, залегающий в виде полукольца вокруг небольшой трубки в Западной Африке.
В Танзании в упоминавшемся выше вулканическом поле Игвиси с туфовыми конусами
сопряжен лавовьш поток породы, имеющей большое сходство с кимберлитом. Покров
аналогичной породы с характерным набором минералов мощностью от 8 до 18 м
обнаружен недавно на севере Сибири (Маршинцев, 1986); кимберлитовые туфовые
отложения описаны СМ. Саблуковым (1985).
Преобладающая трубочная форма проявления кимберлитов, наличие раздувов и
спиралеобразных изгибов диатрем на глубине, "слепых" тел и апофиз (рис. 82) наряду
с редкостью пирокластических отложений плохо согласуется с популярными еще
недавно представлениями о формировании этих объектов в результате мощных
взрывных процессов (П. Вагнер, В.В. Ковальский и др.). Для объяснения морфологии трубок
сейчас привлекается более правдоподобный механизм флюидного брекчирования,
последовательно развиваемый СИ. Костровицким (Классификация..., 1981 и др.). Его
упрощенно можно свести к "высверливанию" полости трубки флюидной фазой,
отделяющейся под большим давлением от кимберлитового расплава на небольших глубинах
с последующим заполнением канала кимберлитом. Морфологические особенности
хорошо сохранившихся диатрем отвечают представлению о них, как о верхних частях
мощных вулканических аппаратов типа мааров.
Залегание карбонатных и терригенных пород, вмещающих кимберлитовые трубки,
по данным СИ. Костровицкого и В.В. Готовцева, нередко остается субгоризонтальным
даже вблизи их контактов. В других случаях слоистость приконтактовых толщ
приподнята (иногда очень круто, вплоть до почти вертикального падения пластов) или даже
смята в пологие складки. Ширина зоны нарушенного залегания пород не превышает
10-15 м. Контакты чаще всего резкие. В зонах брекчирования кимберлит иногда
пропитывает обломки окружающих диатрему пород, что создает впечатление нечеткого,
постепенного перехода. Следы термального воздействия во вмещающих толщах обычно
не улавливаются даже в зонах непосредственного их соприкосновения с трубочными
кимберлитами. Однако признаки контактового метаморфизма установлены в связи с
дайками и силлами; они также проявляются в ксенолитах карбонатных и глинистых
пород (П. Вагнер, Дж. Доусон и Дж. Хоуторн, В.П, Серенко).
Взгляды на классификацию и номенклатуру самих кимберлитовых пород, несмотря
на вековую историю их изучения, до сих пор не устоялись. Хотя довольно значительное
количество вариантов их расчленения предложено только советскими петрографами
(А.П. Бобриевич и Л.И. Лебедева, В.В. Ковальский, В.А. Милашев, И.С Рожков и
Е.В. Францессон, Н.Н. Сарсадских, В.И. Гоньшакова и И.П. Илупин и др.), появляются
новые схемы, порой использующие весьма причудливую, вычурную терминологию
(Классификация..., 1981). Не вдаваясь в детальное их обсуждение, отметим только,
что два наиболее распространенных подхода к классификации кимберлитов —
разделение их по структурно-текстурным (фациальным) особенностям и минеральному
составу основной массы.
По структурно-текстурным признакам среди типичных кимберлитов принято
различать собственно кимберлиты ("порфировидные", "массивные", "интрузивные",
"магматические") и кимберлитовые брекчии ("эруптивные", "эксплозивные", "туфобрекчии"
и пр.). Образование той или иной разновидности связывается с консолидацией расплава
в разноглубинных условиях (гипабиссальная, трубочная, жерловая фации). Обе
разновидности обладают ярко выраженным порфировым строением. Они сложены апостекло-
ватой (?), сильно измененной основной массой, в которую заключены многочисленные
200
вкрапленники оливина, граната, ильменита, флогопита, пироксенов, хромшпинелидов,
алмаза, включения типа "кимберлит в кимберлите" (автолиты и реликты ранних
генераций кимберлитов в более поздних), а также всевозможные ксенолиты — фрагменты
толщ, прорванных кимберлитами на пути их к поверхности. Среди ксенолитов
выделяются обломки вмещающих траппов, долеритов и других магматических образований,
интрудирующих наряду с кимберлитами отложения осадочного чехла, фрагменты вы-
сокометаморфизованных пород цоколя платформы, глубинные ксенолиты — оттор-
женцы подкорового субстрата (см. главу 7). Кимберлитовая матрица представлена
тонкозернистым агрегатом мелких и мельчайших (0,01—0,1 мм) изометричных и
угловатых зерен серпентина, кальцита, шпинелидов, перовскита, ильменита, апатита,
вторичных водных алюмосиликатов, чешуек флогопита, иногда микролитов кальцита, мон-
тичеллита, диопсида и др. Реликтов хотя бы девитрифицированного стекла в кимберли-
товых породах пока не встречено. Структура цемента характеризуется как апостеклова-
тая, микрозернистая, реже как микролитовая, а текстура — как массивная или флюи-
дальная. Собственно кимберлиты принято отличать от кимберлитовых брекчий по
количеству ксеногенного материала, прежде всего вмещающих пород. Брекчии
обогащены обломками, хотя строгую границу между разновидностями провести трудно.
Специфической структурно-текстурной разновидностью кимберлитовых пород
являются автолитовые брекчии (Дж. Фергюсон и Р. Данчин, И.Н. Кривошлык, Л.В.
Соловьева и др.). Их отличительным признаком служит присутствие своеобразных глобулярных
сегрегации — автолитов в количестве до 30—40 об. %. Эти сферические и
эллипсоидальные включения "кимберлитав кимберлите"размером от первых миллиметров до 10 см
и более четко выделяются на фоне окружающей матрицы, отличаясь от нее структурой,
минеральным и химическим составом. Многие из таких глобулей обладают
концентрическим строением — микровкрапленники оливина и флогопита расположены орбиталь-
но, ориентированы длинными осями параллельно поверхности включения. В ядрах
крупных автолитов, как правило, .присутствует "затравка" — микроксенолиты
всевозможных как глубинных, так и вмещающих пород или фрагменты
минералов-вкрапленников самих кимберлитов, вокруг которых происходило разрастание глобулей.
Автолитовые брекчии — преимущественно трубочные образования. Детали их
формирования во многом еще не ясны, но принципиально механизм образования автолитов
связывается с явлениями ликвации и флюидизации кимберлитовых расплавов (К.
Клемент, И.Н. Кривошлык, Л.В. Соловьева и др.).
Что касается кимберлитовых туфов и туфобрекчий, фигурирующих во всех
классификационных схемах, то трудно не согласиться с Б.М. Владимировым
(Классификация..., 1981) в том, что типичные пирокластические образования среди кимберлитов
крайне редки. Лишь найденные недавно пизолитовые и псаммитовые кристалло-
кластические кимберлитовые туфы субазрального происхождения, судя по данным
СМ. Саблукова (1985), несут все петрографические признаки пирокластических пород.
Скорее всего, редкость последних связана с эрозионным разрушением верхних частей
древних вулканических аппаратов.
Структурно-текстурное расчленение пород создает основу для расшифровки
внутреннего строения кимберлитовых тел, так как наряду с однофазными дайками и мелкими
трубками, сложенными только одной порцией застывшего расплава, существуют сложно-
построенные диатремы, в которых выделяется до 10 различающихся внешне типов
кимберлитов (А.И. Боткунов, СИ. Костровицкий и К.Н. Егоров, М. Барде, К. Клемент
и др.). Впрочем, их количество в конкретных телах, как и принципы выделения, обычно
служат предметом дискуссии. Ясно, однако, что кимберлитовые брекчии, "массивные"
кимберлиты и автолитовые брекчии образуют в сложных трубках обособленные
геологические тела, которые отвечают разным порциям внедрившихся расплавов —
самостоятельным фазам внедрения. Эти субвертикальные тела устойчиво прослеживаются
на всю глубину изученных трубок и обладают самостоятельными подводящими
каналами.
Контактовые взаимоотношения пород разных фаз внедрения широко варьируют.
201
Данные СИ. Костровицкого и К.Н. Егорова позволяют наметить два типа контактов:
1) секущие с резкими, нередко прямолинейными границами с оторочками закалки;
2) нечеткие, сопровождаемые инъекционными зонами с признаками ассимиляции.
Имеющиеся данные свидетельствуют о закономерном распределении главных
разновидностей кимберлитов в теле трубок и генеральной последовательности их
становления. Как правило, активные газонасыщенные порции расплава первыми прорываются
к поверхности, образуя кимберлитовые и автолитовые брекчии, а затем в средних и
нижних частях диатрем консолидируются более пассивные порфировые кимберлиты.
В ряде тел наблюдалась обратная схема: начальным фазам внедрения отвечают
порфировые кимберлиты корневых частей трубок, а конечным — автолитовые брекчии
(Костровицкий, 1986).
Совершенно иной принцип положен в основу минералогической классификации
кимберлитовых пород. В зависимости от содержания слюды они еще со времен
П. Вагнера традиционно подразделяются на лампрофировые (слюдяные) и базальтоид-
ные (бедные флогопитом). Второй термин, как отметил Дж. Доусон, не вполне удачен,
ибо плагиоклаз в этих породах отсутствует. В крайних разновидностях слюдяных
кимберлитов объем флогопита в основной массе иногда превышает 50%, а в базальтойдных
он отмечается в виде редких чешуек. Между этими типами существуют постепенные
переходы. В последние годы выделена еще одна разновидность, богатая магматогенным
кальцитом (свыше ~ 30%) с первичными расплавными включениями. Ее лучше
называть кальцитовым, а не карбонатитовым кимберлитом (Б .А. Мальков) или кимберли-
товым карбонатитом (В.К. Маршинцев), поскольку, несмотря на порой тесную
пространственную ассоциацию с карбонатитами щелочно-ультраосновных комплексов,
кимберлиты отличаются от них по многим признакам (А.А. Фролов и Ю.А. Багдасаров,
Р. Митчелл). Кальцитовые кимберлиты более характерны для жильной фации, тогда как
слюдяные и базальтоидные широко распространены прежде всего в диатремах.
Известны также более дробные классификации кимберлитовых пород,
базирующиеся на широких вариациях минерального состава их основной массы (табл. 83).
Вообще минералогия кимберлитов очень сложна. Дж. Доусон (1983) привел сведения
о более чем 100 обнаруженных в них соединениях. Такое обилие фаз связано прежде
всего с присутствием ксеногенного материала, а также с многоэтапным и довольно
пестрым постмагматическим изменением пород. Количество первичных минералов
кимберлитов невелико. Помимо мелких выделений основной массы, в них, как говорилось
выше, присутствуют различные вкрапленники. B.C. Ровша, Е.В. Францессон и другие
исследователи выделили в кимберлитах две дискретные группы минералов, получившие
название хромовой и титановой ассоциаций. Внутри каждой из этих групп вкрапленники
родственны между собой, что доказывается их сростками и взаимными прорастаниями.
Минералы хромовой ассоциации (остроугольные зерна фиолетового и малинового
граната — пиропа, хромшпинелида, хромдиопсида, ортопироксена Fs6_10 размером до
нескольких миллиметров в поперечнике)1 идентичны по составу аналогичным фазам
ксенолитов различных гранатовых и шпинелевых ультрамафитов (см. главу 7). Они,
скорее всего, попадают в кимберлит при разрушении соответствующих подкоровых
пород (Лаэько, 1979). То же можно утверждать и в отношении немногочисленных зерен
граната и клинопироксена, отвечающих по химизму минералам зклогитов. Состав мега-
кристаллов титановой ассоциации, традиционно именуемых в отечественной литературе
желваками (оранжевый гранат повышенной железистости и титанистости с небольшим
содержанием Сг, пикро ильменит, субкальциевый клинопироксен, ортопироксен Fs j 0 _ i s.
возможно, флогопит), близок к составу однотипных фаз довольно редких ксенолитов
ильменитовых ультрамафитов. Однако по размеру они не соответствуют своим
аналогам из ксенолитов. Величина мегакристаллов составляет обычно первые сантиметры, но
отдельные индивиды граната и ильменита достигают 15 см в поперечнике. Первоначаль-
1 Известны редкие находки мегакристаллов малинового хромпиропового граната и хромдиопсида
размером в первые сантиметры.
202
Таблица 83. Модальный состав кимберлитовых пород Южной Африки
(Kimberlites, diatremes..., 1979)
Минералы 1
6
8
10 11 12 13
14 15
16
17
Оливин
47 45 27 56
41
Вкрапленники
28 21 17 34 42 45 50 34
36 55 46 42
Основная масса
Серпентин 14 12 28 21 7
25
11 12 14 16
Кальцит 12 14 25 14 Сл. <1
13 8 29 14 5 Сл. 1 Сл. -
Флогопит 13 13 <1
43 28 67 61 44 <1 13 1 22 24 1
16
Апатит
4 1
Сл. - 3
Перовскит<3 2 3 Сл.
Fe-Ti
окислы
Клино-
пироксен
Монти-
челлит
8 7 10 б
- 6 - -
<1
5 1
I 2
II 7
- Сл. - Сл. 1
2 -
1 1
18
- - - 27 26 20 -
- 26 22
20
Сл.
5
5
18
1,2 — кальцит-флогопит-серпентиновые: 1 — трубка Фрэнк-Смит, 2 — трубка Весселтон; 3,4 —
кальцит-серпентиновые: 3 — дайка Весселтон, 4 — дайка Дютойтспен; 5 —9 — флогопитовые: 5 —
трубка Де-Бирс, 6 — трубка Финч, 7 — дайка Свартрюггенс, 8 —дайка Стар-Бернс, 9 — дайка Сидни;
10,11 — кальцитовые: 10 — дайка Де-Бирс, 11 — дайка Весселтон; 12 — диопсидовый, трубка Летла-
кане; 13,14 — флогопит-диопсидовые: 13 —дайка Беллсбэнк, 14 —дайка Летсенг; 15 — монтичелли-
товый, трубка Де-Бирс; 16,17 — флогопит-монтичеллитовые: 16 — трубка Весселтон, 17 — трубка
Мацоку.
Примечание. При количественных подсчетах не учитывались вкрапленники других
минералов.
ный размер этих округлых или овальных монокристаллов со сглаженной поверхностью,
лишенных признаков огранки, по-видимому, был еще более значительным (ильменито-
вые желваки, правда, иногда сложены агрегатом более мелких зерен, т.е. фактически
являются ильменитовой породой, но, по мнению ряда исследователей, зто связано с
разрушением монокристаллов в особых условиях). При современной степени
изученности кимберлитов можно утверждать, что в кимберлитовых трубках нет глубинных
ксенолитов, состоящих из минералов титановой ассоциации. В отношении
происхождения последних обсуждались три модели: 1) желваки — результат кристаллизации прото-
кимберлитового расплава на большой глубине (Г.И. Смирнов, Е.В. Францессон,
СИ. Костровицкий, К. Фрик, Р. Митчелл и др.); 2) они представляют собой обломки
крупнозернистых мантийных пород, не дошедших до поверхности (Н.Н. Сарсадских,
Н.П. Похиленко и др.); 3) желваки образовались в астеносферных магматических
очагах из родственного кимберлиту, но не кимберлитового расплава, т.е., строго говоря,
являются ксенокристаллами (Е.Е. Лазько, П. Никсон и Ф. Бонд, Дж. Герни и др.).
Детально их химический состав, как и состав минералов основной массы,
охарактеризован ниже на конкретных примерах.
Особую группу составляют вкрапленники оливина — самой распространенной фазы
кимберлитов (см. табл. 83). Уже давно выделены два морфологических типа
вкрапленников, которым придается значение генераций (А. Уильяме, А.П. Бобриевич, Е.В.
Францессон и др.). К первой, более ранней генерации принадлежат округлые и
остроугольные индивиды даже без реликтов огранки размером до 5—7 см, чаще несколько
миллиметров. Судя по очень широкому диапазону составов (Fa7 -27) > характеру зональности
(материалы Ф. Бойда и К. Клемента, А.В. Уханова и др.) и набору кристаллических
включений (данные Е.Е. Лазько, СИ. Костровицкого, К.Н. Егорова), среди оливинов
I генерации присутствуют зерна по крайней мере из трех разных источников. Какая-то
их часть, вероятно, имеет ксеногенную природу и попадает в кимберлит при дроблении
глубинных ультрабазитов, т.е. относится к хромовой ассоциации. Количественно преоб-
203
Таблица 84. Средний химический состав кимберлитов
Компоненты
SiQ,
TiO2
А1аОэ
СгаОэ
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
NaaO
K2O
P2OS
H2O
co2
Пл.п.*
Число
анализов
1
33,68
1,29
2,95
0,11
4,71
2,98
0,10
25,50
9,21
0,13
0,47
0,29
9,71
8,53
0,34
198
2
25,72
1,27
2,12
0,11
3,96
3,19
0,12
27,76
13,87
0,32
0,82
0,34
7,06
11,22
2,12
141
3
27,33
1,44
ltf
0,14
3,09
6,54
0,18
32,71
13,03
0,38
1,07
0,49
1,52
10,35
0,07
16
4
28,63
2,32
2,87
0,16
5,83
2,32
0,14
26,87
11,35
0,09
1Д2
0,33
9,12
8,84
0,01
7
5
29,51
2,87
2,60
0,18
9,04
1,30
0,17
31,66
4,74
0,27
0,26
0,46
13,12
3,81
0,01
14
6
?6,59
0Д2
1,55
0,07
2,93
3,94
0,15
39,62
2,13
0,08
0,12
0,23
9,23
3,02
0,22
14
7
48,62
1,76
4,13
0,15
8,54
_
0,15
23,11
4,47
0,57
0,74
0,18
6,75
0,83
—
4
8
44,93
1.71
4,48
0,13
8,69
-
0,14
22,54
6,66
0,85
1,32
0,28
7,94
0,33
-
7
*S, F.ClHflp.
1—8 — базальтоидные кимберлиты тру бок: 1 —Мир, 2,3 —Удачная-восточная (3—слабо измененный
кимберлит глубоких горизонтов) ,4,5— Дальняя (4 — брекчия. 5 — порфировый кимберлит), 6 —
Русловая,7,8 —Премьер (7 — "серый" кимберлит, 8 — "коричневый" кимберлит) ; 9—13— слюдяные
кимберлиты трубок (9—12) и даек (13) : 9—Премьер ("черный"кимберлит),10 — Флогопитовая, 11 —
Бултфонтейн, 12 — Весселтон (автолиты из базальтовой брекчии), 13 — Гренландия; 14—17 —
ладающие магнезиальные вкрапленники оливина (Fa7_12) округлой формы с
размерами, превышающими величину зерен в ксенолитах, скорее всего, являются продуктами
глубинной кристаллизации кимберлитового расплава. Это подтверждается присутствием
в таких оливинах первичных расплавных включений с очень высокими температурами
гомогенизации (И.В. Попивняк и Е.Е. Лазько). Аналогичные по размеру вкрапленники
оливина повышенной железистости, вероятно, принадлежат к титановой ассоциации
(Лазько, 1979; Костровицкий, 1986). Второй морфологический тип (генерация) ким-
берлитовых оливинов Fe7_i2 представлен фено- и микрофенокристаллами размером
0,5—2 мм.
При изучении зональных оливинов обеих генераций оказалось, что в большинстве
случаев состав внешних частей таких кристаллов примерно одинаков и не зависит от
морфологии зерен и химизма их центральных зон (Ф. Бонд и К. Клемент, А.В. Уханов
и др.). Это служит прямым подтверждением предположений о гибридном характере
пород (Лазько, 1979; Доусон, 1983), указывая на смешение различных порций магмы
варьирующего состава и ее вероятную "гомогенизацию" перед становлением диатрем.
Представление о химизме и температуре такого расплава, по-видимому,
непосредственно перед извержением дают материалы Н.П. Похиленко по вторичным расплавным
включениям в оливинах из трубки Удачная-восточная (SiO2 34—37%; MgO 31—40;
FeO 6,0-7,8; А12Оз 0,5-1,4; CaO 9,6-13,6; Na2O<0,7; K2O0,4%; температура
гомогенизации 760-810 С).
В петрохимическом отношении кимберлиты являются представителями
субщелочных пикритов. Главные особенности их состава — высокая магнезиальность, низкие
концентрации SiO2 и А12О3, обогащенностъ Сг и Ni - подчеркивают ультраосновной
характер пород (табл. 84). Одновременно очень высокие содержания ТЮ2, Р2О5 и
особенно К2О (до 6% в некоторых слюдяных разновидностях) сближают их с
щелочными пикритами (Магматические горные..., 1983). Спецификой их состава является и
обилие летучих компонентов, прежде всего СО2 и Н2О. Вероятно, повышенной кон-
204
9
39,78
2,11
2,89
0,18
9,35
—
0,15
27,73
6,87
0,33
1,65
0,23
8,37
0,36
—
4
10
28,26
3,75
3,42
0,16
5,85
4,98
0,14
22,86
12,67
0,20
1,78
0,65
6,41
8,79
0,08
6
11
37,98
1,03
5,82
—
5,31
4,15
0,04
26,48
5,71
0,43
1,73
0,61
9,67
1,04
_
5
12
33,35
2,42
3,98
0,42
9,39
-
0,16
23,65
9,86
0,48
1,88
1,69
7,54
5,18
—
14
13
31,60
3,87
3,06
0,22
3,98
9,05
0,19
26,60
9,25
0,25
2,10
0,48
3,40
5,95
—
7
14
17,04
0,34
2,68
0,09
2,68
1,24
0,07
17,02
24,44
0,23
1,16
0,43
5,07
27,45
0,06
9
IS
12,47
2,49
2,26
0,09
3,68
2,37
0,13
10,30
34,32
0,26
0,48
0,83
2,74
27,40
0,18
4
16
4,51
2,02
1,75
0,28
4,96
0,69
0,24
3,81
41,43
0,08
0,90
0,74
1,82
32,39
4,38
12
17
24,63
0,56
1,65
0,18
5,06
-
0,20
11,98
25,46
0,06
0,32
0,83
11,13
17,94
-
16
кальцитовые кимберлиты: 14 — трубка Айхал, северо-восточный блок, 15 — жила А-21,16 —жила 4,
поле трубки Удачная, 17 — жилы, рудник Беллсбэнк.
Примечание. Ан. 1,4-6, 10, 14, 15 - по И.П. Илупину (Илупин и др., 1978); 2,16 — по
В.К, Маршинцеву Д1986); 3-поК.Н.Егоровуидр.; 7—9,17-по Г.Феску и.др. (Physics ...,1975'): 11-
поВА.Милашеву <1974J; 12 - по Р. Данчину и др. (Physics .... 1975) ;13 — по Б.Скотт (Kimberlites,
diatremes..., 1979). 1-6, 10, 14-16 - Якутия; 7-9, 11, 12,17 — Южная Африка.
центрацией СО2 обусловлена насыщенность пород СаО, хотя зта их особенность одна из
наиболее трудных для объяснения, по-видимому, требуется присутствие некоторого
количества карбоната в исходном мантийном субстрате (Д. Эгглер, А. Беттчер и Б.
Майсен, П. Уайли, ИД. Рябчиков, Л Л. Перчук и В.И. Ваганов и др.). Химический состав
кимберлитов крайне неустойчив не только в отдельных, даже близко расположенных
телах, но и в разных фазах внедрения одной трубки (см. табл. 84). Это обусловлено
широкими вариациями содержаний первичных минералов, засорением пород
разнообразным ксеногенным материалом и интенсивными вторичными процессами. Поэтому
вместо величин среднеквадратичных отклонений компонентов приведем примерный
(исключая экстремальные значения) диапазон колебаний содержаний ряда окислов в
базальтоидных, слюдяных и кальцитовых кимберлитах (в мае. % соответственно):
SiO2 25-48; 28-40; 0,5-25; ТЮ2 0,5-5; 0,8-5; 0,1-3; А12О3 1-6,5; 3-6,5; 0,5-3;
MgO 15-40; 15-30; 2-25; СаО 2-18; 3-18; 18-50; К2О 0,1-1,5; 1,5-5; 0,05-1,5;
СО2 0,2-15; 0,2-15; 15-40 (Илупин и др., 1978; Классификация..., 1981; Доусон,
1983; Маршинцев, 1986; Physics ..., 1975; Extended..., 1986 и др.).
По микроэлементному составу кимберлиты часто сопоставляют с щелочными ба-
зальтоидами (Лутц, 1975 и др.). Действительно, они резко обогащены компонентами
щелочно-основных вулканитов — К, Ti, P, Rb, Sr, Ba, Zr, Y, Nb, Та, Th, U и легкими РЗЭ
(табл. 85), что вообще характерно для улырабазитов зон активизации; специфика
кимберлитов заключается лишь в предельной степени накопления перечисленных
элементов. Легче всего зто продемонстрировать на примере РЗЭ (рис. 83), концентрации
которых в некоторых зарубежных кимберлитах достигают 1000 г/т при резком
обогащении легкими лантаноидами (Доусон, 1983; Physics ..., 1975 и др.). Интересно, что
африканские и индийские кимберлиты в среднем на 20—30% богаче РЗЭ, чем якутские
и североамериканские, что позволило выделить гондванскую и лавразийскую мегапро-
винции (Илупин и др., 1978). Столь высокое содержание некогерентных элементов
требует специфических условий образования исходных магм, предопределяя их выплавле-
205
Таблица 85. Среднее содержание микроэлементов в кимберлитах
Элементы
10
11
12
Сг
Ni
Со
V
Sc
Rb
Sr
Ва
Та
Nb
Zr
Hf
Y
Та
и
La
Се
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Yb
Lu
Число
анализов
835
675
87
79
14
21
400
330
1,8
48
67
1,6
6,3
6,0
0,75
33
77
26
3,8
0,70
3,6
0,45
0,55
-
48
910
1100
81
120
11
16
620
590
5,3
86
57
1,9
5,7
7,5
2,3
48
120
43
6,4
0,80
3,8
-
0,2
-
70
—
-
76
-
19
-
-
-
12
-
-
12
-
17
3,2
150
360
-
21
5,4
-
2,0
1,5
0,18
6
690
1090
71
-
11
44
390
230
3,1
50
120
2,7
13
8,6
2,0
49
100
35
5,5
1,5
-
0,83
0,90
0,14
10
1060
950
73
—
8,8
51
180
210
6,5
54
120
2,9
8,0
5,5
0,8
28
49
—
3,7
0,95
-
0,39
0,90
0,14
4
890
870
72
-
11
105
400
510
12
74
105
2,6
10
7,1
1,5
38
59
—
4,8
1,2
0,41
1,1
0,24
7
1210
1170
86
—
9,5
150
490
1020
8,0
71
96
2,0
5,0
5,3
0,8
32
55
-
3,7
1,0
0,49
0,70
0,15
4
—
-
76
-
18
120
770
940
2,7
-
-
4,1
-
7,4
2,6
51
ПО
48
6,9
1,5
0,44
0,85
-
7
—
-
73
_
21
240
800
-
9,0
-
470
11
19
24
-
245
460
-
23
4,8
2,0
1,6
0,18
4
1500
790
-
470
—
78
850
930
_
-
280
-
16
-
—
190
240
—
-
-
_
-
-
7
1190
1010
53
_
8,8
4,0
430
130
1,9
41
140
3,0
9,0
14
2,5
ПО
200
70
8,1
2,0
1,0
1,0
0,11
10
1270
1050
60
_
19
53
1230
4720
8,9
170
280
6,4
19
46
5,3
315
520
150
17
4,1
2,0
2,1
0,20
6
1—6 — базальтоидные кимберлиты трубок: 1 - Мир, 2 — Удачная-восточная, 3 — Весселтон, 4 — Коффифонтейн, 5, 6 - Премьер (5 — "серый"
кимберлит, 6 - "коричневый" кимберлит); 7-10 - слюдяные кимберлиты трубок (7, 8) и даек (9, 10): 7 - Премьер ('"черный" кимберлит), 8 - Финч,
9 - Свартрюггенс, 10 — Гренландия; 11,12 — кальцитовые кимберлиты, рудник Беллсбэнк: 11 — жила Уотер, 12 - дайка Боббиджан.
Примечание. Данные для расчета средних содержаний микроэлементов заимствованы из работ И.П. Илупина и др, (1978), В.К. Маршинцева
(1986), Р. Митчелла и А. Брунфельта, Г. Феска и др., Э. Кейблаи др, (Physics..., 1975), К. Фрейзера и др. (Fraser et al,, 1985), Б, Скотт (Kimberlites, diat-
remes..., 1979), И. Мурамацу и К, Ведеполя, Дж. Доусоиа и других исследователей,
Рис. 83. Распределение
редкоземельных элементов в кимберлитах (по
данным А.З. Журавлева, Р.
Митчелла, А. Брунфельта, Г. Феска, П.
Никсона, И. Мурамацу и К. Ведеполя
и др.)
U № Sm 64 Dy Yb
Се En Tb Ho U
ние либо из сильно обогащенного этими элементами источника (А. Беттчер, Дж. Доусон,
Ю.А. Балашов и др.), либо из менее обогащенного, но при очень низкой степени (1—2%)
плавления (П. Гаст, Ф.В. Каминский, И. Мурамацу).
Важная для понимания природы кимберлитов и процессов их эволюции информация
получена в последние годы при изотопных исследованиях (Basu et al., 1984; Fraser et
al., 1985; Smith et al., 1985 и др.)- Эти данные привели к пересмотру прежних
генетических моделей и позволили по-новому подойти к оценке петрохимических и
геохимических характеристик пород. Величины отношений главных радиогенных изотопов
в них сильно варьируют, особенно 87Sr/86Sr (~ 0,703—0,721, по данным Р. Митчелла
и Дж. Крокетта, Д. Пола, СБ. Брандта и др., К. Смита и др., М. Файерманса и др.,
К. Фрейзера и др.). Уже первое систематическое исследование, проведенное Д. Баррет-
том и Г. Бергом (Physics..., 1975), показало, что низкие (до ~ 0,7050), "мантийные"
значения отношения 87Sr/86Sr отмечаются только в слабо измененных базальтоидных
кимберлитах. В свежих слюдяных и в подвергшихся выветриванию базальтоидных
разновидностях они выше. Главным процессом, ведущим к обогащению измененных
пород радиогенным Sr, считается изотопный обмен с просачивающимися из
вмещающих толш грунтовыми водами и рассолами (Д. Барретт, А.З. Журавлев, СИ. Костровиц-
кий). Однако наблюдаемые в свежих слюдяных кимберлитах устойчивые корреляции
содержаний Rb, Sr, пропорций Rb/Sr и величина отношения 8 7 Sr/8 6 Sr свидетельствуют
о том, что в данном случае высокие изотопные отношения, скорее всего, являются
первичными и отражают геохимическую специфику соответствующих протокимбер-
литовых магм.
Первые же определения изотопного состава Nd (А. Басу и М. Тацумото) выявили
уникальность глубинных источников кимберлитов и отличие последних от
большинства молодых вулканитов мантийного происхождения. Вместе с полученными позже
значениями eN(j (от —0,6 до +4,1 в образцах из Южной Африки, Индии, Китая и США)
они указывают на недифференцированность или слабую истощенность
соответствующих глубинных зон (при некоторой их гетерогенности) по отношению к первичной
земной мантии ходритового типа (Basu et al., 1984), При этом наиболее древние
кимберлиты трубки Премьер оказались и наименее дифференцированными. Однако все
эти определения были выполнены по базальтоидным разновидностям. Последующее
изучение слюдяных кимберлитов (Smith et al., 1985; Fraser et al., 1985) показало,
что они произошли из сильно обогащенного легкими РЗЭ источника (е^ = —5,4 -г-
■=■ —8,6), длительное время сохранявшегося в субконтинентальной литосфере. Две
аналогичные обособленные группы пород выявляются и при изучении изотопов свинца. По
данным Дж. Крамерса, К. Смита, К. Фрейзера, в базальтоидных и слюдяных кимберлитах
2o6pb/204pb = 18)62-20,01 и 17,21-18,42; 207РЬ/204РЬ = 15,52-15,76и 15,47-15,62;
206pb/204pb = 38,51-39,58 и 37,64-38,23 соответственно.
Большой интерес представляет необычное сочетание "истощенных" изотопных
характеристик базальтоидных кимберлитов и предельного их обогащения многими
несовместимыми литофильными элементами. Это противоречие в современных генетических
моделях снимается с помощью предположения об интенсивном их привносе в
обедненный мантийный субстрат незадолго (не более 200 млн лет) до выплавления из него
207
материнских магм. Применительно к слюдяным кимберлитам аналогичный процесс
обогащения исходного субстрата должен быть отделен от момента извержения ббль-
шим (в общем случае > 1 млрд лет) промежутком времени, чтобы изотопные
характеристики успели измениться до наблюдаемых величин.
Диапазон колебаний изотопного состава углерода и кислорода кимберлитов также
достаточно велик. Так, 613С меняется от 0 до —12%0> причем большинство значений
лежит в диапазоне -3 4- —9°/оо> а б18О варьируют от 6 до 25°/Оо (П. Дейнс и Д. Гоулд,
С. Шеппард и Дж, Доусон, Б. Кобельский и др., В.Н. Кулешов), т.е. большая часть
определений, особенно б *8 О, попадает в область значений, характерных для морских
карбонатных отложений. Одновременно данные по изотопному составу кислорода дают
основания заключить, что породы приведены в равновесие при температурах не выше
200—300°С; изотопия же водорода свидетельствует о метеорном происхождении воды,
принимавшей участие в серпентинизации (С. Шеппард и Дж. Доусон, А.В. Уханов и
АЛ. Девирц).
Смещение изотопных характеристик углерода, кислорода и водорода кимберлитов
от величин, присущих мантийным продуктам, в сторону "коровых" цифр может быть
вызвано взаимодействием пород с растворами, просачивающимися из вмещающих
отложений (Кулешов, 1986; Physics..., 1975). Количественно оценить вклад ювениль-
ных флюидов и экзогенных вод в образование кимберлитов затруднительно из-за
отсутствия корреляций изотопных отношений С, О и Н и между собой, и с отношением
87Sr/86Sr (Костровицкий, 1986). В связи с этим некоторые выводы о характере
материнских магм, сделанные при изучении стабильных изотопов, в частности о бедности
кимберлитового расплава водой (С, Шеппард и Дж. Доусон, А.В. Уханов и А.Л.
Девирц) , не выглядят бесспорными. Во всяком случае, данные о низких температурах
гомогенизации вторичных расплавных включений в оливинах противоречат
представлениям о сухости кимберлитовой магмы.
Вторичные изменения кимберлитовых пород разнообразны и, как правило,
интенсивны; некоторые из них носят специфический характер. Ведущий процесс — серпентини-
зация оливина; масштабы наложенной постмагматической карбонатизации также
обширны. Кроме того, кимберлиты подвержены выветриванию, особенно в регионах с
теплым влажным климатом. В результате матрица пород в верхних частях диатрем
(5—100 м) разлагается и обохривается, в результате чего возникает "желтая земля"
южноафриканских рудников, из которой легко извлекаются алмазы. Неокисленная
кора выветривания кимберлитов ("синяя земля"), подстилающая "желтую землю",
формируется ниже уровня грунтовых вод и вниз по разрезу трубок постепенно
сменяется "нормальным" кимберлитом.
Алмазы — главный объект разработки кимберлитовых пород. Вес крупнейших из
найденных кристаллов превышает 600 г, хотя общая концентрация полезного
компонента в кимберлитах ничтожна (южноафриканские рудники были рентабельны уже при
содержаниях алмаза 0,1—0,2 карата/т). Количество алмазов в разных телах широко
варьирует, и нередко рядом с крупными месторождениями расположены почти
"пустые" объекты. В разрабатываемых трубках распределение алмазов более или менее
равномерное. Несмотря на зто, существуют многочисленные свидетельства ксеногеннос-
ти минерала в кимберлитах, которые сейчас рассматриваются лишь в качестве его
переносчика к поверхности. Наряду с алмазом кимберлиты содержат большое
количество потенциального камнесамоцветного сырья (оливина, граната, циркона), попутная
разработка которого может повысить рентабельность эксплуатируемых месторождений.
Якутская провинция, Большинство отечественных проявлений кимберлитов
сосредоточено в Западной Якутии, в бассейнах рек Оленек, .Анабар и левых притоков р. Лены,
Всего здесь известно несколько сотен тел, преимущественно трубок, реже жил и даек.
Кимберлитовый вулканизм проявился в основном в пределах Анабарской антеклизы.
Размещаясь в зонах глубинных разломов, кимберлитовые тела формируются в
отложениях верхнего структурного яруса Сибирской платформы.
Возраст якутских кимберлитов пока дискутируется. Согласно одной из распростра-
208
Рис. 84. Схема строения кимберлитовон
трубки Мир (по Г.В. Зольникову н
Н.Д. Филиппову)
а — план; б — разрез; 1—3 — кимбер-
литовые брекчии первого—третьего этапов
внедрения соответственно; 4 — участки,
обогащенные ксеногенным материалом;
5 — вмещающие породы и их ксенолиты;
6 — геологические границы {а —
прослеженные, б — предполагаемые) ; 7 —
контур трубки
ненных точек зрения, в провинции хорошо выражены три этапа кимберлитового
магматизма (не считая плохо изученных, предположительно позднерифейских жил При-
саянья): среднепалеозойский, ранне- и позднемезозойский (Одинцов, 1985 и др.).
Однако высокоточные U-Pb датировки по цирконам позволили выявить не менее пяти
таких этапов только в фанерозое, в частности позднеордовикский, позднесилурийский,
позднедевонский, позднепермский—раннетриасовый и позднеюрский (Г. Дэвис и др.).
Продолжительность их не превышает 17,5 млн лет, причем возраст кимберлитов в
целом омолаживается с юга на север, что согласуется с имеющимися геологическими
данными. Принципиально новым результатом этой работы явилось доказательство
многоэтапности кимберлитового вулканизма в пределах отдельных районов.
Верхнедевонская трубка Мир, расположенная в Мало-Ботуобинском районе, служит
типичным примером кимберлитовых тел центральной части Сибирской платформы.
Вместе с близлежащей трубкой Спутник и тремя кимберлитовыми жилами она
образует единую субвулканическую систему. Трубка Мир прорывает карбонатные
платформенные отложения. На контакте диатремы местами отмечается "задирание" пластов
вмещающих толщ, но чаще сохраняется субгоризонтальное их залегание
(Классификация..., 1981). Диатрема в плане имеет овальную форму, а в разрезе представляет
собой столбообразное с раструбом тело с меняющимися углами падения стенок (55—
90°). До глубины 200 м она напоминает крутую воронку, а глубже является почти
цилиндрической с небольшим сужением книзу. Взгляды на внутреннее строение
трубки Мир неоднозначны. Диатрема сложена кимберлитовыми брекчиями, среди которых
разные исследователи выделяют от двух до шести разновидностей (фаз внедрения).
Одна из наиболее распространенных структурных схем трубки представлена на
рис. 84. Выделяемые разновидности различаются между собой не только внешне, но и
по содержанию минералов тяжелой фракции, ксеногенного материала, автолитов и др.
(А.И. Боткунов, Г.В. Зольников, СИ. Костровицкий и др.). Породы сильно изменены
вторичными процессами, однако в брекчиях юго-восточной части тела встречаются
практически свежие глубинные ксенолиты, петрографический состав которых
исключительно разнообразен (Соболев, 1974; Владимиров и др., 1976 и др.).
Другим классическим объектом в Якутской кимберлитовой провинции является
трубка Удачная-восточная. Она представляет собой часть двойной диатремы Удачная,
разделяющейся на глубине 220—250 м на два обособленных тела, восточное из
которых более молодое. Диатрема сопровождается серией внетрубочных кимберлитовых
жил и тремя сопряженными с ними слепыми телами (данные В.В. Готовцева). Она
залегает в толще карбонатных отложений кембрия и нижнего ордовика и окружена
системой разрывов, образующих подобие кольцевой структуры (Маршинцев, 1986).
На контакте с кимберлитами вмещающие породы интенсивно смяты и брекчированы,
но контактовые изменения отсутствуют. В плане трубка имеет округлую форму, а в
разрезе представляет собой асимметричное тело, сужающееся с глубиной. Выполняют
ее кимберлитовые брекчии, среди которых выделяются от трех (В.К. Маршинцев и
др.) до пяти (В.В, Готовцев) разновидностей. Все они характеризуются высокой
степенью сохранности первичных минералов; одна из разновидностей описана В.К, Мар-
14. Зак. 855 209
Таблица 86. Химический состав кимберлитов Якутии
Компоненты
SiO4
TiO,
А1,ОЭ
Сг,Оэ
Fe,O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,0
K,0
РгО5
H,O+
CO,
П.п.п.
Сумма
1
31,62
1,35
2,36
0,17
4,78
4,60
0,24
0,27
34,16
8,06
0,12
0,66
0,32
6,42
5,26
-
' 100,39
2
29,50
1,97
2,04
0,14
4,12
3,68
0,13
0,11
27,85
14,70
0,12
1,53
0,44
1,78
11,09
0,57
99,77
3
28,80
1,44
2,46
0,12
6,66
1,80
0,13
0,10
30,18
8,16
0,08
0,56
0,38
10,12
7,05
2,10
100,14
4
39,71
1,04
3,19
0,06
5,09
2,81
0,09
0,13
26,03
4,42
0,12
1,10
0,37
7,71
3,51
3,93
99,31
s
33,12
1,19
2,40
0,00
4,66
2,16
0,06
-
25,50
9,43
0,35
0,56
0,38
9,95
7,04
2,92
99,72
6
32,08
2,12
1,00
0,15
3,82
1,66
0,07
-
29,90
9,53
0,18
0,48
0,73
10,87
5,94
0,95
99,48
35,35
1,26
6,30
-
4,73
4,63
0,16
-
30,08
1,33
0,71
4,38
0,13
9,27
1,11
0,23
99,67
S
32,50
4,66
5,10
0,11
6,23
5,18,
0,20
-
21,69
9,27
0,16
3,28
0,75
6,98
3,61
-
99,72
9
13,75
0,96
2,63
0,14
4,06
1,96
0,12
0,10
12,97
30,93
0,06
1,43
0,30
4,54
24,35
1,93
100,23
10
2,07
1,95
1,23
0,13
1,50
0,93
0,00
0,08
1,47
49,67
0,11
0,52
0,55
1,13
37,47
1,02
99,84
1—6 — базальтоидные кимберлиты: 1 - трубка Удачная-восточная (по Б.А. Малькову), 2—4 — кимберлитовый цемент без минералов титановой
ассоциации, ксенолитов и оливина I генерации (по Е.Е. Лазько) (2 — слабо измененный, трубка Удачная-восточная, 3 — измененный, там же, 4 — трубка
Мир), 5, 6 - трубка Мир (Классификация..., 1981) (5 — кимберлит, 6 - автолит) ; 7, 8 — слюдяные кимберлиты: 7 — автолит, трубка Удачная-восточная
(Маршинцев, 1986), 8 — аномалия 23, Омонос-Кутугунское поле (Илупин и др„ 1978); 9, 10 — кальцитовые кимберлиты, жилы, поле трубки Удачная
(Маршинцев, 1986).
шинцевым как неизмененный кимберлит. В нем наряду с обилием свежего оливина
содержится много разнообразных, хорошо сохранившихся ксенолитов глубинных
пород.
В центральной части Сибирской платформы преобладают баэальтоидные
кимберлиты. В ряде трубок известны слюдяные кимберлиты (Загадочная; автолиты в трубке
Удачная-восточная и др.), а также кальцитовые, слагающие сопряженные с диатремами
жилы (табл. 86). По минеральному составу базальтоидные брекчии трубок Удачная-
восточная и Мир отличаются от нормальных пикритов, пожалуй, только высоким
содержанием карбоната, хотя по содержанию ряда компонентов (ТЮ2, PjOs.KjO)
они близки' к субщелочным породам. Слюдяные кимберлиты, широко
распространенные в северных районах провинции, обогащены К2О, ТЮ2, А12О3; некоторые из
них содержат много железа. Спецификой кальцитовых кимберлитов являются
высокие концентрации СаО и СО2, в сумме достигающие иногда 90%.
Состав главных минералов кимберлитов приведен в табл. 87. Оливины 1 генерации
образуют широкий ряд по железистости. Все они содержат минимальную примесь СаО,
что указывает на их глубинное происхождение, Железистость идиоморфных, обычно с
хорошей огранкой вкрапленников II генерации колеблется в меньших пределах (f =
= 7—12%), а количество СаО в них несколько повышенно, что согласуется с
представлением о более поздней (приповерхностной?) кристаллизации таких зерен. Другие
силикаты кимберлитового цемента также обладают хорошо выраженными типоморф-
ными особенностями. Из них особо отметим низкую хромистость титанистого
флогопита и близкого к диопсиду, но также с повышенным содержанием TiO2 микролито-
вого клинопироксена. Состав окислов основной массы, напротив, меняется в очень
широких пределах (Гаранин и др., 1986).
Мегакристаллы титановой ассоциации (табл, 88) и продукты их дробления широко
распространены в трубках Мир и Удачная-восточная, как и в любых других
кимберлитах. По-видимому, многие железистые оливины I генерации (Fan_14 и выше) также
принадлежат к этой ассоциации (Лазько, 1979; Костровицкий, 1986). Что касается
флогопита, то в последнее время появились изотопные данные, указывающие на
вероятную гетерогенность источников крупных кимберлитовых флогопитов и на
возможность корового происхождения по крайней мере части из них (М.Н. Масловская).
Типоморфными особенностями состава мегакристаллов являются их повышенные
железистость и титанистость при невысокой хромистости по сравнению с минералами
хромовой ассоциации (см. табл. 88).
Геохимические особенности кимберлитов Якутии, несмотря на относительно
большое количество имеющейся информации (Лутц, 1975; Илупин и др., 1978;
Костровицкий, 1986; Маршинцев, 1986), требуют дальнейшего изучения из-за несистематичности
и невысокой достоверности многих опубликованных данных; последние в лучшем
случае дают возможность лишь ориентироваться в своеобразной геохимии пород (см.
табл. 85). Особенно зто касается материалов изотопных исследований. Первые
надежные определения е^д и концентраций РЗЭ в одних и тех же пробах выполнены в ИГЕМ
АН СССР А.З. Журавлевым (табл, 89), Они дают основание говорить о выплавлении
протокимберлитовых магм из несколько обедненного относительно хондритов
мантийного источника, в который незадолго до формирования трубок Удачная-восточная и
Мир интенсивно привносились несовместимые элементы.
Южно-Африканская провинция. Наряду с Якутией и Китаем Южная Африка (ЮАР,
Лесото, Свазиленд, Зимбабве, Ботсвана и Намибия) является местом наибольшей
концентрации кимберлитов на Земле, Здесь обнаружено несколько сот кимберлитовых
тел, среди которых известно много даек и довольно обычны силлы. В отличие от
якутских кимберлитов, поиски которых велись на основе целенаправленного прогноза
B.C. Соболева, первые южноафриканские трубки в районе Кимберли были найдены
случайно. Тем не менее за короткое время в 70-х годах прошлого века в регионе было
выявлено много алмазоносных тел (кроме Кимберли, это всемирно известные рудники
Ягерсфонтейн, Де-Бирс, Весселтон, Бултфонтейн, Дютойтспен, Робертс-Виктор, Коф-
211
Таблица 87. Химический состав минералов из кимберлитов Якутии
(Спмттонвнтм
SiO,
ТЮ,
А1.0,
Cr,O3
Fe,O*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,0
K20
Сумма
l
40,5
0,00
-
0,02
-
6,56
0,07
0,33
51,8
0,00
-
-
99,28
2
39,0
0,04
-
0,03
-
10,2
0,11
0,32
48,9
0,03
-
-
98,63
Оливин
3
39,7
0,04
-
0,00
-
14,3
0,17
0,17
46,3
0,03
-
-
100,71
4
38,9
0,02
-
0,02
-
22,5
0,22
0,03
39,7
0,04
-
-
101,43
s
40,9
0,02
-
0,09
-
8,69
0,11
0,37
50,2
0,07
-
-
100,45
6
40,5
0,00
-
0,03
-
11,1
0,10
0,25
47,9
0,05
-
-
99,93
Флогопит
7
39,2
2,63
12,4
0,07
-
6,91
0,06
-
22,9
0,02
0,03
9,23
93,45
8
37,2
4,17
12,2
0,09
-
8,21
0,03
-
21,9
0,04
0,09
9,94
93,87
* Рассчитано по стехиометрии.
1—4 — вкрапленники I генерации: 1—3 — трубка Удачная-восточная, 4 — трубка Обнаженная;
5—16 — кимберлитовый цемент: S, б — фенокристаллы II генерации, трубка Удачная-восточная,
7—9 — автолиты слюдяных кимберлитов, там же, 10 — трубка Ленинградская, 11, 12 - трубка
Дальная, 13—16 — трубка Комсомольская.
Примечание. Аи. 1—6 — по Е.Е. Лазько; 7—9 — по К.Н. Егорову и др.; 10—16 — по В.К.
Гаранину (Гаранин и др., 1986).
Таблица 88. Химический состав мегакристаллов из кимберлитов Якутии (данные Е,Е. Лазько)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О3
Сг,О3
FeO
MnO
№0
MgO
CaO
Na,O
K,O
Сумма
1 (ТУВ-144) *
Ilm
__
46,3
0,69
0,81
42,5
0,37
0,09
9,37
-
-
-
100,13
Gr
42,0
1,25
21,3
1,36
9,61
0,28
0,01
19,6
4,70
-
-
100,11
Ol
39,3
0,05
0,00
0,00
13,8
0,18
0,13
45,6
0,03
-
-
99,09
* Желвак ильменита с вростками граната и
1—6 — кимберлитовые трубки: 1—5 —ч
2 (ТУВ-274)
Gr(o)
41,9
0,90
21,1
1,21
11,0
0,27
0,00
19,6
4,17
-
-
100,15
Gr(K)
41,7
0,91
20,7
1,25
11,5
0,29
0,00
19,2
4,28
-
-
99,83
оливина,
'дачная-восточная, 6
3(273)
Gr
40,7
0,43
22,0
2,16
8,73
0,52
0,01
17,4
6,74
-
-
98,69
— Мир.
4(175)
Ilm
—
47,1
0,70
1,84
39,5
0,37
0,13
10,6
-
-
-
100,24
5(223)
РЫ
41,9
0,35
12,5
0,20
5,96
0,01
0,15
23,8
0,04
0,16
10,8
95,87
6(140)
Срх
55,6
0,22
2,17
0,51
4,57
0,18
0,00
19,9
15,2
1,42
0,02
99,79
212
Клинопи-
роксен
9
51,8
1,18
0,61
0,09
-
4,50
0,15
16,2
24,2
0,32
0,03
10
50,6
0,10
0,01
5,20
37,9
1,69
3,31
-
-
11
47,7
0,89
0,92
22,3
10,7
0,47
17,6
-
-
_
Ильменит
12
57,9
0,65
0,72
10,2
4,58
0,69
26,0
-
-
—
13
53,1
0,77
1,60
10,6
19,3
0,25
15,7
-
-
_
14
_
51,0
0,62
5,22
11,4
17,2
0,27
15,8
-
-
—
Хромшпи-
нелид
IS
12,6
4,11
26,6
-
46,6
0,28
11,8
-
-
—
Титано-
магнетит
16
13,7
1,56
4,74
-
73,6
0,16
5,43
-
-
—
99,08
98,81
100,58
100,74
101,32
101,51
101,99
99,19
фифонтейн, Фрэнк-Смит, Ньюлендс и др.), которые интенсивно разрабатывались свыше
60 лет; после второй мировой войны некоторые из них были снова расконсервированы
Кимберлиты встречаются в Южной Африке в пределах архейского Трансваальскогс
кратона и причленившегося к- нему в протерозое пояса р. Оранжевой. В обеих
структурах они образуют локальные группы тел — поля (рис. 85). Установлены три главных
цикла кимберлитового магматизма — рифейский, пермский и послеюрский (Доусон,
1983). Подавляющее большинство тел сформировалось в ходе последнего цикла.
Многочисленные изотопные датировки свидетельствуют о том, что он распадается на два
этапа (Smith et al., 1985). В первый из них были сформированы главным образом слю-
Таблица 89. Содержание редкоземельных элементов и изотопия стронция и неодима
в кимберлитах трубок Мир и Удачная-восточная (данные А.З. Журавлева и Е,Е, Лазько)
Элементы
Элементы
Rb
Sr
La
Ce
Nd
Sm
Eu
1 -
42
510
54
99
37
5,4
1,4
трубка Мир;
36
540
85
155
54
7,3
1,9
89
1400
98
180
62
8,1
2,1
Gd
Dy
Yb
Lu
* 7 Sr/* 6 S
2, 3 — трубка Удачная-восточная.
3,7
2,4
0,87
0,13
ir 0,70398
+3,0
4,6
2,3
0,49
0,062
0,70492
+3.7
5,0
2,5
0,54
0,073
0,70601
+4,4
213
дяные кимберлиты с возрастом 114—150 млн лет, а во второй — преимущественно
базальтоидные (80—114 млн лет).
Кимберлиты региона являются эталоном с точки зрения изученности
вещественного состава рассматриваемых пород. Результаты некоторых химических анализов,
иллюстрирующие основные петрохимические особенности главных разновидностей
кимберлитов, приведены в табл, 90. Концентрации микроэлементов в тех же
разновидностях отражены в табл, 91. Хотя базальтоидные, слюдяные и кальцитовые кимберлиты
довольно четко индивидуализированы по содержанию отдельных компонентов (так,
базальтоидные кимберлиты несколько обогащены Ni и Сг, но обеднены Rb, Sr, Ba;
слюдяные содержат много Rb, а кальцитовые — Sr), для большинства других элементов
разброс содержаний очень велик и не коррелируется с количеством петрогенных
окислов. Очевидно, зто связано с вхождением многих примесных элементов не в главные
породообразующие минералы, а в акцессории (апатит, ильменит, перовскит, циркон,
отчасти флогопит и др.), которые крайне неравномерно распределены в основной массе.
Очень детально в южноафриканских кимберлитах изучен состав породообразующих
минералов. Оливины обеих генераций практически ничем не отличаются от аналогов в
якутских породах (Ф. Бойд и К, Клемент, П. Никсон и др., Н. Боктор и Ф. Бойд).
Химизм ряда минералов цемента отражен в табл. 92. Состав всех этих фаз варьирует в
разных телах в очень широком диапазоне; кроме того, они часто зональны. Шпинелиды
кимберлитов в целом близки к шпинелидам щелочных пикритов и меймечитов.
Зональность в них выражена особенно резко. Ядра зерен, сложенные высокохромистым и
часто титанистым хромшпинелидом, окружены каймами титаномагнетита, иногда с
ощутимыми содержаниями алюминия и хрома. Аналогичный титаномагнетит
встречается в цементе в виде мельчайших обособленных зерен (С. Хэггерти, С. Ши). При
массовом изучении химизма шпинелидов кимберлитов было показано, что зерна не только
Таблица 90. Химический состав кимберлитов Южной Африки
Компоненты
SiO,
ТЮ,
А1,О3
Сг2О3
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
K,0
p,os
H2O+
со,
Сумма
1 (1/3)
40,33
2,00
3,02
-
9,24
-
0,14
27,53
6,56
0,21
1,07
0,22
9,09
0,16
99,57
2(725)
26,57
1,84
3.22
0,19
4,86
4,16
0,20
24,15
15,24
0,02
0,82
0,56
7,53
10,22
99,58
3 (034)
27,51
3,23
3,65
0,21
5,26
8,10
0,21
26,36
11,06
0,23
0,26
0,43
7,22
5,85
99,58
4(2)
31,60
2,02
3,21
-
6,33
3,37
0,30
29,45
8,07
0,16
0,34
0,94
11,37
1,96
99,12
5(2/3)
38,66
2,25
2,84
-
10.03
-
0,15
26,28
8,17
0,38
2,02
0,44
7,51
0,87
99,60
б (89Б)
36,12
1,46
4,38
-
6,80
2,68
0,22
22,82
8,33
0,29
5,04
1,46
6,17
3,80
99,57
7(268)
38,96
1,67
5,36
-
6,61
3,12
0,16
20,85
5,76
0,44
5,28
1,27
7,48
2,80
99.76
8(3)
16,9
0,93
0,79
0,01
7,04
3,47
0,24
16,6
26,4
0,10
0,02
1,36
5,41
19,23
98,50
9(084)
21,60
2,64
2,59
0,15
3,96
6,33
0,20
16,11
23,78
0,12
1,08
1,00
4,25
16,51
100,32
1—4 — базальтоидные кимберлиты трубок: 1 — Премьер, 2 — Раматселисо, Восточный Гриква-
ленд, 3 — Эбботсфорд, там же, 4 — Као, Лесото; 5—7 — слюдяные кимберлиты трубок (5, 6) и даек
(7): 5 — Премьер, б — Нью-Эландс, 7 — Свартрюггенс; 8,9 — кальцитовые кимберлиты даек:- 8 —
в "сером" кимберлите трубки Премьер, 9 — Мзонгвана, Восточный Грикваленд.
Примечание. Ан. 1,5 - по Г. Феску и др. (Physics..., 1975), 2-4, 9 - по П. Никсону и др.,
б, 7 - по Дж. Доусону и др., 8 -по Д. Робинсону (Physics..., 1975),
214
Рис. 85. Схема размещении кимберлитов и родственных нм щелочных пород в Южной Африке
(по материалам Дж. Доусона и В.А. Милашева)
1 — нижнепалеозойские толщи Капского складчатого пояса; 2 — протерозойские толщи пояса
р. Оранжевой; 3 — толща Карру и более молодые отложения; 4 — древние породы Трансваальского
кратона; 5 — граница между Трансваальским кратоном и поясом р. Оранжевой; 6 — кимберлиты
(а — алмазоносные, б — неалмазоносные) ; 7 — щелочные комплексы (а — карбонатиты, б — нефе-
линиты, мелилититы, мончикиты) ; 8 — простирания кимберлитовых даек. Кимберлитовые поля
(цифры на схеме) : 1 — Претория, 2 - Свартрюггенс, 3 — Кронстад, 4 — Винбург, 5 — Восточное
Лесото, 6 — Восточный Грикваленд, 7 — Западное Лесото, 8 — Ягерсфонтейн, 9 — Кимберли, 10 — Пост-
масбург, 11 — Приска, 12 — Бритстаун, 13 - Виктория-Уэст, 14 — Сатерленд, 15 — Бушменленд,
16 — Китманшоп, 17 — Гибеон
разных минералогических типов кимберлитов, но и расположенных по соседству тел
сходного минерального состава различаются трендами фракционирования (С.Хэгтерти,
Н. Боктор и Ф. Бойд, А. Джоунс и П. Уайли и др.).
Ильмениты кимберлитов в огромном большинстве случаев содержат более 6 мас.%
MgO и являются пикроильменитами. Зональность в них выражена менее резко, чем в
хромшпинелидах, но она носит крайне необычный для минералов магматических пород
характер: внешние зоны выделений обеднены железом и обогащены магнием. Более
того, самые мелкие зерна ильменита обычно более магнезиальны, чем ядра относительно
крупных выделений. Предполагается, что это может быть связано с
перекристаллизацией относительно железистого первичного (ксеногенного ?) ильменита под
воздействием магнезиального кимберлитового расплава (Дж. Пастерис, СИ. Костровицкий).
Соотношение Fe2+ и Fe31", как и содержание титана, в ильмените колеблется в очень
широких пределах. Некоторые пикроильмениты сильно обогащены хромом и
марганцем (см. табл. 87, 92). Высокую изменчивость состава Cr-Fe-Ti окислов многие
исследователи склонны рассматривать как следствие изменений физико-химических
параметров при кристаллизации кимберлитового цемента (в особенности режима летучих
компонентов, окислительной обстановки, температуры),
Клинопироксены (см. табл. 92) варьируют по железистости от диопсида до авгита.
Концентрации примесей (Al, Cr, Mn, Na) в них невелики, исключая Ti. Среди слюд
Дж. Смит с соавторами выделили две группы. К одной они отнесли широко
распространенные в кимберлитовом цементе магнезиальные флогопиты (f = 20%) с
переменными содержаниями ТЮ2 (0-5,2%), А1203 (6,5—14,5%) и ощутимой долей Fe3+.
Железистость довольно редких слюд другой группы значительно повышенна (35—55%),
причем практически все железо входит в них в восстановленной форме; часть этих
215
О)
Таблица 91. Содержание микроэлементов в кимберлитах Южной Африки
Элементы
Сг
Ni
Со
So
Rb
Sr
Ва
Та
№>
Zr
Hf
Y
Та
и
La
Се
Nd
Sm
Eu
Gd
Yb
Lu
1(1/3)
1260
1270
85
9,8
105
315
460
7,6'
67
92
2,0
6,0
5,7
0,60
34
57
-
4,0
0,99
-
1,1
0,16
2(4/3)
1250
1200
85
10
140
415
500
8,1
75
93
2,0
4,0
5,5
0,80
32
56
-
3,6
1,1
-
0,70
0,13
3(M5)
-
-
18
-
-
-
7,8
-
-
7,1
-
22
5,3
260
500
180
29
7,6
-
1,6
0,21
4(725)
1300
700
40
-
26
930
1370
-
82
_
-
-
—
-
52
105
43
7,4
1,9
3,8
0,82
0,10
5(034)
1440
940
-
_
-
700
540
-
-
400
-
25
-
—
78
160
75
11
2,8
7,3
Ы
0,14
6(2/3)
1050
1100
89
8,4
180
845
1970
8,3
71
115
2,4
4,0
5,1
1,0
30
52
-
3,4
1,1
-
0,90
0,11
7(5/3)
1260
1100
83
9,4
190
390
1140
7,9
71
84
1,6
7,0
4,9
0,6
32
53
-
3,7
0,98
-
0,60
0,20
8(3)
-
74
24
140
835
_
11
-
-
10
-
25
_
250
590
_
24
5,7
-
2,6
0,28
^—^———^
9(268)
-
—
—
270
800
_
-
_
470
—
19
_
_
_
-
_
_
_
_
-
-
10(084)
1030
630
_
_
-
1930
1500
_
_
310
_
28
_
_
90
170
81
12
3,0
8,2
1,2
0,14
1-5 - базальтоидные кимберлиты трубок: 1,2- Премьер, 3 - Де-Бирс, 4 - Раматселисо, 5 - Эбботсфорд; 6-9 - слюдяные кимберлитытрубок (6, 7)
и даек (8, 9) : 6, 7 — Премьер, 8, 9 — Свартрюггенс; 10 — кальцитовый кимберлит, дайка Мзонгвана.
Примечание. Ан. 1, 2, 6, 7 — по Г. Феску, Э. Кейблу и др, (Physics..,, 1975) ; 3 - по И. Мурамацу и К. Ведеполю, 4, 5, 10 — по П. Никсону и др.;
8 - по Р. Митчеллу и А. Брунфельту (Physics..., 1975) ; 9 - по Дж. Доусоиу и др.
образцов относится к сидерофиллиту. Некоторые из железистых слюд содержат до
6% ТЮ2. Зональность обычно носит нормальный характер с повышением железистости
и титанистости в краевых частях зерен. В недавно открытом кимберлитовом силле
Мзйенг в поле Кимберли Д. Эптером и др. (Kimberlites and related rocks, 1984)
найдены слюды с резкой зональностью, в которых ядра состава магнезиального титанистого
флогопита (см. табл. 92, ан. 11) окружены каймами тетраферрифлогопита, почти
лишенного примесей А1 и Ti.
Менее распространены в цементе южноафриканских кимберлитов рутил, перовскит
и циркон. Рутил, согласно С. Ши (Kimberlites and related rocks, 1984) , содержит до
3% Сг2 О3 и 0,5% FeO. В перовските, кроме примесей Al, Cr, Fe и Na, часто фиксируются
РЗЭ и Nb. Резко выделяются в этом отношении кимберлиты дайки Беллсбзнк, где
концентрации TR2O3 и Nb2Os доходят до 14,5 и 3% соответственно (Н. Боктор и
Ф. Бойд).
Состав мегакристаллов титановой ассоциации в кимберлитах Южной Африки
варьирует заметно шире, чем в аналогичных минералах якутских пород, что, скорее всего,
связано с лучшей изученностью первых. Эти вариации, в частности железистости
гранатов и ортопироксенов, рассматриваются как тренды фракционирования некимберли-
товых глубинных расплавов в астеносферных магматических очагах (П. Никсон и
Ф. Бойд, Дж. Герни и др., Дж. Пастерис), Во многих южноафриканских трубках крайне
необычен состав мегакристаллов клинопироксена (табл. 93), многие из которых
предельно обогащены Mg. Величина отношения Са/(Са + Mg) в некоторых образцах
опускается до 30%, что соответствует температурам кристаллизации свыше 1400° С
(Ф. Бойд). Ильмениты, как обычно, представлены пирокильменитами с хорошо
выраженной обратной зональностью. При столь же больших вариациях отношения Fe3+ /Fe2+ ,
как и в ильменитах цемента, мегакристаллы обычно менее хромисты и марганцовисты.
Синтез многочисленных данных по радиогенным изотопам привел к появлению еще
одной — геохимической — классификации южноафриканских кимберлитов (Smith
et al., 1985). Дж. Смит разделил их на две группы, различающиеся изотопными
характеристиками. К первой группе отнесены породы, возникшие из
недифференцированного или слегка обедненного мантийного источника с высоким U/Pb отношением
(87Sr/86Sr = 0,7033-0,7055; I48Nd/144Nd = 0,51251-0,51276; 206Pb/204Pb = 18,67-
19,27; 207Pb/204Pb = 15,52-15,72), а ко второй - из сильно обогащенного Rb,
Sr, Pb и легкими РЗЭ мантийного субстрата (B7Sr/86Sr = 0,7074-0,7109;
i43Nd/i44Nd = 0,51206-0,51227; 206Pb/204Pb = 17,21-17,64; 207Pb/204Pb = 15,47-
15,62); по другим параметрам эти группы отвечают хорошо известным базальтоид-
ным и слюдяным кимберлитам. Sm-Nd данные свидетельствуют о том, что
обогащение мантии происходило в докембрии.
ЛАМПРОИТЫ
Лампроиты представляют собой серию разнообразных по кремнекислотности пород,
включающую наряду с представителями основной и средней групп пород разновидности
ультраосновного состава (Богатиков и др., 1985). Лампроиты привлекли внимание
исследователей лишь недавно в связи с обнаружением в них месторождений алмазов.
Несмотря на интенсивное изучение этих пород, многие вопросы, касающиеся их состава,
происхождения, номенклатуры и систематики, остаются дискуссионными.
Термин "лампроиты" как групповое название обогащенных калием и магнием лам-
профиров преимущественно вулканической природы был предложен еще в 1923 г.
П. Ниггли, рекомендовавшим выделять шесть типов лампроитов. Однако эта
классификация, основанная прежде всего на соотношениях К, Na, Al и Mg в породах, не
получила всеобщего признания. В дальнейшем в качестве главного критерия при
диагностике лампроитов исследователями использовался их минеральный состав. В 40-е годы
Р. Прайдер в соответствии с вариациями парагенезисов породообразующих минералов
217
Таблица 92. Химический состав минералов пемента кимберлитов Южной Африки
Компоненты
Шпинели ды
1ц
1к
2ц
2к
Титаномаг-
нетит
Ильменит
4ц
4к
SiO2
ТЮ2
А1гО3
Сг2О3
Fe,O*
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K2O
Сумма
—
5,32
5,07
49,6
8,38
20,1
0,45
11,0
0,22
0,07
15,0
5,75
20,1
20,3
23,8
0,64
14,0
0,29
—
6,17
8,71
45,2
7,3
21,0
0,34
11,5
0,07
—
18,3
13,2
0,17
23,9
26,6
0,52
16,6
0,22
0,22
19,0
7,15
4,21
28,5
23,1
1,12
16,8
0,20
—
56,2
0,30
1ДЗ
5,95
18,7
0,52
17,5
0,09
-
57,4
0,24
1,66
5,90
13,1
0,65
21,1
0,20
0,67
42,7
1,61
1,51
27,9
3,24
0,79
19,2
0,66
100,14 99,95
100,29 99,51
100,30 100,39
100,25 98,28
* Рассчитано по стехиометрии.
1, 3, 4 — трубка Весселтон; 2 — силл Бенфонтейн; S — трубка Де-Бирс; 6, 11 — силл Мэйенг;
7 — дайка Моонфонтейн, Восточный Грикваленд; 8, 10 — трубка Робертс-Виктор; 9, 13 — дайка
Свартрюггенс; 12 — трубка Премьер.
Примечание. Ан. 1, 3, 4 - по С. Ши (Kimberlites..., 1984); 2 - по А. Джоунсу и П. Уайли;
S - по Дж. Пастерис; б, 11 -по Д. Энгеру (Kimberlites..., 1984); 7 - по П. Никсону и др.; 8, 9 -
по Дж. Доусону и др.; 10, 13 - по Дж. Смиту и др.; 12 - по Д. Элтону и У. Ридли (Kimberlite,
diatremes..., 1979).
Таблица 93. Химический состав мегакристаллов кимберлитов Южной Африки
Компоненты
Гранат
Клинопироксен
Ортопироксен
8
SiO2
ТЮ2
А1,ОЭ
СггО3
Fe2O*
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
K2O
Сумма
41,7
0,88
20,7
2,09
-
8,11
0,31
20,0
5,06
-
-
98,85
41,2
1,1
20,7
0,77
-
10,3
0,30
19,7
4,69
0,07
-
98,83
41,2
0,45
22,1
0,13
-
13,5
0,47
18,0
3,80
0,03
-
99,68
55,1
0,33
2,50
0,30
-
5,76
0,15
21,2
13,0
1,51
-
99,85
55,4
0,36
2,67
0,26
-
5,61
0,13
19,8
14,3
1,87
0,04
100,44
54,2
0,46
2,49
0,13
-
6,21
0,10
18,7
15,5
1,81
0,03
99,63
57,5
0,00
0,96
0,29
-
4,16
0,09
26,9
0,35
0,04
.-
100,29
57,3
0,20
1,30
0,12
-
7,30
0,10
32,1
1,53
0,27
-
100,22
55,5
0,16
0,75
0,02
-
10,9
0,13
30,9
0,80
0,26
0,07
99,49
•Рассчитано по стехиометрии.
1—11, 13, 14 — кимберлитовые трубки: 1, 5, б, 8, 9, 11 — Монастери, 2, 4 — Соулейн, Лесото.
3 — Таба Путсоа, там же, 7,13 — Премьер, 10, 14 — Весселтон; 12 — дайка Беллсбэнк.
Примечание. Ан. 1, 5, б, 8, 9 — по Дж. Герни и др. (The mantle..., 1979) ; 2—4 — по П.
Никсону и Ф. Бойду (Lesotho kimberlites, 1973) ; 7, 13 — по Д. Элтону и У. Ридли (Kimberlites,
diatremes..., 1979) ; 10 — по С. Ши (Kimberlites and related rocks, 1984); 11 — по С. Хэггерти и др.
(Kimberlites, diatremes..., 1979); 12 — по Н. Боктору и ф. Бойду; 14 — по Дж. Доусону и К. Смиту.
218
Ильменит
б 7
Клинопироксен
8 9
Флогопит
10 11 12 13
-
48,2
1,58
6,40
12,8
17,6
0,36
14,1
0,06
-
-
101,10
0,31
51,8
0,30
0,41
11,5
16,1
6,20
13,5
0,61
—
-
100,73
54,2
0,70
0,36
0,12
-
3,45
-
17,0
23,9
0,32
-
100,05
51,0
1,30
0,70
0,00
-
8,70
0,30
12,8
23,8
0,58
99,18
40,8
1,40
12,3
0,70
-
3,70
-
25,7
-
0,21
10,7
95,5
39,0
5,21
13,9
0,63
5,11
0,03
21,4
0,02
0,19
10,1
95,59
42,0
0,15
8,46
0,00
9,64
0,04
24,4
0,05
0,04
9,98
94,76
35,2
3,10
15,8
0,00
20,5
-
9,30
-
0,10
9,50
93,70
Ильменит
10ц
Юк
11ц
11к
Флогопит
12
13
14
54,2
0,43
2,48
5,20
21,1
0,27
15,3
0,04
55,9
0,40
2,51
6,30
14,0
0,54
19,9
0,19
99,02
99,74
0,00
46,0
0,37
0,72
18,3
27,4
0,23
7,12
0,01
100,15
0,00
53,5
0,16
1,04
10,1
19,8
0,40
15,6
0,03
100,63
41,6
0,67
11,8
0,45
3,23
0,01
25,7
0,03
0,13
10,3
93,92
42,6
0,93
10,6
0,16
6,87
0,09
23,7
0,05
0,19
9,61
94,8
43,4
1,92
9,76
0,25
7,58
0,02
21,7
0,01
0,03
10,4
95,07
219
SO Sf S\.ui,»mc.%
Рис. 86. Положение пород лампроитовой серии иа диаграмме SiO2-(Na,O + KSO)
1, 2 — нижняя граница распространения: 1 — щелочных пород, содержащих фельдшпатоиды,
2 — бесфельдшпатоидных пород, содержащих щелочные пироксены и амфиболы; 3 — субщелочные
породы; 4 — породы лампроитовой серии: I — Гаусберг, Антарктида, II — Лейцит-Хиллс, США,
П1 — Западная Гренландия, IV — Новый Южный Уэльс, Австралия, V — Югославия, VI — о-в Сулавеси,
Индонезия, VII — Смоки-Бьютт, Навайо-Хопи, США, VIII — Испания; 5 — породы агпаитовой
лампроитовой серии Австралии; б — породы миаскитовой лампроитовой серии Алдана
ввел в употребление такие термины, как "фицроит" (флогопит + лейцит), "седресит"
(диопсид + лейцит), "вайомингит" (флогопит + диопсид + лейцит), "мамилит"
(К-рихтерит + лейцит), "волжидит" (флогопит + диопсид + К-рихтерит + лейцит).
В классификации, предложенной недавно А. Джейксом (Kimberlites and related rocks,
1984), в название пород вводится парагенезис главных породообразующих минералов,
например флогопит-лейцитовый лампроит, оливин-рихтерит-диопсидовый лампроит и
т.д. Появляются также сообщения о переименовании горных пород, в частности
слюдяных кимберлитов Арканзаса (США), которые теперь относятся к лампроитам
(Kimberlites and related rocks, 1984).
Проведенный авторами анализ большинства известных в мире находок пород,
отнесенных к лампроитам, показал, что они представляют собой весьма пестрое сообщество
вулканических и гипабиссальных образований, включающее представителей трех групп
пород (ультраосновных, основных, средних) щелочного (преимущественно) и
субщелочного состава (рис. 86). Во всех породах лампроитовой серии парагенезис
породообразующих минералов практически одинаков: оливин + флогопит + лейцит + диопсид.
Могут также присутствовать ортоклаз, калиевый щелочной амфибол и бронзит. Этим
породам свойственны следующие петрохимические особенности: преобладание (иногда
резкое) калия над натрием (K20/Na20 > 3), высокая магнезиальное», насыщенность
или небольшая недосыщенность SiO2, низкое содержание А12О3 и СаО, что объясняет
одну из особенностей минерального состава пород — отсутствие плагиоклаза во всех
разновидностях, включая представителей субщелочного ряда. В нормативном составе
лампроитовых пород часто присутствует гиперстен, реже лейцит.
В связи с достаточно широкими вариациями состава предложено выделять петрохими-
ческую серию щелочных (калиевых) высокомагнезиальных, незначительно недосыщен-
ных или насыщенных SiO2 пород, за которыми сохранено обобщенное название "лам-
проитовая серия пород" (Богатиков и др., 1985).
Среди ультраосновных пород лампроитовой серии предлагается выделять два новых
вида — лампроит и флогопитовый мелалейцитит. Лампроит относится к семейству
щелочных пикритов, а флогопитовый мелалейцитит — к собственно щелочным фельдшпа-
тоидным вулканическим породам семейства ультраосновных фоидитов.
Лампроиты представляют собой порфировидные породы с многочисленными
(около 15—25%) крупными (3-4'мм) вкрапленниками оливина Fa6-8 5 реже встречаются
вкрапленники хромдиопсида, количество которого не превышает 2% (табл. 94).
Основная масса представлена мелкозернистым агрегатом оливина II генерацнв
Fa8_i2 (20%), диопсида (3—25%), флогопита (10—40%), сцементированных либс
220
Таблица 94. Химический состав минералов лампроитов и флогопитовых мелалейцититов
Компоненты
1
Срх(ц)
2
Срх
3
Срх
4
Срх(ц)
S
РЫ
6
Phi
7
Phi
8
РЫ(ц)
SiO2
ТЮ2
А12О3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K,O
Сумма
53,64
0,21
0,79
0,60
3,06
0,06
16,95
24,35
0,15
0,01
99,82
55,19
0,18
0,13
0,09
2,50
0,12
18,15
23,34
0,37
0,00
100,07
52,56
1,49
0,27
0,21
3,49
-
16,57
24,48
0,30
-
99,37
53,09
0,99
0,48
0,76
3,00
0,04
17,11
23,27
0,40
0,02
99,16
38,70
2,33
12,48
0,01
11,35
0,14
20,62
0,14
0,19
10,15
97,19
41,07
1,64
10,29
0,35
4,82
0,00
24,78
0,00
0,08
10,73
93,76
39,61
6,32
5,93
0,01
10,01
0,08
21,43
0,03
0,03
10,25
95,66
38,65
4,11
11,95
1,25
3,67
0,03
23,23
0,03
0,05
10,49
96,12
Компоненты
9
Phi
10
Am
11
Am
12
Crt
13
Crt
14
Crt
IS
Ilm
SiO
TiO2
A12O3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
40,31
3,70
7,20
0,01
8,71
0,06
22,92
0,00
0,23
10,05
51,13
5,08
0,78
—
4,46
0,15
19,60
6,36
3,67
5,20
57,1
1,32
0,11
0,30
1,14
0,03
22,70
6,24
3,92
5,17
0,12
2,84
12,57
52,93
15,26
0,20
15,86
-
-
—
—
3,13
4,13
60,49
21,12
0,36
11,14
-
—
—
99,61
96,43
98,03
100,02
100,52
0,15
0,53
6,50
47,91
38,67
1,07
5,39
100,34
0,10
54,30
-
0,16
40,41
1,55
3,35
0,13
100,20
1, 5, 14 — Центральный Алдан, Верхне-Якокутская впадина; 2, б — Восточный Алдан, Ломам-
ский массив; 3, 7, 12, 13 - Восточное Кимберли, трубка Аргайл; 8—10, 15 — Западное Кимберли,
поле Эллендейл; 4 — Гренландия; 11 — США, штат Арканзас. 1, 4, 8, 15 — вкрапленники; 2, 3, 5—7,
9—13 — основная масса; 14 — включения в оливине.
Примечания. 1. NiO - 0,03; 0,07; 0,05; 0,04; 0,13; 0,11; 0,09; 0,05 (ан. 5, 7-9, 12-15) ;
ВаО - 1,05; 0,46; 0,90; 1,55 (ан. 5,7-9); F - 1,43; 1,71; 4,83 (ан. 7-9); V2OS -0,11; 0,04; 0,03
(ан. 12-14); Nb2Os - 0,15 (ан. 15). 2. Ан. 1, 5, 14 - данные авторов; 2, 6 - по М.А. Вавилову
ндр. (1986); 3, 7-10, 12, 13, 15 - по А. Джейксу (Jaques et al., 1986); 4, 11 -по Б. Скотт.
свежим стеклом, либо тонкозернистым агрегатом вторичных минералов:
магнезиального монтмориллонита, флогопита или хлорита. В некоторых случаях в основной
массе может присутствовать (до 5—10%) лейцит (псевдолейцит) или К-рихтерит.
Лампроиты образуют трубки взрыва, субвулканические тела (Арканзас, Алдан,
Австралия). В некоторых случаях они формируют автономные комплексы силлов и
даек (Алдан, Канзас, Гренландия). Недавно лампроиты найдены в Замбии и в провин-
лни Куруман, в Южной Африке (Extended ..., 1986).
Флогопитовые мелалейцититы — порфировые или порфировидные породы с много-
беленными вкрапленниками диопсида (10—25%), флогопита (5—15%), оливина
(до 10%) и основной массой, образованной мелкозернистым агрегатом диопсида, фло-
гэпита, лейцита (~ 10%), стекла или вторичных минералов. Флогопитовые мелалейци-
гжты отличаются от лампроитов главным образом резким уменьшением содержания
221
оливина, окиси магния (до 13%) и возрастанием роли лейцита и диопсида. Между
этими двумя видами пород существуют постепенные переходы, которые можно
наблюдать в дифференцированных силлах Центрального Алдана или штата Канзас (США).
В отличие от лампроитов флогопитовые мелалейцититы (мадупиты) в штате Вайоминг
(США) образуют небольшие эффузивные покровы.
Акцессорные минералы в лампроитах и флогопитовых мелалейцититах одинаковы
и обычно представлены хромистой шпинелью, как правило, богатой титатом (см, табл. 44).
Встречаются включения плеонаста в лейците, а также ильменит. Пироп редок.
Характерны акцессорные минералы, обогащенные К, Ва, Ti и Zr, - прайдерит, джеппеит, щерба-
ковит, вадеит, перовскит.
Состав лампроитов и флогопитовых мелалейцититов иллюстрируют табл. 95 и 96.
В числе общих особенностей химизма обращают на себя внимание высокие содержания
MgO (до 30%), К2О (до 7%), величина отношения K20/Na20, равная 4,4—35, и
повышенные содержания SiO2 (39—45%). В отличие от кимберлитов для лампроитов в
целом, особенно для молодых образований поля Эллендейл, характерно резкое
преобладание Н2О над СО2 (Н2О/СО2 = 10—15), что, по-видимому, отражает различие в составе
флюидной фазы лампроитов и кимберлитов,
В зависимости от коэффициента агпаитности1 выделяются агпаитовые (Кв > 1,1)
и миаскитовые (Ка < 1,1) разновидности лампроитов. Для агпаитовых лампроитов
характерно присутствие щелочных минералов — К-рихтерита, К-магнезиоарфведсонита,
■ флогопита с А12О3 < (К2О + Na2O). В них также несколько повышенно содержание
ТЮ2 (2—4%) по сравнению с миаскитовыми лампроитами (0,5—1%ТЮ2).
Ультраосновные породы лампроитовой серии (лампроиты и флогопитовые
мелалейцититы) отличаются одновременно высокими содержаниями когерентных (Ni, Cr, Со,
Sc) и ряда некогерентных элементов. Содержания последних нередко достигают
нескольких тысяч г/т (см. табл. 96).
Среди некогерентных элементов четко выделяются две группы. Одна группа
элементов (К, Rb, Ba, Sr, U) характеризуется высокими содержаниями во всех известных
лампроитах и определяет главные геохимические черты этих пород. Содержания
элементов другой группы (Zr, Nb, Та, Hf, Th, легких РЗЭ) сильно варьируют. Так,
отношение (Ьа/УЬ)дг меняется от 14 до 209 (Богатиков и др., 1987). В миаскитовых
лампроитах по сравнению с агпаитовыми разновидностями концентрации этих элементов
снижаются в 10—30 раз. Величина отношения 87Sr/86Sr в лампроитах варьирует от
0,7038 до 0,721. Что же касается неодима, то колебания емдневелико — от —8 до —16.
На диаграмме e^d —87Sr/86Srлампроиты попадают в область составов продуктов
обогащенной мантии.
Возраст ультраосновных пород лампроитовой серии варьирует. Наиболее древние
лампроиты (1600 млн лет) установлены недавно в Южной Африке, в провинции Куру-
ман, где они ассоциируют с одновозрастными кимберлитами. Лампроиты
протерозойского возраста известны в Австралии (трубка Аргайл, для которой разными методами
получены значения 1253 и 1048 млн лет) в Западной Гренландии (1227±12 млн лет);
верхнеюрские и нижнемеловые лампроиты найдены на Алдане, а позднемеловые — в
штате Канзас (Cullers et al., 1985). Большая же часть лампроитов, особенно основные и
средние разновидности, появились лишь в третичное время (Западное Кимберли в
Австралии, Гаусберг в Антарктиде, штат Вайоминг, США, и др.).
В геолого-структурном плане лампроиты, как правило, приурочены к докембрий-
ским кратонам, хотя иногда встречаются вне их пределов (Испания). В ряде регионов
(Австралия, Западная Гренландия, Южная Африка) лампроиты концентрируются в
пределах древних складчатых поясов, которые в протерозойское время были
консолидированы и присоединены к архейским ядрам кратонов. В частности, в Западной
Гренландии послескладчатые лапроитовые дайки расположены в южной части раннепротеро-
1 Ка = (К2О + Na,O)/Al2O3 (мол. кол.).
222
Таблица 95. Химический состав лампроитов и флогопитовых мелалейцититов
Компоненты
1
SiOj 42,25
TiOj 0,50
А^Оз 4,60
Fe,O3 6,50
FeO 4,83
МпО 0,17
MgO 23,23
CaO 7,32
Na2O 0,67
KjO 2,95
P2OS 0,47
COj 3,10
H,0 3,45
Число 3
анализов
2
43,43
0,70
4,08
1,64
4,48
0,11
30,23
7,92
0,35
3,07
1,13
He опр.
2,86
1
3
43,68
0,31
5,59
1,96
5,58
0,17
26,46
8,62
0,61
4,64
1,28
He опр.
1,13
2
4
41,75
2,80
4,08
2,85
4,90
0,18
21,76
5,22
0,19
4,85
0,94
5,23
3,83
1
5
39,71
4,72
4,57
6,08
2,84
0,14
17,11
6,02
0,85
3,88
1,68
1,50
9,75
4
6
40,43
3,27
4,11
4,74
3,76
0,14
22,35
5,15
0,61
4,54
1,71
0,28
6,71
6
7
41,51
3,37
3,04
4,54
3,82
0,13
27,20
4,84
0,50
2,44
1,42
0,11
5,05
3
8
45,60
2,32
4,32
He опр.
7,45
0,14
22,56
4,84
0,11
3,42
0,91
3,42
4,57
8
9
41,47
3,62
3,64
He опр
8,10
0,13
24,98
4,99
0,46
4,12
1,68
0,45
6,36
89
10
40,34
2,23
5,03
1,39
6,42
0,10
23,15
4,86
1,02
6,32
0,96
5,28
2,90
1
и
45,09
2,76
7,26
1,40
5,91
0,02
16,06
5,37
1,35
7,28
1,19
3,03
3,28
3
12
43,39
2,30
8,36
5,19
1,08
0,13
11,10
11,62
0,71
6,95
1,93
0,48
5,14
6
13
42,64
2,22
4,13
7,89
-
0,09
22,07
3,54
0,36
6,48
-
_
-
3
14
39,26
2,72
3,71
6,59
2,00
0,13
26,83
4,99
0,49
2,64
0,51
0,22
9,91
8
1—10, 13, 14 — лампроиты: 1 — Верхне-Якокутская впадина, Центральный Алдан (Богатиков и др., 1987), 2,3 - Ломанский массив, Восточный
Алдан (Вавилов и др., 1986) , 4 - туф, трубка Аргайл, Восточное Кимберли (Jaques et al., 1986) , 5 -7 — трубки поля Эллендейл (2,9,11 соответственно) ,
Западное Кимберли (Jaques et aL, 1986) , 8 - среднее для туфа трубки Аргайл (Jaques et al., 1986) , 9 - среднее для лампроитов трубок 4 и 9 поля
Эллендейл (Jaques et al., 1986), 10 - Западная Гренландия (данные Б .Скотт) , 13,14 -районы США: 13 - Силвер-Сити, штат Канзас (Cullers et al., 1985), 14 -
Прайер-Крик, штат Арканзас (Gogineni et al., 1978; Kimberlites and related rocks, 1984) ; 11,12 - флогопитовые мелалейцититы: 11-Западная Гренландия
(данные Б.Скотт) , 12 — район Лейцит-Хиллс, штат Вайоминг, США (Vollmer et al., 1984;Carmichael, 1967).
Примечание. ВаО + SrO + NiO + Cr2O3 - 1,42; 1,61; 2,19; 2,03; 0,34; 1,01 (аи. 4-8, 12); п.п.п. - 10,58 (ан. 13); F -0,12; 0,37; 0,53; 0,57;
0,37; 0,36; 0,47 (ан. 1,4-9).
Таблица 96. Содержание микроэлементов и изотопия стронция и неодима в лампроитах.
и флогопитовых малаейцититах
Элементы
Сг
Ni
Со
V
Sc
Rb
Sr
Ва
Zr
Nb
Th
La
Ce
Nd
Cu
Zn
87Sr/86Sr
143Nd/144Nd
1
1640
630
96
8
22
96
860
1800
97
6
2
10
19
7
73
63
-
4
1380
990
-
115
19
290
1040
1600
1215
300
21
120
280
91
54
180
—
7
1450
1260
79
56
180
360
1030
23600
1040
420
66
275
505
185
120
110
-
8
1430
990
-
110
12
260
770
1080
630
200
17
120
240
-
39
54
9
iood
1000
70
85
21
480
1310
10300
1130
180
60
420
730
-
56
71
0,711 - 0,721
0,51974-0,512249
10
760
860
20
-
170
2560
3200
490
_
_
260
345
—
28
88
0,7038
11
530
520
-
22
-
135
2200
6200
790
_
_
370
450
_
36
84
12
520
170
32 .
23
20
190
3820
6700
1490
130
_
400
850
290
-
—
0,70552
0,51205
13
1860
-
65
-
12
210
1100
5360
-
_
12
150
270
_
-
_
0,7042
14
1270
1020
100
13
15
180
1200
2300
720
110
14
-
_
-
50
73
0,707
Примечания l.Hf-0,7; 20,6; 14,2 (ан. 1,7,13); Та - 0,06; 13,2; 3,9 (ан. 1,7,13); Sm - 2,3; 17,6; 13,9; 11,9 (аи. 1,7,12,13); Eu - 0,76; 3,7;
8,0; 2,8 (ан. 1,7,12,13); Gd - 1,3; 7,3 (ан. 1,7); Tb - 0,21; 0,9; 3,5 (ан. 1,7,12); Dy - 1,3; 4,0 (ан. 1,7); Yb - 0,5; 1,0; 3,5; 0,72 (ан. 1,7,12,13) ;
(La/Yb)jy - 14; 184; 76,4; 134,5 (ан.1,7,12,13) . 2. Номера анализов соответствуют табл. 95.
зойского мобильного пояса Нагсуггоквидан у границы с архейским блоком,
стабилизированным 2,5 млрд лет назад. В провинции Куруман (ЮАР) трубки и дайки лампрои-
тов прорывают раннепротерозойские метаморфические толщи вблизи западного
окончания кратона Каапвааль. В целом условия размещения лампроитов сходны с таковыми
алмазоносных кимберлитов, которые расположены в пределах консолидированных
структур с фундаментом не моложе 1500 млн лет.
Лампроиты обычно формируют трубки взрыва, дайки, силлы, лавовые потоки,
небольшие близповерхностные интрузивы. В отдельных регионах насчитываются
десятки тел, образующих вулканические поля и провинции. С лампроитами связаны
крупнейшие месторождения алмазов (лампроитовые трубки Австралии). В 50-е годы алмазы
добывались из лампроитов Арканзаса.
Ниже охарактеризованы лампроиты Алдана (СССР) и Западной Австралии.
Алдан. Выходы пород лампроитовой серии мезозойского возраста установлены
преимущественно в северной части Алданского щита (рис. 87). Ультраосновные члены
лампроитовой серии — собственно лампроиты — известны в Центральном (Богатиков
и др., 1987) и Восточном Алдане в районе Ломамского массива (Вавилов и др., 1986).
В районе Центрального Алдана лампроитовый магматизм проявился в верхнеюрское
и нижнемеловое время. Верхнеюрские лампроиты имеют возраст 142—147 млн лет
(К-Аг метод). Они слагают силлы и дайки, прорывающие нижнекембрийские
известняки и нижнеюрские терригенные отложения Верхне-Якокутской впадины. Отдельные
тела лампроитов прорывают вулканогенно-осадочные толщи лейцититов и лейцитовых
меланофонолитов Якокутского массива, а также встречаются в районе Инаглинского
щелочно-ультраосновного массива. Мощность даек и силлов варьирует от 03 до 10 м.
Большинство силлов расслоены. Нижние их части сложены ультраосновными
лампроитами, обогащенными кумулятивными оливином и хромитами. В верхних горизонтах
они сменяются основными разновидностями — оливинсодержащими
флогопит-полевошпатовыми лейцититами.
Лампроиты — порфировидные породы, состоящие из крупных вкрапленников
оливина (Fa84) и единичных вкрапленников хромдиопсида (Wo48 4En46 gFs4 8),
содержащего 0,6% Сг2О3. Промежутки между вкрапленниками выполнены среднезернистым
агрегатом диопсида (Wo474En44 3FS8,3)> содержащего 0,23% Сг2О3,оливина II
генерации (Falx 2), флогопита, 'псевдолейцита (псевдоморфозы щелочного полевого шпата
по лейциту), калиевого полевого шпата и раскристаллизованного стекла. Среди
акцессорных минералов преобладает хромит- Количественные соотношения оливина (26—
40%), псевдолейцита (2—11%) и других минералов несколько варьируют, однако их
парагенезис остается неизменным. Для лампроитов Алдана характерны (см: табл. 95, ан. 1)
высокие содержания К2О (2—3%) и MgO (21—25%) при концентрациях SiO2 40—42%,
малое количество А12 О3 (4,5%), Ка < 1, высокие содержания элементов группы
железа (Сг, Со, Sc, Ni), Sr, Ba и Rb при низких содержаниях некогерентных элементов
(Zr,Nb,Hf,Ta,P33HHp.).
На Восточном Алдане лампроиты известны в районе Ломамского массива (Вавилов
и др., 1986), который расположен в пределах Алдано-Учурского хребта в верховьях
р. Гыным. Здесь установлено несколько небольших тел, по-видимому, силлов,
прорывающих кембрийские известняки. Радиологический возраст пород, определенный по
флогопиту К-Аг методом, составляет 119—124 млн лет. Породы лампроитовой серии
сопровождаются фергуситами, псевдолейцитовыми сиенитами и другими породами.
Ультраосновные породы представлены слюдистыми перидотитами — интрузивными
аналогами лампроитов и обогащенной оливином разновидностью флогопитовых мелалей-
цититов (миссуритов, по М.А. Вавилову и др.). Породы полнокристаллические и
порфировидные. Слюдистые перидотиты состоят в основном из оливина, слюды, клинопи-
роксена. В последнем встречаются мелкие включения лейцита. В богатом оливином
флогопитовом мелалейцитите, помимо оливина, клинопироксена и слюды, в заметных
количествах (около 30%) присутствуют псевдолейцит и К-рихтерит. Химический состав
пород приведен в табл. 95.
15. Зак.855 225
Рис. 87. Схема размещения районов развития лампроитового магматизма в структурах Юго-Восточ-
иой Сибири (составлена И.Л. Махоткиным с использованием Геологической карты Евразии м-ба
1:5 000000)
1 — граница Сибирской платформы; 2, 3 — выступы кристаллического фундамента: 2 —
Алданского щита, 3 — Станового хребта; 4 — геосинклинально-складчатые пояса; 5 — платформенный
чехол; 6, 7 — интрузивные породы этапа мезозойской тектоно-магматической активизации: 6 — гра-
нитоиды (а — ранне-, б — позднемезозойские), 7 — калиевые субщелочные сиениты; 5 — районы
и поля развития лампроитового магматизма; 9, 10 — впадины: 9 — мезозойские, 10 — современные
рифтогенные; 11 -разломы
Западная Австралия. Здесь известны две провинции (Jaques et al., 1986), в пределах
которых широко развиты породы лампроитовой серии, — Западное и Восточное
Кимберли (рис. 88). Они приурочены к нижнепротерозойским подвижным зонам Холлс-
Крик (на востоке) и Кинг Леопольд (на юго-западе), окаймляющим архейский блок
Кимберли. В фанерозое в Западном Кимберли сформировался грабен Фицрой,
выполненный мощными (до 800 м) толщами мезозойских морских осадков. Лампрои-
ты обеих провинций отличаются друг от друга как по времени возникновения и
составу, так и по алмазоносности.
Провинция Западного Кимберли включает тела гипабиссальных и эффузивных
лампроитов, открытых в ранний период их изучения и картирования, а также открытые
в 1976 г. трубки взрыва, в том числе алмазоносные трубки оливиновых лампроитов
в поле Эллендейл. Провинция расположена вдоль юго-западной окраины блока
Кимберли и включает часть протерозойской подвижной зоны Кинг Леопольд и большую часть
грабена Фицрой. Трубки взрыва концентрируются в вулканических полях Эллендейл
и Нункамбах. Благодаря тому, что трубки мало эродированы, была реконструирована
их форма, получившая условное название "бокал шампанского". Трубки, как правило,
имеют неправильные очертания, занимают на поверхности значительные площади и
имеют пологие (около 30° ) контакты с вмещающими породами. С глубиной они быстро
226
Рис. 88. Геолого-структуриая схема
района Кимберли, Западная Австралия
(Jaques et al., 1986, с упрощениями)
1 - архейский кратон Кимберли с
нижнепротерозойским протоплатформенным
чехлом; 2 — нижнепротерозойские
складчатые пояса с реликтами архейских пород:
I — Леопольд, 2 — Холлс-Крик; 3, 4 —
платформенный чехол: 3 —
верхнепротерозойский, 4 — нижнепалеозойский;
5 — мезозойские терригенные отложения;
6 - границы грабена Фицрой; 7 —
провинции и крупные поля распространения
трубок взрыва: J — Северное Кимберли,
II — Восточное Кимберли, III — Эллен-
дейл, IV— Нонкамбах; 8 — кимберлито-
вые трубки; 9 — дайки лампрофиров;
10 — трубки и интрузивные тела пород
лампроитовой серии; 11 — алмазные
месторождения; 12 - карбонатитовый
массив
сужаются. Большинство трубок имеют сложное строение. В периферических частях
таких трубок преобладают туфы, а центральные части сложены эффузивными и
субвулканическими фациями лампроитов.
В поле Эллендейл насчитывается 48 тел, которые прорывают девонские известняки
и пермские песчаники. Большинство из них перекрыто рыхлыми отложениями. В ряде
трубок взрыва отмечены заметные концентрации алмазов.
В центре поля Эллендейл расположена трубка Эллендейл-9 — наиболее крупное,
сложное тело лампроитов и пирокластики. Площадь трубки 0,5 км2. Наиболее богата
алмазами пирокластика западной части трубки, представленная лапиллиевым туфом.
В центральной части пирокластика прорвана субвулканическими телами оливиновых
и флогопит-оливиновых лампроитов1. Восточная часть трубки сложена
преимущественно субвулканическими оливиновыми лампроитами, среди которых залегают
грубозернистые флогопит-оливиновые лампроиты. Состав пирокластики меняется от
богатых кварцем туфов до песчанистых лапиллиевых пепловых туфов. Лапилли до 6 мм
в поперечнике, представленные лампроитом, составляют до 50% породы. Помимо
этого, присутствуют зерна кварца (до 30%), пепел лампроитового состава, глинистые
минералы. В западной части тела- лампроиты преимущественно мелкозернистые и
содержат около 40% оливина, замещенного серпентином, тальком и реже карбонатом.
Тонкозернистая основная масса пород состоит главным образом из флогопита, а также
диопсида, перовскита и хромита. В лампроитах центральной части трубки преобладают
пойкилитовый флогопит и калиевый рихтерит; редко встречается измененный лейцит.
В пределах грабена Фицрой расположено поле Нункамбах (см. рис. 88). Из 24
известных здесь интрузивов 16 хорошо обнажены. Большая их часть описана Р. Прайдером
еще в 1960 г. Поле Нункамбах включает крупнейшее тело лампроитов Западной
Австралии — Волжидит-Хиллс, которое имеет диаметр 3 км.
Массив Волжидит-Хиллс сложен в основном среднезернистыми интрузивными
лампроитами зеленого цвета. Он слабо обнажен.
Приконтактовые брекчированные и силицифицированные вмещающие породы
образуют небольшие холмы высотой до 20 м. В центре интрузива развиты средне-,
грубозернистые массивные лампроиты, пересеченные карбонатными жилками. Породы имеют
серый, коричневато-серый цвет и богаты амфиболом. Вблизи контактовой зоны встре-
1 Терминология австралийских геологов.
227
Рис. 89. Схема строения диатремы Аргайл (Kimberlites and related rocks, 1984)
1 — туфы лампроитов; 2 — песчанистые туфы; 3 — дайки лампроитов; 4 — контактовые и при-
разломные брекчии; 5 — эффузивы кембрия; б — массивные и тонкослоистые кварцевые
песчаники среднего протерозоя; 7 — песчаники, сланцы нижнего протерозоя; 5 — граниты; 9 —
геологические границы; 10 — разломы
чаются тонкозернистые порфировидные оливиновые лампроиты, по-видимому,
представляющие собой зону закалки.
Среди грубозернистых лампроитов обнаружены пегматоидные жилы и участки до
1 м в поперечнике, обогащенные калиевым рихтеритом, прайдеритом, вадеитом.
Провинция Восточного Кимберли характеризуется совмещением лампроитов и
кимберлитов. Здесь наблюдаются пять небольших кимберлитовых даек, лампрофи-
ровая дайка Бов, дайка лампроитов Лиссаделл и богатая алмазами лампроитовая
трубка Аргайл (АК-1).
Трубка Аргайл прорывает протерозойские толщи песчаников и сланцев в подвижной
зоне Холлс-Крик. Она расположена в 6 км к западу от разлома Холлс-Крик, который
ограничивает подвижную зону с востока (см. рис. 88). Диатрема сложена лампроито-
выми туфами, вулканокластическими осадками и небольшим числом даек оливино-
вых лампроитов (рис. 89). Возраст пород трубки, определенный комплексом методов,
в том числе рубидий-стронциевым, составляет около 1200 млн лет.
Трубка, как и ассоциирующее с ней месторождение аллювиальных алмазов, была
открыта в конце 1979 г. Среднее содержание алмазов в ее приповерхностной части —
около 5 карат/т. В южной и северной частях трубки содержание алмазов составляет
соответственно 6,8 и 1 карат/т. В северной части диатремы развиты туфы, полностью
состоящие из фрагментов измененных лампроитов. Считается, что они возникли в
завершающую стадию формирования диатремы. Наиболее продуктивна на алмазы южная
часть трубки, сложенная песчанистыми туфами. Рядом с диатремой наблюдаются дайка
лампроитов, в которых отмечаются измененные вкрапленники оливина, превращенные
228
в агрегат талька и карбоната. Они погружены в основную массу, состоящую из тетри-
феррифлогопита, анатаза, сфена, перовскита, акцессорного апатита, титансодержа-
щего магнезиохромита, марганцевого ильменита. Встречаются также пентландит,
халькопирит, сфалерит.
Химический состав пород трубки Аргайл приведен в табл. 95 и 96. Для лампроитов
характерен определенный набор акцессорных минералов: сфен, анатаз, рутил, Мгтльме-
нит, прайдерит, другие титанаты, сульфиды никеля, меди, железа. В тяжелой фракции
обнаружены ксеногенные минералы — магнезиохромит, альмандин, хромдиопсид, ор-
топироксен, редко пироп. Пикроильменит здесь отсутствует. Наиболее часто среди
ксейокристаллов встречается хромовая шпинель, которая по составу колеблется от
магнезиально-глиноземистого хромита до магнезиохромита. Пироп содержит до
7% Сг2Оз- Титанистые пиропы обычно обеднены железом и содержат до 2% Сг2Оз.
Хромдиопсид беден А12О3 (< 1%) и№20 (< 1%).
Сравнительный анализ лампроитов Западного и Восточного Кимберли показал,
что они существенно различаются по возрасту, химическому составу, характеру
включений в алмазах и изотопии углерода алмаза.
В отличие от верхнепротерозойских лампроитов диатремы Аргайл Восточного
Кимберли лампроиты Западного Кимберли имеют кайнозойский возраст, причем
в разных полях провинции он варьирует. Например, вулканизм в поле Эллендейл
проявился несколько раньше (20—22 млн лет назад), чем в поле Нункамбах (18—
20 млн лет).
Лампроиты Западного Кимберли содержат более высокие концентрации Ti, К, F,
легких РЗЭ, Th, Zr, Nb, Rb, Ba (см. табл. 95, 96). Коэффициент агпаитности
(Кц) равен 1,26, в то время как в лампроитах диатремы Аргайл он меньше
единицы и составляет 0,82.
Алмазы лампроитов Западного Кимберли содержат примерно равные количества
включений перидотитового и зклогитового типов; в алмазах из диатремы Аргайл
существенно преобладают включения зклогитового типа. Интересно отметить, что
возраст эклогитовых включений в алмазах диатремы Аргайл на 350 млн лет
древнее возраста трубки и составляет 1580 млн лет.
Изотопный состав углерода 613С PDB алмазов трубок поля Эллендейл имеет
максимум в области от —4 до — 6%о> и в целом он более тяжелый, чем изотопный
состав алмазов диатремы Аргайл, где максимум отмечается в области от —9 до
-12°/O0S13CPDB.
Глава 3
АССОЦИАЦИИ УЛЬТРАБАЗИТОВ ДРЕВНЕЙШИХ ОБЛАСТЕЙ ЗЕМЛИ
Как известно, в настоящее время вьщеляются два типа докембрийских областей —
гранит-зеленокаменные и гранулит-гнейсовые, которые различаются по характеру
магматизма, в том числе ультраосновного состава. Для зеленокаменных поясов,
развитых в пределах гранит-зеленокаменных областей, наиболее характерны
вулканические ассоциации, в составе которых важную роль играют своеобразные
ультраосновные лавы — коматииты. В гранулит-гнейсовых областях широко развиты
интрузивные ультрабазиты — преимущественно гарцбургиты, слагающие мелкие буди-
нированные тела, и лерцолиты — габбронориты, образующие небольшие интрузивы.
По-видимому, эти породы представляют собой интрузивные аналоги коматиитов.
Чаще всего интрузивы имеют ареальный характер распространения, хотя в некото-
229
в агрегат талька и карбоната. Они погружены в основную массу, состоящую из тетри-
феррифлогопита, анатаза, сфена, перовскита, акцессорного апатита, титансодержа-
щего магнезиохромита, марганцевого ильменита. Встречаются также пентландит,
халькопирит, сфалерит.
Химический состав пород трубки Аргайл приведен в табл. 95 и 96. Для лампроитов
характерен определенный набор акцессорных минералов: сфен, анатаз, рутил, Мгтльме-
нит, прайдерит, другие титанаты, сульфиды никеля, меди, железа. В тяжелой фракции
обнаружены ксеногенные минералы — магнезиохромит, альмандин, хромдиопсид, ор-
топироксен, редко пироп. Пикроильменит здесь отсутствует. Наиболее часто среди
ксейокристаллов встречается хромовая шпинель, которая по составу колеблется от
магнезиально-глиноземистого хромита до магнезиохромита. Пироп содержит до
7% Сг2Оз- Титанистые пиропы обычно обеднены железом и содержат до 2% Сг2Оз.
Хромдиопсид беден А12О3 (< 1%) и№20 (< 1%).
Сравнительный анализ лампроитов Западного и Восточного Кимберли показал,
что они существенно различаются по возрасту, химическому составу, характеру
включений в алмазах и изотопии углерода алмаза.
В отличие от верхнепротерозойских лампроитов диатремы Аргайл Восточного
Кимберли лампроиты Западного Кимберли имеют кайнозойский возраст, причем
в разных полях провинции он варьирует. Например, вулканизм в поле Эллендейл
проявился несколько раньше (20—22 млн лет назад), чем в поле Нункамбах (18—
20 млн лет).
Лампроиты Западного Кимберли содержат более высокие концентрации Ti, К, F,
легких РЗЭ, Th, Zr, Nb, Rb, Ba (см. табл. 95, 96). Коэффициент агпаитности
(Кц) равен 1,26, в то время как в лампроитах диатремы Аргайл он меньше
единицы и составляет 0,82.
Алмазы лампроитов Западного Кимберли содержат примерно равные количества
включений перидотитового и зклогитового типов; в алмазах из диатремы Аргайл
существенно преобладают включения зклогитового типа. Интересно отметить, что
возраст эклогитовых включений в алмазах диатремы Аргайл на 350 млн лет
древнее возраста трубки и составляет 1580 млн лет.
Изотопный состав углерода 613С PDB алмазов трубок поля Эллендейл имеет
максимум в области от —4 до — 6%о> и в целом он более тяжелый, чем изотопный
состав алмазов диатремы Аргайл, где максимум отмечается в области от —9 до
-12°/O0S13CPDB.
Глава 3
АССОЦИАЦИИ УЛЬТРАБАЗИТОВ ДРЕВНЕЙШИХ ОБЛАСТЕЙ ЗЕМЛИ
Как известно, в настоящее время вьщеляются два типа докембрийских областей —
гранит-зеленокаменные и гранулит-гнейсовые, которые различаются по характеру
магматизма, в том числе ультраосновного состава. Для зеленокаменных поясов,
развитых в пределах гранит-зеленокаменных областей, наиболее характерны
вулканические ассоциации, в составе которых важную роль играют своеобразные
ультраосновные лавы — коматииты. В гранулит-гнейсовых областях широко развиты
интрузивные ультрабазиты — преимущественно гарцбургиты, слагающие мелкие буди-
нированные тела, и лерцолиты — габбронориты, образующие небольшие интрузивы.
По-видимому, эти породы представляют собой интрузивные аналоги коматиитов.
Чаще всего интрузивы имеют ареальный характер распространения, хотя в некото-
229
рых случаях они формируют неявно выраженные пояса, Четко поясовый характер
распределения имеют только дайкообразные тела роговообманковых перидотитов,
которые характерны для конца раннего докембрия.
С эпохой становления древних платформ связаны крупные анортозит-рапакиви-
гранитные интрузивы, в которых в подчиненном количестве присутствуют
своеобразные высокожелезистые и высокотитанистые ультрамафиты.
УЛЬТРАБАЗИТЫ ЗЕЛЕНОКАМЕННЫХ ПОЯСОВ
Среди магматических пород своеобразных тектонических структур архея — зелено-
каменных поясов — сначала в Южной Африке, а затем и в других регионах были
обнаружены ультрабазиты, залегающие в виде потоков с зонами закалки,
внутренней тонкой расслоенностью и зачастую с характерным беспорядочным переплетением
удлиненных скелетных кристаллов оливина или пироксена в верхних частях
(Viljoen, Viljoen, 1969i; Arndt et al., 1977; Куликова, Куликов, 1981 и др.).
Геологические, текстурные и структурные признаки этих пород однозначно указывают
на их эффузивное происхождение. По р. Комати, в бассейне которой в середине
60-х годов М. Вильюн и Р. Вильюн обнаружили архейские ультраосновные
вулканиты, они получили название коматиитов.
Зеленокаменные пояса, вмещающие ульраосновные лавы архея, в тектоническом
отношении являются составной частью гранит-зеленокаменных областей —
характерных тектонических элементов фундамента древних кратонов. Внутри этих областей
выделяются округлые гранито-гнейсовые купола и выполняющие межкупольные
пространства зеленокаменные пояса. Последние состоят из одной или нескольких цепо-
чечно расположенных синформных структур протяженностью от десятков до сотен
километров. Разрезы ряда зеленокаменных поясов, имеющие многокилометровые
мощности, отличаются резким преобладанием вулканитов; доля осадков в них
крайне незначительна. Основные и ульраосновные вулканиты преобладают в нижней
части разреза, кислые — в верхней. Большинство зеленокаменных поясов
отличаются весьма невысоким метаморфизмом слагающих их пород, не превышающим зеле-
носланцевой и зпидот-амфиболитовой фаций.
В оригинальном описании коматиитов (М. Viljoen, R. Viljoen, 1969i>2)
подчеркивались полевые, петрографические и геохимические характеристики нового
класса ультраосновных пород. К сожалению, М. Вильюн и Р. Вильюн не дали ему
формального определения, а вместо этого отметили те особенности, которые
отличают коматииты от других высокомагнезиальных вулканитов. В зависимости от
содержания MgO они разделили коматииты на перидотитовые (MgO > 20% в
пересчете на сухой остаток) и базальтовые (MgO < 20%). Особенно подчеркивалось
высокое (1,5—2,5) отношение СаО/А12О3 (которое, как выяснилось впоследствии,
оказалось региональной особенностью вулканитов формации Комати), а также низкое
содержание щелочей, по которому коматииты можно отличать от кимберлитов, ан-
карамитов и лимбургитов. М. Вильюн и Р. Вильюн показали, что коматииты
являются более ультраосновными породами, чем пикриты, и могут быть отделены от
перидотитов по более высокому отношению Fe/Mg. Несколько позже Н. Арндт с
соавторами (Arndt et al., 1977) разделил коматииты на перидотитовые (MgO > 20%),
пироксенитовые (MgO = 12—20%) и базальтовые (MgO < 12%), специально указав
на высокое содержание в них Ni и Сг.
В настоящей работе, вслед за Н. Арндтом и Э. Нисбетом (Komatiites, 1982), к ко-
матиитам отнесены ультраосновные вулканические породы — лавы или вулкано-
класты с содержанием MgO > 18% в пересчете на сухой остаток. Этот класс пород
диагностируется с учетом их минералогических, геохимических,
текстурно-структурных особенностей. Коматииты являются ультраосновной составляющей кома-
тиитовой серии, которая включает также основные вулканические породы, именуемые
коматиитовыми базальтами (Магматические горные..., 1985), и улыраосновные
кумулаты.
230
Рис. 90. Грубопластинчатая структура спинифекс в
перидотитовых коматиитах Манроу Тауншип пояса Абитиби, Канада
(Komatiites, 1982)
Рис. 91. Схематический разрез асимметричного лавового
потока перидотитового коматиита со структурой спинифекс
(Aindt et al., 1977). Пояснения в тексте
потока
Структуры и текстуры перидотитовых коматиитов весьма своеобразны. В верхних
частях лавовых потоков, свободных от фенокристаллов, в результате быстрого
роста минералов от кровли внутрь потока возникают так называемые структуры
спинифекс (Магматические горные..., 1983), названные так за сходство с
причудливыми переплетениями одноименных жестких австралийских трав. Для этих структур
характерны крупные (длиной 3 см и более) скелетные кристаллы оливина,
собранные в параллельные или радиально-лучистые пучки (рис, 90), которые расположены
в матрице, сложенной тонкими дендритовыми скоплениями авгита, скелетными
кристаллами хромита и девитрифицированным стеклом. Впервые подобные
структуры, названные закалочными, были описаны М. Вильюном и Р. Вильюном.
231
Ультраосновные коматиитовые лавы образуют несколько типов потоков — со
структурами спинифекс, массивные и подушечные. Выделяются также мощные
расслоенные потоки базит-ультрабазитового состава и интрузивные аналоги коматиитов.
В некоторых регионах широко развиты ультраосновные вулканокласты.
Лавовые потоки со структурой спинифекс обладают, как правило, двучленным
строением (рис. 91) с кумулятивной нижней частью (зона В) и верхней — со
структурой спинифекс (зона А). Потоки этого типа впервые были выделены и детально
описаны в разрезе зеленокаменного пояса Абитиби в Канаде в районе Манроу (Руке
et al., 1973). Они имеют мощность от 1 до 20 м и простираются на сотни метров без
заметного изменения мощности. В верхней части потоков выделяется закаленная
кровля (подзона Ах). Она сложена трещиноватой афанитовой породой, содержащей
редкие изометричные фенокристаллы и более многочисленные мелкие,
беспорядочно ориентированные, изометричные скелетные или тонколистоватые зерна
оливина, погруженные в стекловатую матрицу. Стекло обычно замещено хлоритом и
серпентином (рис. 92,а). Кровля, как правило, разбита полигональной отдельностью;
размеры блоков колеблются от 3 до 20 см. Под ней расположена подзона со структу-
ой спинифекс. Некоторые исследователи (Arndt et al., 1977) разделяют зту подзону
на две части, верхняя из которых (А2) содержит относительно мелкие беспорядочно
ориентированные "листочки" оливина размером 0,5—15 мм (см. рис. 92,6), а
нижняя (A-i) сложена крупными пластинчатыми кристаллами, достигающими у
основания подзоны длины 5—7 см и ориентированными субперпендикулярно кровле
потока. Оливин слагает от 30 до 40% объема подзоны Аз- Кристаллы оливина, как
правило, собраны в обособленные пакеты, внутри которых лейсты параллельны;
пакеты расположены под углом друг к другу. Вытянутые перьевидные лейсты и
пустотелые игольчатые кристаллы клинопироксена, замещенного обычно тремолитом и
хлоритом, собраны в радиально-лучистые агрегаты и слагают 10—40% объема породы.
Оливин и клинопироксен погружены в тонкозернистое девитрифицированное
стекло, карбонатизированное и хлоритизированное. Здесь встречаются также мелкие
дендритовидные срастания хромита и магнетита.
Нижняя кумулятивная зона потоков, имеющая резкий контакт с зоной
спинифекс, сложена, как правило, о.ливином, в меньшей степени клинопироксеном.
Размер, морфология, относительные пропорции, а также степень вторичных изменений
минералов значительно варьируют. В подзоне В\ распространены конвертоподобные
зональные, иногда скелетные кристаллы оливина, которые в подзонах В2 и В4
сменяются идиоморфными его выделениями (см. рис. 92, в). В небольших количествах
здесь отмечаются и сильно удлиненные, частично скелетные оливиновые кристаллы.
Оливин погружен в матрицу, сложенную вытянутыми скелетными кристаллами
длиной 0,3—2,0 мм либо крупными гипидиоморфными зернами субкальциевого
пироксена, дендритовыми или идиоморфными кристаллами хромита, а также
вторичными минералами, развивавшимися по стеклу.
Клинопироксен слагает 10—30% кумулятивной части потоков. Обычно он
замещен тремолитом и хлоритом; хорошо сохраняются лишь некоторые его индивиды.
В целом наблюдается увеличение содержания и размера зерен всех минералов в
направлении от подошвы к кровле кумулятивной части потоков. В пределах зоны В
Д. Пайк (Руке et al., 1973) описал достаточно редко встречающуюся подзону (В3)
так называемого бугристого перидотита, который, по его мнению, сложен
грубыми округлыми сегрегациями материала матрицы.
Относительные мощности зон А и В значительно варьируют. Обычно на долю зоны
спинифекс приходится от 1/2 до 2/3 обшей мощности потока. Иногда, однако,
отмечаются крупные потоки, в которых зона спинифекс занимает лишь 10—15% ее
мощности (Arndt et al., 1977).
Мощные лавовые потоки характеризуются массивной текстурой. Они сложены
округлыми либо полигональными оливиновыми зернами с многочисленными
наростами скелетных оливинов, погруженными в матрицу из девитрифицированного
232
Рис. 92. Типичные микроструктуры ко-
матиитов асимметричного потока
района Манроу Тауншип (Aindt et al.,
1977)
а—в — прозрачные шлифы, без
анализатора: а — скелетные зерна
оливине, погруженные в девитрифициро-
ванное стекло, подзона закалки
кровли потока At, б — скелетные
пластинчатые кристаллы оливина,
беспорядочно ориентированные в матрице из де-
витрифицированного стекла и
клинопироксена, верхняя часть подзоны
Аг, в — изометричные зерна оливина
в матрице из девитрифицированного
стекла и клинопироксеиа,
кумулятивная зона В
стекла, скелетных игольчатых, дендритовицных кристаллов клинопироксена, а также
дендритовых, реже кубических кристаллов хромита. Структура этих пород сходна
с порфировой структурой кумулятивной зоны потоков со структурой спинифекс,
правда, в этом случае зерна оливина характеризуются менее плотной упаковкой.
В большинстве потоков отмечается прогрессивное увеличение содержания оливина
от кровли к подошве. Характерная черта потоков этого типа — полигональная
отдельность. Полигоны отчетливо прямоугольны либо многоугольны вблизи кровли и
имеют размер от 3 до 10 см. Они сильно вытянуты, уплощены и характеризуются
значительными размерами (10—50 см в поперечнике в центральной части потоков).
В кровле потоков обычно отмечаются миндалины размером 3—10 мм, выполненные
хлоритом и карбонатом (Arndt et al., 1979).
Коматиитовые подушечные лавы изливались, по-видимому, в подводных
условиях. Размеры подушек варьируют от 30 см до нескольких метров (Arndt et al.,
1979). Как правило, они разбиты полигональной отдельностью с относительно
мелкими полигонами вблизи поверхности и более крупными — в центре подушек.
Структуры пород в пиллоу-лавах и массивных потоках близки. Н. Арндт с соавто-
233
рами (Arndt et al., 1977) описал подушки, в которых "оболочка" имеет структуру
спинифекс, а ядро сложено оливиновым кумулатом.
Ультраосновные вулканокласты тесно ассоциируют с коматиитовыми лавовыми
потоками, Л. Гелинас описал в поясе Абитиби два типа вулканокластов.
Вулканокласты первого типа представлены мелкозернистыми тонкопереслаивающимися
туфами, которые отлагались в промежутках между ультраосновными подушками.
Вулканокласты второго типа — массивные брекчии, содержащие угловатые
фрагменты из различных частей коматиитовых потоков. Они приурочены к эрозионным
поверхностям и разделяют индивидуальные потоки в лавовой толще.
В некоторых регионах, например в поясе Абитиби (Arndt et al., 1977), детально
описаны мощные расслоенные базит-ультрабазитовые потоки, переслаивающиеся с
коматиитовыми лавами. Они характеризуются четко выраженной дифференциацией,
в результате которой сформировались нижний ультраосновной кумулятивный слой
и верхняя кварц-нормативная габброидная зона. Эти потоки отличаются необычно
большой мощностью. Например, поток Фреда из района Манроу имеет мощность
120 м и прослеживается по простиранию на расстояние в несколько километров
без заметного изменения мощности. Под брекчированной кровлей потока
расположен слой со структурой спинифекс, В потоке Фреда за зоной оливинового спинифекса
следует столбчатый пироксеновый спинифекс; потоки же пояса Белингве содержат
только пироксеновый спинифекс. Нижележащая габброидная зона сложена средне-
зернистой породой с долеритовой структурой, близкой к наблюдаемой в
интрузивных силлах. Слой пироксенового кумулата, подстилающий габбро, содержит авгит
и бронзит и относительно маломощен. Он сменяется более мощным слоем
оливинового кумулата. Слой панидиоморфнозернистой ортопироксен-клинопироксен-оливи-
новой породы слагает базальную часть потока.
В ряде регионов в районах развития коматиитовых вулканитов известны
родственные им интрузивные образования в виде мелких даек и силлов, а также более
крупных дунитовых тел. Согласные секущие мелкие ульраосновные интрузии,
прорывающие толщу коматиитовых лавовых потоков, описаны в Южной Африке,
Западной Австралии, Канаде. Тела имеют мощность от 1 до 20—30 м и прослеживаются
по простиранию на 250—300 м.
Ультраосновные силлы и дайки по структурам и минеральному составу близки
к ультраосновным лавам. Зерна оливина в них погружены в матрицу из авгита и де-
витрифицированного стекла. Обычно оливин концентрируется в центральной части
тел, а их краевые части обогащены пироксеном. Пироксен в интрузивах
грубозернистый. В нем наблюдаются пойкилитовые вростки оливина, который также
представлен более крупными зернами (от 0,5 до 1 см), чем в лавах. В некоторых дайках
в районе Манроу вдоль эндоконтактов развиваются зоны пироксенового спинифекса
мощностью 10—50 см. Мелкие интрузивы этого типа, вероятно, представляют собой
подводящие каналы для коматиитовых лавовых потоков (Arndt et al., 1979).
Значительно более крупные интрузивы с дунитовым ядром и перидотитовой краевой
частью описаны в зеленокаменных поясах Канады и Австралии, а также на Алданском
щите. Одно из таких крупных тел, деформированное и разбитое разрывными
нарушениями на ряд обособленных линз, прослежено в Западной Австралии на расстояние
в несколько сот километров (Naldrett, Turner, 1977). Отдельные линзы имеют
мощность от 03 до 1,5 км. Сипл Красной Горки (Олондинский зеленокаменный
пояс, Алданский щит) прослеживается по простиранию на 5 км и имеет мощность
около 1 км. Центральные части таких тел состоят целиком из крупных (3 мм),
плотно упакованных зерен оливина (Fas_9). обычно замещенных серпентином,
тальком или магнезитом, небольших количеств хромита и иногда интерстициальных
Fe-Ni сульфидов. Краевые части тел сложены идиоморфными кристаллами
кумулятивного оливина и интерстициальными зернами диопсида и энстатита, замещенных
тремолитом, серпентином и хлоритом. -
Главные магматические минералы перидотитовых коматиитов — оливин, клино-
234
пироксен и хромшпинелид. Оливин обладает высокими содержаниями NiO (032—
0,55%),Сг2О3 (0,14-0,33%) и СаО (0,2-0,3%). Характерно значительное колебание
магнезиальности оливина, обусловленное различным положением кристаллов в
разрезе потоков и их зональным строением. Наиболее магнезиальные оливины (Fas_6)
с очень высоким содержанием NiO встречаются в нижней части кумулятивной зоны
потоков со структурой спинифекс, а наименее магнезиальные (до Fai6_i7) ~~
в нижней части зоны спинифекс. Скелетным оливинам из зоны спинифекс иногда
присуща резкая прямая зональность с изменением состава от Fa7 в центре
кристаллов до Faig на их периферии и сменой содержания Сг2О3 от 0,20 до 035%
соответственно. Клинопироксены, как правило, также резко зональны (Arndt et al., 1979).
Их ядра сложены пижонитом с 4% СаО и 2% А12О3 либо авгитом с высоким (до 8,5%)
содержанием А12О3. Края имеют авгитовый состав с невысокой глиноземистостью
(до 4% А12О3). Хромшпинелид содержит от 4 до 14% MgO и 40—55% Сг2О3. Состав
дефитрифицированного и хлоритизированного стекла, слагающего матрицу перидо-
титовых коматиитов, варьирует от ультраосновного до основного с низким (~3,3%)
содержанием MgO (Arndt et al., 1977).
В табл. 97 приведен средний химический состав перидотитовых коматиитов из
различных регионов. Согласно определению, они являются высокомагнезиальными
породами с низким содержанием SiO2, ТЮ2 и щелочей, особенно К2О. Отношение
СаО/А12О3, за исключением коматиитов пояса Барбертон, обычно близко к
единице, т.е. незначительно отличается от хондритового. Относительная обедненность
коматиитов пояса Барбертон глиноземом подтверждается также более высоким
отношением в этих породах ТЮ2/А12О3 (~ 0,1), чем в коматиитах других регионов,
в которых это отношение также близко к хондритовому (0,05).
Перидотитовые коматииты обладают относительно высокими содержаниями
некоторых некогерентных элементов (Ti, Zr, Y, Nb). Интересной особенностью
пород является то, что при достаточно широких вариациях концентраций этих
элементов отношения пар некоторых из них отличаются постоянством и близки к
аналогичным отношениям в среднем хондрите, В качестве индикаторных выделены
отношения Ti/Zr, Zr/Y, Ti/Y, Zr/Nb и др. (Nesbitt, Sun, 1976). Перидотитовые
коматииты отличаются также высокими содержаниями Ni и Сг? при этом, как правило,
наблюдается обогащение никелем приподошвенной части потоков.
В последние годы для выявления тонких геохимических особенностей коматиитов,
а также для разнообразных генетических построений все шире используются данные
по распределению в них РЗЭ (рис. 93). Б. Джан с соавторами (Jahn et al,, 1982)
предложили схему, согласно которой перидотитовые коматииты по распределению
тяжелых лантаноидов подразделены на два типа. Для коматиитов первого типа
характерно нефракционированное распределение тяжелых РЗЭ. Среди них наиболее
распространены обедненные или обогащенные легкими РЗЭ разновидности.
Породы с хондритовым распределением одновременно как тяжелых, так и легких
лантаноидов довольно редки. Перидотитовые коматииты второго типа резко обеднены
тяжелыми РЗЭ. По содержанию легких РЗЭ среди коматиитов этого типа также
отмечаются две разновидности: обедненные (либо с почти нефракцинированным их
распределением) и обогащенные легкими РЗЭ,
Изотопных данных по перидотитовым коматиитам до недавнего времени
практически не было. Это обусловлено как полным отсутствием в породах акцессорных
цирконов, так и низкими содержаниями в коматиитах Rb, Sr, U и Pb —
элементов, используемых в традиционных методах изотопного анализа, которые весьма
мобильны при метаморфизме. Лишь после разработки Sm-Nd метода появилась
возможность исследования изотопии коматиитов. Оказалось, что все перидотитовые
коматииты обладают низкими первичными отношениями 143Nd/144Nd и
положительными значениями eNd. Эти данные свидетельствуют о том, что перидотитовые
коматииты представляют собой мантийные выплавки и что к моменту заложения
зеленокаменных поясов этот мантшщый субстрат был истощен легкими РЗЭ.
235
Таблица 97. Средний химический состав перидотитовых коматиитов
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О3
Fe2O3
МпО
MgO
СаО
Na2O
К, О
р2о5
Число
анализов
Сг
Ni
Со
V,
Sc
Rb
1
45,97
0,34
2,98
10,50
0,20
33,79
4,73
0,15
0,03
0,03
24
2750
1460
170
120
22
1,8
2
45,95
0,38
7,41
10,86
0,18
26,32
7,94
0,26
0,05
0,03
31
3250
1050
93
160
20
3,2
3
45,26
0,30
6,20
11,17
0,20
30,75
5,59
0,41
0,04
0,03
23
3000
1470
99
120
17
3,0
4
49,55
0,41
7,69
9,46
0,20
21,86
7,57
0,35
0,09
0,05
16
2500
380
91
120
38
1,2
Компоненты
Sr
Ва
Zr
Nb
Y
La
Се
Nd
Sm
Eu
Gd
Dy
Er
Yb
Lu
Число
анализов
1
33
11
23
2,0
7,9
1,2
4,2
3,0
0,91
0,70
13
1,3
0,75
0,76
0,086
8
2
38
7,0
18
1,2
10
0,44
1,4
1,6
0,74
0,32
1,3
1,7
1,1
1,0
0,098
25
3
22
5,0
15
1,0
7,0
0,57
1,7
1,5
0,57
0,21
0,77
1,0
0,65
0,64
0,098
7
4
43
-
25
5,0
9,0
0,35
1,25
1,16
0,44
0,19
0,66
0,88
0,59
0,60
0,093
15
1—4 — зеленокаменные пояса: 1 — Барбертон, Южная Африка, 2 — Абитиби, Канада, 3 —
Норсмен-Уилуна, Западная Австралия, 4 — Олондииский, Алдан.
П римечание. При расчете средних составов пород использованы оригинальные данные
и материалы Дж. Арта и др., Н. Арндта и др., С. Барис, А. Бесвика, Б. Джана и др., А. Налдретта
и А. Тернера, Р. Несбитта, С. Сана, Г. Стольца, М. Вильюна и Р. Вильюна и других исследователей.
Ультраосновные породы докембрийских зеленокаменных поясов важны в
практическом отношении, поскольку с ними связаны крупнейшие месторождения
сульфидно-никелевых руд. Такие месторождения известны в Австралии (Naldrett, Turner,
1977; Nickel..,, 1981), а также в Зимбабве и в Канаде. По оценкам А. Налдретта
и Л. Кабри, с коматиитовым магматизмом связано около половины мировых
запасов Ni. Отмечается тяготение месторождений к зеленокаменным поясам
позднего архея с возрастом 2,7—2,9 млрд лет. Сульфидная медно-никелевая
минерализация приурочена к нижним частям мощных потоков перидотитовых коматиитов
либо к крупным силлоподобным интрузивам дунитов—перидотитов. Выделяются
несколько типов оруденения. Залежи массивных сульфидно-никелевых руд
приурочены к приподошвенной части мощных потоков; выше по разрезу они
сменяются шлировидными и вкрапленными рудами. Геологические и геохимические
данные свидетельствуют о магматическом происхождении руд. Помимо сульфидно-
никелевого оруденения, возможна связь с коматиитами некоторых
месторождений Sb и Аи.
Зеленокаменный пояс Барбертон. Коматииты были открыты и впервые описаны
в пределах зеленокаменного пояса Барбетрон в Южной Африке (М. Viljoen,
R. Viljoen, 1969! г) • Выполняющие этот пояс образования, известные под названием
комплекса Свазиленд, подразделяются на три группы (снизу вверх): Онвервахт,
Фиг-Три и Модис. Группа Онвервахт включает большую часть разреза, достигая
мощности более 15 км. Она сложена преимущественно основными—ультраосновными
вулканитами с подчиненным количеством кислых вулканитов и кремнистых пород
(рис. 94).
Коматииты группы Онвервахт, датированные Sm-Nd изохронным методом, имеют
возраст 3,56 ± 0,24 млрд лет (Jahn et al., 1982), что хорошо согласуется со значе-
236
/0
7
S
J
г
/so
/oo
so
JO
zo
/o
7
s
J
2
/
O,7
qj -
La Се Ш 5m En Ga Щ Er Yb Iv
La Ce Ntf Sm Eu Gd
Er Yb Li)
Рис 93. Распределение редкоземельных элементов в
перидотитовых коматиитах архейских зеленокаменных
поясов Барбертои (с), Лбитиби (6), Норсмен-Уилуна
(в),Олондинском (г) (Sun, Nesbitt, 1978; Jahn et al.,
1982; данные И.С. Пухтеля и др.)
1 — пикрит (обр. 8S79); 2, 3 — коматииты (обр.
8S69 и 86228/18 соответственно); 4 —интрузивный
ультрабазит (обр. 8624S)
Рис. 94. Стратиграфический разрез группы Онвервахт
зеленокамениого пояса Барбертои (Viljoen, Viljoen,
1969,)
1 — тоналиты; 2 — кремнистые породы и глинистые
сланцы; 3 — кислые лавы и туфы; 4 — основные пи-
рок ласты; 5 — толеитовые метабазальты; 6 — кислые
туфы; 7 — лавы основного состава; 8 — коматииты
237
Таблица 98. Химический состав перидотитовых коматиитов формации Комати
(М. Viljoen, R. Viljoen, 1969J)
Компоненты
j
ТЮг
А1гО3
Cr2O3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
П.п.п.
Сумма
40,36
0,41
1,97
-
5,84
3,75
—
0,25
35,17
3,45
0,05
Не обн.
—
39,77
0,23
2,29
0,28
5,91
4,38
0,17
0,09
31,11
5,03
0,07
0,02
—
41,92
0,21
3,48
0,32
5,21
3,06
0,12
0,22
32,13
3,72
0,11
0,03
0,03
42,06
0,31
2,21
0,31
4,73
5,23
0,16
0,18
29,93
5,18
0,16
0,02
0,02
42,67
0,30
3,33
0,38
6,28
4,74
0,19
0,22
29,03
4,49
0,28
0,05
-
41,58
0,38
3,44
0,30
5,20
6,01
0,19
0,15
26,71
5,99
0,12
0,03
_
43,40
_
2,73
—
5,85
4,39
—
0,15
29,12
4,14
0,23
0,06
_
8,38
99,63
10,15
99,50
9,42
99,98
8,77
99,27
7,64
99,60
9,21
99,31
9,91
98,98
1—6 — перидотитовые коматииты: 1—S — кумулятивная зона потока (1—3 — нижняя часть,
4, S — верхняя часть), 6 — зона спинифекс; 7 — порфировидный перидотит, краевая часть дайки.
Таблица 99. Содержание микроэлементов в перидотитовых коматиитах группы Онвервахт
(Nesbittetal.,1979)
Элементы
Сг
Ni
V
Sc
Rb
Sr
Ba
Zr
Nb
Y
1
1890
1950
75
14
1,0
11
10
12
1,5
4,0
2
2650
2285
81
_
0,26
1,2
_
11
0,10
3,3
3
2680
1420
110
20
1,0
44
12
25
2,0
9,0
4
3130
1115
140
25
2,0
48
13
28
2,0
10
s
2960
1380
130
23
2,0
46
25
27
3,0
10
6
2330
1420
120
22
1,0
16
5,0
29
2,0
9,0
7
2875
1230
130
25
1,0
36
14
25
2,0
9,0
8
2940
1230
140
25
2,0
30
6,0
26
2,5
9,0
нием (3,46 ± 0,07 млрд лет), полученным недавно О. Бревартом Pb-Pb методом.
Породы крайне слабо метаморфизованы на уровне зеленосланцевой фации. Три
нижние формации группы Онвервахт, объединенные в так называемый нижний Ультра-
мафитовый комплекс (см. рис. 94), характеризуются высоким содержанием потоков
и силлов ультраосновных и основных пород. Три верхние формации, в которых
устанавливаются вулканические циклы, сложенные основными—кислыми
вулканитами, известны под названием Мафического—Фельзического комплекса.
Несомненные доказательства эффузивной природы ультраосновных пород региона
зафиксированы только в формации Комати. Ультраосновные горизонты составляют в сумме
около 30% ее мощности и тяготеют к низам разреза. Мощность отдельных
горизонтов колеблется от 9 до 518 м. В пределах ультраосновных горизонтов выделяются
индивидуальные ультраосновные потоки нескольких типов. Наиболее развиты
потоки с верхней (спинифекс) и нижней (кумулятивной) зонами. Потоки с массивной
и подушечной текстурами распространены ограниченно.
Интрузивные аналоги перидотитовых коматиитов представлены секущими дай-
238
Таблица 100. Содержание редкоземельных элементов в перидотитовых коматиитах
группы Онвервахт (Jahn et al., 1982; Sun, Nesbitt, 1978)
Элементы
La
Се
Nd
Sm
Eu
Gd
Dy
Er
Yb
Lu
1
1,9
-
2,5
0,66
0,24
0,83
0,89
0,55
0,46
0,080
2
3,4
—
3,6
0,95
0,36
1,2
1,1
0,60
0,57
0,084
3
4,7
3,4
0,99
0,34
1,2
1,3
0,76
0,68
4
0,73
—
1,7
0,50
0,16
0,63
0,70
0,41
0,37
s
2,2
6,2
5,3
1,7
0,60
2,2
2,4
1,4
1,2
новыми телами порфировидных перидотитов, которые прослеживаются по
простиранию на 1400 м при средней мощности 45 м. Породы состоят из округлых
псевдоморфоз антигорита по фенокристаллам оливина, включенным в широкие пластины
тремолита, и зерен хромита. Размер фенокристаллов увеличивается по направлению
от краевых к центральным частям дайковых тел.
Химический состав ультраосновных пород формации Комати приведен в табл. 98.
По оценке Н. Арндта, основанной на изучении составов перидотитовых коматиитов
со структурой спинифекс, первичный расплав этих пород содержал около 33% MgO.
Как следует из табл. 97, для них характерно высокое отношение СаО/А^Оз- Все
породы отличаются примерно хондритовыми концентрациями несовместимых
элементов (табл. 99) за исключением Sc и Y, которыми перидотитовые коматииты Барбер-
тона несколько обеднены. Им также свойственно дифференцированное
распределение РЗЭ с обеднением тяжелыми лантаноидами (табл. 100); выделяются
разновидности, как обедненные легкими РЗЭ, так и обогащенные ими (см. рис. 98). Породы
характеризуются низким (0,50818) первичным отношением 143Nd/144Nd и
невысокой положительной величиной е№, равной +1,9 ± 4,5 (Jahn et al., 1982).
Зеленокаменный пояс Абитиби. Простирающийся в субширотном 'направлении
пояс Абитиби представляет собой крупную синформную структуру длиной около
700 км и шириной 200 км, входящую в состав провинции Сьюпириэр в Канаде.
Д. Пайк подразделил породы, слагающие пояс Абитиби, на две супергруппы, каждая
из которых начинается толщей коматиитов, которые постепенно сменяются то-
леитовыми базальтами, а затем известково-щелочными вулканитами.
Коматииты верхней супергруппы с несогласием залегают на кислых вулканитах
и железистых кварцитах нижней супергруппы. По данным А. Циндлера, их Sm-Nd
изохронный возраст составляет 2622 ±120 млн лет (Komatiites, 1982). U-Pb возраст
кислых вулканитов, перекрывающих и подстилающих коматииты, по данным П. Джан-
са и Д. Пайка, соответственно равен 2703 ± 2 и 2725 ± 2 млн лет. Детальное описание
региональной геологии и стратиграфии пояса содержится в работе Э. Димрот с
соавторами.
Одним из наиболее хорошо обнаженных и изученных районов пояса Абитиби
является район Манроу, где преимущественно распространены коматииты и толеитовые
базальты. Наиболее широко развиты маломощные (от 2 до 20 м) потоки подушечных
и массивных лав с различной по мощности зоной спинифекс, которые переслаиваются
со значительно более мощными (от 100 до 300 м) потоками, дифференцированными
от перидотитов (в основании потоков) до габбро (вблизи кровли). Вулканические
породы перемежаются с горизонтами кислых туфов и кремнистых сланцев и
прорываются мелкими перидотитовыми силлами и дайками, крупными расслоенными сил-
лами основных—ультраосновных пород, крупными дискордантными интрузивами
239
Таблица 101. Химический состав перидотитовых коматиитов Манроу (Arndt et al., 1977)
Компоненты
SiO2
TiO,
A12O3
Cr2O3
FeO*
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
П.п.п.
1
41,1
0,42
8,7
0,48
12,8
0,20
0,01
22,1
8,76
0,11
0,01
6,2
2
44,0
0,26
6,8
0,30
10,5
0,19
0,05
26,0
7,0
0,38
0,13
4,3
3
41,4
0,33
6,9
0,45
12,4
0,24
0,02
25,6
5,9
0,06
0,07
7,4
4
44,2
0,26
7,1
0,40
11,3
0,20
0,16
25,1
7,4
0,80
0,06
3,1
s
40,0
0,14
3,70
0,26
8,2
0,15
0,03
35,1
3,3
0,07
0,10
9,3
6
41,2
0,17
4,84
-
10,1
0,20
0,21
32,1
4,0
0,28
0,02
6,9
7
45,6
0,46
8,4
0,29
10,7
0,19
0,01
20,6
8Д
0,46
0,03
5,2
8
42,2
0,28
6,1
0,30
10,5
0,22
0,02
26,3
5,8
0,19
0,11
7,8
Сумма
100,89
99,91 100,77 100,08 100,35 100,02
100,04
99,82
* Суммарное железо в форме FeO.
1—8 — потоки: 1—6 — со структурой спинифекс (1,2— подзона Ах, 3, 4 - подзона А2 ,5,6 —
зона В); 7,8 — с массивной текстурой.
габброидов, а также молодыми (протерозойскими) дайками диабазов. Все породы
за исключением дискордантных габброидов и диабазовых даек смяты в складки и
разбиты разрывными нарушениями. Степень метаморфизма пород не превышает
пренит-пумпеллиитовой фации.
Химический состав перидотитовых коматиитов района Манроу и составляющих
их минералов приведен в табл. 101 и 102. Наименее кремнеземисты породы из
кумулятивных частей потоков. Они обладают высокими содержаниями MgO (> 32%),
Cr, Ni и низкими CaO, TiO2, AI2O3 и щелочей. Менее мафические породы отмечены
в зонах спинифекс потоков с соответственно более низкими содержаниями MgO, Ni,
Сг, а также в массивных потоках. Перидотитовые коматииты пояса Абитиби по
характеру распределения тяжелых РЗЭ относятся к первому типу (с хондритовым
распределением, табл. 103) и, как правило, обеднены легкими РЗЭ (см. рис. 93).
Таблица 102. Химический состав минералов из перидотитовых коматиитов Манроу
(Arndt et al., 1977)
Компоненты
SiO2
TiO,
A1,O3
СггО3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
1-5, 12-14
1
39,4
-
—
0,19
8,8
0,46
51,0
0,20
-
100,05
— подзонь
Оливин
2
40,5
-
—
0,33
11,4
0,40
48,1
0,27
-
101,00
: 1, 12 -А,
3
39,2
-
_
0,27
11,3
—
0,38
48,8
0,30
-
100,25
,2, 13, 14-у
лятивная зона потоков со структурой спинифекс.
4
40,8
-
—
0,29
8,1
—
0,39
51,0
0,26
-
100,84
42 иу!3,з
5
40,8
-
-
0,22
6,1
-
-
51,5
-
-
98,62
-В1,л-В2
Клинопироксен
6
47,7
0,95
8,2
0,39
8,4
0,04
-
13,2
20,3
0,20
99,38
,5 -В„; 6-11
7
47,1
0,86
8,6
0,35
8,6
0,07
-
13,1
20,2
0,19
99,07
,15— куму-
240
Изучение распределения РЗЭ в коматиитах индивидуальных потоков показало,
что при сохранении общей тенденции породы различных частей потоков обладают
разным уровнем содержания лантаноидов. Наиболее низкие концентрации
отмечаются в зоне В, максимальные — в нижней части зоны спинифекс. Закалочная подзона
Ах по этому показателю занимает промежуточное положение.
Концентрации сидерофильных и ряда литофильных элементов в коматиитах пояса
Абитиби приведены в табл. 104. Эти величины являются стандартными для
рассматриваемых пород.
Перидотитовые коматииты пояса Абитиби, по данным Б. Дюпре с соавторами, при
общем низком (0,50911 ± 8) отношении 143Nd/144Nd обладают высокой
положительной величиной eNd, равной +2,44 ± 0,51, что свидетельствует об обеднении мантийного
источника легкими РЗЭ задолго до заложения зеленокаменного пояса.
Зеленокаменный пояс Норсмен-Уилуна. Стратиграфия зеленокаменных поясов
в пределах восточной части блока Йилгарн (Западная Австралия) наиболее детально
изучена И. Гемутсом и А. Тероном в районе Скотия—Камбалда—Калгурли. Разрез
зеленокаменных толщ района Скотия сложен комплексом основных и
ультраосновных вулканических пород, переслаивающихся с маломощными осадочными
горизонтами. Степень метаморфизма пород в районе Скотия колеблется от зеленосланцевой
до амфиболитовой фации (Nickel..., 1981). Sm-Nd изохронный возраст коматиитов
из района Камбалда равен 2790 ± 30 млн лет (McCulloch, Compston, 1981).
В связи с довольно высокой степенью метаморфизма пород идентификация
индивидуальных потоков в пределах ультрамафитовой толщи затруднена. Г. Стольц и Р. Нес-
битт на основании изучения пород с закалочной структурой, со структурами спинифекс,
вулканических брекчий, а также маркирующих горизонтов.неультрамафитовых пород
установили, что в районе Скотия присутствуют тела ультраосновных пород четырех
типов. Тела типов А и В, аналогичные описанным в районе Манроу, представляют собой
потоки перидотитовых коматиитов с мощной (тип А) и маломощной (тип В) верхней
зоной спинифекс. Тела типа С впервые выделены в районе Скотия. В них отмечаются
зоны высокой концентрации оливина (~90% объема породы); зерна последнего
встречаются в виде гарризитовых агрегатов и имеют сплошное либо скелетное строение.
Интерстициальный материал сложен замещенным хлоритом и тремолитом, девитрифи-
цированным стеклом с редкими зернами сульфидов и хромита. Вытянутые кристаллы
гарризитовых оливинов обычно параллельны границам тел. Другие зоны тел типа С
Клинопироксеи
8
47,9
0,96
7,8
0,38
8,3
0,07
12,4
21,6
0,17
99,58
16. Зак. 8SS
9
49,0
0,68
7,3
0,46
7,2
0,00
14,7
20,4
0,17
99,91
10
50,0
0,63
7,0
0,28
6,5
0,01
16,5
20,1
0,17
101,19
И
51,8
0,62
4,4
_
9,9
-
14,6
20,1
-
101,42
Хромшпинелиды
12
0,35
14,4
50,3
24,4
0,47
11,8
-
-
101,72
13
_
0,37
14,0
50,9
22,5 '
0,42
12,9
-
—
101,09
14
_
0,39
14,6
48,9
22,6
0,52
12,3
—
—
99,31
15
_
0,26
14,0
56,2
15,8
0,24
14,3
—
—
100,80
241
Таблица 103. Содержание редкоземельных элементов в перидотитовых коматиитах пояса Абитиби
(Aith et al,. 1977; Sun, Nesbitt, 1978; Beswick, 1983)
Элементы
La
Ce
Nd
Sm
Eu
Gd
Dy
Er
Yb
Lu
1
0,68
0,84
0,36
0,17
—
0,78
0,48
0,49
0,084
2
0,94
1Д
0,48
0,21
0,88
1,1
0,70
0,72
—
3
0,46
0,50
0,22
0,10
0,38
0,50
0,32
0,34
-
4
0,44
1,4
1,6
0,74
0,32
1,3
1,7
1,1
1,0
-
s
1,0
2,6
3,4
1,0
0,34
-
1,7
-
0,90
0,090
6
1,4
2,6
3,9
0,95
0,24
—
1,8
-
0,96
0,14
7
0,96
1,4
3,0
0,63
0,26
_
1,2
0,65
0,090
1 — 4 — район Манроу: 1—3 —индивидуальный поток со структурой спинифекс (1 — подзона/4, ,2 —
подзона А% , 3 — зона В), 4 — зона спинифекс потока; 5—7 — индивидуальный поток со структурой
спинифекс, район Вал д'Ор: S — подзона А,, 6 — подзона А2 , 7 — зона В.
Таблица 104. Содержание микроэлементов в перидотитовых коматиитах пояса Абитиби
(Beswick, 1983; Barnes, 1985)
Элементы
Сг
Ni
Со
V
Sc
Rb
Sr
Zr
Y
l
2560
1650
120
170
23
6,3
18
14
11
2
3310
780
120
245
35
1,5
79
38
8,5
3
2800
1655
110
190
22
3,6
16
12
8,9
4
2500
1735
110
120
22
4,1
16
13
9,2
s
2900
1270
140
—
24
2,0
13
10
6,5
6
3010
1430
110
—
30
1,0
6,0
18
9,6
7
5420
2130
140
_
19
2,0
7,0
6,6
4,8
8
2290
1530
_
100
20
2,0
18
12
7,0
1—8 - потоки со структурой спинифекс: 1—4 — район Вал д'Ор, подзоны: 1 — Alt2 — А2, 3 —
Вt, 4 — Bt; S—7 — район Алексо: S — подзона А1г 6 — подзона Аг, 7 - зона В; 8 — район Манроу,
зона В.
Таблица 105. Химический состав оливина из перидотитовых коматиитов района Скотия,
по Г. Стольцу и Р. Несбитту (Nickel..., 1981)
Компоненты
SiO2
А^Оз
Сг2О3
FeO
NiO
MgO
CaO
Сумма
1(Ц)
41,78
0,09
0,28
6,64
0,40
51,01
0,16
100,4
1,2— зональные скелетные
1(к)
39,39
0,13
0,22
16,96
0,30
42,31
0,17
99,63
2(ц)
40,55
0,08
0,17
6,96
0,48
50,92
0,20
99,36
2 (к)
40,35
0,11
0,13
11,64
0,28
47,05
0,26
100,04
кристаллы из зоны спинифекс потоков
гарризитовый кристалл из потока типа С.
3(ц)
41,22
0,04
0,12
7,17
0,42
50,86
0,19
100,00
1 — типа/1,
3(к)
_
41,24
0,00
0,11
6,85
0,54
51,10
0,11
100,00
2 — типа С; 3 —
242
имеют строение, близкое к таковому в потоках типов А и В. Телам типа С присущи
скопления миндалин карбонат-хлорит-тремолитового состава в верхней части гарри-
зитовой зоны либо в. вышележащей зоне скелетного оливина. Рост оливинов и
формирование гарризитовых структур, по-видимому, происходили in situ, так как
транспортировка оливиновых кристаллов, особенно скелетных, привела бы к разрушению
этих структур.
Химический состав оливинов коматиитов приведен в табл. 105. Скелетный оливин
из зон спинифекс обладает резкой прямой зональностью: Fa7_i8 для тел типа А и
Fa7_i2 Для тел типа С. В крупных гарризитовых кристаллах зональность не
выявляется, что, вероятно, связано с различными условиями кристаллизации — быстрым и
неравномерным ростом в первом случае и медленной равновесной кристаллизацией —
во втором.
Четвертый тип (£>) представлен телом рудного ультрамафита, залегающим в
основании ультрамафитовой вулканической толщи. Главной его особенностью является
высокая концентрация плотно упакованных ициоморфных и субидиоморфных
кристаллов оливина, морфология которых заметно не меняется вкрест простирания, тела
ультрамафитов. В рудном ультрамафите выделяются нижняя минерализованная и
вышележащая безрудная зоны. Последняя сложена плотно упакованными зернами
оливина, погруженными в серпентин-хлоритовую матрицу. Минерализованная зона
состоит из базального слоя массивных руд (максимальная мощность 2 м),
перекрытого слоем сидеронитовых руд. Массивные руды представлены пирротином, пентланди-
том, пиритом, халькопиритом, магнетитом, феррохромитом и содержат 15—20% NiO.
Сидеронитовые руды, содержащие от 1 до 7% NiO, сложены оливином, погруженным
в матрицу из сульфидов.
Химический состав перидотитовых коматиитов района Скотия приведен в табл. 106.
Характер химических вариаций пород полностью определяется содержанием в них
модального оливина. Например, в зонах развития гарризитового оливина содержание
MgO достигает 50% при очень низком содержании А1, Са и Ti. Близкие варианты
содержаний петрогенных элементов наблюдаются и в центральных частях потоков типов
А к В, однако максимальное значение содержания MgO в них ниже, чем в массивных
гарризитовых зонах. Важно то обстоятельство, что независимо от структурных
особенностей породы краевых частей потоков (породы со структурами спинифекс, девитри-
фицированное стекло и ультраосновные брекчии) незначительно различаются по
химическому составу, что свидетельствует о близости химического состава -пород со
структурами спинифекс к составу исходного коматиитового расплава.
Рудный ультрамафит характеризуется высокими концентрациями никеля и железа.
В безрудной зоне содержание главных элементов варьирует в узком интервале и ее
состав близок к составу кумулятивных зон в потоках типов В и С.
Отношения некогерентных элементов -« Zr, Y, Nb, V, Ti — в перидотитовых комати-
итах Западной Австралии близки к хондритовым при сохранении близкого к среднему
уровню содержания каждого элемента. По характеру распределения РЗЭ перидоти-
товые коматииты являются типичными представителями ультраосновных
вулканитов первого типа. Они обладают нефракционированным распределением тяжелых
лантаноидов и обеднены легкими РЗЭ. На кривых распределения РЗЭ австралийских
коматиитов присутствуют положительные и отрицательные Eu-аномалии (см. рис. 93).
При низком (0,50839 ± 3) первичном отношении 143Nd/144Nd породы обладают
высокой положительной величиной eNd, равной +3,4 ± 0,6 (McCulloch, Compston, 1981).
Олондинский зеленокаменный пояс. Расположенный на Алданском щите в
центральной части Олекминской гранит-зеленокаменной области, Олондинский
зеленокаменный пояс представляет собой узкую, сложно дислоцированную, крутозалегающую
синклиналь, разделяющуюся на севере на две ветви.
Разрез олондинского комплекса имеет существенно вулканогенный характер. Низы
его сложены переслаивающимися метавулканитами ультраосновного и основного
состава с сохранившимися реликтами порфировидных структур. Выше появляются
243
кислые и средние метавулканиты, преобладающие в верхах разреза и
переслаивающиеся здесь с горизонтами метаосадочных пород. Общая мощность разреза не
превышает 3000 м. По данным Е.В. Бибиковой, возраст кислых метавулканитов из верхов
разреза зеленокаменной структуры равен 2960 ± 70 млн лет (U-Pb метод). Это
значение хорошо согласуется с Sm-Nd изохронными определениями возраста (2966 ±
±16 млн лет) основных и кислых метавулканитов из средней и верхней частей
структуры. Sm-Nd модельный возраст пикритов, слагающих поздний дайковый комплекс,
равен 2050 млн лет (данные Д.З. Журавлева с соавторами). Региональный
метаморфизм пород олондинского комплекса меняется от низких ступеней эпидот-амфиболи-
товой до амфиболитовой фации, повышаясь к краям структуры.
Петрографо-геохимическое изучение ультраосновных пород олондинского
комплекса позволило выделить среди них две группы образований: 1) перидотитовые комати-
иты и генетически связанные с ними расслоенные силлы ультраосновного состава и
дайки дунитов; 2) высокомагнезиальные пикриты.
Как и в ряде хорошо изученных зеленокаменных поясов, рассмотренных выше,
коматииты Олондинского пояса занимают строго определенное стратиграфическое
положение, залегая в нижней части разреза структуры в виде пластовых тел мощностью
от 4 до 40 м. В верхней части разреза структуры коматииты полностью отсутствуют.
Они переслаиваются с потоками толеитовых метабазальтов и коматиитовых базальтов.
В основном ультраосновные вулканиты сложены амфиболом тремолит-актинолито-
вого ряда (20—60%) и хлоритом (30—70%), развитым по клинопироксену. В
небольших количествах встречаются куммингтонит, замещающий, вероятно, оливин, и хром-
магнетит, образующий мелкую рассеянную вкрапленность. Очень редко внутри
скоплений хром-магнетита отмечаются реликты зерен хромита.
Ультраосновные интрузивы сосредоточены главным образом в северной части
структуры. Выделяются две возрастные группы интрузивов: более ранняя (силлы)
и поздняя (дайки). Более ранние улырабазиты, часто превращенные в амфибол-
серпентин-тальковые сланцы и смятые в изоклинальные север—северо-восточные
складки, секутся поздними, почти неизмененными дунитами.
Наиболее крупный силл — интрузив Красная Горка, расположенный к западу от
оз. Токко, имеет протяженность 3,5 км при мощности 1 км. По своему строению он
крайне неоднороден. Краевая зона мощностью 20—30 м представлена сланцеватой
вблизи контакта, а на некотором удалении от него массивной породой, сложенной
длинными (до 1—3 мм) призмами тремолита, антигоритом, клинохлором и хром-
магнетитом. Первичная структура пород краевой зоны, как правило, не сохраняется;
породы по составу отвечают оливиновому вебстериту. За краевой зоной по
направлению к центру интрузива следуют перидотитовая зона мощностью около 200 м, а
затем ядро интрузива, образованное дунитами и оливинитами, на долю которых
приходится до 80% общего объема пород. Дуниты сложены вытянутыми идиоморфными
кристаллами кумулятивного оливина (Fa6_8), между которыми размещаются более
мелкие изометричные зерна оливина (Fai0) и тонкорассеянные мелкие идиоморфные
кристаллы хромита. Оливин дунитов обычно серпентинизирован; хромит замещается
хром-магнетитом. Оливиниты отличаются от дунитов и макроскопически, и по
минеральному составу. Как правило, это практически несерпентинизированные крупно-
и гигантозернистые породы, сложенные пластинчатыми кристаллами оливина (Fa4_6)
с хорошо выраженной спайностью, которые нередко сильно перемяты. В этих случаях
породы приобретают сланцеватую текстуру, причем ориентировка сланцеватости
совпадает с таковой во вмещающих силл амфиболовых сланцах. В пределах интрузива
наблюдаются постепенные переходы от дунитов к оливинитам; последние в
основном развиты в северо-восточной, наиболее деформированной части силла. Вероятно,
они возникли в ходе регионального метаморфизма при десерпентинизации и
рекристаллизации ультраосновных пород.
В перидотитах первичные минералы в той или иной степени замещены антигоритом.
хлоритом, актинолитом, тремолитом и тальком. Степень вторичных изменений колео-
244
Таблица 106. Химический состав перидотитовых коматиитов района Скотия,
по Г. Стопьцу и Р. Несбитту (Nickel..., 1981)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
AL,O3
FeO*
МпО
MgO
СаО
NajO
К2О
Р,О5
П.п.п.
Сумма
1
40,50 .
0,37
6,07
13,38
0,14
25,91
5,76
0,37
0,10
0,02
6,64
99,26
2
42,04
0,28
5,75
10,24
0,13
28,26
5,75
0,42
0,12
0,03
6,42
99,44
3
42,03
0,27
5,97
10,38
0,13
27,58
4,66
-
0,14
0,03
7,65
98,84
4
41,60
0,33
7,06
11,59
0,16
27,64
5,65
-
0,15
-
6,97
101,15
5
41,70
0,28
5,84
10,53
0,11
27,51
5,97
0,39
0,08
0,03
6,67
99,11
6
41,71
0,19
3,58
9,37
0,14
33,59
4,13
—
0,08
0,02
7,30
100,11
7
39,63
0,03
0,34
7,68
0,17
49,15
0,15
_
0,08
0,02
2,86
100,11 .
8
40,48
0,16
2,38
8,68
0,14
39,07
1,98
—
0,05
0,02
6,19
99,15
9
41,57
0,33
5,50
11,89
0,14
26,55
6,19
0,28
0,07
0,02
6,79
99,33
* Суммарное железо в форме FeO.
1—9 — потоки с мощной (1—3) и маломощной (4—9) зоной спинифекс: 1 — девитрифицирован-
ное стекло из подзоны закалки 04,) ; 2 — подзона грубого пластинчатого спинифекса (А3) ; 3,4 —
брекчия ультраосновиого состава из кровли потоков; 5 — подзона мелкого беспорядочного
спинифекса (Аг)! *> ~ верхняя часть кумулятивной зоны; 7 — подзона с гаррнзитовой структурой из
центра кумулятивной зоны; 8 — нижняя часть кумулятивной зоны; 9 — девитрифицированное
стекло из зоны закалки в подошве потока.
Таблица 107. Химический состав минералов ультраосновных пород
Олоидииского зеленокаменного пояса (данные И.С. Пухтеля)
Компоненты
SiO,
TiO2
А12О3
Сг2О3
FeO
МпО
NiO
MgO
СаО
Na2O
К2О
Сумма
1 -
дайка.
О1(Ц)
40,43
0,00
0,00
0,00
9,40
0,15
0,41
49,64
0,01
0,00
0,00
100,04
кумулятивный
О1(к)
40,30
0,00
0,00
0,00
9,63
0,17
0,41
49,34
0,06
0,00
0,00
99,91
лерцолит,
I(8624S)
Срх
55,04
0,08
0,64
0,91
2,20
0,06
0,00
17,96
22,31
0,03
0,00
99,23
силл Красная
Crt
0,36
1,02
15,76
43,61
32,33
0,79
0,14 ,
6,45
0,04
0,00
0,00
100,50
Горка; 2 —
Cr-Mt
0,39
1,23
0,04
14,94
81,63
0,34
0,69
1,29
0,03
0,00
0,00
100,58
оливинит, там
2(780)
О1
39,42
0,00
0,00
0,00
9,37
0,00
-
51,16
0,00
0,00
0,00
99,95
3(146)
OI
40,76
0,00
0,00
0,00
6,67
0,12
—
50,92
0,00
0,00
0,00
98,47
же; 3 - дунит, секущая
лется от 20—25 до 90%. Наилучшей сохранностью характеризуется оливин, пироксены
сохраняются редко. В слабо измененных разновидностях перидотитов диагностируются
первично-магматические кумулятивные структуры. Так, в лерцолите на долю
вытянутых идиоморфных зерен кумулятивного оливина (Fa9o) размером от 2—3 до 8 мм
приходится около 65% объема породы. Интерстиции между ними выполнены ксено-
морфными зернами диопсида Wo4 б EnSiFs3 (25—30%) и высокоглиноземистого энста-
тита E1195 (рис. 95). Первичный хромшпинелид представлен мелкими изометричными
зернами, образующими тонкую рассеянную вкрапленность в пироксенах. В виде
реликтов он сохраняется среди неправильных выделений вторичного хром-магнетита, разви-
245
Рис. 95. Кумулятивные структуры в
лерцолите силла Красная Горка.
Прозрачный шлиф, Уиел. 15, без
анализатора (материалы И.С. Пухтеля)
Рис. 96. Фигуративные точки составов
пикритов (1) и коматиитов (2)
на дискриминационной диаграмме
ТЮ2 —Нунорм
1 /
+ /
70
вающегося по хромиту. Химический состав минералов интрузивных пород коматиито-
вой серии приведен в табл. 107.
Развитие кумулятивных структур в дунитах и перидотитах, отсутствие отчетливой
зональности в минералах и их крупный размер свидетельствуют о достаточно
медленной кристаллизации пород. Эти структурные признаки отличают интрузивные силлы
Олондинского пояса от кумулятивных частей потоков перидотитовых коматиитов.
Тела высокомагнезиальных пикритов и высокотитанистых матагабброидов
мощностью от 5—10 см до 25 м образуют поздний пайковый комплекс, связанный с удо-
канским этапом тектоно-магматической активизации. Макроскопически пикриты
сходны с коматиитами и представляют собой плотные средне-мелкозернистые
сланцеватые породы. На 90% они сложены вытянутыми зернами актинолита размером
0,5—1,5 мм, погруженными в агрегат, состоящий из мелких чешуек хлорита. Из
акцессорных минералов распространены титаномагнетит, апатит, сульфиды. Характерно
наличие в центральной части зерен амфибола тонкозернистого рудного вещества,
по-видимому, наследующего морфологию кристаллов замещенного пироксена,
вероятно, титанавгита.
Химический состав пикритов приведен в табл. 108. На петрохимической диаграмме
ТЮ2—нормативный гиперстен (рис. 96) пикриты образуют резко обособленную
группу, отличаясь высоким содержанием ТЮ2 (1,5—2,3%). В коматиитах же содержание
этого компонента варьирует в пределах 0,3—0,6%. Общая железистость пикритов
колеблется от 28 до 32%, а в коматиитах она меняется от 15 до 25%. Существуют также
различия между вулканитами и интрузивными перидотитами. Последние обладают
более низкими содержаниями СаО, А12О3 и более высоким — MgO.
246
Таблица 108. Химический состав ультраосновных пород Олондинского зеленокаменного пояса
(данные И.С. Пухтеля)
Компоненты
1(8569)
6(8579)
SiO,
ТЮ,
А^Оз
Fe,O3
FeO
МпО
MgO
CaO
Na,O
К, О
Р,О5
П.п.п.
Сумма
45,26
0,40
8,01
1,84
6,28
0,23
25,87
4,99
0,18
0,03
0,018
6,35
99,42
46,26
0,52
10,20
0,88
9,19
0,25
18,82
8,89
0,56
0,08
0,073
3,90
99,62
46,44
0,59
7,94
2,71
7,93
0,25
20,40
8,09
0,36
0,01
0,09
4,70
99,51
45,88
0,28
7,67
1,01
9,94
0,26
18,18
10,67
0,25
0,05
0,01
6,30
100,50
49,97
0,35
7,27
1,02
7,44
0,17
20,72
8,85
0,48
0,07
0,05
3,67
100,06
44,78
1,72
8,76
2,93
7,72
0,21
17,69
11,20
0,50
0,10
0,017
3,53
99,31
47,12
1,80
7,88
2,56
8,49
0,19
19,28
9,06
0,40
0,08
0,226
2,70
99,79
Компоненты
9(86245)
10
11
12
13
14
SiO,
ТЮ2
А^Оз
Fe2O3
FeO
МпО
MgO
CaO
Na,O
K,O
P3O5
П.п.п.
Сумма
45,28
1,61
7,29
4,21
8,86
0,22
17,29
10,50
0,17
0,17
0,07
3,74
99,11
39,58
0,08
2,12
1,43
7,05
0,25
43,09
1,82
0,18
0,04
0,012
4,02
99,67
48,60
0,10
4,16
2,13
3,28
0,08
27,13
8,66
0,04
0,01
0,08
3,78
100,05
39,50
0,35
1,59
3,32
5,95
0,21
42,00
0,28
0,05
0,01
0,01
7,00
100,27
40,26
0,01
0,10
0,03
3,26
0,11
48,52
0,27
0,06
0,01
0,04
6,14
98,81
49,27
0,09
2,59
3,02
2,44
0,09
25,96
9,92
0,03
0,01
0,07
6,35
99,84
39,58
0,03
0,76
1,13
6,24
0,25
50,37
0,18
0,15
0,04
0,02
0,83
99,58
1—S — коматииты; 6—8 — высокомагнезиальные пикриты; 9—13 — силл Красная Горка: 9, 10 —
кумулятивные лерцолиты, 11 — гарцбургит, 12 — дунит, 13 — оливиновыи вебстерит; 14 — дунит,
секущая дайка.
Таблица 109. Содержание микроэлементов в ультрабазитах Олондинского зеленокаменного пояса
(данные И.С. Пухтеля)
Элементы
Сг
Ni
Со
V
Rb
Sr
Ва
Zr
Nb
Y
1-3 -
2050
80
80
150
1
60
100
30
5
7
коматииты;
силл Красная Горка; 8
2950
470
100
90
1
60
100
24
5
9
1360
650
—
—
2
50
_
23
—
6
1260
400
120
200
1
96
140
160
31
13
4, 5 — высокомагнезиальные
— дунит, секущая дайка.
820
70
70
230
1
35
115
140
21
9"
пикриты; 6,
1160
100
120
50
3
50
95
14
И
5
ЗОЮ
1400
100
215
< 1
55
85
15
10
5
7 — интрузивные
1780
1370
120
6
<1
50
88
13
10
4
перидотиты,
247
Таблица 110. Содержание редкоземельных элементов в ультрабазитах Олондинского
зеленокаменного пояса (данные И.С. Пухтеля)
Элементы
1 (8S69)
2(86245)
3(8579) Элементы
1(8569)
2.(86245)
3(85 79)
La
Се
Ш
Sm
Ей
1 —
0,347
1,23
1,21
0,458
0,124
коматиит; 2 —
0,126
0,357
0,274
0,0879
0,0297
кумулятивный
40,5
74,4
32,8
5,56
1,63
лерцолит,
Gd
Dy
Er
Yb
Lu
силл Красная
0,678
0,907
0,611
0,621
0,0966
Горка; 3
0,119
0,149
0,103
0,115
0,0196
—
2,91
1,29
0,991
0,142
— магнезиальный пикрит.
Коматииты и пикриты различаются и по содержанию микроэлементов (табл. 109).
Концентрации Ni и Сг в пикритах невелики. В коматиитах и в интрузивных
ультрабазитах они значительно выше и достигают 2400 (Ni) и 5300 г/т (Сг). Содержания Zr,
напротив, низки (13—30 г/т) в дунитах, перидотитах и коматиитах. В пикритах его
концентрации возрастают до 150—190 г/т.
Отношения СаО/А12О3, Zr/Y, Ti/Zr и А12О3/ТЮ2 в коматиитах близки к хондрито-
вым; в интрузивных перидотитах и пикритах они сильно варьируют и значительно
отличаются от хондритовых.
Для ультраосновных вулканитов в целом характерен первый тип распределения РЗЭ.
Они обеднены в легкой части спектра и обладают нефракционированным
распределением тяжелых лантаноидов (табл. ПО, см. рис. 93). Интрузивные ультрабазиты, не
испытывая дефицита в легкой части спектра, отличаются низким уровнем
накопления РЗЭ на уровне 0,5 хондритового стандарта и несколько обогащены тяжелыми
лантаноидами.
По характеру распределения РЗЭ высокомагнезиальные пикриты резко отличаются
от коматиитов. Им присуще чрезвычайно высокое обогащение легкими лантаноидами
и резкое обеднение тяжелыми РЗЭ (см. рис. 93).
УЛЬТРАБАЗИТЫ ГРАНУЛИТ-ГНЕЙСОВЫХ ОБЛАСТЕЙ
Особенностью гранулит-гнейсовых областей является наличие в них блоков пород,
метаморфизованных в условиях амфиболитовой и гранулитовой фаций. Поскольку
развитые в их пределах ультраосновные породы различны по составу и строению, ниже
они рассмотрены раздельно.
УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ ГНЕЙСОВЫХ ОБЛАСТЕЙ
Классическим районом развития основного и ультраосновного магматизма гнейсовых
областей является восточная часть Балтийского щита (Земная кора..., 1978).
Ультрабазиты образуют здесь три разновозрастные ассоциации. Первую из них представляют
ультраосновные породы, связанные с позднеархейским ребольским тектоно-магмати-
ческим циклом. Вторая ассоциация представлена синкинематическими телами лерцоли-
тов—габброноритов (друзитовый комплекс Беломорья), относимыми к раннепроте-
розойскому селецкому циклу (2500—2300 млн лет). С концом раннего протерозоя
(свекофенский цикл, 2200—1700 млн лет) связывается появление дайкообразных тел
роговообманковых перидотитов. Аналоги этих ассоциаций за исключением образований
друзитового комплекса известны на Украинском, Алданском и на других щитах, а
также в Воронежском кристаллическом массиве.
248
Ультрабазиты архея
В настоящее время выделяются две разновидности таких улырабазитов —
магнезиальные и железистые. Представителями первой разновидности на Балтийском щите
являются ультрабазиты Западного Беломорья и Нотозерского пояса, а второй -
ультрабазиты аллареченского комплекса на Балтийском щите и Шарыжалгайского выступа
фундамента в Прибайкалье.
Западное Беломорье. Согласно B.C. Степанову (1981), в Западном Беломорье
ультрабазиты представлены метагарцбургитами и их метаморфическими аналогами —
серпентинитами, тремолитовыми, тальк-тремолитовыми и другими породами. Тела ультраба-
зитов встречаются по всей площади распространения беломорской серии архея, но
распределены они неравномерно. Устанавливается закономерная их приуроченность
к горизонтам амфиболитов; значительно реже они залегают в гнейсах или на границе
с ними. Возраст ультрабазитов древнее 2700—2900 млн лет.
Ультрабазиты образуют мелкие линзовидные тела, залегающие согласно с гнейсовид-
ностью вмещающих метаморфических пород. Их видимая мощность обычно не
превышает первых десятков метров, редко достигая 100—150 м; длина по простиранию —
первые сотни метров, в редких случаях — до 1 км. Характерно групповое, часто четко-
образное расположение мелких тел, возможно, свидетельствующее о явлениях разлин-
зования и будинажа некогда более крупных массивов.
В контактах улырабазитов с породами рамы обычно устанавливаются зоны
совместного рассланцевания. Нередко при этом в ультрабазитах развивается метасоматическая
зональность. Например, вблизи оз. Кулежма интенсивно серпентинизированные гарц-
бургиты в 4,5—5 м от контакта с вмещающими мигматизированными амфиболитами
.резко сменяются сначала зоной ортопироксенита мощностью 0,1—0,3 м, а затем
крупнозернистыми тремолитовыми породами с реликтами ортопироксена (Степанов, 1981).
Реже ортопироксениты сменяются карбонат-амфиболовыми породами, контакты
которых с вмещающими амфиболитами неотчетливы. Эти данные свидетельствуют об
интенсивной тектонической и метасоматической переработке ультрабазитов.
Массивы имеют простое строение; наблюдаемая в них зональность, по-видимому,
метасоматического происхождения. Степень проявления метасоматоза различна в
западной и восточной частях региона; на западе преобладают серпентинизированные
гарцбургиты, на востоке — ортопироксениты. Наблюдаемая в этих телах отчетливая
линейность по ортопироксену интерпретируется как результат вовлечения пород в
процессы деформаций и метаморфизма раннепротерозойского селецкого цикла.
Наименее измененными породами комплекса являются метаперидотиты
(гарцбургиты). Первичные минералы в них представлены оливином (Раю-го) и ортопироксе-
ном (Fs14_is). обычно приуроченным к интерстициям между зернами оливина. Судя
по характеру псевдоморфоз и нормативному составу пород, оливин значительно
преобладает над ортопироксеном. Количество нормативного клинопироксена не превышает
5%. Из вторичных минералов отмечаются серпентин (до 30%), тремолит (до 30%),
небольшое количество бледноокрашенного флогопита и пылевидный магнетит.
Реакционные ортопироксениты состоят главным образом из бронзита (Fsi9_22)> а также
хлорита (до 20-25%), карбоната (до 16%) и Fe-Ti окислов.
Химический состав пород приведен в табл. 111. Они сравнительно маложелезистые
и малотитанистые, но в отличие от улырабазитов офиолитовых ассоциаций отношение
MgO/SiO в них меньше единицы. Среди ультрабазитов Западного Беломорья иногда
встречаются высокомагнезиальные слабо измененные разновидности (см. табл. 111,
ан. 1); возможно, что их происхождение связано с десерпентинизацией улырабазитов
в процессе одного из последующих циклов метаморфизма; этот вопрос требует
дальнейших исследований.
Нотозерский пояс. Пояс расположен в юго-западной части Кольского полуострова
и ограничивает с юга гранулитовый комплекс Сальных и Таудаш Тундр (Земная кора...,
1978). Интрузивы этого пояса в отличие от рассмотренных выше в значительно мень-
249
Таблица 111. Химический состав архейских ультрабазитов восточной части Балтийского щита и
Южного Прибайкалья и составляющих их минералов
Компоненты
SiO2
ТЮ,
А^Оз
Сг3О3
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na3O
KSO
P3O5
П.п.п.
Сумма
Ni
Co
V
Cu
Число
анализов
1
43,70
0,00
1,08
0,37
2,38
6,86
0,28
39,63
0,49
0,15
0,06
0,00
4,41
99,41
2538
250
163
16
1
2
38,16
0,24
3,35
0,49
3,96
6,43
0,15
32,56
2,77
0,14
0,04
0,05
11,81
100,15
1257
110
78
40
10
3
41,30
0,25
5,44
0,19
1,69
9,66
0,22
29,60
4,14
0,17
0,012
0,04
7,62
100,38
86
110
90
60
4
4
38,50
0,09
0,81
1,00
3,46
8,23
0,144
43,33
1,16
0,14
0,15
0,03
2,62
99,66
1043
157
—
80
1
5
45,48
0,23
1,45
0,73
1,33
8,60
0,16
39,52
0,90
0,06
0,01
-
1,31
99,78
1257
55
—
-
1
6
54,03
0,13
1,77
0,58
3,15
6,20
0,12
30,00
1,71
0,56
0,03
0,02
1,58
99,88
864
39
—
40
1
7
38,66
0,84
3,22
0,46
5,32
12,05
0,19
30,75
2,86
0,09
0,04
0,08
5,17
99,73
2121
79
112
639
1
8
40,38
1,52
5,50
0,41
6,48
9,74
0,21
24,50
4,99
0,45
0,11
0,17
5,01
99,48
—
_
—
-
1
9
47,68
0,14
4,95
0,61
3,16
6,91
0,20
26,19
4,66
0,43
0,58
0,06
3,61
99,18
715
39
—
104
1
1—3 — Западное Беломорье (Степанов, 1981): 1 — метагарцбургит, район сел. Гридино, 2 —
среднее для метагарцбургита, 3 — вторичный ортопироксенит; 4—6 — Нотозерский пояс
(Виноградов, 1971) : 4 — дунит, S — гарцбургит, 6 — ортопироксенит; 7—9 -аллареченский комплекс (Медно-
никелевые..., 1985): 7 - метаоливинит, 8 - метагарцбургит, 9 - метаортопироксенит; 10, 11 -Южное
Прибайкалье (Глазунов и др., 1986) : 10 — гарцбургит, 11 — оливиновый ортопироксенит.
шей степени подверглись вторичным изменениям и поэтому могут характеризовать
первичные особенности подобных массивов.
Согласно Л.А. Виноградову (1971), этот пояс протягивается на 200 км. Он образован
цепочками тел ультраосновных пород, залегающих согласно с вмещающими их
гнейсами беломорской серии. Форма тел близка к контурам выпуклых или сильно вытянутых
уплощенных линз длиной от 2 до 12 км и мощностью от 90 до 700 м.
Наиболее изучен массив горы Падос-Тундра. Он представляет собой линзовидное
тело длиной 6,5 км и мощностью 700 м. Массив первично расслоен и образован
чередованием дунитов, гарцбургитов и бронзититов. Мощность слоев от первых сантиметров
до десятков метров; по простиранию они прослеживаются на десятки—сотни метров.
В плане расслоенность ориентирована параллельно контактам, однако слои падают
на 10—15° положе последних, т.е. наблюдается автономная по отношению к контактам
внутренняя структура, характерная для расслоенных интрузивов. Это подтверждается
и изменением характера залегания расслоенности: от подошвы к кровле (т.е. от
периферии к центру) происходит дальнейшее выполаживание слоев от 55 до 25 . Контакты
массива с вмещающими биотитовыми гнейсами проходят по зонам совместного рас-
сланцевания. В зоне экзоконтакта шириной 20—25 м вместо биотита развита
сине-зеленая роговая обманка.
В ядрах массивов находятся довольно свежие породы; периферические части
сложены измененными разновидностями. В крупных телах хорошо проявлена
избирательность метаморфических процессов: по дунитам и гарцбургитам развиваются серпенти-
250
10
валовой
состав
О1
Орх
Am
Sp
11
валовой
состав
О1
Орх
Am
Sp
41,36
0,50
4,90
0,46
2,35
12,75
0,16
29,36
2,80
0,61
0,69
0,08
3,48
99.50
39,61
—
—
—
—
19,14
0,22
40,04
_
_
_
-
-
99,01
55,91
0,04
1,18
0,16
—
12,53
0,11
28,46
0,10
—
_
-
-
99,49
46,15
0,72
13,66
0,70
-
7,19
0,10
15,72
10,43
2,54
0,50
-
-
97,71
—
-
58,72
8,78
-
23,03
0,17
9,73
—
-
-
-
т-
99,43
43,48
0,63
7,13
0,28
1,74
12,63
0,16
24,73
4,21
0,89
0,83
0,11
2,73
99,55
40,64
-
-
—
-
22,66
0,26
37,09
-
—
-
-
-
100,65
55,27
0,06
1,24
0,06
-
15,70
0,25
26,00
0,30
-
-
-
-
98,88
44,63
0,66
14,97
0,13
-
9,59
0,05
12,59
11,40
2,64
0,69
0,13
-
97,48
—
—
64,43
1ДЗ
-
25,71
-
8,21
-
-
-
-
-
99,38
14
ниты, а по пироксенитам — куммингтонитовые и антофиллитовые амфиболиты.
Сульфиды в ультраосновных породах отсутствуют. Как и в Западном Беломорье, в пределах
пояса не устанавливается даже пространственной связи ультрабазитов с породами
основного состава. Породы (см. табл. 111) также характеризуются низкими
содержаниями Fe и Ti.
Аллареченский пояс. Пояс расположен в северо-западной части Кольского
полуострова, к югу от Печенгской структуры. В геологическом плане он характеризуется
блоковым строением и широким развитием купольных структур. Считается, что купольные
структуры представляют собой блоки древнего фундамента, облекаемые породами
амфиболит-гнейсового комплекса (Медно-никелевые..., 1985). Последние относятся
к образованиям лопия (тундровой серии), датируемым верхним археем (Земная
кора..., 1978).
Согласно Г.И. Горбунову (Медно-никелевые..., 1985), в районе выявлено около
300 ультрабазитовых массивов, залегающих группами и в одиночку. Форма их линзо-
видная и изогнуто-пластообразная. Протяженность массивов варьирует от 30—50 до
1000-2000, а мощность от 5-10 до 150—200 м. К некоторым из них приурочено мед-
но-никелевое оруденение. Интрузивы сложены преимущественно метагарцбургитами,
в меньшей мере — метаоливинитами. В резко подчиненном количестве встречаются
метаортопироксениты. Иногда отмечается слабо выраженная грубая расслоенность.
Контакты с вмещающими породами в основном тектонические. Степень изменения
ультраосновных пород различна. Максимума она достигает в краевых частях интрузи-
251
№
a
Рис. 97. Морфология тел ультраосновных пород в районе Крутой Губы, оз. Байкал (по М.И. Груди-
нину и ЮЛ, Меньшагиву)
1 — гранитоиды; 2 — гранитизированные ультраосновные породы; 3 — ультрабазиты; 4 — мигма-
тизированные гнейсы и сланцы; 5 — гнейсы; 6 — сланцы; 7 — участки интенсивной гранитизации;
8 — разрывные нарушения
вов и в зонах рассланцевания, где ультрабазиты представлены хлорит-тальковыми и
биотит-карбонатными породами. В петрохимическом отношении (см. табл. 111)
ультраосновные породы характеризуются повышенными содержаниями Ti, Fe, Ca, A1, суммы
щелочей. Величина отношения MgO/SiO2 в них значительно меньше единицы. Этим
ультрабазиты аллареченского комплекса резко отличаются от улырамафитов офиолитов и
более магнезиальных образований, рассмотренных выше.
В Аллареченском районе известны два сульфидных медно-никелевых
месторождения. Одно из них — Аллареченское — приурочено к небольшому сложно изогнутому
массиву улырабазитов, вытянутому в меридиональном направлении. Массив состоит
из западной крутопадающей и падающей на запад более пологой восточной ветвей. Обе
ветви имеют пластинообразно-изогнутую форму с ответвлениями и пережимами. В
северном направлении они замыкаются, а в южном — неоднократно расщепляются,
уменьшаются в мощности и затем выклиниваются. На глубине ветви соединяются,
образуя единое тело с сильными пережимами и раздувами. Местами интрузив расчленен
на блоки размером от 5—10 до 100—200 м, смещенные относительно друг друга. В
результате его западная часть на отдельных участках напоминает гигантскую брекчию,
в которой блоки оруденелых улыраосновных пород сцементированы сульфидами.
Интрузив практически всюду содержит вкрапленность сульфидов, которая
распространена крайне неравномерно; в западном и южном направлениях интенсивность ее
возрастает. Богатые сплошные сульфидные руды сосредоточены в самой западной части
рудного поля, где они приурочены к меридиональной тектонической зоне, проходящей
вдоль контакта интрузива.
Наиболее распространены вкрапленные руды с содержанием сульфидов 60—70%.
В богатых вкрапленных рудах зерна оливина как бы "плавают" в сульфидной массе.
При этом в оливине и бронзите наблюдаются эмульсионные и каплеобразные
выделения сульфидов, часто расслоенные на две или три фазы — пирротиновую, пентландито-
вую и халькопиритовую. Главные рудные минералы вкрапленных и сплошных руд —
пирротин, пентландит, халькопирит, магнетит (титаномагнетит). В меньших
количествах развиты ильменит, маккинавит, пирит, виоларит, относительно редки сфалерит и
галенит. В некоторых случаях с массивами подобного рода связаны месторождения
Ni-Cu-Zn-Co руд. К такому типу относится месторождение Оутокумпу в Финляндии
(Медно-никелевые..., 1985).
Южное Прибайкалье. В Южном Прибайкалье ультрабазиты с возрастом древнее
2510 ± 100 млн лет (изохронный Pb-Sr метод) развиты среди мигматизированных
гнейсов и кристаллических сланцев шарыжалгайской серии архея (Глазунов и др.,
1986). Они слагают небольшие будинообразные тела мощностью 10—12 м, которые
прослеживаются по простиранию до 50 м (рис.. 97). Контакты их рассланцованы, и
породы часто мигматизированы. Массивы имеют грубоконцентрическое строение с
ортопироксенитовой оторочкой, которая, по-видимому, как и в улырабазитах Бело-
морья, имеет метасоматическое происхождение. Промежуточная зона представлена
оливиновыми ортопироксенитами, часто с пойкилитовой структурой, обусловленной
252
включением мелких округлых зерен оливина в крупные ойкокристаллы бронзита
(Esi6_27)- Внутренние части улырабазитовых тел образованы серпентинизированными
гарцбургитами или кортландитами, содержащими коричневую роговую обманку парга-
сит-керсутитового ряда. В ортопироксене и амфиболе встречаются включения шпинели,
содержащей в перидотитах до 15—16% Сгг О3. Оливин ультраосновных пород отличается
повышенной железистостью (Faj8 —гъ) •
Улырабазиты пересекаются жилами гранитов, в контакте с которыми они обычно
осветляются и иногда содержат полевой шпат и флогопит. Считается, что появление
последнего связано с привносом в улырабазиты щелочей. По-видимому, благодаря
этому породам свойственна повышенная щелочность с содержанием NaaO + Кг О до
2—3%. Кроме того, они характеризуются повышенной железистостью (см. табл. 111),
приближаясь по этому параметру к ультрабазитам аллареченского комплекса, которые
являются наиболее железистыми породами среди аналогичных образований
Балтийского щита.
В целом по геологическим характеристикам и особенностям химического состава
архейские улырабазиты резко отличаются от офиолитовых образований фанерозоя.
Ближе всего они стоят к перидотитовым коматиитам архея и, возможно, являются их
интрузивными аналогами.
Раннепротерозойские ультрабазиты
В настоящее время на Балтийском щите вьщеляются две разновозрастные группы
раннепротерозойских улырабазитсодержащих ассоциаций: ранний комплекс лерцоли-
тов—габброноритов (2400—2300 млн лет), синхронный по времени образования с
селецким тектоно-магматическим циклом, и поздний комплекс роговообманковых
перидотитов, отвечающий свекофенскому циклу.
Комплекс лерцолитов—габброноритов (друзитовый). Интрузивы лерцолитов—
габброноритов известны еще со времен Е.С. Федорова. Он назвал породы друзитами1
за широкое развитие в них келифитовых (друзитовых) метаморфогенных структур,
наблюдаемых вдоль границ зерен. Это небольшие тела, размеры которых обычно не
превышают сотен квадратных метров (редко до первых квадратных километров).
Они буквально "нашпиговывают" образования беломорской серии архея с плотностью
до 1—3 тел на 1 км2. Выделяются две морфологические разновидности тел: линейно-
вытянутые в плане и линзовидные или близкие к изометричным.
Согласно B.C. Степанову (1981), формирование рассматриваемых интрузивов
происходило одновременно со складчатыми деформациями селецкого тектоно-магмати-
ческого цикла. Дайкообразные тела выполняли трещины, параллельные осевым
поверхностям складок, или плоскости отслоения на крыльях этих складок. Среди
изометричных и линзовидных интрузивов вьщеляются массивы подковообразной
формы, выполняющие полости отслоения в замковых частях относительно крупных син-
формных складок (рис. 98). Они соизмеримы с вмещающими их структурами и обычно
не превышают 2—3 км в поперечнике при мощности 300-500 м. Весьма существенно,
что в таких массивах, особенно в их центральных частях, прекрасно сохранились
первично-магматические текстуры и структуры. Это позволяет полагать, что наблюдаемая
морфология интрузивных тел является первичной, а не возникшей вследствие
проявления постинтрузивных складчатых деформаций.
Типичным представителем массивов первой морфологической группы является
интрузив Юдомнаволок—Кузема, который сформировался в результате внедрения
1 Лерцолиты— габбронориты часто вьщеляются в качестве друзитов II труппы в отличие от более
ранних друзитов I группы, представленных преимущественно метагаббро-анортозитами
(Магматические горные..., 1985). В западной части Балтийского щита они нередко описываются как
гипериты.
253
Рис. 98. Схема геологического строения Келейногубского интрузива (по Ю.И. Сыстре)
1 — метапорфириты и гранатовые габбро; 2 —комплекс лерцолитов—габброноритов; 3 — огней-
сованные граниты; 4 — метагаббро-анортозиты; 5 — глиноземистые гнейсы чупинской свиты; 6 —
амфиболовые гнейсы с пластовыми телами гранатовых амфиболитов; 7, 8 — осевые поверхности
складок: 7 — F3, 8 — F2;9 — элементы залегания гнейсовидности и линейности; 10 — разрывные
нарушения (предполагаемые)
магмы по зоне разрывов, параллельных осевой поверхности синклинальной складки
селецкого времени. Ширина зоны 1,5—2, длина 8—9 км. Мощность отдельных дайко-
образных тел оливиновых габброноритов с подчиненным количеством лерцолитов
варьирует от 50 до 400 м. Наблюдается разветвление относительно крупных тел на
более мелкие тела, расходящиеся под острыми углами, вследствие чего их количество
в разных сечениях зоны меняется от двух до пяти. Контакты тел с вмещающими
породами типично интрузивные с мелкозернистой зндоконтактовой зоной закалки
мощностью 1,5—2 м. Трещины, образовавшиеся при охлаждении интрузивов в результате
контракции, нередко заполнены палингенным гранитным материалом, по-видимому,
выплавленным из вмещающих пород.
Массивы второй морфологической группы, выполняющие замковые части складок,
обычно дифференцированы лучше, и в некоторых из них (Вехнозеро—Ригачозеро,
Моржовый) отмечаются элементы первичной расслоенности. В них преобладают плагио-
клазовые лерцолиты и оливиновые габбронориты. Ультраосновные дифференциаты
представлены плагиоклазовыми гарцбургитами и вебстеритами. Среди основных пород
выделяются габбронориты, лейкогаббронориты, анортозиты. Вдоль первичных
контактов с вмещающими породами наблюдаются мелкозернистые зоны закалки,
образованные меланократовыми оливиновыми габброноритами. Иногда на контакте с
гнейсами гранитоидного состава в габброноритах (в интерстициях между зернами)
появляются гранофиры (кварц-олигоклазовые, реже кварц-ортоклазовые), очевидно,
возникшие за счет палингенеза вмещающих пород. На контактах с амфиболитами и
амфиболовыми гнейсами подобных явлений не наблюдается.
В тех случаях, когда рассматриваемые интрузивы вовлекаются в деформации свеко-
фенского тектоно-магматического цикла, их первичные контакты обычно сорваны, а
сами тела нередко расчленены на блоки и будинированы. Краевые зоны таких массивов
подвергаются рассланцеванию, амфиболизации и нередко мигматизируются.
Наиболее распространенным типом пород рассматриваемого комплекса являются
плагиоклазовые лерцолиты — среднезернистые породы с массивной текстурой.
Первичные их структуры близки к кумулятивным. В качестве кумулятивных минералов
выступают оливин, оливин + ортопироксен, оливин + ортопироксен + клинопироксен,
ортопироксен + клинопироксен; практически во всех этих минералах отмечаются
мелкие, часто идиоморфные включения хромшпинелида. Породы характеризуются
254
высоким (20—30%) содержанием интерстициалыюго материала. Поскольку на долю
плагиоклаза приходится примерно 7-12%, формально все улырабазиты комплекса
являются плагиоклазовыми. Другие интерстициальные минералы, развитые в
незначительном количестве, представлены флогопитом и титаномагнетитом. При появлении
кумулятивного плагиоклаза породы относятся уже к оливиновым габброноритам.
Последние связаны постепенными переходами с габброноритами и лейкогаббро вплоть
до появления анортозитов. В целом в количественном отношении базиты уступают
ультрабазитам.
Оливин (Fai2-i6) составляет 30—60% объема ультраосновных пород. В основных
породах его меньше (5—30%) и он более железистый (до ¥а2г). Состав ортопироксена
варьирует от Fs10_i7 в гарцбургитах и лерцолитах до Fs2O-3o в лейкократовыхи гра-
нофировых норитах. Как правило, он преобладает над клинопироксеном, составляя
10-30% объема пород.
Клинопироксен — авгит с повышенным содержанием А1гО3 и Na2O. Для обоих
пироксенов характерны пластинчатые структуры распада твердого раствора,
параллельные (100). Буроватая окраска авгита обусловлена мельчайшими пластинчатыми
выделениями рудного минерала (рутила?).
Плагиоклаз (An5o-76 B лерцолитах) также обычно "запылен" рудным минералом,
иногда до такой степени, что становится непрозрачным. Здесь пылевидное вещество
представлено преимущественно магнетитом.
Химический состав пород и некоторых составляющих их минералов приведен
в табл. 112.
Вдоль границ зерен плагиоклаза и темноцветных минералов развиты разнообразные
каймы вторичных минералов ("друзитовые структуры"), на долю которых приходится
от 10 до 30% объема пород. Устанавливаются по крайней мере три разновидности таких
кайм (Малов, Шарков, 1978): 1) субсолидусные концентрически-зональные ортопирок-
сен-клинопироксен-шпинелевые венцовые (или коронарные) структуры вдоль границ
оливина и плагиоклаза; согласно Д. Грину и В. Гибберсону, подобные структуры
формируются при Т = 900—1100 °С и Р = 8±2 кбар; 2) каймы пироп-альмандинового
граната и натрийсодержащего клинопироксена, развитые вдоль границ плагиоклаза и
первичных пироксенов, а также по образованиям венцовых структур (Т = 675 °С,
Р = 10-11 кбар); 3) каймы зеленой роговой обманки и альмандинового граната,
связанные с эпохой мигматизации беломорид (Т = 630 °С, Р = 7 кбар).
Из этого следует, что рассмотренные интрузивы являются глубинными
образованиями, формировавшимися при давлении порядка 7—8 кбар и испытавшими
наложенные преобразования примерно при близких термодинамических параметрах.
Судя по составу мелкозернистых эндоконтактовых зон закалки интрузивов и
средневзвешенному составу пород комплекса, исходный расплав отвечал магнезиальному
пикробазальту, близкому к пикриту (см. табл. 112).
Роговообманковые перидотиты. Среди гнейсовых толщ докембрия нередко
наблюдаются дайкообразные тела существенно роговообманковых перидотитов,
ассоциирующих с роговообманковыми пироксенитами и габбро. Примерами интрузивов такого
типа на Балтийском щите являются образования нясюккского комплекса, развитые
к северу от Печенгской структуры.
Согласно Ж.А. Федотову и др. (1974), здесь развита серия крутопадающих дайко-
образных тел, из которых наиболее крупной является Западная дайка. Она имеет
мощность от 40 до 250 м и прослеживается на 26 км в северо-западном направлении. Дайка
дифференцирована. Наиболее обогащенные оливином меланократовые цифференциаты
расположены у ее восточного контакта. По направлению к западному контакту
количество оливина уменьшается, а плагиоклаза, наоборот, увеличивается до 15%. Такое
строение дайки позволяет думать, что первоначально она формировалась как полого-
залегающее тело, а ее крутое залегание является вторичным.
Для керсутитовых перидотитов (шрисгеймитов) характерна пойкилитовая
структура, обусловленная включением оливина, а иногда и пироксена в крупные ойкокристал-
255
Таблица 112. Химический состав ультраосновных пород комплекса лерцолитов—габброноритов
Беломорья и некоторых составляющих их минералов
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О,
Сг2О,
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P8O5
П.п.п.
Сумма
Ni
Co
V
Cu
l
46,88
0,24
1,30
0,38
3,22
7,76
0,17
33,50
1,78
0,15
0,05
Сл.
4,73
100,16
1414
118
112
32
2
46,95
0,30
5,11
0,34
1,84
8,81
0,18
30,99
3,05
0,68
0,30
0,06
1,76
100,37
707
118
112
19
3
47,89
0,54
8,75
0,16
1,70
9,39
0,22
22,53
6,47
1,25
0,50
0,07
0,89
100,37
1021
102
280
16
4
валовой
состав
44,50
0,50
7,42
0,27
2,34
8,81
0,18
27,38
4,72
0,75
0,21
0,02
2,63
99,73
1650
102
134
16
Ol
39,9
0,02
-
—
-
14,2
0,17
45,3
—
—
—
-
-
99,59
_
Орх
56,3
0,08
1,23
-
_
7,59
0,14
33,5
1,08
0,30
—
-
-
100,22
_
Cpx
51,4
0,22
3,31
-
-
4,68
0,17
17,5
21,0
1,99
-
-
-
100,27
_
s
49,94
0,66
11,27
—
0,73
9,68
0,17
15,98
7,97
1,61
0,56
0,09
1,25
99,91
6
50,68
0,65
10,86
-
2,08
9,18
0,17
16,36
7,80
1,65
0,57
-
-
100,00
_
1,2 — плагиоклазовые перидотиты, массив Моржовый (по B.C. Степанову) : 1 — гарцбургит,
2 — лерцолит; 3 — оливиновый габбронорит, массив Юдомнаволок—Кузема (по B.C. Степанову);
4 — гтагиоклазовый лерцолит, массив Тэриио (Малов, Шарков, 19T8V. 5 — породы зоны закалю»
массива Копатозеро (Малов, Шарков, 1978) ; 6 — средневзвешенный состав комплекса лерцаав-
тов—габброноритов (Малов, Шарков, 1978).
лы коричневой роговой обманки. Плагиоклаз обычно расположен в интерстициях
между зернами темноцветных минералов. Минеральный состав керсутитовых
перидотитов — оливин Fa3o-3i (30—40%), клинопироксен Wo42En46Fsi2 (15—30%), керсу-
тит (25—30%), плагиоклаз An4S_55 (1—7%), ортопироксен Fs22 (0—10%), биотит
(3—4%), титаномагнетит (3—6%), апатит. В оливиновых пироксенитах преобладает
клинопироксен Wo38Eri4 6Fsi6, на долю которого приходится 40—60% объема породы,
содержание оливина (Fa3s). керсутита, плагиоклаза (An40_4s). ортопироксена, биотита
и титаномагнетита соответственно составляет 20—25, 10—15, 2—10, 0-2, 1—3 и 2—3%.
Количество апатита не превышает долей процента. Химический состав пород приведен
в табл. 113.
Аналогичные дайкообразные тела роговообманковых перидотитов наблюдались
М.М. Ефимовым и др. (1975) в юго-западной части Кольского полуострова в зоне
Лапландского глубинного разлома. Они сформировались в период свекофенских
складчатых деформаций и впоследствии будинировались, подвергались наложенному
метаморфизму и воздействию щелочных гранитов. Помимо дайкообразных, встречаются
пластинообразные, иногда серповидные тела. Структура пород пойкилитовая. Она
характеризуется обилием крупных (до 1 см) призматических зерен коричневой
роговой обманки, содержащей мелкие округлые выделения оливина, клино- и
ортопироксена. В отличие от пород нясюккского комплекса в зоне Лапландского разлома
встречаются оруденелые разновидности, содержащие до 12—20% титаномагнетита.
Типичные анализы пород приведены в табл. 113.
Даиковые серии улырабазитов с подчиненным количеством габброидов установлены
и на Украинском щите к востоку от Криворожской железорудной полосы, где они
256
Таблица 113. Химический состав роговообманковых ультрабазитов
Балтийского и Украинского шитов
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О3
Сг,О,
Fe2Os
FeO
МпО
MgO
CaO
Na3O
К, О
P2O5
П.п.п.
Сумма
Ni
Co
V
Cu
l
41,75
2,78
4,29
0,14
4,92
13,00
0,25
21,41
7,83
1ДЗ
0,49
0,03
2,25
100,27
715
55
252
240
2
47,13
1,68
4,12
0,10
3,52
10,75
0,23
17,34
11,69
0,99
0,56
0,01
1,96
100,08
220
55
202
120
3
44,08
3,21
6,57
0,11
4,86
12,21
0,24
16,32
8,32
1,65
0,72
0,04
1,80
100,13
597
47
218
208
4
37,60
0,51
3,96
1,50
2,56
12,27
0,19
35,74
2,52
0,42
0,08
0,02
2,92
100,29
—
—
—
5
42,18
0,73
5,42
0,34
4,17
8,90
0,17
27,40
5,27
1,08
0,30
0,11
3,51
99,58
1257
78
—
6
45,37
0,21
5,35
0,34
1,76
9,82
0,22
29,92
3,36
0,62
0,56
0,02
2,76
100,30
2498
142
—
7
42,17
0,21
3,43
-
1,63
10,93
0,22
35,01
2,66
0,45
0,20
0,05
2,91
99,87
2098
149
_
8
42,31
2,98
9,79
-
4,88
11,17
0,33
14,17
8,17
1,54
1,23
-
3,84
100,41
298
55
—
9
33,45
6,20
8,62
-
10,11
16,51
0,52
9,50
6,72
1Д5
1,66
-
5,79
100,23
612
63
—
_
Балтийский щит. 1—3 — нясюккский комплекс (Федотов н др., 1974) : 1 - курсутитовый
перидотит (среднее из 13 ан.) 2 — керсутитовый пироксенит (среднее из 5 ан.), 3 — среднее для пород
нясюккского комплекса; 4, 5 — Колвицко-Кандалакшскан зона (Ефимов и др., 197S) : 4 — рогово-
обманковый перидотит (шрисгеймит), 5 — роговообманковый оливнновыи пироксенит.
Украинский щит. 6—9 — девладовский комплекс (Базит-гипербазитовый..., 1973) : 6 — лерцолит, 7 — гарц-
бургит, 8 — роговообманковый плагиоклазовый перидотит, 9 — флогопит-роговообманковый пла-
гиоклазовый пироксенит.
известны под названием девладовского дайкового комплекса (Базит-гипербазитовый...,
1973).
Дайки приурочены к субширотной зоне разломов длиной около 250 км. Они имеют
прямолинейную форму и характеризуются наличием небольших изгибов и редких
апофиз. Длина их колеблется от сотен метров до 10—15 км. Протяженность
большинства даек 5—10 км, мощность 100—300, редко 400 м. Падение даек близко к
вертикальному. Вмещающие породы — гнейсовидные плагиограниты.
В дайковых телах преобладают плагиоклазсодержащие слюдяные и
амфибол-слюдяные перидотиты. На долю оливиновых габброноритов и пироксенитов приходится
около 10%, при этом основные породы обычно приурочены к эндоконтактам даек. ^
Среди перидотитов преобладают лерцолиты и гарцбургиты; дуниты, оливиниты, вер-
литы и пироксениты, вероятно, являются небольшими шлирами соответствующих
минералов . Наряду с главными породообразующими минералами — оливином Faj 4-17, орто-
пироксеном Fs14-2i и клинопироксеном ряда авгита (в лерцолитах и верлитах) —
наблюдаются первичные коричневая роговая обманка (3—8, иногда до 30—40%) и
флогопит (1—5%). Плагиоклаз по составу соответствует Лабрадору, реже андезину.
Постоянным акцессорным минералом дунитов и гарцбургитов является хромшпинелид,
количество которого достигает 1—2%. Собственно шпинель встречается редко.
Отмечаются также магнетит (до 1%), сульфиды (обычно пирит) и апатит.
Породы обычно в той или иной степени серпентинизированы. Судя по результатам
химического анализа, всем рассмотренным роговообманковым перидотитам
свойственны повышенные содержания титана, железа и щелочей.
17. Зак. 855
257
УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ ГРАНУЛИТОВЫХ ОБЛАСТЕЙ
Сильно метаморфизованные ультраосновные породы, развитые в областях гранулито-
вого метаморфизма, лучше изучены на Алданском щите. Обычно они ассоциируют
с кристаллическими сланцами основного состава. Это мелкие (20—200 м2) дайко-
и линзообразные обособленные тела, которые встречаются хотя и редко, но на всей
площади. Намечается лишь несколько большая их распространенность в курультин-
ской и зверевской свитах раннего архея. По химизму кристаллические сланцы ультра-
основного состава соответствуют пироксенитам, горнблендитам, реже перидотитам
(табл. 114).
Согласно К.И. Свешникову (1982), на правобережье р. Витим в блоке
кристаллических сланцев архея наблюдается субмеридиональный пояс даикоподобных улыра-
базитовых тел, длина которых колеблется от первых десятков метров до 4,5 км при
мощности от первых метров до 40, реже 100—120 м. Тела расположены согласно с
гнейсовидностью вмещающих пород, однако благодаря их кулисообразному
расположению пояс оказывается кососекущим. В северной части блока преобладают мета-
гарцбургиты. В подчиненном количестве присутствуют дуниты и лерцолиты, связанные
с ними постепенными переходами, и небольшие самостоятельные тела пироксенитов
(вебстеритов). В центральной части пояса преобладают лерцолиты и их шпинелевые
разновидности; в приконтактовых частях они переходят в неравномернозернистые
вплоть до порфировидных лерцолиты, а иногда в меланократовые габбронориты.
В южной части пояса пироксениты преобладают над перидотитами..
Характерная особенность комплекса — широкое развитие шпинелевых лерцолитов.
В слабо измененных разновидностях светло-голубая шпинель часто образует идиоморф-
ные кристаллы. В измененных лерцолитах она темно-бурая, переходная к хромиту.
Такая шпинель иногда образует каемки вокруг оливина.
Особый интерес представляет Джелтулинский массив ультрабазитов в центральной
Таблица 114. Химический состав ультрабазитов гранулитовых ареалов
Алданского щита и их минералов
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О3
Сг2О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
K2O
p2o5
П.п.п.
1
43,68
0,30
3,99
-
5,46
8,46
0,24
30,07
4,83
0,56
0,16
0,03
2,34
2
37,20
0,04
2,05
-
10,21
9,07
0,22
31,85
2,34
0,15
0,09
0,03
6,39
3
43,58
0,38
4,47
-
3,58
9,33
0,21
26,06
8,44
0,56
0,20
0,07
2,88
4
48,90
0,65
7,86
-
3,22
5,55
0,15
17,32
13,17
1,14
0,45
0,04
0,90
5
50,16
0,27
8,60
-
3,83
6,89
0,04
19,50
7,83
0,52
0,18
-
0,92
6
валовой
состав
45,96
0,54
8,55
0,01
1,57
11,55
0,23
20,70
8,08
0,60
0,35
0,06
1,60
Gr
39,66
—
22,48
-
-
19,72
0,81
10,84
6,10
-
-
-
Сумма
100,12
99,64,
99,76
99,35
98,74
99,80
99,61
1, 2 — метаперидотиты; 3, 5 — лерцолиты; 4 — клинопироксенит; 6—8 — ультрабазиты,
Джелтулинский массив (Колесник и др., 1979) : 6 — гранат-шпинелевый лерцолит с оливином FaJ7_,e,
7 — амфиболизнрованная оливии-шпинелевая порода с оливином Fa26_27, 8 — шпинелевый
лерцолит.
Примечание. Ан. 1 —5 — по К.И. Свешникову (1982).
258
части Алданского щита (Колесник и др., 1979). Он представляет собой дайкообразное
тело мощностью не более 10 м и протяженностью около 1 км. Массив сложен гранат-
шпинелевыми лерцолитами, а также высокоглиноземистыми оливин-шпинелевыми
породами, содержащими до 30% шпинели, в которых отмечены жилы пироксенитов
(преимущественно клинопироксенитов) со шпинелью и гранатом. Местами в
шпинель-гранатовых лерцолитах наблюдается плагиоклаз (Ап65_90). Породы в различной степени
амфиболизированы; иногда в них появляются магнетит и ильменит. Реакционные
взаимоотношения между гранатом и шпинелью отсутствуют. Для пород характерны
повышенные содержания Ti, Fe, Al, Ca, щелочей; отношение Mg0/SiO2 в них
значительно меньше единицы (см. табл. 114).
Вокруг Джелтулинского массива находится своеобразный термальный "ореол", где
наряду с обьиными в таких случаях пироксенитами, эклогитами и эклогитоподобными
породами наблюдаются полосчатые гранат-силлиманит-плагиоклазовые породы с
кварцем и иногда со шпинелью или биотитом. Они, как и сам массив, подверглись
метаморфизму гранулитовой (двупироксен-гнейсовой) фации. Оценки температуры
метаморфизма, выполненные с помощью различных минералогических термометров,
показывают, что она не превышала 900—950сС. Предполагается, что исходный расплав интрузива
был близок к коматииту (пикриту).
УЛЬТРАБАЗИТЫ ЭТАПА СТАБИЛИЗАЦИИ ФУНДАМЕНТА ДРЕВНИХ ПЛАТФОРМ
Характерной особенностью магматизма этапа становления древних платформ является
развитие крупных анортозит-рапакивигранитных интрузивов (Магматические горные...,
1985). В составе этих интрузивов в ассоциации с анортозитами отмечаются в небольшом
количестве ультрабазиты, которые и будут охарактеризованы ниже.
Массивы анортозитов—гранитов рапакиви представляют собой крупные неправильно-
овальные в плане тела площадью в десятки—сотни тысяч квадратных километров. Они
6
Sp
Срх
52,25
0,22 0,12
62,85 3,27
0,05
— —
23,87 5,21
0,15
12,91 15,70
22,86
0,29
_ _
- -
валовой
состав
31,60
0,52
17,10
0,18
8,55
8,20
0,28
22,90
4,28
0,73
0,05
0,25
5,80
Sp
0,02
64,22
0,60
—
20,16
0,23
15,02
_
-
—
-
_
8
валовой
состав
44,60
Сл.
4,11
0,83
4,06
9,39
0,18
31,06
3,46
0,26
0,19
0,03
2,73
О1
39,60
_
—
—
18,96
0,25
40,33
—
-
-
-
—
Срх
51,13
_
4,06
0,26
-
4,55
0,20
14,47
22,83
0,87
—
-
—
Орх
55,29
—
2,72
0,21
-
7,77
-
32,42
0,51
0,05
-
-
—
Sp
_
_
44,20
16,59
-
26,25
2,47
11,85
—
-
—
-
—
99,81
99,75
100,44
100,25
100,90 100,14 98,37
98,97 101,36
259
образованы серией пород от ультрамафитов до гранитов (которые преобладают),
включая все промежуточные разновидности пород типа монцонитов и диоритов. По мнению
большинства исследователей, рассматриваемые породы представляют собой единую
серию и связаны общностью происхождения.
Исследованиями последних лет показано, что массивы анортозитов—гранитов рапа-
киви, по-видимому, представляют собой груборасслоенные интрузивы, нижние части
которых образованы габбронорит-анортозитами, а верхние — гранитами
(Магматические горные..., 1985). Судя по наблюдениям в Коростеньском и Корсунь-Новомирго-
родском плутонах, анортозиты и габбронорит-анортозиты имеют мощность 2—3 км.
Выше они сменяются зоной ритмичного переслаивания габбронорит-анортозитов, габ-
броноритов, норитов и троктолитов, среди которых встречаются прослои пироксени-
тов и перидотитов мощностью от нескольких сантиметров до 10 м (Анортозит-рапаки-
вигранитная..., 1978; Личак, 1983). Другая разновидность ультрамафитов слагает тру-
бообразные концентрически-зональные тела в габбронорит-анортозитах (Тарасенко,
Металиди, 1983).
Ультрамафиты в составе расслоенных серий обычно встречаются в ассоциации с оли-
виновыми габброноритами, реже с габбронорит-анортозитами. Контакты между ними
как резкие, так и постепенные, что обычно для ритмически переслаивающихся пород.
Ультрамафиты представлены полевошпатовыми и бесполевошпатовыми
перидотитами (лерцолитами, гарцбургитами и верлитами вплоть до оливинитов в Рижском гогу-
тоне) и полевошпатовыми и оливиновыми пироксенитами (вебстеритами, клино-
и ортопироксенитами). Перидотиты чаще встречаются в оливиновых габброноритах,
а пироксениты — в габбронорит-анортозитах.
Структура пород среднезернистая, в большинстве случаев она близка к
кумулятивной; в перидотитах кумулятивными фазами являются оливин и пироксены, в пирок-
сенитах — пироксены. Интерстициальный материал представлен рудными минералами,
плагиоклазом, биотитом, калиевым полевым шпатом, апатитом. Из вторичных
минералов отмечаются серпентин, ипдингсит, тремолит, хлорит, карбонаты. Обычно их
содержание не превышает 2%.
Среди пироксенов обычно преобладает моноклинный пироксен. По составу он
относится к субкальциевому авгиту \V032En25Fs42 (клинопироксенит Корсунь-Новомир-
городского плутона). Ортопироксен представлен гиперстеном Fss о —s б в Корсунь-
Новомиргородском плутоне и FS30 — в Рижском. В пироксенах нередко
наблюдаются пластинчатые структуры распада твердого раствора, а также мелкие включения
ильменита, магнетита и апатита.
Оливин встречается почти во всех разновидностях ультрамафитов, слагая до
половины горной массы в перидотитах и до 80% в полевошпатовых оливинитах Рижского
плутона. Состав оливина в перидотитах украинских массивов варьирует от Fa42 ДО Fa65,
наиболее магнезиален он в Рижском плутоне — Fa3 в ■
Рудные минералы представлены титаномагнетитом, ильменитом, магнетитом,
пиритом, иногда пирротином и халькопиритом. Преобладают титаномагнетит и ильменит,
количество которых меняется от 8 до 15%; иногда их содержания достигают 18-20%.
Обычно с рудными минералами ассоциируют красновато-бурый биотит (1—4%) и
апатит; очень редко отмечаются единичные зерна циркона.
Плагиоклаз (АП45-52) и калиевый полевой шпат являются типичными интерстици-
альными минералами. Их количество варьирует о 5 до 20%. Преобладает плагиоклаз; на
долю калиевого полевого шпата приходится не более 5—6%.
Химический состав пород приведен в табл. 115. Как видно из таблицы, ультрамафиты
рассмотренных комплексов отличаются очень высокой железистостью, приближаясь по
этому параметру к косьвитам и казанскитам сиенит-габбровых интрузивов.
В ультрабазитах Рижского и Коростеньского плутонов отмечаются следующие
содержания микроэлементов (в г/т соответственно): V 93; 530; Сг 150; ПО; Со 120; 98;
№370; 61; Си 60; 67; Zn 340; 660; Sr 160; 230; Ва89; 130. Поскольку зти массивы
представляют собой крайние по железистости разновидности анортозит-рапакивигранит-
260
Таблица 115
Химический состав ультрамафитов анортозит-рапакивигранитных интрузивов
Компоненты
SiO,
ТЮ,
AL,O3
FeaO3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
П.п.п.
Сумма
1
35,30
0,99
1,89
8,74
27,44
0,46
21,58
2,56
0,70
0,00
0,003
0,78
100,44
2
37,74
1,40
6,80
5,80
23,00
0,47
18,30
2,80
J,40
0,10
0,11
1,62
99,54
3
37,70
6,46
6,81
8,35
20,84
0,27
7,94
8,75
1,75
0,36
0,28
0,33
99,84
4
26,60
8,77
0,33.
5,34
37,00
0,49
10,76
7,28
0,22
0,07
2,30
0,96
100,12
5
28,88
7,06
3,33
4,54
35,78
0,56
8,25
8,68
0,67
0,10
0,72
U7
99,74
6
33,81
6,21
5,88
3,68
27,72
0,43
6,75
10,44
1,09
0,24
2,76
1,21
100,22
7
51,30
0,44
3,10
1,32
17,35
0,33
21,00
3,16
0,30
0,08
0,01
1,77
100,16
8
28,53
9,66
6,94
6,20
24,43
0,25
8,85
9,42
1,10
0,57
4,58
0,45
100,98
9
33,79
7,61
10,95
6,56
15,93
0,24
6,93
10,10
2,12
0,71
3,65
1,00
99,59
1—7 — ультрабазиты расслоенных серий: 1—4 — перидотиты: 1,2 — Рижский плутон (Богатиков,
Биркис, 1973), 3,4 — Коростеньский плутон (Личак, 1983), 5,6 — пироксениты, Коростеньский
плутон (Личак, 1983) , 7 — ортопироксенит, Салминский плутон (Магматические горные..., 1985) ; 8,9 —
ультрабазиты штокообразного тела рудных габброидов в Коростеньском плутоне (Тарасенко, Ме-
талиди, 1983) : 8 — полевошпатовый перидотит, 9 — меланократовый троктолнт.
ных плутонов, указанные вариации концентраций характеризуют распространенность
редких элементов в породах этой ассоциации.
Геологическими работами последних лет в габбронорит-анортозитах Коростеньского
плутона выявлены небольшие штоко- и дайкообразные секущие
концентрически-зональные тела габброноритов, троктолитов и перидотитов, имеющие четкие контакты с
вмещающими пологозалегающими габбронорит-анортозитами и крутое, почти вертикальное
падение (Тарасенко,Металиди, 1983) .Они несут богатое апатит-ильменитовое и ильме-
нитовое оруденение и обычно расположены близ зоны перехода от анортозитов к
гранитам.
Наиболее детально изучены такие тела в габброидах Чеповичского выхода габбро-
анортозитов. Рудное тело имеет в плане форму неправильного овала, несколько
вытянутого в северо-западном направлении (рис. 99). В разрезе его форма воронкообразная,
контакты с вмещающими породами резкие, падение крутое. В пределах тела
установлены плагиоклазовые перидотиты, меланократовые троктолиты, троктолиты, оливино-
вые габбро, габбро-пегматиты, плагиоклазы и монцониты. Габбро-пегматиты
приурочены к контакту с вмещающими габбронорит-анортозитами. Монцониты постепенно
переходят в оливиновые габбро. Плагиоклазиты развиты в центре тела среди плагио-
клазовых перидотитов и меланократовых троктолитов, где они образуют слои и
линзы мощностью от нескольких сантиметров до 30—50 см. Здесь же встречены
маломощные (3—5 см) тела монцонитов.
Главными породообразующими минералами троктолитов и, по-видимому,
перидотитов являются оливин (Ра4о-52),зональнь1й плагиоклаз (An4s-6o) с прямой
зональностью, ильменит, равномерно распределенный в интерстициях между оливином и
плагиоклазом, титаномагнетит (в незначительных количествах) и апатит, образующий
мелкие бипирамидальные кристаллы в межзерновом пространстве и редкие мелкие
включения в ильмените иоливине. Апатит имеет следующий химический состав (в мас.%):
СаО 54,82-55,52; Р2О5 38,47-40,6,; TR2O3 0,45-0,53; F 3,28-3,63; Н2О 0,54, что
указывает на принадлежность его к фторапатиту. В породе четко выражена трахитоидная
текстура, обусловленная субпараллельным расположением табличных кристаллов
плагиоклаза, а также удлиненных зерен оливина и апатита.
261
t_ г
Рис. 99. Схема геологического строения тела рудоносных габброидов, залегающего среди габбро
норит-анортозитов (Тарасенко, Металиди, 1983)
1 — габбронорнт-анортозиты; 2 — то же, калишпатизированные; 3 — оливииовое габбро; 4 —
троктолиты; 5 — перидотиты н меланократовые гроктолиты; 6 — монцониты
Важной особенностью пород тела рудных троктолитов является интенсивное
постмагматическое изменение практически всех породообразующих минералов. Согласно
B.C. Тарасенко и СВ. Металиди, устанавливаются следующие парагенезисы вторичных
минералов: клинопироксен+кварц+олигоклаз+калиевый полевой шпат (на периферии
тела), амфибол+хлорит (в центре лейкократовых троктолитов), соссюрит+олигоклаз
до альбита (в плагиоклазитах) и магнетит+хлорит+тальк в плагиоклазовых
перидотитах и меланократовых троктолитах; здесь же отмечаются кальцит и серпентин. Мета-
соматическая зональность развивается от периферии к центру. Вторичные изменения
установлены и во вмещающих габбронорит-анортозитах.
Согласно представлениям этих исследователей, породы центральной части тела
(перидотиты и меланократовые троктолиты) в процессе метасоматоза обогащались Ti,
Fe, Mg, Р и обеднялись Si, Al, Na, К, т.е. их формирование сопровождалось
аккумуляцией прежде всего рудных элементов (базификация). Обратная картина (кислотное
выщелачиване) устанавливается в плагиоклазитах, оливиновых габбро и монцонитах.
Ассоциации вторичных минералов рассматриваются как фации (зоны) единой метасо-
матической колонки, образовавшейся под воздействием глубинных флюидов крем-
нисто-углекисло-шелочного состава.
ЧАСТЬ II
УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ
ОКЕАНИЧЕСКИХ СЕГМЕНТОВ
ЗЕМНОЙ КОРЫ
На огромных пространствах дна Мирового океана в качестве важнейших
геоструктурных областей, с которыми связаны проявления ультраосновных пород, выделяются
срединно-океанические (срединные) хребты, океанические плиты и активные
переходные зоны океан—континент. Области срединных хребтов охватывают периферию
расходящихся литосферных плит. С позиций геодинамики они отвечают конструктивным
границам последних. Предполагается, что срединные хребты маркируют систему
поднимающихся из мантии конвекционных потоков и что в этих структурах, развивающихся
в режиме интенсивного растяжения, происходит наращивание новой океанической
коры. Под собственно океаническими плитами понимаются более стабильные в
тектоническом отношении области дна — глубоководные котловины и разделяющие их
поднятия. На эти крупнейшие морфоструктуры наложены вулканические острова, подводные
горы, возвышенности и целые горные сооружения. Здесь проявлен магматизм,
характерный для внутриплитного и трансформного режимов. Активные переходные зоны
океан—континент образованы системами глубоководных желобов, островных дуги
окраинных морей либо желобами и активными континентальными окраинами с краевыми
вулканическими поясами. Эти зоны, приуроченные к деструктивным границам
литосферных плит, развиваются в целом в режиме сжатия, хотя им свойственна высокая
контрастность геодинамических режимов. Считается, что в них происходит погружение
литосферы океана в мантию.
Ультрабазиты обнаружены во всех этих областях. Большинство их выходов
выявлено в срединных хребтах, меньше всего — на океанических плитах. Для удобства
изложения ультрабазиты этих геоструктур описаны в главе 4 как ассоциации улыраоснов-
ных пород ложа океана. Отдельно от них охарактеризованы ультрабазиты активных
переходных зон океан—континент.
Глава 4
АССОЦИАЦИИ УЛЬТРАБАЗИТОВ ЛОЖА ОКЕАНА
УЛЬТРАБАЗИТЫ СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ
Срединно-океанические хребты представляют собой систему линейных поднятий дна
Мирового океана общей протяженностью свыше 60 тыс. км. Они, однако, не всегда
расположены в центральных частях акваторий, иногда подходя вплотную к
континентальным глыбам и даже продолжаясь в их пределы (Красное море, Калифорнийский
залив). Морфологически в областях срединных хребтов выделяются осевая зона,
которая более активна в тектоническом отношении, и склоны (фланги). Непременной
деталью строения осевых зон медленно разрастающихся хребтов (Атлантика,
Индийский океан) является рифтовая долина — узкая щелевидная впадина глубиной
относительно дна океана обычно не более 1,5—2 км. В хребтах с высокими скоростями спре-
263
цинга (Тихий океан) она отсутствует и ее место занимает осевой гребень. Интенсивно
расчлененный рельеф осевых зон сменяется на флангах хребтов более спокойным
рельефом (Геофизика океана, 1979).
На всем протяжении срединные хребты разбиты зонами поперечных (трансформных)
разломов. По ним соседние сегменты хребта взаимно смещаются, иногда на многие
сотни километров. Крупнейшие разломы выходят цалеко за границы хребтов, прослежи-
ваясь на тысячи километров в пределы океанических плит. В областях срединных
хребтов трансформные разломы подобны узким грабенам, по глубине зачастую
превосходящим прилегающие участки рифтовых долин на 1—2 км.
Геофизические данные позволяют полагать, что ультрабазиты являются важнейшим
компонентом верхней мантии под океанами и залегают в низах третьего сейсмического
слоя. Большая часть фрагментов ультрабазитов обнаружена в трансформных разломах:
на пересечении их с рифтовыми долинами и на флангах срединных хребтов (см. рис. 2).
Незначительное число образцов поднято с бортов рифтовых долин и небольших
разломов, параллельных осям последних, в удалении от крупных сдвиговых структур
(Геология океана. . . , 1979; Aumento, Loubat, 1971). Наконец, ультрабазиты встречены
в глубоководных скважинах, пробуренных на флангах Срединно-Атлантического
хребта, также вне зон трансформных разломов (Initial. .., 1977). В то же время
стратиграфическая позиция ультрабазитов в конкретных разрезах далеко не всегда согласуется
с геофизическими моделями строения литосферы океанов (Геофизика океана, 1979).
Они могут перекрываться и подстилаться любыми породами, с которыми постоянно
ассоциируют, — базальтами, долеритами, габброидами и различными метабазитами.
Иногда крутые борта трансформных разломов (грабенов) сложены почти сплошь
улырабазитами (впадины Романш, Оркнейская, Оузн). В одном случае крупные их
блоки даже выходят на поверхность (скалы Св. Павла в Атлантике). Все эти явления
связываются с нарушениями первичной стратификации океанической коры. Наиболее
реальными причинами появления ультрабазитов в верхах последней считаются их
вертикальные протрузии либо латеральные перемещения пластин океанической литосферы
с развитием надвигов (Ю.М. Пущаровский^ Г.Л. Кашинцев, Э. Бонатти, Н. Кристенсен
и др.). К сожалению, почти полное отсутствие прямых наблюдений, случайный
характер отбора и небольшие размеры поднимаемых образцов (первые сантиметры, редко
десятки сантиметров) не позволяют сделать более определенные заключения о
соотношениях ультрабазитов с сопутствующими породами.
Подавляющее большинство ультрабазитов срединных хребтов представлено
породами глубинного облика. Пикриты являются здесь большой редкостью.
ПЛУТОНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
Вопреки популярной идее о широких аналогиях состава ультрабазитов срединно-океани-
ческих хребтов и офиолитов анализ существующих данных в большинстве случаев ее
не подтверждает (Л.В. Дмитриев, Ю.М. Шейнманн, Б.Г. Лутц, Е.Е. Лазько и др.). В
связи с этим петрографические особенности и распространенность характеризуемых пород
рассмотрены относительно более детально.
Ультрабазиты срединных хребтов удивительно однообразны. Подавляющее
большинство находок относится к гарцбургитам и лерцолитам (Дмитриев и др., 1976; Лутц,
1980; Геофизика океана, 1979; Лазько, 1987). Сообщения о присутствии в материалах
драгировок иных пород — дунитов, верлитов, различных пироксенитов — хотя и
нередки, но почти всегда недостаточно достоверны из-за трудностей их диагностики. Судя
по опубликованным данным, они представлены мелкими (первые сантиметры) сильно
измененными единичными фрагментами даже на тех станциях, где общий вес поднятых
ультрабазитов и габброидов составлял десятки и сотни килограммов. В то же время зти
породы не обнаружены в столь известном коренном проявлении океанических
ультрабазитов, как скалы Св. Павла, и отсутствуют в глубоководных скважинах. Вероятно,
не исключены и ошибки при диагностике непредставительных фрагментов, которая
264
в прошлом чаще всего сводилась к визуальной характеристике образцов и описанию
шлифов, В случае же формально правильной диагностики дунитов и пироксенитов
по модальному и (или) химическому составу далеко не всегда можно однозначно
интерпретировать их природу. Дело в том, что в ультрабазитовых комплексах офиоли-
тов широко развита деформационная (?) ритмичная расслоенность перидотитов с
чередованием прослоев, попеременно обогащенных оливином и пироксенами (см, гл, 1),
Если подобная неоднородность в целом свойственна и перидотитам океана, а этого
следует ожидать, судя по их микроструктурам и отдельным прямым описаниям рас-
слоенности (Nicolas et al., 1980; Roden et al., 1984), то нельзя исключить того, что
небольшие образцы дунитов и пироксенитов могут отвечать фрагментам таких
прослоев. Интенсивные вторичные изменения еще более затрудняют реставрацию первичного
характера пород. Дополнительные трудности, которые возникают из-за
несогласованности данных петрохимии, модальных подсчетов и состава минералов одних и тех же
фрагментов, обсуждаются ниже при описании серии ультрабазитов разлома Оузн. В
связи с этим присутствие мелких образцов дунитов, ортопироксенитов и оливиновых
вебстеритов среди драгированного материала, на наш взгляд, не может служить
доказательством самостоятельности таких пород, если не ясны их соотношения с
перидотитами или состав минералов фрагментов однозначно не указывает на их принадлежность
к соответствующим видам пород. Поскольку клинопироксен не образует заметных
сгущений ни в современных, ни в палеоокеанических ультрабазитах, большое значение
имели бы находки существенно клинопироксеновых пород (их можно было бы
считать аналогами "габброидных" ультрамафитов офиолитов) или настоящих жил в
глыбах перидотитов, однако как раз такие образования в срединных хребтах пока не
описаны. Все это оставляет открытым вопрос о роли дунитов, верлитов и пироксенитов
в литосфере океана, а в более широком плане — об идентичности срединно-океанических
и офиолитовых ультрабазитовых серий.
Затронутую проблему подытожил в свое время Л.В, Дмитриев (Дмитриев и др.,
1976, с. 176): "Гипербазиты (ложа океана. — EJL) представлены только лерцолитами
и гарцбургитами. Типичные дуниты или пироксениты не встречаются". Тем не менее
в ряде случаев в срединных хребтах эти необычные породы все же описаны В.И,
Чернышевой, Г.Л. Кашинцевым, В.В. Плошко, Ф. Аументо и др. Химический состав
некоторых из них приведен в табл. 116.
Преобладающие в срединных хребтах перидотиты сложены теми же главными
минералами, что и в офиолитах. Объемные соотношения фаз в них широко варьируют,
хотя отчасти это может быть связано с непредставительностью изучавшихся образцов.
Количество ортопироксена может доходить до 40, а клинопироксена до 25%. Обычно
же их содержания не превышают 30 и 10% соответственно (в обоих случаях они выше,
чем в офиолитах). Анализ данных по модальному и химическому составу
относительно слабо измененных пород показывает, что лерцолиты в изученных разрезах в целом
заметно преобладают над гарцбургитами, а среди последних редки лишенные
клинопироксена разновидности (Лазько, 1987). Вместе с тем в последнее время появляется
все больше данных о закономерных вариациях минерального состава перидотитов
в срединных хребтах с несколько различающимся геодинамическим режимом, что
позволяет наметить в Мировом океане петрохимические провинции ультрабазитов.
Так, в зонах с высокой скоростью спрединга (южная часть Восточно-Тихоокеанского,
поднятия) распространены в основном обогащенные клинопироксеном гарцбургиты,
а в медленно разрастающихся хребтах (Экваториальная Атлантика, Индийский
океан) — типичные лерцолиты. В тех структурах второго типа, где, вероятно, существует
дополнительный прогрев недр за счет повышенного теплового потока " горячих точек"
(Северная Атлантика) \ гарцбургиты наряду с лерцолитами играют заметную роль или
даже преобладают (Лазько, 1987; Dick et al., 1984; Michael, Bonatti, 1985).
Кроме перечисленных выше пород, на скалах Св. Павла отмечены крайне необычные
для океанических ассоциаций роговообманковые перидотиты и горнблендиты. Они,
по-видимому, приурочены к приподнятому блоку метасоматизированной океанической
265
Таблица 116. Химический состав редких ультрамафитов ложа океанов
Компоненты
SiO,
TiO,
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
K,O
П.п.п.
Сумма
1—S — ультрамафнты срединно-океанических хребтов: 1 - дунит, Западно-Индийский хребет
(данные В.И. Чернышевой), 2 — хромитит, там же (данные В.И. Чернышевой), 3 — верлит, Средии-
ио-Атлантический хребет (Aumento, Loubat, 1971), 4 — ппагиоклазсодержащий ортопироксенит, Ара-
вийско-Индийский хребет (данные С. Энгел и Р. Фишера), S — ортопироксенит, разлом Элтанин
(данные Г.Л. Кашинцева) ; 6—8 — у^трамафиты океанических плит: 6 — ортопироксенит, хр. Мак-
куори (данные Н. Уоткинса и Б. Ганна), 7 — клинопироксенит, желоб Оби (данные Р. Экииьяна),
8 — пироксенит (вебстерит), Восточно-Индийский желоб (данные Г.Л. Кашинцева и др.).
Примечание. Сг2О3 -41,60; NiO -0,ll;V2O5 -0,18мас.% (ан. 2).
35,53
0,09
1,21
3.59
2,34
0,19
44,47
0,41
0,04
0,04
11,50
99,99
6,37
0,13
18,09
1,69
12,62
0,28
15,95
0,00
0,00
0,00
2,76
99,92
38,06
0,08
2,21
9,52
0,70
0,05
30,78
3,51
0,35
0,10
10,75
99,72
54,02
0,09
3,90
0,82
4,22
0,03
31,76
1,92
0,32
0,03
2,41
99,52
52,20
0,95
1,05
-
14,13
0,27
23,99
2,66
0,40
0,04
2,60
98,29
55,30
0,02
0,65
10,06
-
0,05
33,60
0,12
0,12
0,01
-
99,93
49,20
0,16
3,92
—
8,17
—
17,13
18,05
0,35
0,01
-
96,99
54,72
0,08
4,15
2,12
4,25
0,12
19,97
10,49
0,72
0,06
3,04
99,72
мантии (Roden et al., 1984). Еще одной особенностью характеризуемой ассоциации
является широкое распространение плагиоклазсодержащих перидотитов, среди которых
доминируют разновидности с лерцолитовым минеральным составом. Этим породам
присущи своеобразные микроструктуры, от интерпретации которых во многом зависят
взгляды на их генезис,
В целом структуры океанических ультрабазитов чаще всего характеризуются как
протогранулярные или порфирокластические, т.е. деформационные, и такие породы
уже традиционно относятся к реститам. Однако плагиоклазовым лерцолитам после
изучения перидотитов глубоководной скв. 334 (Initial..., 1977) приписывают и
кумулятивную природу. Особенности строения и состава плагиоклазовых лерцолитов
скв, 334 рассмотрены далее; здесь же отметим, что вывод об их кумулятивном
генезисе может быть не единственным решением. Ранее аналогичные породы из
трансформного разлома Романш были изучены В.В. Плошко, а из северной части
Западно-Индийского хребта — В.И. Чернышевой. В обоих случаях отмечались признаки интенсивной
деформации крупных выделений пироксенов и их отсутствие в интерстициальных
мелких агрегатах плагиоклаза. Специально подчеркивалось, что кристаллизация
последнего и некоторой части пироксенов происходила в уже деформированных породах.
Плохо согласуются с кумулятивной гипотезой грубая корреляция объемных
содержаний плагиоказа и клинопироксена, а также аномалии в составах хромшпинелидов и
пироксенов (Dick et al., 1984). Следует принять во внимание и то, что в офиолитовых
лерцолитах наложенный характер плагиоклаза доказан микроструктурными
исследованиями Ф. Будье и А. Николя. Все зто позволяет предполагать, что кумулятивный облик
и своеобразный химизм плагиоклазовых лерцолитов обусловлен
закристаллизовавшимся интерстициальным базальтовым расплавом, не полностью удаленным при
частичном плавлении исходных перидотитов (Dick, Fisher, 1984) или пропитавшим
предварительно истощенные породы. С перекристаллизацией таких "контаминированных"
(по существу, гибридных) пород можно связывать наблюдаемую иногда повышенную
железистость минералов стандартных порфирокластических перидотитов океана (Лазь-
ко и др., 1984).
Хотя вариации состава минералов характеризуемых пород в целом уже, чем в офио-
266
литах, они все же достаточно велики и разнообразны. В хромшпинелидах ощутимо
изменяются отношения Сг/ (Сг + А1) и Fe2+ / (Fe2+ + Mg) (рис. 100), а в пироксенах при
сравнительно узком интервале железистости — концентрации Al, Cr, Ca, Ti, Na.
Содержание А12О3 в последних иногда достигает 7 и редко опускается ниже 3%, особенно
в клинопироксенах (рис. 101). Пироксенам свойственны занальность и структуры
распада. В плагиоклазовых лерцолитах хромшпинелиды (иногда и клинопироксены)
содержат повышенную примесь Ti и Fe3+ (Dick et al., 1984). Прослеживаются
устойчивые корреляции состава минералов между собой и с модальным составом пород (Dick,
Fisher, 1984; Michael, Bonatti, 1985).
На химический состав ультрабазитов срединных хребтов сильно влияют вторичные
низкотемпературные процессы (гальмиролиз, серпентинизация), которым зти породы
легко подвергаются в океанической коре. В интенсивно измененных разностях
содержится много (до 14—16%) воды и отношение Fe2O3/FeO резко растет; в них, кроме
того, фиксируется высокая подвижность ряда компонентов (вынос Ca, A1, привнос
железа и особенно щелочей, которые могут накапливаться и в относительно свежих ультра-
базитах). При сильном изменении также нарушаются отношения MgO/SiO^ и MgO/FeO,
т.е. происходят все те же необратимые процессы, о которых шла речь в главе 1. Менее
измененные породы по петрохимическим характеристикам в большинстве своем
относятся к типичным перидотитам с высокой магнезиальностью, низкой кремнеземис-
тостью, малым количеством оснований (табл. 117). Если не считать горнблендиты и
редкие виды ультрамафитов, химизм которых широко варьирует (см. табл. 116),
перидотиты океана довольно однообразны по составу. Уже первые исследователи
выделили два дискретных петрохимических типа пород —- преобладающие гарцбургиты и
подчиненные лерцолиты (Дмитриев и др., 1976). Последующие работы полностью
подтвердили обоснованность такого разделения, сместив, однако, количественные
акценты в пользу лерцолитов (Лазько, 1987). Фундаментальная особенность
океанических перидотитов, включая гарцбургиты, состоит в том, что практически всегда
отношение MgO/SiO2 в них меньше единицы. Это свидетельствует о высоком
содержании в них нормативных пироксенов, прежде всего ромбического, что хорошо
согласуется и с модальным составом пород. Можно, следовательно, говорить о заметно меньшей
истощенности перидотитов срединных хребтов по сравнению с гарцбургитами офиоли-
тов, что очень важно для петрологических и геодинамических построений.
Возросшее количество аналитических материалов позволяет наметить и третью
группу плутонических ультрабазитов срединных хребтов, которые условно назовем
железистыми перидотитами. В нее в основном попадают плагиоклазовые лерцолиты
предположительно кумулятивного или гибридного происхождения с суммарным содержанием
железа > 10 мас.% (см. табл. 117). Находки подобных пород в Атлантическом и
Индийском океанах пока немногочисленны (Лазько, 1987). Их не следует смешивать соже-
лезненными серпентинитами, которые могли образоваться при низкотемпературном
подводном выветривании обычных перидотитов.
Изучение геохимических особенностей ультрабазитов затруднено вследствие
сильного изменения пород. Вторичные процессы особенно влияют на содержание легко-
подвижных крупноионных литофильных элементов (К, Rb, Sr, Ba, La, Ce), количество
которых в серпентинитах океана иногда явно не соответствует их первоначальным
концентрациям в свежих породах; данные по наименее измененным ультрабазитам
приведены в табл. 117. Любопытно, что при сходном уровне накопления металлов
группы Fe ультрабазиты отличаются по содержанию редких литофильных элементов.
Четко выделяются две группы пород: 1) шпинелевые и плагиоклазовые перидотиты
с низкими концентрациями Rb, Sr, обедненные легкими РЗЭ (лишь Sr может
накапливаться в плагиоклазовых лерцолитах); 2) роговообманковые перидотиты и
горнблендиты, обогащенные этими элементами.
По-видимому, изменением первичных пород отчасти вызвано и нарушение их
изотопных систем. Так, уже первые определения Э. Бонатти и др. показали, что серпентини-
зированные перидотиты Экваториальной Атлантики обладают высокими (0,7063—
267
а
Z0
00 ft3** Tl
/0
77
JO
J0
Рис. 100. Положение составов шпинелидов ультраосновных пород ложа океана на диаграммах
Al-Cr-(Fe3++Ti)(e)HFe2+/(Fe2+ + Mg)-Cr/R3+(б) (составлены с использованием материалов
Г.Н. Савельевой, П. Хэмлина, Э. Бонатти, СЛ. Щеки, Г. Дика, Т. Баллена, С. Аран, Т. Фуджи,
Дж. Синтона, Р. Саймса, Д. Кларка, А. Лубы, Ф. Ходжеса, Дж. Пэйпайка, М. Принца, У. Мелсона,
М. Родена, Т. Шибаты, Г. Томпсона, Е.Е. Лазько, И, Николса, Г. Буало и др.)
1—8 — срединно-океанические хребты: 1 — ультрабазиты, разлом Оуэн, 2 — перидотиты, Ара-
вийско-Индийский хребет, 3 — лерцолиты, Западно-Индийский хребет, 4 — перидотиты, скв. 395,
5 — плагиоклазовые лерцолиты, скв. 334, 6 — лерцолиты, экваториальная часть Атлантического
океана (скалы Св.Павла, разломы Романш, Чейн, Вима), 7 — гарцбургиты, северная часть
Атлантического океана (40—43° ели.), 8 —перидотиты, разлом Элтанин; 9—11— океанические плиты: 9 «-
перидотиты, разлом Клариои, 10 — ультрамафиты, желоб Диамантина, 11 — лерцолиты, Иберийская
котловина
о
а
ф
фф
о •
о 8%
\
Ф «
ф Ф
ев
/0
7Z
70
Рис. 101. Положение составон ромбических (с) н моноклинных (б) пироксенов ультраосновных
пород ложа океана на диаграмме Fe/(Fe + Mg)-Al3O3. Услоиные обозначения и источники данных
те же, что на рнс. 100
0,7227) величинами отношений S7Sr/86Sr. В ряде случаев зто можно связать с
низкотемпературными наложенными процессами, поскольку в свежих ультрабазитах того же
региона аналогичные величины заметно ниже (0,7032—0,7035) и близки к мантийным
(Roden et al., 1984). Причины изотопных аномалий не всегда ясны. Далеко не все
из них можно объяснить влиянием изотопного обмена с морской водой, так как в
изученных пробах отсутствует корреляция между отношениями 87Sr/86Sr и валовыми
концентрациями Sr, а в некоторых случаях зти отношения в перидотитах даже выше,
268
Таблица 117. Средний химический состав ультрабазитов срединноокеаиических хребтов
Компоненты
TiO,
A12U3
сг2иэ
NiO
MgU
Число
анализов
1
44,08
0.98
6,08
0,08
1,40
0,83
0,37
0,25
8,98
1,10
0,11
0,01
0,30
0,02
43,29
0,92
1,35
0,52
0,06
0,03
0,04
0,05
6
2
45,40
1,58
0,07
0,06"
4,93
0,97
0,21
0,08
8,80
0,76
0,13
0,05
0,24
0,04
36,83
3,05
3,06
1,74
0,15
0,18
0,03
0,03'
8
3
46,60
1,89
0,28
ffi
3,86
0,95
0,44
0,21
8,72
0,84
0,14
0,02
0,20
0,07
36,75
2,92
2,40
1,16
0,50
0,21
0,11
0,05
20
4
44,63
0,33
0,13
0,08
3,15
0,94
0,46.
0,08
8,05
0,47
0,15
0,03
0,27
0,03
40,66
2,24
2,25
1,05
0,20
0,13
0,05
0,04'
8
5
39,85
1,65
4,59
1,18
18,20
1,90
0,02
0,00
10,08
1,52
0,11
0,02
0,04
0,02
9,51
3,38
12,72
1,04
3,64
0,77
1,24
0,32
4
6
45,60
1,27
0,05
0,02
1,89
0,54
0,38
0,13
8,23
0,54
0,16
0,09
0,32
0,28
40,52
2,09
2,60
1,12
0,21
0,10
0,04
0,05
И
7
45,66
1,32
0,18
0,16
2,20
1,07
8,80
0,89
0,14
0,05
41,54
2,15
1,15
0,38
0,26
0,27
0,08
0,10
12
8
45,52
0,54
0,15
0,07
2,98
0,66
8,01
0,89
0,20
0,08
39,70
1,20
3,16
1,22
0,23
0,06
0,05
0,02
11
9
46,00
0,78
0,02
0,01
1,27
0,23
0,39
0,13
9,28
0,92
0,15
0,06
0,28
0,03
41,34
0,97
1,06
0,49
0,18
0,05
0„03
0,01
7
10
44,56
1,56
0,18
0,23
3,23
1,74
0,41
0,20
11,40
2,72
0,15
0,06
0,22
0,06
37,63
3,76
1,87
0,86
0,26
0,33
0,09
0,11
12
И
45,86
1,13
0,47
0,07
11,82
1,11
0,20
0,07
9,59
0,60
0,20
0,10
0,09
0,03
21,06
2,54
8,99
1,00
1,57
0,22
0,15
0,04
19
(о
S
Таблица 117 (окончание)
Компоненты
Сг
Ni
Со
V
Sc
Li
R'b
Sr
Ba
Zr
La
Се
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Yb
Lu
Cu
Zn
1
2700
2030
107
40
7,4
-
1,0
4,8
-
2,4
0,12
-
-
-
0,050
-
0,011
-
-
35
46
2
2870
1500
97
115
11
5,8
2,1
6,0
20
3,7
0,056
—
0,19
0,053
0,03.9
0,11
0,032
0,19
0,028
56
49
3
3010
1570
0,40
21
4
3350
2080
115
51
-
4,4
0,96
29
13
11
3,0
5,4
2,4
0,48
0,16
0,58
0,11
0,31
0,054
15
48
5
13
450
69
445
_
6,0
14
1560
2190
84
36
75
44
9,7
2,5
8,9
1,2
1,8
0,30
310
9,2
6
2700
2020
100
71
12
4,0
0,22
9,6
22
_
0,14
0,40
—
0,059
0,022
_
0,023
0,16
0,030
_
-
7
8
9
2900
2120
93
35
12
3,4
1,1
8,0
17
_
0,13
0,34
—
0,044
0,028
-
0,017
0,11
0,022
_
—
10
u
1290
700
59
160
32
12
2,8
70
21
33
1,5
4,0
2,3
0,92
0,38
-
0,25
1,2
0,20
75
52
Число
анализов
23
15
3
13
1—5, 11 — Атлантический океан: 1 - гарцбургиты, скв. 395, 2, 3 — плагиоклазовые лерцолиты (2 — скв. 334, 3 — разлом Романш), 4, 5 - ультрамафи-
ты, о-в Сан-Паулу (4 - роговообманковые перидотиты, 5 - горнблендиты), 11 — пикриты, скв. 332Б; 6—8 — Индийский океан: 6 - лерцолиты, разлом
Оуэн, 7 - гарцбургиты, Аравийско-Индийский хребет, 8 - лерцолиты, Западно-Индийский хребет; 9 — гарцбургиты, разлом Элтанин, Тихий океан; 10 —
среднее для железистых перидотитов срединных хребтов.
Примечание. Химические анализы для расчета средних составов пород заимствованы из работ В.В. Плошко, Г.Н. Савельевой, Р.Я. Белевцева и др.,
Е.Е. Лазько (Лазько и др., 1984), Л.В.Дмитриева и др., В.И. Чернышевой, Г.Л. Кашинцева, Э. Бонатти и др., К.Тилли и др., С. Энгела и Р.Фишера,
Ф. Аументо (Initial..., 1977), У. Мелсона (Initial..., 1979; Melson et al., 1972), M. Родена (Roden et al., 1984).
№
ZSffl
/Skm
Рис. 102. Разрезы рельефа дна впадины Унтла (по Г.Н. Савельевой). Пунктиром обозначены участки
драгировок
чем в океанической воде. Для контаминации улырабазитов необходимы растворы с
высокой ("континентальной") концентрацией 87 Sr либо насыщение пород Rb в ходе их
глубинной эволюции, и поэтому вопрос о природе таких разновидностей остается
открытым. Тем не менее данные кислородной и водородной изотопии свидетельствуют
о том, что нагретая морская вода является главным агентом серпентинизации (Wenner,
Taylor, 1973,1974).
Вообще серпентинизация улырабазитов в срединных хребтах проявлена очень
широко. Как правило, степень ее превышает 50%, и часто породы нацело преобразованы. В
таких случаях обычно прослеживается несколько последовательных стадий изменения,
накладывающихся друг на друга. Серпентинизации часто сопутствует кальциевый
метасоматоз, ведущий к появлению родингитов.
Разлом Оуэн. Один из крупнейших трансформных разломов ложа Индийского
океана — разлом Оуэн — рассекает северо-западную его часть от Сомалийской котловины
до шельфа Пакистана. Разлом протягивается почти на 3000 км параллельно берегам
Африки и Аравийского полуострова и продолжается в глубь Азиатского континента
(Д. Мэттьюз, Дж. Уилсон и др.). В рельефе дна он выражен цепочкой трогообразных
впадин, западные борта которых окаймлены подводными хребтами. Асимметричное
строение зоны Оуэн отчетливо выражено во впадине Уитли (рис. 102), расположенной
между двумя сегментами Аравийско-Индийского хребта. Крутая западная стенка
впадины, воздымающаяся на 3 км над ее дном, сложена, по данным драгировок, почти
сплошь ультрабазитами. Из редких фрагментов сопутствующих им пород упоминаются
феррогаббро, ортопироксениты и вебстериты. Это дало Э. Бонатти и П. Хзмлину
основание считать всю структуру крупной протрузией мантийного материала в океаническую
кору.
Серпентинизированные в разной степени шпинелевые лерцолиты, типичные для
срединных хребтов с низкими скоростями спрединга в удалении от "горячих"точек",
преобладают среди драгированного материала (табл. 118). Им свойственны средне-
и крупнозернистые порфирокластические структуры с явными признаками
пластической деформации и слоистые (шлировые) текстуры с четким линейно-плоскостным
расположением минералов. По данным С.А. Щербакова, оптическая ориентировка
минералов лерцолитов обусловлена пластическим течением, осуществлявшимся в два
этапа. Первый из них соответствовал режиму стационарной ползучести мантийного
субстрата на больших глубинах, а второй совпал с продвижением перидотитов в
океаническую кору. Некоторые лерцолиты очень богаты пироксенами, слагающими до
половины объема пород, что действительно сближает такие фрагменты с оливиновым веб-
стеритами. Среди поднятых образцов отмечены также лерцолиты с плагиоклазом,
немногочисленные гарцбургиты и дуниты (см. табл. 118). Петрографические данные,
однако, в этом и в ряде других случаев плохо согласуются с результатами анализа
состава минералов: изученные образцы не подчиняются известной эмпирической
закономерности, в соответствии с которой химизм породообразующих фаз равновесных
ультрабазитов контролируется характером парагенезиса. Как показывает обширный
271
Таблица 118. Модальный состав ультрабазитов разлома Оуэн (Hamlyn, Bonatti, 1980)
Минерал
Оливин*
Ортопироксен*
Клинопироксен
Хромшпинелид
Плагиоклаз
Прочие
минералы
1
(19Г)
99,6
0,0
0,0
0,4
0,0
0,0
2
(19Р)
96,8
0,0
0,0
3,2
0,0
0,0
'"Включая вторичные продукты.
1,2 — дунить
3
(19АБ)
71,7
28,1
0,0
0,2
0,0
0,0
; 3—5 — гарцбургиты; 6—10
4
(18А)
87,7
11,9
0,2
0,2
0,0
0,0
5
(19М)
67,0
25,4
2,7
1,3
0,0
3,6
— лерцолиты.
6
(18Б)
65,5
28,0
5,8
0,4
0,0
0,0
7
(18Д)
72,5
16,4
6,9
0,2
2,9
1,0
8
(19Ц)
67,2
22,2
8,9
1,6
0,0
0,2
9
(19Ф)
54,2
33,6
10,8
1,0
0,0
0,4
10
(19К)
62,3
24,5
12,5
0,6
0,0
0,0
материал по офиолитам (см. главу 1), от лерцолитов через гарцбургиты к дунитам
растет магнезиальность оливина, уменьшается количество легкоплавких компонентов
в пироксенах, а хромшпинелиды становятся заметно более хромистыми.
В минералах ультрабазитов разлома Оуэн зависимости иные (табл. 119). Железис-
тость оливинов в них колеблется в ограниченных пределах (Fa9)6-n) и не коррелирует-
ся с объемным содержанием минерала, т.е. не зависит от парагенезиса. Состав
пироксенов во всех случаях характерен, скорее, для лерцолитов, а не гарцбургитов.
Порфирокласты ортопироксена представлены энстатитом W02.4En86-89Fs9.10 c высокой
концентрацией А12О3 (до 6,5%), Сг2О3 (свыше 1%) и СаО (до 2%); они практически
идентичны в обоих видах перидотитов. Клинопироксены относятся к хромдиопсиду
Wo43-46EnSo-siFs4-6, содержащему до 7% А12О3 и до 1,7% Сг2О3. Они также не
различаются в породах разного модального состава. Концентрации ТЮ2 (0,15—0,43%) и
Na2O (0,07-0,62%) в клинопироксенах умеренны. Правда, один из клинопироксенов
гарцбургитов содержал 1,14% Na2O. В центральных частях крупных зерен обеих
модификаций пироксенов присутствуют многочисленные пластинки распада твердых
растворов. Кроме того, все порфирокласты зональны с единым трендом обеднения периферии
зерен А1 и Сг. Внешние зоны ортопироксенов обеднены Ga. Периферические зоны
клинопироксенов, наоборот, обогащены им, что указывает на падение температуры в ходе
перекристаллизации. Одновременно в большинстве случаев края крупных индивидов
пироксенов содержат меньше Fe и соответственно более магнезиальны, чем их ядра,
что подчеркивает немагматический характер зональности (Hamlyn, Bonatti, 1980).
Необласты пироксенов гомогенны, лишены продуктов распада и по составу близки к
внешним зонам порфирокластов. Плагиоклазы содержат 91-96% An. Особенно
показательны изменения химизма хромшпинелидов. По хромистости они варьируют от
высокоглиноземистых до умеренно хромистых шпинелей с низкой концентрацией Fe и Ti.
Наиболее хромистые разности выявлены, однако, не в дунитах, а в перидотитах, в том
числе в плагиоклазовых лерцолитах. Отсутствуют обычные корреляции состава шпине-
лидов и силикатов, а также связь с модальным составом ультрабазитов (Dick, Fisher,
1984; Michael, Bonatti, 1985). Напрашивается вывод, что нарушение фундаментальных
зависимостей между составом минералов и типом парагенезиса в ультрабазитах из
разлома Оуэн может быть вызвано непредетавитепьностью образцов, подвергнутых
количественно-минеральному анализу. Поскольку изученные фрагменты в основном
были небольшого размера, крупнозернистыми и текстурно неоднородными (Hamlyn,
Bonatti, 1980), присутствие среди них дунитов и гарцбургитов выглядит по меньшей
мере проблематично.
Петрохимические данные также не решают однозначно вопрос о природе ультраба-
зитов По содержанию СаО, А12О3, Na20 и отношению MgO/SiO2 большинство пород
отвечает слабо истощенным лерцолитам, но есть среди них и явные гарцбургиты
(табл 120) В последнем случае петрохимические данные, однако, не согласуются с
272
Таблица 119. Химический состав минералов ультрабазитов разлома Оуэн (Hamlyn, Bonatti, 1980)
w
j! Компоненты
09
tH
SiO,
TiO,
A1,O,
Cr2O,
v2o,
Fe3O,*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K,0
Сумма
1(19Г)
Ol
40,9
_
-
-
_
-
9,75
0,15
0,32
49,3
0,11
-
-
100,53
Crt
0,18
50,8
16,8
0,08
2,57
11,6
0,05
0,09
18,8
-
-
-
100,97
2(19P)
Ol
Crt
42,0
0,22
39,3
23,9
0,11
6,48
9,73 11,5
0,09 0,16
0,42 0,21
47,7 17,1
0,12
- -
-
100,06
98,98
3(18A)
Ol
40,7
_
_
_
_
_
9,47
0,16
0,32
49,4
0,09
_
-
100,14
Opx
53,9
0,12
5,16
0,81
_
-
5,85
0,13
0,06
32,4
1,44
0,05
0,05
99,97
Crt
_
0,17
32,2
34,1
0,17
3,69
16,4
0,07
0,14
13,4
-
-
-
100,34
4(19M)
Ol
40,9
-
-
-
-
-
10,5
0,11
0,50
48,7
0,15
-
-
100,86
Opx
54,0
0,08
4,82
0,83
_
_
6,55
0,11
0,11
31,4
1,56
0,00
0,03
99,49
Cpx
49,5
0,19
6,35
1,20
_
_
3,47
0,12
0,18
16,6
22,3
0,09
0,04
100,04
Crt
0,02
45,8
17,7
0,11
5,51
11,5
0,14
0,20
17,6
_
-
-
98,58
5(18Б)
Ol
Opx
39,6 53,6
0,13
5,30
0,46
_ —
_ —
9,90 6,28
0,14 0,13
0,44 0,09
49,7 33,4
0,04 1,04
0,05
0,06
99,82
100,54
Компоненты
5(18Б)
Cpx
Crt
6(18Д)
Ol
Opx
Срх(ц)
Срх(ом)
Crt
7(19Ц)
Ol
Орх(ц)
Орх(ом)
Срх(ц)
Срх(ом)
Crt
SiO,
ТЮ,
А1,О,
Сг,О,
v2o,
Fe,O*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,0
K,0
Сумма
49,9
0,35
6,39
0,91
-
-
2,95
0,13
0,00
16,6
22,4
0,50
0,05
100,18
*Рассчитано по стехиометрии.
1,2 -
—
0,09
52,9
14,3
0,05
1,26
12,4
0,00
0,16
18,1
-
-
-
99,26
-дуниты; 3, 4 — гарцбургиты; 5—7
39,4
_
_
_
_
_
10,7
0,15
0,42
48,6
0,06
_
-
99,33
— лерцолиты
54,5
0,18
3,11
0,65
_
_
6,79
0,16
0,06
32,4
1,78
0,03
0,00
99,66
(6-с
51,3
0,31
6,20
0,89
_
_
3,26
0,07
0,07
15,9
21,7
0,23
0,02
99,95
плагиоклазом).
52,3
0,30
3,86
0,71
_
_
2,64
0,04
0,03
16,4
22,2
0,21
0,02
98,71
—
0,39
31,4
33,7
0,23
3,28
16,9
0,06
0,13
13,0
-
-
-
99,09
40,7
_
_
-
_
_
10,2
0,15
0,45
48,3
0,09
-
-
99,89
54,8
0,02
5,02
0,52
_
-
5,75
0,03
0,05
32,4
1,42
0,02
0,00
100,03
55,7
0,00
3,52
0,39
-
-
6,81
0,05
0,03
32,3
1,30
0,01
0,00
100,11
51,6
0,21
5,82
0,86
-
-
2,92
0,02
0,06
17,6
22,1
0,16
0,02
101,37
54,0
0,18
3,48
0,37
-
-
2,52
0,05
0,09
17,0
23,1
0,13
0,01
100,93
—
0,03
48,3
19,1
0,11
1,42
12,4
0,05
0,20
17,5
-
-
-
99,11
Таблица 120. Химический состав перидотитов разлома Оуэн
Компоненты
SiO2
ТЮ,
А12ОЭ
Сг2О3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O+
CO2
Сумма
Cr
Ni
Co
V
Li
Rb
Sr
Ba
1
41,43
0,03
1,99
0,49
5,82
2,47
0,12
0,25
35,05
2,14
0,23
0,03
9,35
0,19
99,59
3250
1960
94
95
5,5
0,40
13
22
2
43,08
0,04
1,98
0,45
4,17
3,62
0,12
0,25
34,27
3,31
0,21
0,02
8,06
0,00
99,58
2800
1810
86
78
2,3
1,3
6,6
30
3
40,73
0,02
0,99
0,31
3,91
3,43
0,11
0,29
39,02
1,81
0,12
0,01
7,64
1,09
99,48
2090
2280
120
39
4,2
0,30
20
16
4
41,10
0,04
2,00
0,35
4,22
4,17
0,11
0,65
34,24
2,74
0,18
0,06
7,82
1,58
99,26
2400
5100
710
110
_
—
-
_
5
40,82
0,03
1,74
0,29
3,88
4,61
0,11
0,55
36,17
1,26
0,20
0,10
7,69
0,83
99,58
1980
4300
630
280
-
-
-
6
38,38
0,02
0,86
0,15
3,68
4,38
0,13
0,57
39,83
2,60
0,12
0,06
6,57
2,24
99,59
1030
4480
470
170
_
_
-
_
7
41,72
0,04
2,52
-
3,47
3,95
0,38
-
35,86
1,50
0,25
0,00
8,74
0,34
99,52
-
-
-
-
_
-
-
_
8
40,65
0,07
1,57
—
3,25
4,02
0,09
—
35,80
4,50
0,25
0,00
5,72
3,17
99,83
_
-
—
-
—
—
—
1—3 — данные И.Н. Говорова иЕ.£.Лазько; 4—6 — материалы Г.Н. Савельевой; 7,8 — материалы
Е.Ф. Шнюкова, Р.Я. Белевцеваи др.
Примечание. Н,О~- 1,50; 0,72; 0,74% (ан. 5,7,8).
результатами анализа состава минералов (Г.Н. Савельева), которые обладают типично
"лерцолитовыми" характеристиками; следовательно, и здесь необходима осторожность
при отождествлении анализов с конкретными видами пород.
Некоторые лерцолиты содержат много СО2, что связано с наложенной карбонати-
зацией; соответственно в них завышены и концентрации СаО. Однако в целом
интенсивность вторичного изменения пород разлома Оуэн относительно низка по сравнению
с другими океаническими перидотитами, что повышает достоверность определения в
них редких и рассеянных элементов (см. табл. 120). В геохимическом отношении
лерцолиты являются типичными реститами с высоким уровнем концентраций сиде-
рофильных и низким - крупноионных литофильных элементов (Li, К, Rb, Sr, Ba),
хотя содержания Sr могут быть ощутимы, вероятно, в связи с присутствием в пробах
плагиоклаза.
Глубоководная скв. 395 была пробурена в Центральной. Атлантике в 45-м рейсе
научно-исследовательского судна "Гломар Челленджер" (Initial..., 1979). Она
находится на 22° с.ш., к югу от зоны трансформного разлома Кейн и примерно в 150 км
к западу от осирифтовой долины. На глубине около 160 м под дном океана, пройдя
миоценовые фораминиферовые и нанофоссилиевые илы, подушечные лавы и массивные
базальты, скважина вскрыла "плутонический комплекс" мощностью чуть больше 10 м,
представленный фрагментами перидотитов. Он состоит из верхней гарцбургитовой и
нижней лерцолитовой частей, разделенных горизонтом карбонатной брекчии с
обломками базальтов и перидотитов и прорывающей брекчию дайкой порфирового базальта.
Гарцбургитам в скважине предшествовал фрагмент измененного габбро; лерцолиты
подстилаются карбонатной брекчией и плагиоклаз-оливинфировым базальтом. Приле-
274
гающие к брекчии перидотиты сильно изменены и пронизаны карбонатными
жилами. К сожалению, геологические соотношения пород остались не вполне ясными из-за
низкого выхода керна. В целом "плутонический комплекс" представляет собой либо
тектонический блок, либо фрагмент олистостромы (Initial..., 1979).
Микроструктура ультрабазитов обеих частей разреза определяется Ф. Будье как
порфирокластическая с признаками высокотемпературной деформации и
перекристаллизации. Породы умеренно серпентинизированы (в верхнем интервале на 35-40, в
нижнем — на 60—65%). Количественно-минеральные подсчеты Дж. Синтона подтверждают
правильность идентификации перидотитов: в гарцбургитах присутствует 35% ортопи-
роксена, 2—4% клинопироксена и 1—2% хромшпинелида; в лерцолитах объемы тех же
фаз составляют соответственно 30, 8-12 и 4-5%. Однако небольшие размеры и крупно-
зернистость изучавшихся образцов не позволили получить такой же ясной петрохими-
ческой картины: в обоих интервалах проанализированные пробы соответствуют и
лерцолитам, и гарцбургитам, хотя последние преобладают (табл. 121).
В геохимическом отношении перидотиты также не различаются. Все они резко
обогащены тугоплавкими сидерофильными компонентами (Cr, Ni) и содержат умеренные
количества элементов с меньшими коэффициентами распределения (Со, V, Sc).
Концентрации редких литофильных элементов в них малы (см. табл. 121), а содержания
некоторых из них (Ва, Y, Nb) оказались ниже предела чувствительности анализа.
Очень близки по химизму, особенно по железистости, однотипные
породообразующие минералы гарцбургитов и лерцолитов (табл. 122). Это дало С. Араи и Т. Фуджи
основание полагать, что различия в количественно-минеральном составе перидотитов
могут быть мнимыми из-за неоднородности и небольшого размера образцов. Однако по
содержанию А1 и Сг их пироксены значимо отличаются, а в шпинелидах лерцолитов в
целом несколько пониженно отношение Сг/ (Сг + А1). Это позволяет думать, что гарцбур-
гиты "плутонического комплекса" истощены все же чуть сильнее, чем лерцолиты, что,
по-видимому, отражает разную глубинную предысторию пород и указывает на их
позднейшее тектоническое совмещение в коре. Нельзя не отметить близости состава
минералов перидотитов скв. 395 к тем же фазам из обогащенных клинопироксеном
гарцбургитов и бедных им лерцолитов многих офиолитов. Такие породы, хотя и не
преобладают в ультрабазитовом комплексе последних, встречаются все же достаточно часто. В то
же время именно они являются типоморфными для всей центральной части северной
половины Атлантики, где большинство изученных перидотитов заметно истощено,
возможно, в связи с повышенным тепловым потоком в области Азорской горячей точки
(Dick et aL, 1984; Michael, Bonatti, 1985).
Что касается вариаций состава однотипных минералов ультрабазитов, то отметим,
что железистость мелкого гранулированного оливина из матрицы пород по сравнению с
крупными его порфирокластами пониженна (см. табл. 122). Периферия крупных
индивидов пироксенов обеих модификаций, как обычно, ощутимо обедняется А1 и Сг (в ор-
топироксенах еще и Са, а в клинопироксенах — Ti и Na); необласты пироксенов
однородны и по составу близки к внешним зонам порфирокластов. Изменения состава хром-
шпинелидов довольно разнообразны, но в целом они отражают разубоживание
минерала магнохромитовым компонентом с одновременным накоплением А1 и Fe.
Подобный тренд прослеживается не только в зональных кристаллах, но и в дискретных
индивидах хромшпинелидов разного размера в матрице перидотитов, например в парах
крупных и мелких зерен (см. табл. 122). Скорее всего, все эти вариации возникают при
высокотемпературной деформации и перекристаллизации пород; по мнению Дж.
Синтона, определенную роль в их появлении могло сыграть и частичное плавление пород на
глубине. Независимо от природы процесса важно, что подобная направленность
дифференциации перидотитового субстрата ведет к сближению состава океанических
ультрабазитов с типичными истощенными гарцбургитами офиолитов.
Глубоководная скв. 334 (37-й рейс научно-исследовательского судна "Гломар Чел-
ленджер") находится также в Центральной Атлантике на 37° с.ш., в 104 км к западу
от оси рифтовой долины (Initial..., 1977). Работы, проведенные в этом районе по проек-
275
Таблица 121. Химический состав перидотитов из гаубоководных скв. 334 и 395 (Initial..., 1977,1979)
Компоненты
SiO,
ТЮ,
А1,О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K,0
P,OS
CO,
HjO*
П.П.П.
Сумма
Cr
Ni
Co
V
Sc
Rb
Sr
Ba
Zr
Zn
Cu
1
(18-i/6l=70a)
2
(18-1/61-706)
43,15 40,80
0,03 0,02
0,91 1,09
5,20 4,32
4,55 4,53
0,11 0,10
44,35 40,80
0,89 0,86
0,03 0,07
0,00 0,00
0,02 0,01
0,40
6,60
7,59
99,24* 99,60
2680 2180
2370 2190
127 70
29 36
6,6
1,8 5,0
6,0 5,0
- -
4,0 9,0
44 60
11
28
3
(18-1/92-96)
41,54
0,17
1,02
3,34
4,92
0,10
40,10
1,61
0,08
0,08
0,01
0,30
6,36
-
99,63
_
_
_
—
_
-
-
-
_
-
_
4
(18-2/85-95)
43,36
0,04
1,37
5,91
3,10
0,10
42,02
2,09
-
-
0,00
-
-
97,99
4790
2110
116
52
_
-
10
-
1,0
42
33
5
(18-2/130-137)
40,79
0,17
2,76
3,52
3,68
0,09
38,04
1,36
0,08
0,09
0,01
0,30
8,63
9,11
99,52*
_
-
—
—
_
-
-
-
-
-
_
6
(22-2/14-21)
40,66
0,05
5,53
2,13
5,00
0,14
31,77
4,27
0,18
0,01
_
0,10
10,00
-
99,84
5700
2060
_
-
10
1,4
2,7.
6,0
4,0
_
33
7
(22-2/61-63)
40,99
0,05
4,13
10,02
—
0,14
34,58
2,14
0,10
0,02
0,01
0,11
6,94
-
99,23
4360
1340
106
_
14
-
-
_
—
36
46
8
(22-2/80-82)
39,70
0,01
3,89
4,14
4,09
0,13
34,45
1,20
0,06
0,06
0,09
-
-
11,21
99,03
3760
1700
-
-
—
1,0
2,0
8,0
13
61
48
9
(26-1/20-22)
39,24
0,05
4,72
8,99
-
0,12
34,27
3,12
0,13
-
0,01
0,31
7,80
-
98,76
6170
1860
58
35
—
1,0
4,0
-
-
32
16
10
(26-2/93-103)
43,-50
0,05
9,95
-
7,70
0,12
25,80
8,42
0,06
0,04
-
-
-
3,97
99,61
1000
680
65
135
_
2,2
8,0
22
-
40
120
* Пересчитано на сухой остаток.
1-5 - скв. 395: 1—3 - гарцбургитовая часть разреза (1,2 — гарцбургиты, 3 — лерцолит), 4,5 - лерцолитовая часть разреза (4 - лерцолит, 5 - гарц-
бургит) ; 6-10 - скв. 334: 6-9 — плагиоклазовые лерцолиты, 10 — богатый плагиоклазом лерцолит, переходный к меланократовому оливиновому
габбронориту.
Таблица 122
Компо-
Химический состав минералов перидотитов из глубоководной скв. 395 (Initial..., 1979)
1(18-1/56-64)
Орх (ц)
Орх (к)
Срх(ц)
Срх(к)
Crtfo)
Crt(K)
2(18-2/127-136)
Орх(ц)
Орх (к)
Срх(ц)
Срх(к)
СМ(ц)
Crt(K)
SiO,
ТЮ2
A1,O,
Cf2O,
Fe2o,«
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,0
K,0
Сумма
54,6
0,06
3,03
0,89'
-
6,56
_
_
33,1
1,59
0,01
0,02
99,86
55,9
0,06
2,50
0,58
-
6,77
-
_
33,4
0,94
0,01
0,01
100,17
51,7
0,13
4,35
1,40
-
2,73
0,10
_
17,0
22,8
0,22
0,02
100,45
52,4
0,11
3,55
1,01
-
2,63
0,10
_
17,2
23,1
0,19
0,02
100,31
—
0,16
33,6
33,9
2,22
14,0
0,28
_
15,0
-
-
-
99,16
—
0,14
35,6
32,2
1,68
15,3
0,30
_
14,4
_
-
-
99,62
53,9
0,07
3,64
1,05
-
6,46
0,11
_
32,4
1,16
0,00
0,01
98,80
55,4
0,08
2,47
0,61
-
6,11
0,11
_
33,5
0,89
0,00
0,01
99,18
50,1
0,18
4,83
1,56
-
3,08
-
_
16,6
23,1
0,11
0,03
99,59
50,5
0,13
4,15
1,15
-
2,70
0,10
16,9
23,2
0,10
0,01
98,94
-
0,13
35,1
32,7
2,94
13,7
0,28
15,6
—
100,45
—
0,12
32,0
31,2
2,43
15,1
0,27
14,6
—
-
95,7
■4J
Компоненты
3(18-1/61-70)
Ol
Орх
Cpx
Crt2'
Crt3'
4(18-2/96-106)
Ol2'
Ol3'
Орх(ц)
Орх (ом)
Срх(ц)
Gpx (ом)
Crt2'
Crt3'
SiOj
TiO3
A1,O,
Cr,O,
Fe2O,«
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,0
K,0
Сумма
39,8
-
0,03
0,00
-
9,52
0,10
0,42
50,5
0,07
0,00
-
100,44
54,2
0,03
3,10
0,89
-
6,16
0,11
-
35,8
0,83
0,02
-
101,14
50,0
0,12
4,04
1,41
-
2,47
0,04
-
17,9
23,5
0,29
-
99,77
0,04
0,14
33,2
35,7
-
15,8
0,28
0,15
15,5
0,01
-
-
100,82
0,14
0,04
36,1
30,6
-
18,2
0,31
-
14,8
0,01
-
-
100,20
39,8
-
-
-
-
9,74
0,08
0,40
50,2
0,05
_
-
100,27
39,5
-
-
-
-
9,21
0,11
0,45
50,0
0,02
_
-
99,29
54,5
0,00
3,56
0,89
-
6,11
0,16
-
33,9
1,03
0,00
-
100,15
55,8
0,01
2,69
0,42
-
6,32
0,17
-
34,5
0,74
0,00
-
100,65
50,1
0,13
5,48
ш
-
2,71
0,08
-
16,2
23,8
0,13
-
100,24
52,2
0,06
3,01
0,66
-
2,54
0,09
-
17,7
23,4
0,05
-
99-.71
0,02
0,13
33,7
34,7
_
15,7
0,35
-
15,9
0,00
_
-
100,50
0,16
0,04
42,1
25,0
_
15,9
0,24
_
15,9
0,02
_
-
99,36
* Рассчитано по стехиометрии.
2 * Крупные зерна,
9 * Мелкие зерна.
1,3 — гарцбургиты, верхняя часть разреза; 2,4 — перцолиты, нижняя часть разреза.
ту FAMOUS, показали, что он характеризуется интенсивной разрывной тектоникой,
хотя и удален от зон крупных трансформных разломов. Кровля вулканитов второго
слоя океанической коры была вскрыта под толщей позднемиоценовых глубоководных
илов на глубине 259,5 м под дном океана; после 50-метрового базальтового интервала
скважина вскрыла интрузивный комплекс; по нему она прошла 67 м и затем была
остановлена. В разрезе комплекса многократно чередуютсягаббронориты, оливиновые габ-
бронориты, плагиоклазовые лерцолиты и брекчии, представленные обломками всех
этих пород, которые заключены в карбонатную матрицу либо в перетертый материал
базитов и перидотитов. Габброиды, ультрабазиты и брекчии соотносятся как 2:1:1.
Непосредственный контакт интрузивных пород с перекрывающим базальтом
опробовать не удалось. Судя по первичным материалам рейса, габброиды и ультрабазиты
находятся между собой в интрузивных соотношениях или разделены прослоями
брекчий.
Лерцолиты скв. 334 ощутимо серпентинизированы. Пропорции минералов
изменяются в них довольно широко. Наряду с преобладающим оливином Faj j _ j2,5 °ни
содержат 10—40% низкоглиноземистого ортопироксена Wo4_5En85_86Fsio-ii> Д° 15%
низкоглиноэемистого хромдиопсида Wo4o-48En46-54Fs5-6 c небольшой долей Ti и
Na. Акцессорный хромшпинелид отличается высокими для океанических парагенезисов
отношениями Сг/ (Сг + А1) и Fe/ (Fe + Mg) (54—60 и 40—55% соответственно), а также
содержит до 0,65 мае. % TiO2. Плагиоклаз Ап88_90 отмечен во всех без исключения
фрагментах,обычно в количестве < 5% (табл. 123). Всем темноцветным силикатам
свойственна несколько повышенная по сравнению с обычно наблюдаемой в ультраба-
зитах океана железистость. Обе модификации пироксенов содержат многочисленные
тончайшие пластинки распада бушвельдского типа (Hodges, Papike, 1976). Клинопиро-
ксен в лерцолитах часто преобладает над ортопироксеном и замещается хромсодержа-
щим паргаситом.
Структура пород определяется присутствием крупных (до 2 см) округлых
индивидов оливина, сцементированных ксеноморфными интерстициальными зернами
пироксенов и плагиоклаза. Хромшпинелид также приурочен к межзерновым
промежуткам и образует многочисленные включения в силикатах. Признаки
высокотемпературной пластической деформации в лерцолитах выражены плохо (полосы излома и
субзерна в оливинах, изгибы линий спайности и вростков распада в пироксенах).
Химический состав наименее измененных лерцолитов варьирует довольно широко
(см. табл. 121). В части изученных образцов накапливается Fe (свыше 10 мае. %), что
является следствием повышенной железистости оливина перидотитов, в других
(содержащих значительную долю интерстициального материала) — очень велики концентрации
А1г Оз и СаО при низких содержаниях MgO. Серия таких пород, обогащенных
преимущественно плагиоклазом, несмотря на низкую основность, относится, по существу, уже
к крайне меланократовым габброноритам (см. табл. 121, ан. 10), хотя они были
описаны как троктолиты (Initial.., 1977). Все лерцолиты независимо от минерального
состава сильно обеднены Rb и Sr, Концентрации РЗЭ в них ниже хондритовых. Например, в
двух образцах (22-2/61-63, 26-1/20-22) лерцолитов содержание РЗЭ составляет (в г/т
соответственно): La - 0,058; 0,030; Sm - 0,029; 0,040; Eu - 0,024; 0,021; Gd-
0,073; 0,060; Tb - 0,015; 0,015; Yb - 0,15; 0,13; Lu - 0,026; 0,023. Спектр
лантаноидов характеризуется спадом нормированнных концентраций от тяжелых РЗЭ к
легким и хорошо выраженными Eu-максимумами, связанными с присутствием
плагиоклаза. В этом отношении перидотиты похожи на сопряженные с ними габброиды, от
которых отличаются только более низким уровнем накопления РЗЭ.
Характер чередования пород в разрезе, их микроструктуры, геохимические
особенности и состав минералов явились основой для вывода о том, что интрузивный
комплекс, подобно континентальным расслоенным интрузивам, имеет кумулятивную
природу (Hodges, Papike, 1976). Д. Кларк и А. Луба выделили девять ритмов,
начинающихся с лерцолита. Однако постепенные взаимопереходы пород не были
установлены, и по крайней мере часть таких "ритмов" образовалась в результате низкотемпера-
278
Таблица 123. Состав минералов плагиоклазовых лерцолитов из глубоководной скв. 334
(Hodges, Papike, 1976; Initial..., 1977)
Компоненты
SiO,
TiO,
A13O3
Cr3O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
Сумма
1 (22-2/80-82)
Орх*
56,15
0,11
2Д4
0,74
7,40
0,19
32,87
2,21
0,00
101,81
* Валовой состав.
Срх*
52,41
0,19
3,32
1,32
4,04
0,17
19,52
20,52
0,24
101,73
Crt
0,65
20,87
41,92
24,21
0,31
10,61
-
-
98,57
И
45,44
—
35,71
—
-
-
-
18,45
1,32
100,92
2(26-1/20-22)
О1
40,2
—
-
—
10,8
0,18
49,2
0,08
-
100,46
Орх
55,92
0,11
2,16
0,74
6,69
0,00
32,15
2,19
0,05
100,01
Срх
53,51
0,37
2,97
1,33
2,72
0,00
16,35
21,98
0,90
100,13
Crt
0,00
0,40
22,10
4333
22,22
0,37
10,94
0,02
-
99,38
турных тектонических процессов (Initial.... 1977). Ф. Ходжес и Дж. Пэйпайк отмечают,
что фазовая и скрытая расслоенность в габбро-перидотитовой толще выражена плохо.
Кроме того, по железистости минералы плагиоклазовых лерцолитов не так уж сильно
отличаются от аналогичных фаз некоторых неистощенных океанических перидотитов,
чья деформированная природа не оставляет сомнений в их реститовом происхождении
(породы разломов Кейн, Вима и Романш в Атлантике, Элтанин в Тихом океане,
некоторые лерцолиты разлома Оуэн). Поэтому нельзя исключить и гибридную природу
лерцолитов, что было рассмотрено выше.
Остров Сан-Паулу. Крошечные островки в Экваториальной Атлантике, больше
известные как скалы Св. Павла, интересны прежде всего необычными для океанов
особенностями слагающих их ультрамафитов1. Скалы расположены в зоне одноименного
крупного тектонического нарушения между двумя сегментами Срединно-Атланти-
ческого хребта, который разбит на этих широтах многочисленными трансформными
разломами (Романш, Чейн, Сан-Паулу и др.) на короткие отрезки. Несмотря на малую
площадь выходов (немногим более 3000 м2), эти затерянные в океане необитаемые
островки привлекают внимание исследователей уже свыше 150 лет. Участники
кругосветной экспедиции на судне "Челленджер" в конце прошлого века рассматривали их
как свидетельство в поддержку легенды об Атлантиде, а не так давно, в 1954 г., Г, Хесс
одним из первых выдвинул идею о том, что они представляют собой тектонические
блоки субокеанической верхней мантии на дневной поверхности.
Аномальную невулканическую природу скал Св. Павла установил еще Ч. Дарвин во
время экспедиции на корабле "Бигл". Действительно, они сложены
полнокристаллическими роговообманковыми перидотитами с прослоями и шлирами горнблендитов и
оливиновых габбро; аналогичные породы драгированы вокруг скал еще в ряде пунктов
(Melson et al., 1972; Roden et al., 1984). Это дает основание предполагать, что общая
площадь обнажений ультрамафитов намного превышает размеры их выходов на
уровнем океана и достигает по крайней мере 400 км2. К северу от острова драгированы
щелочные оливиновые базальты с ксенолитами ультрабазитов, подобных улырамафитам,
изученным на поверхности (Дж.Синтон, Г.Томпсон). Возраст скал, судя по
маломощным осадкам на их подводных склонах, миоценовый.
Все ультрамафиты сильно милонитизированы. Переходы между роговообманковыми
Многие из этих особенностей сближают ультрамафиты скал Св. Павла с однотипными породами
высокобарических перидотитовых комплексов, описанных в главе 8; в связи с этим не
исключено, что скалы являются не реликтами океанического ложа, а фрагментами мантийного диапира,
внедрившегося в кору на ранней стадии раскрытия Атлантического океана.
279
Таблица 124. Химический состав минералов из ультрамафитов скал Св. Павла (Roden et al., 1984)
Компоненты
1 (СЕ-9)
О1
Орх
Срх
Crt
Prg
Phi
SiO,
тюа
A12O3
CraO3
FeO
NiO
MgO
CaO
Na2O
KaO
Сумма
39,72
0,00
0,00
0,01
10,44
0,29
49,64
0,03
0,02
0,00
100,15
55,29
0,02
3,21
0,35
7,70
0,10
33,67
0,36
0,01
0,00
100,71
50,29
0,42
4,35
0,73
3,21
0,13
16,35
22,62
1,00
0,04
99,14
0,04
0,05
56,25
11,70
17,94
0,36
15,83
0,02
0,02
0,01
102,22
39,61
3,71
14,82
—
5,82
_
15,86
12,10
2,77
1,07
95,83
36,06
4,96
16,64
—
4,58
—
21,72
0,12
0,23
9,83
94,39
Компоненты
2 (CE-29)
Ol
Opx
Cpx
Crt
Prg
НЫ
3 (CE-3O)
Krs
PI
SiOj
TiO2
AV>,
Oa03
FeO
NiO
MgO
CaO
NasO
KaO
Сумма
39,36
0,04
0,00
0,05
9,62
0,38
50,81
0,00
0,02
0,01
100,29
56,40
0,01
0,95
0,16
7,20
0,10
35,91
0,22
0,02
0,00
100,97
54,64
0,15
3,65
0,98
2,67
0,10
16,78
23,28
0,96
0,00
103,21
0,05
-
55,45
14,81
15,44
0,35
16,74
0,01
0,03
0,00
102,88
43,33
-
14,88
1,40
4,77
0,11
18,08
12,02
2,66
0,04
97,30
39,74
4,05
13,04
—
13,17
-
11,92
11,58
2,70
1,68
98,10
40,37
3,29
15,35
-
8,41
-
14,29
12,56
2,28
1,63
98,62
43,93
0,02
38,26
—
0,08
-
0,04
20,48
0,49
0,02
103,32
1,2 — роговообманковые перидотиты; 3 — горнблендит.
Примечание. В состав паргасита, флогопита (обр. 1), роговой обманки (обр. 2) и керсутита
(обр. 3) входит С1 в количестве 0,07; 0,25; 0,22; 0,44% соответственно.
перидотитами и горнблендитами постепенные, через зону обогащения амфиболом, с
образованием промежуточных по составу пород. Порфирокласты с обычными признаками
высокотемпературной пластической деформации представлены в перидотитах
стандартным для шпинелевых лерцолитов набором силикатов (01 + Орх + Срх), к которым
почти во всех образцах присоединяются в тех или иных количествах первичные амфибол и
флогопит. Теми же минералами, изредка с участием плагиоклаза и вторичных
высокотемпературных фаз (апатита, скаполита, содалита), сложена частично
перекристаллизованная тонкозернистая матрица пород. Вторичные низкотемпературные продукты
развиты спорадически. Оливин перидотитов содержит 9—10% Fa (табл. 124). В пироксенах
при нормальной для лерцолитов железистости относительно мало А1 и Сг; вместе с тем
в клинопироксенах явно повышенна концентрация Na. Шпинелиды представлены
высокоглиноземистой низкохромистой шпинелью. Первичный амфибол в бедных им
перидотитах близок к паргаситу; в ряде случаев с ним ассоциирует магнезиальная роговая
обманка. По мере роста количества амфибола его состав становится болеетитанистым,
приближаясь к керсутиту. Ведущий минерал горнблендитов — коричневый амфибол
керсутитового типа; ему сопутствуют основной плагиоклаз, Fe-Ti окислы, скаполит,
апатит (Melson et al., 1972; Roden et al., 1984).
280
Таблица 125. Химический состав ультрамафитов скал Св. Павла
(Melson et al., 1972; Roden et al., 1984)
Компоненты
1 (327)
2 (CE-22)
3 (НЕЧ)
4 (479)
5 (900)
6 (CE-30)
7(CE-31)
8(CE-13)
SiO2
гю,
А1203
CrsO3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
HSO+
сог
Cl
Сумма
Cr
Ni
Co
V
Li
Rb
Sr
Ba
VLa
Ce
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Er
Yb
Lu
Y
Cu
Zn
"7Sr/"Sr
14 3Nd/144Nd
44,35
0,08
3,41
0,53
1,19
7,07
0,15
0,25
38,88
2,77
0,17
0,05
0,05
1,16
-
0,09
100,20
3350
1880
НО
40
3,0
0,80
43
10
4,2
7,3
1,5.0
0,24
0,13
0,28
0,062
0,30
0,29
0,054
2,1
10
60
0,70343
0,512961
43,81
0,10
3,25
0,33
1,39
7,61
0,16
0,26
39,25
2,14
0,16
0,05
0,05
0,97
0,06
0,14
99,73
3300
2030
125
65
4,0
0,44
38
9,0
-
7,3
2,2
0,39
0,17
0,46
0,075
0,36
0,32
0,064
2,7
28
75
0,70350
0,512895
44,38
0,08
2,36
0,35
0,98
7,18
0,22
0,28
41,66
1,01
0,14
0,04
0,05
1,08
0,08
0,11
100,00
3490
2110
115
35
5,0
0,56
26
12
8,1
6,0
3,9
0,30
0,094
0,46
0,066
0,24
0,21
0,043
1,7
15
60
0,70340
0,512847
1—S — роговообманковые перидотиты; 6—8
43,80
0,07
2,40
0,54
1,41
6,22
0,14
0,32
42,13
1,13
0,14
0,07
0,05
1,54
-
0,05
100,01
3550
2270
120
И
5,0
3,4
40
15
2,0
2,8
2,1
0,49
0,12
0,31
0,063
0,20
0,21
0,041
1,5
5,0
8,0
0,70347
0,512739
42,22
0,30
4,42
0,50
2,86
4,45
0,13
0,27
34,61
3,92
0,43
0,11
0,05
5,73
-
0,20
100,20
3050
2130
105
105
5,0
2,6
17
18
5,9
18
6,9
1,7
052
1,8
0,34
1,3
1Д
0,22
9,6
19
35
0,70412
0,512711
— горнблендиты.
38,10
5,58
16,07
0,02
1,56
6,83
0,10
0,07
12,24
12,20
2,82
1,20
0,27
1,73
0,48
1,22
100,49
3,0
645
60
675
6,0
И
1030
1700
—
—
—
—
—
—
_
—
—
-
—
120
6,0
0,70336
0,512904
37,05
5,04
16,33
0,01
1,64
8,26
0,09
0,04
11,69
11,87
2,95
1,19
0,77
.2,02
0,23
1,25
100,43
7,0
385
60
640
9,0
8,8
1029
2450
10
40
29
7,1
2,1
7,1
0,92
2,5
1,5
0,27
23
450
7,0
0,70344
0,512914
36,64
3,99
17,20
0,02
2,78
8,88
0,13
_
6,48
13,30
3,85
0,80
2,64
1,88
0,08
1,47
100,14
30
435
105
335
5,0
4,7
1293
1500
59
102
56
13
3,0
10
1,6
3,5
2,3
0,35
38
125
12
0,70329
0,512946
Широкое развитие первичных амфиболов и присутствие горнблендитов отличает
ультрамафиты скал Св. Павла от прочих срединно-океанических ассоциаций. Необычно
и многое другое в их вещественном составе, хотя петрохимически роговообманковые
перидотиты близки лерцолитам, несколько обедненным легкоплавкими
компонентами. Горнблендиты в соответствии с их минеральным составом резко обогащены
А12О3, CaO, TiO2, щелочами, фосфором за счет MgO, Cr2O3, NiO, отчасти SiO2
(табл. 125). По сравнению с "нормальными" океаническими лерцолитами все ультра-
281
100
ВО
to
. го
to
Рис. 103. Распределение редкоземельных элементов в ультра-
мафитах скал Св. Павла (Roden et al., 1984)
1 — перидотиты с минимальным количеством амфибола
(0,01% К2О); 2 — роговообманковые перидотиты (0,04%
К2О); 3 — то же, богатые амфиболом (0,12% К,О); 4 —
горнблендиты (0,99% К2 О); в скобках — число анализов
LttCe Nd. 8mEu6dTb Er YbU
мафиты содержат много крупноионных литофильных элементов, особенно Sr, и легких
РЗЭ. Их количество, равно как Rb и Ва, возрастает по мере увеличения содержаний
амфибола. Распределение РЗЭ в породах в большинстве случаев носит линейный
характер с накоплением легких лантаноидов относительно тяжелых в 3—10 раз (рис. 103),
что совсем не свойственно перидотитам океана.
Детально изучены изотопные характеристики ультрамафитов. Значения отношения
87Sr/86Sr в них (14 проб) расположены в интервале 0,70325—0,70350 за одним
исключением (0,70412). Величина eNa составляет от 1,4 до 6.6. Фигуративные точки составов
пород на корреляционной диаграмме eSr-eNa тяготеют к главному мантийному
океаническому тренду, но не в области значений, присущих базальтам срединных хребтов,
а в поле вулканитов океанских островов. Дополнительные данные о природе
ультрамафитов получены при изучении в них изотопии свинца (Roden et al., 1984). Величины
отношений 206РЪ/204РЬ, 207РЬ/204РЬ и 208РЬ/204РЬ варьируют в пределах 19,149-
19,798; 15,611-15,652 и 39,072-39,653 соответственно. На корреляционных
диаграммах фигуративные точки пород смещены в сторону повышенных значений отношения
207РЬ/204РЬ относительно тренда базальтов срединных хребтов, что характерно
Таблица 126. Химический состав перидотитов разлома Хизена и составляющих их минералов
(Лазько и др., 1984)
Компоненты
2 (Эл-2)
3 (Эл-«)
1 (Эл-1)
О1
Орх(ц)
Орх(к) Орх (ом)
SiO2
TiO,
А1,ОЭ
Ci,O9
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,0
K2O
H2O*
CO,
Сумма
1 -
39,92
Сл.
1,25
0,44
5,13
4,29
0,25
0,27
35,00
2,87
0,17 >
0,03*
8,99
0,99
99,60
лерцолит; 2, 3
40,20
0,02
1,00
-
5,00
3,24
0,13
-
36,65
1,01
0,10
0,04
11,70
0,49
99,58
— гарцбургиты.
40,57
0,03
1,09
0,52
5,12
2,91
0,11
0,26
36,44
1,39
0,13
0,02
10,17
0,83
99,59
39,8
-
-
-
-
11,7
0,13
0,37
48,5
0,04
-
-
-
-
100,54
56,3
0,00
3,53
0,96
-
6,23
0,14
0,06
31,7
1,36
0,00
-
-
-
100,28
55,7
0,00
2,86
0,69
-
6A2
0,14
0,06
32,6
0,86
0,00
-
-
-
99,33
56,8
0,00
2,59
0,50
-
6,35
a 16
aoo
33,2
0,58
0,00
-
-
-
100,18
282
опять-таки для ряда островных ассоциаций. Величины изотопных отношений водорода
(5D = —36 -г — 40°/оо) и кислорода (618О = 5,4—6,3%о) укладываются в интервал
значений, свойственных мантийным образованиям.
Совокупность геохимической информации ведет к интересным вьшодам о природе
ультрамафитов скал Св. Павла. Согласно полученным данным, породы происходят из
мантийного резервуара, в редкоэлементном и изотопном отношении идентичного
источнику базальтов океанских островов. Этот субстрат первоначально обладал низкими
относительно исходной неистощенной мантии отношениями Rb/Sr и Nd/Sm. Иными
словами, на раннем этапе эволюции он подвергся частичному плавлению. Однако
не позже 350 млн лет назад (а скорее всего, около 155 млн лет, как следует из
Sm-Nd изохроны) породы были обогащены легкими РЗЭ, Rb и рядом других
компонентов, вероятно, при глубинном метасоматозе. Время этого гипотетического события
хорошо согласуется с началом раскрытия Центральной Атлантики. Обогащенные
некогерентными элементами роговообманковые перидотиты являются идеальным
источником для выплавления щелочных базальтов типа драгированных к северу от острова,
однако горнблендиты не могли образоваться при плавлении перидотитов. Более
приемлема модель, согласно которой амфибол метасоматически замещает клинопирок-
сен перидотитов и затем перекристаллизовывается вместе с остальной силикатной
матрицей. В этом случае богатые амфиболом перидотиты и горнблендиты могли
возникнуть при последующей твердофазовой дифференциации роговообманковых
перидотитов в процессе их пластического течения на глубине (Roden et al., 1984).
Разлом Эптанин. В отличие от срединных хребтов Индийского океана и Атлантики
находки ультрабазитов в области Восточно-Тихоокеанского поднятия пока являются
большой редкостью (см. рис. 2). Только в разломе Хизена, входящем в систему
сближенных трансформных разломов Элтанин, Г.Л. Кашинцеву удалось собрать
представительную коллекцию перидотитов (несколько десятков образцов размером до 10 см),
В других точках региона (хребет Математиков, трансформный разлом Гаррет, Эква-
1 (Эл-1)
Срх
' 53,3
0,00
4,07
1,30
2,27
0,08
0,00
17.0
22,2
0,21
0,00
100,43
Crt
0,00
39,2
29,0
16,4
0,22
0,15
15,0
—
-
■ —
99,97
2 (Эл-2)
О1
40,3
—
—
-
11,5
0,15
0,05
48,0
0,03
-
—
100,03
Орх(ц)
54,5
0,00
3,94
1,06
6,61
0,16
0,00
32,5
1,32
0,00
—
100,09
Орх(к)
56,9
0,00
2,77
0,54
6,98
0,17
0,00
31,9
0,70
0,00
—
99,96
Орх (ом)
56,7
0,00
2,45
0,53
6,54
0,14
0,00
32,8
0,72
0,00
—
99,88
Срх
52,3
0,07
4,37
1,42
2,36
0,12
.0,00
16,8
22,6
0,26
0,00
100,30
Crt
0,00
34,9
31,8
17,1
0,25
0,03
15,7
-
-
99,78
Crt
_
0,76
19,1
42,3
30,9
0,51
0,19
6,29
-
-
:
100,05
283
Рис. 104. Вариации состава центральных (7),
краевых (2) частей порфирокластов и необ-
ластов (3) ромбического пироксена из гарц-
бургита (а) и лерцолита (б) разлома Хизе-
на (Лазько и др., 1984); соединены точки
составов ортопироксенов одного
парагенезиса
дорский рифт) известны лишь единичные фрагменты сильно измененных ультрабазитов.
Причины почти полного их отсутствия здесь пока неясны, хотя можно думать, что зто
связано со слабой расчлененностью срединного хребта и малой амплитудой
тектонических нарушений (Геофизика океана, 1979).
В разломе Хизена ультрабазиты вместе с габброидами, долеритами, базальтами и
метаморфическими породами входят в состав океанической коры, вероятно,
подвергшейся тектоническому расчленению. Несмотря на серпентинизацию (40-75%), в ультра-
базитах легко восстанавливаются порфирокластические (местами милонитизирован-
ные) структуры с двумя генерациями минералов и первоначальные пропорции
основных фаз: оливин 50—70%, ортопироксен 30—40, клинопироксен 2—10, хромшпинелид
0—2% (Лазько и др,, 1984). Исходя из этого, можно заключить, что среди ультрабазитов
присутствуют гарцбургиты и лерцолиты, которые содержат много ортопироксена. Его
повышенное содержание в перидотитах сказывается в преобладании SiO2 над MgO,
вообще не характерном для гарцбургитов (табл. 126).
Своеобразие разлома Хизена состоит и в том, что зто пока одно из немногих в сре-
динно-океанических хребтах мест, где гарцбургиты явно преобладают над лерцоли-
тами, а последние не только редки, но и предельно обеднены клинопироксеном. Как
следствие, перидотиты содержат мало СаО и А12ОЭ- В этом разлом близок к ряду
полигонов в северной половине Атлантики (Initial..., 1979; Dick et al., 1984;
Michael, Bonatti, 1985).
Детали состава породообразующих минералов хорошо согласуются с химизмом
перидотитов. Привлекают внимание высокая железистость оливинов, обедненность пирок-
сенов легкоплавкими компонентами, особенно Al, Ti и Na, последовательное падение
концентраций А1, Са, Ст от центра к периферии зональных порфирокластов
ортопироксена и дальнейшее незначительное их уменьшение в необластах (рис, 104), зональность
немагматического типа в порфирокластах ортопироксена (с понижением его железис-
тости в краях зерен), аномальный для большинства океанических ультрабазитов состав
некоторых хромшпинелидов, содержащих повышенные концентрации Ti и Fe (см.
табл. 126). Особенности состава пироксенов и большинства хромшпинелидов не
противоречат интерпретации перидотитов разлома Хизена как реститов, довольно сильно
истощенных легкоплавкими компонентами. В этом они близки ультрабазитам,
играющим подчиненную роль во многих офиолитах. Однако повышенная железистость оливина
и появление титанистого хромшпинелида выглядят в такой схеме несколько
противоречивыми. В качестве объяснения предлагался механизм взаимодействия истощенных
перидотитов с базальтовым расплавом, интрудировавшим океаническую литосферу в
зоне раздвига; такую идею подтверждает присутствие в перидотитах своеобразных
мелкозернистых хромит-тремолит-плагиоклазовых агрегатов (Лазько и др., 1984),
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
Среди толеитовых базальтов, драгированных в срединных хребтах, например в районе
FAMOUS в Центральной Атлантике и в трансформном разломе Сикейрос в Тихом
океане, изредка попадались разновидности с высоким (до 15—16%) содержанием
MgC, Однако настоящие ультраосновные лавы встречены лишь однажды. Они были
284
вскрыты глубоководной скв. 332Б, пробуренной в 37-м рейсе
научно-исследовательского судна "Гломар Челленджер" неподалеку от скв. 334, в 30 км к западу от оси
Срединно-Атлантического хребта (Initial..., 1977). Скв. 332Б прошла в толще
базальтов 583 м. В этом разрезе выделены 11 литостратиграфических горизонтов
варьирующей мощности и состава. Один из них сложен крупнопорфировыми породами с
неравномерным распределением вкрапленников. Общая мощность этого интервала около
5 м; обилие пузырьков, миндалин и стекловатых зон закаливания позволяет
предполагать, что он образован подушечными лавами. Многие изученные образцы относятся
к пикробазальтам, но породы из середины горизонта (слой мощностью 2 м) по петро-
химическим характеристикам являются типичными пикритами (табл. 127),
Отдельные фрагменты пикритов встречены еще в одном горизонте, где они также ассоциируют
с многочисленными пикробазальтами.
Вкрапленники в пикритах представлены оливином размером до 5 мм и хромшпи-
нелидом (до 1 мм). Оливин часто корродирован и замещен карбонатом, смектитом и
иддингситом. Многочисленные признаки пластической деформации в крупных его
зернах явились основой для вывода о ксеногенной природе минерала, Ксенокристаллы
оливина Fag.s-n.s (Д° 30—35%) погружены в субофитовую основную массу,
сложенную плагиоклазом АП70-80 (лейсты до 1 мм), субидиоморфным оливином Fa11_16,
зональным хромшпинелидом, клинопироксеном, магнетитом и измененным стеклом.
Аналогичными минералами, но в несколько иных пропорциях сложены и пикробазаль-
ты (см. табл. 127), Различия в объемных соотношениях вкрапленников и мезостазиса
определяют широкую изменчивость химизма пород в ряду пикрит—пикробазальт, а
также ощутимую дисперсию среднего состава высокомагнезиальных членов ряда (см,
табл. 117 и 127).
Геохимические особенности пикритов отражены в табл. 128, От океанических толеи-
тов они отличаются более высоким уровнем концентрации сидерофильных и
пониженным — литофильных элементов (см. также табл. 117). Этот уровень прямо зависит от
количества вкрапленников оливина в породах. Пикриты содержат относительно мало
РЗЭ (5—7 ед, хондритового стандарта) с незначительным обогащением тяжелыми
лантаноидами относительно легких и слабо выраженным Eu-максимумом, Величина
отношения 87Sr/86Sr в пикритах и сопряженных с ними пикробазальтах колеблется
в пределах 0,7029—0,7045. Рост этого отношения сопровождается повышением
значений 518О до 1О%о> что определенно говорит о низкотемпературном изменении пород,
В целом вещественные характеристики пикритов указывают на их кумулятивное
образование путем осаждения оливина из пикробазальтового расплава (Initial,.., 1977).
С некоторой долей условности к рассматриваемому типу ультраосновных
вулканитов можно отнести пикриты о-ва Исландия, расположенного в своде
Срединно-Атлантического хребта. Несмотря на такую структурную позицию острова, базальты в его
центральных частях близки к внутриплитным аналогам и только постепенно, по мере
продвижения вдоль осевой рифтовой зоны к океану, приобретают характеристики,
близкие к базальтам срединных хребтов (Магматические горные,.., 1985). Это дает
основание считать, что в данном случае имеет место совмещение внутриплитного
магматизма с магматизмом срединно-океанических хребтов.
Пикриты встречены среди образований позднечетвертичных (12 тыс. лет)
вулканических центров мыса Рейкьянес (Jakobsson et al., 1978). Петрографически породы
варьируют здесь от пикробазальтов до насыщенных толеитовых базальтов, а также лав
андезитового и риолитового состава; на долю пикритов приходится около 1,5% объема
вулканитов этого возраста. Все лавовые поля относятся к типу пахоэхоз. Пикробазаль-
товые лавы образуют отдельные небольшие щитовые вулканы. Пикриты отличаются
от толеитовых базальтов обилием фенокристаллов оливина Fan и хромита (см.
табл. 127); нередко в них отмечаются и фенокристаллы плагиоклаза Ап9о- Количество
фенокристаллов в лавах варьирует в широких пределах, что связывается с их
осаждением в процессе кристаллизации породы. Так, в одном из лавовых потоков количество
вкрапленников у его кровли составляет 1, а у подошвы - 49%, чем вызваны широкие
285
Таблица 127. Химический состав пикритов из ассоциаций срединно-океанических хребтов
и составляющих их минералов
Компоненты
1(35-
2/66-69)
2(35-
2/ЗЗт36)
3(35-
2/51-58)
4(35-2/62-65)
валовой
состав
О1(ц)
О1(ом)
Срх(ом)
SiO,
ТЮ,
А1аО3
СгаО3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K2O
p,o,
C02
H2O+
Сумма
43,15
0,35
9,74
-
2,29
7,32
0,14
24,60
7,09
1,28
0,13
0,04
1,28
1,99
99,40
44,40
0,42
11,33
-
3,02
6,30
0,16
21,13
8,36
1,38
0,13
0,04
1,43
1,66
99,76
44,89
0,43
11,82
-
2,61
6,49
0,15
19,34
8,82
1,53
0,18
-
2,21
1,85
100,32
45,91
0,52
13,62
-
3,89
5,41
0,15
13,18
10,44
1,69
0,21
-
2,65
1,72
99,39
39,8
0,00
0,00
0,00
-
9,77
0,14
49,4
0,21
-
-
-
-
-
99,32
40,1
0,00
0,00
0,00
-
11,5
0,16
48,9
0,30
-
-
-
-
-
100,96
50,76
0,67
3,18
0,21
-
9,96
0,13
14,79
20,05
0,08
-
-
-
-
99,83
* Рассчитано по стехиометрии.
1—4 — СКВ. 332Б (Initial..., 1977) : 1—3 — пикриты, 4 — пикробазальт; 5—7 — Исландия (Jakobs-
son et at., 1978) : 5, 6 — расслоенный пикритовый поток (5 — подошва, 6 — кровля), 7 — пикрит,
предположительно отвечающий по составу первичному расплаву.
Таблица 128. Содержание микроэлементов в пикритах скв. 332Б (Initial..., 1977)
Элементы
Сг
Ni
Со
V
Sc
Li
Rb
Sr
Ba
Zi
La
Се
Nd
Sm
Eu
Tb
Yb
Lu
Cu
Zn
1—3 —пикриты;
1 (35-2/33-36)
1300
670
61
170
31
10
3,0
74
15
35
—
—
_
_
_
—
—
—
66
48
4 — пикробазальт.
2(35-2/51-58a)
1270
800
81
_
28
—
3,0
73
33
-
1,5
3,4
—
0,96
0,38
0,25
1,2
0,19
—
-
3(35-2/51-586)
1260
850
—
105
-
И
-
50
20
32
1,5
4,7
2,3
0,88
-
-
1,2
0,22
78
-
4(35-2/62-65)
1070
630
90
92
34
8,0
-
53
30
35
1,7
4,1
-
0,93
0,40
0,23
1,3
0,22
78
-
286
4(35-2/62-65)
Crtfa)
0,42
22,2
45,8
5,5*
11,7
0,22
15,7
—
—
—
-
101,54
Crt(K)
0,32
29,7
35,1
6,9*
13,1
0,21
15,1
—
—
-
-
100,43
5
43,95
0,23
9,05
0,41
1,27
7,48
0,14
28,80
7,44
0,86
0,00
0,02
0,15
99,80
5
48,79
0,62
15,43
0,11
1,32
7,73
0,16
10,72
13,48
1,55
0,01
0,03
0,12
100,07
7
валовой
состав
46,21
0,50
13,00
0,08
2,36
7,04
0,16
18,78
10,79
1,16
0,05
0,05
0,36
100,54
Crt
0,33
0,17
30,6
37,4
-
13,9
-
16,9
—
—
-
-
99,30
Crt
0,39
0,14
35,0
32,4
-
14,2
-
17,8
-
-
-
-
_
99,93
PI
45,9
0,04
33,5
-
-
-
-
18,9
0,84
0,02
-
99,20
вариации химизма пород (см. табл. 127). Считается, что на долю фенокристаллов
оливина во время извержения в среднем приходилось 22% объема магмы. Основная масса
пикритов образована лейстами Лабрадора, а также зернами оливина, пироксена и интер-
стициального титаномагнетита.
Небольшие щитовидные пикробазальтовые вулканы являются наиболее древними из
голоценовых образований. Из-за осаждения кристаллов оценить состав пикробазаль-
тового расплава трудно, но, по-видимому, он был близок к родоначальному расплаву
оливин-толеитовых и толеитовых голоценовых базальтов мыса Рейкьянес (см.
табл.127).
УЛЬТРАБАЗИТЫ ОКЕАНИЧЕСКИХ ПЛИТ
Хотя океанические плиты занимают свыше половины площади дна Мирового океана,
находки ультрабазитов на них редки. В этих областях, покрытых мощной толщей
осадков, пока известно не более 20 пунктов, где были обнаружены единичные мелкие
фрагменты таких пород (см. рис. 2). Как и в срединных хребтах, на океанических
плитах доминируют плутонические ультрабазиты. Геологическая обстановка их
проявления довольно разнообразна. В Тихом океане они встречены в гигантском
трансформном разломе Кларион, протягивающемся через всю Северо-Восточную котловину из
области северного окончания Восточно-Тихоокеанского поднятия, во внешнем
(океаническом) борту Марианского желоба, в хр. Маккуори, маркирующем сдвиговую
границу Тихоокеанской и Австралийской литосферных плит. В Индийском океане
плутонические ультрабазиты, в том числе и редкие их виды, подняты из зон разломов -
элементов блоковой тектоники фундамента (северная часть Западно-Австралийской
котловины), а также из глубоких депрессий, вероятно, сходной природы (внутриокеа-
287
нические желоба Оби, Диамантина, Восточно-Индийский). В северной половине
Атлантики их выходы приурочены к крупным поднятиям ложа океана (хр. Палмер),
локальным возвышенностям в зоне сочленения ложа с пассивной континентальной окраиной
("Высота 5100" к западу от побережья Пиренейского полуострова), к границе Евра-
зиатской и Африканской литосферных плит (банка Горриндж) и к внешней стенке
желоба Пузрто-Рико. Почти во всех случаях ультрабазиты драгированы с крутых
склонов перечисленных структур, где отсутствует осадочный чехол; очень часто их
сопровождают габброиды, долериты, базальты и метаморфические породы (Геология
океана..., 1979).
В совершенно иной обстановке проявляются ультраосновные зффузивы (пикриты).
Они описаны на Гавайских островах среди продуктов базальтовых излияний.
ПЛУТОНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
Скудность имеющейся информации по ультрабазитам океанических плит определяется
не только малым количеством поднятых образцов и их небольшими размерами, но
еще и тем, что обычно они сильно изменены, Типичным примером служит коллекция
апоперидотитовых серпентинитов, собранная в 28-м рейсе НИС "Дмитрий Менделеев"
в разломе Кларион, Они подняты с глубины более 5 км с крутого уступа в стенке
разлома, в которой ультрабазиты и габброиды не только перекрыты, но и
подстилаются базальтами (Е.Н. Меланхолина и др.), В этом тектонически нарушенном разрезе
океанической коры довольно представительные фрагменты ультрабазитов, самый
крупный из которых имел около 20 см в поперечнике, глубоко преобразованы. От перидо-
титового парагенезиса в них сохранился только хромшпинелид; в одном образце
Г.Н. Савельевой удалось обнаружить реликты пироксенов. В шлифах порфирокласти-
ческая структура перидотитов "просвечивает" сквозь крупнопетельчато- и ячеисто-лен-
точные структуры серпентинитов. Обилие магнетита и характер соотношений разных
генераций серпентина указывают на то, что породы претерпели многоэтапное
изменение. В большой мере они утратили и первичный химический состав: серпентиниты
обогащены Na2 О и железом и содержат крайне мало СаО. Предельные содержания воды,
высокая степень окисления Fe и почти одинаковая в разных фрагментах величина
отношения MgO/SiO2 (~ 0,95), типичная для серпентина, хорошо согласуются с
наблюдаемой полной серпентинизацией пород (табл. 129). Судить об их первоначальной природе
можно лишь по особенностям химизма реликтовых минералов. По относительно
низкому содержанию А12 О3 в пироксенах, небольшой их железистости и составу хромшпине-
лидов (табл. 130) исходные перидотиты относятся к гарцбургитам или бедным клино-
пироксеном лерцолитам, аналогичным перидотитам разломов Хизена и Гаррет в южной
Таблица 129. Химический состав ультрабазитов океанических плит
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А120э
O20s
Fe2O3
FeO
MnO
1
36,49
Сл.
1,60
0,58
10,51
0,28
0,21
2
36,64
Сл.
1,80
0,52
11,36
0,45
0,18
з
38,03
-
1,05
-
8,02
-
0,10
4 компоненты
34,37 MgO
0,09 СаО
3,92 Na2O
K2O
16,80 P2OS
1,08 П.п.п.
0,15 Сумма
1
35,34
0,12
0,60
0,08
0,09
13,48
99,60
2
34,26
0,12
0,52
0,08
0,07
13,70
99,85
3
39,35
0,08
0,02
0,00
0,00
13,36
100,01
4
24,04
2,70
0,98
0,22
0,20
14,91
99,56
1—3 — апогарцбургитовые серпентиниты: 1, 2 — разлом Клариои (данные Е,Е. Лазько), 3 — хр.
Маккуори (данные Н. Уоткинсз иБ.Ганна); 4 — железистый серпентинит, Восточно-Индийский
желоб (данные Г.Л. Кашинцева).
288
Таблица 130. Химический состав минералов ультрабазитов океанических плит
SiO2
ТЮ2
А12О3
Сг2О3
Fe2O*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,0
Сумма
1
Opx
54,76
0,05
3,73
1,04
-
5,79
0,11
0,10
30,93
1,73
0,00
98,24
(2498-5)
Cpx
50,56
0,07
4,19
1,60
-
2,70
0,11
0,07
16,32
22,31
0,03
97,96
Crt
—
0,06
38,80
30,96
-
14,44
0,22
0,15
16,35
-
-
100,98
2(8)
Crt
3(9)
Crt
Opx
56,2
0,03 1,81 0,00
32,1 22,9 3,1
34,4 40,6 0,65
4,57 4,98
11Д 16,6 5,0
0,31 0,21
0,23 0,22 0,00
16,5 13,4 34,3
0,8
- -
99,24 100,72 100,05
4(92Ц)
Cpx
52,8
0,15
4,6
1,9
-
1,8
-
-
16,1
21,0
1,6
99,95
Crt
0,12
39,8
29,8
-
11,7
0,29
-
18,0
-
-
99,71
Opx
5(11-2)
Cpx
Crt
6(92Б)
Cpx
Sp
Opx
7 (ДР-24)
Cpx
Sp
SiO2
ТЮ,
A12O3
Cr2O3
Fe2O*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
55,4
0,13
4,7
0,72
-
5,7
-
-
32,2
1,0
0,18
100,03
52,0
0,43
5,4
1,2
-
2,33
0,08
-
15,6
21,8
1,15
99,99
-
0,07
50,7
18,5
-
12,3
0,10
-
18,0
-
-
99,67
50,8
0,68
6,9
0,46
-
2,6
-
-
15,6
22,3
0,64
99,98
-
-
67,6
1,3
-
8,8
0,1
-
22,1
-
-
99,90
54,86
0,11
3,81
0,67
-
5,70
-
0,13
32,75
1,24
-
99,27
51,90
0,45
5,40
1,57
-
2,31
—
-
15,20
21,44
1,09
99,36
-
0,15
43,62
25,31
-
13,19
0,17
—
17,73
-
-
100,17
* Рассчитано по стехиометрии.
1—3 — апоперидотитовые серпентиниты, разлом Кларион (материалы Г.Н. Савельевой, Е.Е. Лазь-
ко) ; 4—6 — разлом Диамантина (Nicholls et al., 1981) : 4, S — лерцолиты, 6 — оливиновый клинопи-
роксенит; 7 — лерцолит, Иберийская котловина (данные Г. Б у ал о и др.).
части Восточно-Тихоокеанского поднятия. По-видимому, к тому же типу относятся и
серпентиниты хр. Маккуори (см. табл. 129).
Значительно более разнообразны ультрабазиты восточной части Индийского океана.
Помимо обычных, сильно серпентинизированных гарцбургитов и лерцолитов, детальная
информация о которых отсутствует, в разломах Западно-Австралийской котловины и
в районе Восточно-Индийского желоба известны описанные Г.Л. Кашинцевым
вебстериты, оливиновые вебстериты и необычные высокожелезистые серпентиниты (см. табл.
116 и 129). Последние содержат до 20 мас.% FeO в пересчете на сухое вещество. Из-за
очень сильного изменения трудно судить об их изначальном составе, однако не
исключено, что накопление Fe в породах связано с гипергенными процессами, как и в описан-
19. Зак. 855
289
ных далее улырабазитах Филиппинского моря. К числу редких для океанов ультра-
мафитов относятся также клинопироксениты желоба Оби (см. табл. 116) и оливиновые
клинопироксениты расположенного по соседству желоба Диамантина (Nicholls et al.,
1981). Последние вместе с перидотитами были обнаружены в виде угловатых блоков
внутри Fe-Mn конкреций. В перидотитах желоба Диамантина отмечены практически
нацело измененный оливин Fa7(60—70%), ортопироксен (5—15%), клинопироксен
(15—20%), хромшпинелид (1—2%). Эти порода] описаны как лерцолиты. Структура
перидотитов протогранулярная до порфирокластической. Химизм пироксенов и хром-
шпинелидов зависит от их количества в изученных образцах. Состав клинопироксенов
не вполне обычен для перидотитов Мирового океана (см. табл. 130). В них входит
много Na, концентрации которого связаны прямой зависимостью с содержанием Сг и
обратной зависимостью с содержаниями Ti, Al и Fe. Хромшпинелиды лерцолитов обеднены
Сг, количество которого убывает по мере роста глиноземистости ассоциирующих с
ними пироксенов. Они относятся к числу самых низкохромистых разновидностей,
известных в перидотитах ложа океана. Высокая натриевость клинопироксенов сближает эти
породы со шпинелевыми перидотитами ксенолитов в базальтах.
По минеральному составу пироксениты желоба Диамантина резко отличаются от
лерцолитов. В одном из изученных фрагментов (обр. 92Б) доминирует клинопироксен
(80%), которому сопутствуют апооливиновый серпентин (10%), зеленая шпинель (5%),
наложенные паргасит и флогопит. Другой образец состоял из двух контрастных по
составу прослоев мощностью около 2 см каждый. Один из них сложен мономинеральным
серпентином, а в другом высокоглиноземистый титанистый клинопироксен (60%)
ассоциирует с керсутитом (20%), псевдоморфозами серпентина по оливину (10%),
зеленой шпинелью (5%) и титанистым флогопитом (5%). Хотя И. Николлс и его
соавторы считают, что пироксениты имеют магматическое происхождение (подобно
прожилкам пироксенитов в ксенолитах перидотитов из субщелочных базальтов), состав их
минералов согласуется и с другой идеей. Легко убедиться, что особенности состава
клинопироксенов и шпинелидов пироксенитов, несмотря на все своеобразие, продолжают
тренды изменения химизма аналогичных фаз лерцолитов (см. табл. 130); поэтому не
исключено, что все фрагменты представляют генетически единую серию пород.
Лерцолиты, аналогичные породам из желоба Диамантина, описаны Г. Буалло с
сотрудниками и в Атлантике. Они подняты с небольшого диапироподобного поднятия
("Высота 5100"), расположенного в зоне сочленения Иберийской глубоководной котловины
с Галисийской банкой у северо-западного побережья Испании. Помимо стандартной
четырехминеральной ассоциации (см. табл. 130), в этих породах отмечен
плагиоклаз.
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
Пикриты Гавайских островов являются редким примером проявления ультраосновньгх
вулканитов в области внутриплитного базальтового магматизма океанического ложа,
который широко проявлен на многих островах в Тихом и других океанах
(Магматические горные..., 1985). Пикриты о-ва Гавайи формируют отдельные лавовые потоки среди
базальтов, встречаются в виде мелких интрузивных тел или образуют блоки,
вынесенные базальтами в процессе извержений (И. Мюир и К. Тилли). Наряду с пикритами и
пикробазальтами нормальной щелочности (океанитами) здесь отмечаются пикроба-
зальты субщелочного и щелочного рядов (табл. 131).
Небольшое тело интрузивных пикритов ("порфировых габбро", по И. Мюиру и
К. Тилли) встречено в стенке кальдеры вулкана Килауза. Пикриты образованы
оливином Рац (40%), ортопироксеном Wo^En^^Fszi^ и авгитом Wo39,sEn49 eFsio n
(30%), плагиоклазом Ап5 8 _6 4 (27%), рудными минералами и апатитом (2%).
290
Таблица 131. Химический состав пикритов Гавайских островов
Компоненты
SiOj
ТЮ„
А12О3
СггОэ
Fe,O9
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
KjO
P,OS
н„о*
Сумма
1
46,59
1,83
7,69
0,13
2,20
10,46
0,18
21,79
7,41
1,33
0,26
0,11
0,37
100,49
2
47,00
1,90
9,17
0,12
1,47
10,47
0,17
20,25
7,43
1,56
0,30
0,15
0,07
100,47
3
47,33
1,75
9,85
0,18
4,58
7,26
0,17
19,11
8,04
1,62
0,26
0,12
0,03
100,34
4
47,25
1,61
9,07
0,12
1,45
10,41
0,13
19,96
7,88
1,38
0,35
0,21
0,04
99,95
5
45,53
2,03
10,09
-
3,53
8,67
0,16
16,27
11,11
1,49
0,43
0,24
0,56
100,11
1—4 — вулканКилауэа,от Гавайи (данные И. МюираиКТилли) : 1 — интрузивный пикрит с 0,12%
NiO, 2,3 -пикритыблоков.вынесенныхизвержением 1924г.,4-пикритовая лева,извержение 1840г.;
5 — субщелочной пикробазальт (анкарамит), вулкан Мауна-Кеа, там же (данные Г. Макдональда).
Лавы пикритового состава (океаниты) довольно разнообразны. Так, пикриты из
потока извержения 1840 г. (вулкан Килауэа) в качестве фенокристаллов содержат
оливин Fa16 и клинопироксен Wo40j0En49(0Fsi7,o. Микрофенокристаллы в них
представлены га1агиоклазомАп6 0. Основная масса пород образована клинопироксеном
Wo3ij2En48,oFsi7i8, зональным плагиоклазом Ап60_52 и рудным минералом.
В процессе фреатического извержения вулкана Килауза в 1924 г. были вынесены два
блока пикритов (см. табл. 131, ан. 2, 3). Первый из них содержит многочисленные
фенокристаллы оливина Fa19 с пластинчатыми выделениями коричневого хромшпинели-
да, ориентированными параллельно (100). Основная масса образована плагиоклазом
Ап52_42. гиперстеном Fs27 и авгитом Wo38En41Fs2i, а также мелкими пластинками
ильменита и бесцветным вулканическим стеклом. Весьма интересен пикрит второго
блока, имеющий своеобразную роговиковую структуру основной массы, возникшую,
по мнению И. Мюира и К. Тилли, в результате термального метаморфизма пород. Она
образована мелкозернистым агрегатом бронзита Fs24, авгита Wo40En40Fs21,
плагиоклаза Ап62, пластинками коричневого минерала, диагностированного как псевдобру-
кит, и мелкими зернами тридимита. Некоторые индивиды пироксенов имеют более
крупный размер и несколько более железисты: гиперстен Fs27 и авгит Wo40En37Fs23.
Фенокристаллы оливина Fa20 окружены двойной каймой магнетита и
новообразованного бронзита Fs21, причем мелкие фенокристаллы замещены магнетитом и
новообразованным бронзитом полностью. В оливине иногда отмечаются включения ортопироксена
Fsi9.
Субщелочные пикробазальты (анкарамиты) обычно имеют низкую магнезиальность
порядка 15—17% MgO (см. табл. 131, ан. 5). Такие анкарамиты известны на о-ве Гавайи,
в современном потоке вулкана Мауна-Кеа и на о-ве Ян-Майен в Северной Атлантике.
Согласно Г. Макдональду, эти породы имеют порфировидную структуру, где в качестве
фенокристаллов присутствуют 25—35, иногда 50% оливина и авгита (титанавгита).
Обьино они развиты в равных количествах, однако в некоторых случаях один из
минералов преобладает. Авгитовые фенокристаллы имеют длину 7—10, редко 20 мм;
фенокристаллы оливина обычно мельче. Оба минерала, как правило, частично резорбирова-
ны; оливин частично замещен иддингситом. В редких случаях отмечаются
фенокристаллы зонального плагиоклаза An20_4s. Основная масса образована в основном лейстами
291
зонального плагиоклаза и авгитом; в подчиненном количестве отмечаются оливин,
титаномагнетит, вулканическое стекло.
Среди пород щелочного состава присутствуют высокомагнезиальные разновидности
(анкаратриты). В них преобладают темноцветные минералы. В качестве фенокристал-
лов наблюдаются оливин, реже авгит. Основная масса образована клинопироксеном (ти-
танавгитом, пижонитом) и рудными минералами (магнетитом, ильменитом).
Нередко встречаются мелилит и биотит. На долю лейкократовых минералов приходится не
более 15—20% объема пород. Обычно зто нефелин с подчиненным количеством
плагиоклаза (Лабрадора) и анальцима. Щелочные пикробазальты, согласно данным Г. Макдо-
нальда, связаны постепенными переходами с оливиновыми тефритами и анкарамитами.
Глава 5
АССОЦИАЦИИ УЛЬТРАБАЗИТОВ ЗОН
АКТИВНОГО ПЕРЕХОДА ОКЕАН-КОНТИНЕНТ
В сложно построенных областях активного перехода от океана к континенту,
характеризующихся исключительно высокой интенсивностью и контрастностью
геодинамических процессов, "сухопутные" выходы ультрабазитов давно известны в
разновозрастных субконтинентальных геоблоках, сопряженных с современными островными дугами
и активными континентальными окраинами (Камчатка, Япония, Новая Зеландия,
Центральная Америка и др.). В структуре таких блоков ультраосновные породы либо
слагают их офиолитовый фундамент, либо входят в состав более поздних
магматических ассоциаций и формаций. С развитием исследований в океанах появились
сообщения о находках ультрабазитов и в подводных морфоструктурах активных переходных
зон — окраинных морях и глубоководных желобах (точнее, на внутренних, придуговых
или континентальных склонах последних, так как внешние приокеанические их склоны
в соответствии с моделью тектоники плит относятся к структурам ложа океана). Среди
этих, уже собственно "океанических" ультрабазитов в объемном и видовом отношении
доминируют материалы драгировок и бурения в глубоководных желобах. В окраинных
морях находки подобных пород пока еще крайне немногочисленны (см. рис. 2).
УЛЬТРАБАЗИТЫ ОКРАИННЫХ МОРЕЙ
ПЛУТОНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
Редкость находок плутонических ультрабазитов, как и других коренных пород, в
окраинных (задуговых) морях отчасти объясняется большими скоростями осадкона-
копления в этих морфоструктурах, являющихся своеобразными "отстойниками"
материала, выносимого в океан при размыве суши. Выходы ультрабазитов на дне
окраинных морей пока известны только в двух структурах - впадине Кайман в
Карибском море и в разломе Яп в Филиппинском море. По наличию линейных магнитных
аномалий, характеру вулканизма и другим признакам обе структуры трактуются как
локальные центры спрединга в активных переходных зонах океан—континент.
Предполагается, что они маркируют выходы конвективных ячеек внутри мантийного клина
над погружающейся океанической плитой. Физические и петрологические аспекты
такой модели сходны с общей схемой, разработанной для объяснения процессов
спрединга в срединно-океанических хребтах.
Детальная информация об ультрабазитах впадины Кайман почти отсутствует. Судя
по опубликованным описаниям пород и составам их шпинелидов (Сг/(Сг + А1) = 23—
47%, Fe2+/(Fe2+ + Mg) = 23—35%), среди ультрабазитов впадины присутствуют лерцоли-
292
зонального плагиоклаза и авгитом; в подчиненном количестве отмечаются оливин,
титаномагнетит, вулканическое стекло.
Среди пород щелочного состава присутствуют высокомагнезиальные разновидности
(анкаратриты). В них преобладают темноцветные минералы. В качестве фенокристал-
лов наблюдаются оливин, реже авгит. Основная масса образована клинопироксеном (ти-
танавгитом, пижонитом) и рудными минералами (магнетитом, ильменитом).
Нередко встречаются мелилит и биотит. На долю лейкократовых минералов приходится не
более 15—20% объема пород. Обычно зто нефелин с подчиненным количеством
плагиоклаза (Лабрадора) и анальцима. Щелочные пикробазальты, согласно данным Г. Макдо-
нальда, связаны постепенными переходами с оливиновыми тефритами и анкарамитами.
Глава 5
АССОЦИАЦИИ УЛЬТРАБАЗИТОВ ЗОН
АКТИВНОГО ПЕРЕХОДА ОКЕАН-КОНТИНЕНТ
В сложно построенных областях активного перехода от океана к континенту,
характеризующихся исключительно высокой интенсивностью и контрастностью
геодинамических процессов, "сухопутные" выходы ультрабазитов давно известны в
разновозрастных субконтинентальных геоблоках, сопряженных с современными островными дугами
и активными континентальными окраинами (Камчатка, Япония, Новая Зеландия,
Центральная Америка и др.). В структуре таких блоков ультраосновные породы либо
слагают их офиолитовый фундамент, либо входят в состав более поздних
магматических ассоциаций и формаций. С развитием исследований в океанах появились
сообщения о находках ультрабазитов и в подводных морфоструктурах активных переходных
зон — окраинных морях и глубоководных желобах (точнее, на внутренних, придуговых
или континентальных склонах последних, так как внешние приокеанические их склоны
в соответствии с моделью тектоники плит относятся к структурам ложа океана). Среди
этих, уже собственно "океанических" ультрабазитов в объемном и видовом отношении
доминируют материалы драгировок и бурения в глубоководных желобах. В окраинных
морях находки подобных пород пока еще крайне немногочисленны (см. рис. 2).
УЛЬТРАБАЗИТЫ ОКРАИННЫХ МОРЕЙ
ПЛУТОНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
Редкость находок плутонических ультрабазитов, как и других коренных пород, в
окраинных (задуговых) морях отчасти объясняется большими скоростями осадкона-
копления в этих морфоструктурах, являющихся своеобразными "отстойниками"
материала, выносимого в океан при размыве суши. Выходы ультрабазитов на дне
окраинных морей пока известны только в двух структурах - впадине Кайман в
Карибском море и в разломе Яп в Филиппинском море. По наличию линейных магнитных
аномалий, характеру вулканизма и другим признакам обе структуры трактуются как
локальные центры спрединга в активных переходных зонах океан—континент.
Предполагается, что они маркируют выходы конвективных ячеек внутри мантийного клина
над погружающейся океанической плитой. Физические и петрологические аспекты
такой модели сходны с общей схемой, разработанной для объяснения процессов
спрединга в срединно-океанических хребтах.
Детальная информация об ультрабазитах впадины Кайман почти отсутствует. Судя
по опубликованным описаниям пород и составам их шпинелидов (Сг/(Сг + А1) = 23—
47%, Fe2+/(Fe2+ + Mg) = 23—35%), среди ультрабазитов впадины присутствуют лерцоли-
292
ты, в том числе плагиоклазовые, и богатые клинопироксеном гарцбургиты (X. Эгглер
и др., Р. Боллард и др., М. Перфит, Г. Дик и Т. Баллен). В разломе Яп ранее был
драгирован единственный фрагмент лерцолита (Геология дна ..., 1980). Для того чтобы хотя
бы частично заполнить этот пробел, была изучена коллекция ультрабазитов, собранная
Н.Г. Гладковым под руководством С.А. Щеки в 3-м рейсе НИС "Академик Виноградов"
во впадине Айпод в Филиппинском море. Эти материалы заметно увеличивают объем
информации об ультрабазитах окраинных морей и в совокупности с данными по
ультраосновным породам из других геодинамических обстановок Мирового океана имеют
большое значение для уточнения представлений о природе вероятных палеоаналогов
океанических ультрабазитов — гипербазитовых комплексов в офиолитах.
Впадина Айпод — трогоподобная депрессия глубиной более 7 км — расположена на
продолжении зоны разлома Яп к северу от ранее опробованного полигона. Наряду с
ультрабазитами здесь найдены габброиды, дрлериты и базальты, характеризующие
полный разрез магматических образований океанической коры. Ультраосновные
породы, драгированные с глубины более 5 км (всего изучено 15 фрагментов размером от
2 до 8 см), сильно изменены и являются, по существу, серпентинитами. Набор главных
первичных минералов — оливин, нацело измененный во всех образцах, орто- и клино-
пироксен, хромшпинелид — позволяет говорить о преимущественно перидотитовом
характере исходного парагенезиса. Клинопироксен отсутствовал только в двух
фрагментах, один из которых (обр. 611), судя по первичной минеральной ассоциации
(оливин + хромшпинелид), петельчатой микроструктуре и составу хромшпинелида
(см. ниже), скорее всего, является дунитом. Структуры остальных образцов типично
порфирокластические, аналогичные широко распространенным в перидотитах срединно-
океанических хребтов. Как обычно, в них присутствует пироксен двух генераций:
1) крупные порфирокласты с признаками интенсивной пластической деформации,
подвергшиеся по краям дроблению; 2) мелкие перекристаллизованные необласты.
Микроструктурные особенности пород позволяют классифицировать их как мантийные
тектониты (Nicolas, Poirier, 1976; Nicolas et al., 1980).
Все ультрабазиты впадины Айпод претерпели необратимое изменение (табл. 132).
Судить об изначальном химизме пород можно только ориентировочно. Помимо
явного привноса щелочей и, возможно, какой-то части СаО, в них нарушены соотношения
Fe и Mg. Во всех образцах по сравнению со стандартными перидотитами океана
отмечается понижение величины отношения Mg/Fe без нарушения отношения Si/Mg, т.е.
простое накопление железа. Скорее всего, зто связано с низкотемпературным
подводным изменением пород океанической коры, в ходе которого (по аналогии с процессом
формирования Fe-Mn конкреций) происходит перераспределение Fe, что находит
отражение в интенсивном ожелезнении серпентинового агрегата. Последний местами
насыщен гидроокислами железа и часто совершенно непрозрачен. Изменение концентраций
петрогенных компонентов сопровождается геохимическим преобразованием
перидотитов; так, во всех образцах, по-видимому, накапливается Sr (см. табл. 132).
Судить о первоначальной природе ультрабазитов впадины Айпод можно лишь по
особенностям химизма их минералов (табл. 133), так как крупный размер зерен в
этих небольших фрагментах препятствует проведению достоверных количественно-
минеральных подсчетов. Крупные индивиды ортопироксена Fs9_i0 перидотитов
принадлежат к относительно глиноземистому "лерцолитовому" типу с 3—4% А12О3
(рис. 105). В клинопироксенах (Wo47_48En48_49Fs3_s) содержание А12О3 также
повышенно (4,0—5,3%), хотя и не достигает уровня, установленного в клинопироксене
лерцолита из южной части разлома Яп (Геология дна..., 1980); одновременно они
почти лишены Ti и Na. В порфирокластах пироксенов обеих модификаций интенсивно
развиты структуры распада; изучение валового состава таких зерен с помощью
расфокусированного зонда показало, что отношение Са/(Са+ Mg) в клинопироксенах,
чувствительное к изменению температуры равновесия перидотитов, понижается до
39—40%. Необласты обеих модификаций пироксенов не содержат продуктов распада
и отличаются от порфирокластов пониженными содержаниями А1 и Сг, а ортопироксе-
293
Таблица 132. Химический состав ультрабазитов Филиппинского моря
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
co2
Сумма*
Ci
Ni
Co
V
Li
Rb
Sr
Ba
1(1409/
Д2-1)
40,27
0,13
2,43
8,90
0,93
0,35
33,37
1,38
0,34
0,17
11,23
0,05
100,13
2500
1730
130
180
—
-
—
—
2(611)
37,88
0,02
0,43
8,34
1,26
0,10
37,70
0,12
0,14
0,02
13,45
-
99,96
1840
1800
100
26
4,1
0,91
4,2
4,5
3(621)
38,67
-
1,84
9,73
1,27
0,15
32,99
1,21
0,51
0,07
12,78
-
100.01
3280
2280
130
100
8,8
0,3
12
3,6
4(62A)
41,17
0,02
1,72
9,82
1,49
0,16
31,84
1,53
0,54
0,08
10,67
0,30
99,95
2260
2120
140
110
9,8
0,91
12
5,4
S (623)
40,65
0,02
1,86
10,03
1,99
0,12
31,71
1,74
0,37
0,05
9,94
0,37
99,59
3200
2040
100
90
8,4
0,3
8,5
3,6
6(62Б)
40,23
0,02
1,85
9,72
2,22
0,15
31,81
1,80
0,33
0,06
10,55
0,15
99,62
3200
1960
52
90
8,4
0,3
12
4,0
7 (642)
35,47
0,16
6,84
6,65
3,58
0,14
31,16
2,35
0,58
0,11
12,13
0,19
99,92
2670
1100
89
61
15
1,4
28
38
8(62Г)
38,81
0,18
5,12
7,26
2,61
0,15
29,31
4,65
0,94
0,15
10,07
0,13
100,00
1850
1180
82
27
17
1,6
31
25
9(631)
41,50
0,25
6,89
8,61
2,67
0,16
23,07
8,22
0,56
0,11
6,64
0,42
99,64
2870
940
80
140
16
1,1
27
7,2
*C учетом содержаний NiO и Сг2 О3.
1 — лерцолит, разлом Яп (Геология дна..., 1980) ; 2—9 — впадина Айпод (данные Н.Г. Гладкова,
Е.Е. Лазько): 2—6 — серпентиниты (2 — аподунитовый, 3 — апогарцбургитовый (?), 4—6 — аполер-
цолитовые), 7—9 — меланократовые габброиды, переходные к плагиоклазовым верлитам.
Таблица 133. Химический состав минералов ультрабазитов окраинных морей
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А^Оз
СггО3
FeO
MnO
МО
MgO
CaO
Na2O
Сумма
1 (1409/Д2-1)
Opx
Cpx
Crt
53,6 50,9
0,08 0,17 0,07
4,31 6,21 52,2
0,65 1,08 14,9
6,43 3,17 12,3
0,13 0,09 0,08
0,07 - 0,22
31,2 16,4 20,1
2,05 21,6
0,26
98,52
99,88
99,87
2(611)
Crt
_
0,42
25,1
39,0
22,5
0,43
0,03
12,8
—
-
100,28
3(621)
Opx
56,2
—
3,17
0,70
6,40
0,16
0,08
32,1
1,23
-
100,04
Crt
_
0,03
41,4
26,0
16,5
0,27
0,20
16,5
-
-
100,90
4(62A)
Орх(ц)
54,8
-
4,01
0,42
6,05
0,13
0,00
31,2
1,97
-
98,58
Opx (к)
56,0
-
2,74
0,54
6,13
0,10
0,05
33,0
1,18
-
99,74
1 — лерцолит, разлом Яп, Филиппинское море (Геология дна..., 1980); 2—5 — впадина Айпод,
там же (материалы Н.Г. Гладкова, Е.Е. Лазько): 2—4 — серпентиниты (2 — аподунитовый, 3 —
апогарцбургитовый (?), 4 — аполерцолитовый), 5 — меланократовое габбро, переходное к плагио-
клазовому верлиту; 6,7 — перидотиты, впадина Каймаи, Карибское море (Dick, Bullen, 1984)..
294
нов — еще и Са, что характерно для любых перидотитов, подвергшихся
высокотемпературным деформациям и перекристаллизации. Наиболее показателен, однако, состав
хромшпинелей (рис. 106). Во всех фрагментах хромистость их низка (Сг/(Сг + А1) =
= 35—40%), особенно в лишенном клинопироксена обр. 621 (29,7%). Это ставит под
сомнение апогарцбургитовую природу последнего, так как низкая хромистость шпине-
лидов в перидотитах океана (< 35—40%) почти однозначно указывает на их
принадлежность к лерцолитам (Dick, Bullen, 1984). Такой вывод согласуется с составом хром-
шпинели в типичном лерцолите из южной части разлома Яп (см. табл. 133), хромистость
которой составляет всего 16,1% (Геология дна..., 1980). Только в аподунитовом
серпентините (обр. 611) хромшпинелиц обладает повышенными хромистостью (57%) и
железисто стью (43,0%), что типично для таких пород.
Таким образом, анализ химизма минералов апоперидотитовых серпентинитов
разлома Яп в свете упоминавшихся выше жестких корреляций типа состав—парагенезис
во многих плутонических ультрабазитах (Dick et al., 1984 и др.) свидетельствует о том,
что исходные породы, по-видимому, содержали клинопироксен в количествах,
позволяющих отнести их к истощенным лерцолитам или к гарцбургитам с предельно
допустимой концентрацией клинопироксена. Определенную роль в разломе Яп играют и слабо
истощенные лерцолиты (обр. 1409/Д2-1). Учитывая близость составов акцессорных
хромшпинелей, можно заключить, что породы, аналогичные изученным в зоне разлома
Яп, преобладают и во впадине Кайман (см. табл. 133). В совокупности все зти данные
свидетельствуют о том, что перидотиты зон раздвига в окраинных морях близки к
ультрабазитам срединных хребтов с высокими скоростями спрединга (типа южной
части Восточно-Тихоокеанского поднятия) или к аналогичным породам из тех участков
медленно разрастающихся хребтов, где недра дополнительно прогреваются за счет
тепла, выносимого из глубин мантии (Северная Атлантика). Сходство химизма всех
перечисленных пород может говорить и о единстве их генезиса. В то же время лерцо-
литовый или "сублерцолитовый" состав таких ультрабазитов позволяет четко
отграничить их от заметно более истощенных гарцбургитовых парагенезисов, преобладающих
в большинстве офиолитов.
4(62А)
Срх(ц)
52,3
0,02
5,30
1,25
_
2,57
0,09
0,00
16,9
22,6
0,04
101,07
Срх(к)
52,6
0,02
3,62
1,05
-
2,46
0,06
0,03
17,7
22,2
-
99,74
Crt
0,03
35,6
32,5
—
15,8
0,34
0,14
14,5
—
-
98,91
5(62Г)
О1
40,3
_
—
_
_
12,2
0,22
0,32
45,4
0,03
-
98,47
Срх
СП
52,0
0,55 1,48
3,44 16,8
1,02 31,8
_ —
3,29 41,5
0,12 0,74
0,00 0,15
16,3 6,71
22,5
0,42
99,64
99,18
Р1
48,2
-
32,3
—
-
0,15
-
-
-
16,2
2,60
99,45
6(11)
Crt
0,05
46,77
21,4
1,62
10,1
0,09
-
18,9
-
-
98,93
7(7)
Crt
_
0,34
27,22
36,6
6,52
13,8
0,34
0,39
14,3
-
-
99,51
295
J
ъ
s
©о
о о
О о
•с
е
е е
о '
*2
« J
в *
с f
о &
S /0 ff S
Рис. 105. Положение составов ромбических (а) и моноклинных (б) пироксенов ультраосновных
пород активных зон перехода океан—континент на диаграмме Fe/(Fe +■ Mg)—А1аО3
1,2 ~ перидотиты окраинных морей: 1 — разлом Яп(Геология дна..., 1980; материалы Н.Г.
Гладкова, Е.Е. Лазько), 2 — впадина Кайман (Dick, Bullen, 1984); 3—6 — ультрабазиты глубоководных
желобов: 3 — Марианского (Геология дна..., 1980; Bloomer, Hawkins, 1983), 4 — Япского
(Геология дна ..., 1980), 5 — Тонга (Щека и др., 1978), 6 — Центрально-Американского (Bourgois et al.,1984)
Сг/ о
а
M .
во ео
FeJ++Ti
SO
60
40
20
Cr/ZK3*1
" g
*
a
О
*
0
1
'/о
e
н •
.°* о
•
1 1 1
JO 40 fO
Рис. 106. Положение составов шпинелидов ультраосновных пород активных переходных зон океан-
континент на диаграммах Al-Cr-(Fe3+ + Ti) (а) и Fea+/(Fea+ + Mg)-Cr/£R3+(6)
Условные обозначения и источники данных те же, что на рис. 105
Во впадине Айпод вместе с мантийными тектонитами, по-видимому, реститового
типа обнаружены кумулятивные породы, которые являются ультраосновными по
химическому (см. табл. 133), но базитовыми по минеральному составу, так как
содержат более 10% плагиоклаза. Они обладают практически недеформированными
структурами, в которых роль кумулятивных фаз играют оливин и хромшпинелид, а интерку-
мулусньш материал представлен плагиоклазом и клинопироксеном. Это крайне
меланократовые оливиновые габбро и троктолиты, переходные к плагиоклазовым
верлитам или даже дунитам. Минералы одного из таких фрагментов (см. табл. 133)
отличаются от однотипных минералов перидотитов по ряду признаков, прежде всего
по железистости и содержаниям
296
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
Пикриты в настоящее время известны только на вулканическом острове Лорд-Хау,
расположенном на одноименном подводном хребте в Тасмановом море. Размеры
острова 0,6 X 10 км; в его южной гористой части находятся полуразрушенные плиоценовые
вулканы с вершинами Гауэр и Лиджберд. Согласно В.В. Плошко (1980), наиболее
молодыми вулканическими комплексами острова являются дайки Норт-Ридж и лавы
серии Гаузр-Лиджберд с возрастом 7,6—7,75 млн лет. Преобладающие породы —
субщелочные оливиновые базальты; пикриты и пикробазальты (океаниты) достаточно
редки.
Пикриты маломощных (до 2,5 м) даек Норт-Ридж — темно-зеленые, массивные,
мелко- или среднезернистые порфировидные породы с офитовой основной массой.
Вкрапленники оливина Fas_2o составляют 38—50% объема породы. В оливине
наблюдаются мелкие каплеобразные включения сульфидов (пирротин + халькопирит + пент-
ландит). Иногда в качестве вкрапленников отмечается авгит Wo4 з - 4 б En3 s-39FsiS_22.
Основная масса пород состоит из мелких выделений оливина примерно того же состава,
авгита, плагиоклаза и рудных минералов, главным образом хромшпинелидов (магно-
алюмохромита, хромпикотита, титансодержащего феррохромита, переходящего в
хромовую ульвошпинель), герцинита, магнетита, титаномагнетита и пикроильменита
(табл. 134). В незначительном количестве отмечаются сульфиды.
Пикриты лавовой серии Гауэр-Лиджберд содержат вкрапленники оливина Fa,s_20
(32—38%) и авгита (5—30%). Основная масса образована титанавгитом (иногда в виде
микрофенокристаллов), оливином, плагиоклазом Апб2_з7 и рудными минералами
(табл.135).
Все пикриты о-ва Лорд-Хау содержат повышенные концентрации щелочей, т.е.
представлены субщелочными разновидностями. В дайках особенно высоки содержания
MgO (см. табл. 135). По мнению В.В. Плошко, наиболее магнезиальные разновидности
пород возникли за счет кумуляции оливина.
Таблица 134. Химический состав пикритов дайкового комплекса Норт-Ридж и составляющих их
минералов (Плошко, 1980)
Компоненты
SiO2
ТЮа
МО,
Сг2О3
FeaO3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
Валовой
1
41,60
0,83
4,60
0,22
4,53
9,36
0,18
0,20
30,73
3,40
1,01
0,24
99,96
состав
2
42,7
1,13
6,42
0,20
2,84
10,30
0,17
0,18
27,23
4,40
1,13
0,16
99,95
Примечание. Р2О5 -
Оливин
вкрапленник
3
38,78
0,00
0,02
0,00
-
9,18
0,00
0,00
50,38
0,26
0,00
0,00
98,62
основная
масса
4
41,37
0,02
0,06
0,00
-
15,39
0,18
0,22
42,91
0,28
0,02
0,00
100,45
-0,11; 0,15; СО2 - 1
Клгаюпироксен
зональный
вкрапленник
5ц
50,47
1,95
3,70
0,00
-
10,72
0,00
0,00
14,37
20,15
0,57
0,00
101,93
10; 0,56; Н
5к
49,72
2,78
4,33
0,00
-
9,63
0,12
0,01
. 13,22
20,52
0,96
0,03
101,32
Плагиоклаз
Хром-
шпине-
лид
Хром-
титано-
магнетит
основная масса
б
54,26
0,08
30,11
-
-
1,30
-
-
0,80
10,31
4,35
0,16
101,37
2 О* - 1,85; 2,38%
7
—
1,93
11,95
41,15
-
30,17
0,08
-
14,70
-
-
-
99,98
(ан. 1,2).
8
_
16,32
4,04
13,53
-
65,10
0,28
-
1,95
—
-
- с
101,22
297
Таблица 135. Химический состав пикритов лавовых потоков серии Гауэр-Лиджберд
и составляющих их минералов (Плошко, 1980)
Компоненты
1
валовой
состав
О1(Ц)
О1(ц)
Срх(ц)
Срх(к)
Р1(ом)
СП
SiO2
TiO2
AljOj
Cr2O3
FeaO3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
43,76
1,45
6,88
0,18
1,48
11,36
0,17
0,15
24,42
6,00
1,48
0,56
99,74
39,65
0,00
0,04
-
-
19,6
0,24
0,14
40,45
0,32
0,00
0,00
100,44
39,9
0,00
0,36
-
-
17,6
0,22
0,19
40,95
0,25
0,00
0,00
99,47
51,3
1,15
1,91
0,09
-
7,38
0,17
0,00
15,35
21,2
0,40
0,00
98,95
50,4
1,43
3,69
0,89
-
6,41
0,10
0,00
14,5
22,55
0,47
0,00
100,44
52,2
0,12
29,1
-
-
0,58
0,00
-
0,10
12,1
4,06
0,31
98,57
—
2,04
15,9
37,7
-
30,8
0,14
-
12,9
-
—
-
99,4
1,2 — пикритовые лавы гор: 1 — Лиджберд, 2 — Гауэр.
Примечание.Р2О5 -0,18; 0,23; СО2 -0,55; 0,2; Н2О- 1,12; 2,0% (ан. 1,2).
Компоненты
2
валовой
состав
О1(ц)
О1 (ом)
Срх (ом)
И (ом)
Crt (ц)
Crt(K)
SiO2
TiO2
А^Оз
Cr2O3
FeaO3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
44,5
1,8
10,6
0,10
5,1
8,7
0,14
—
17,0
7,5
1,9
0,6
100,37
40,77
0,02
0,00
—
-
16,12
1,90
0,18 ,
41,64
0,31
0,00
0,00
100,94
38,07
0,03
0,00
—
-
19,64
2,66
0,12
37,40
0,32
0,00
0,00
98,24
52,73
1,03
3,27
0,70
-
7,37
0,00
0,05
16,12
20,16
0,36
0,00
101,79
53,5
0,12
28,2
-
-
0,58
0,00
-
0,12
11,9
4,39
0,36
99,17
—
2,13
12,3
46,6
-
30,8
0,05
-
9,30
-
-
-
101,18
—
8,36
9,42
27,25
-
45,0
0,07
-
8,09
-
-
-
98,19
УЛЬТРАБАЗИТЫ ГЛУБОКОВОДНЫХ ЖЕЛОБОВ
На внутренних (придуговых и континентальных) склонах глубоководных желобов,
маркирующих более половины периметра Пацифики и кое-где окаймляющих ложе
Индийского и Атлантического океанов, пока найдены только плутонические ультраба-
зиты. Ультраосновные вулканиты типа пикритов здесь неизвестны. В какой-то мере
их эквивалентом можно считать высокомагнезиальные марианиты, обнаруженные в
Марианском желобе, и близкие к последним оливиновые бониниты желоба Тонга
(Геология дна..., 1980; Океанический магматизм..., 1986), которые отличаются от
пикритов высокой кремнеземистостью. По существу, они являются основными
породами (Магматические горные..., 1985) и поэтому в данном разделе не рассматриваются.
Выходы плутонических ультрабазитов известны во многих глубоководных жело-
298
бах — Тонга, Яп, Марианском, Идзу-Бонинском, Центрально-Американском,
ЮжноСандвичевом, Пузрто-Рико (см. рис. 2). Примечательно, что они проявлены
преимущественно в фундаменте юных внутриокеанических островных дуг, находящихся на
ранней стадии развития. Материалы ступенчатых драгировок показывают, что здесь,
как и в других областях Мирового океана, первичная стратификация коры часто
нарушена и улырабазиты находятся во вторичном залегании.
Изучение ультрабазитов, поднятых с внутренних склонов глубоководных желобов,
важно для уточнения геодинамических моделей и палеореконструкций, основанных
на концепции тектоники плит. Дело даже не в том, что эти пока еще немногочисленные
и зачастую сильно измененные породы в видовом отношении оказались значительно
разнообразнее, чем улырабазиты ложа океанов, хотя зто, впрочем, уже само по себе
предполагает возможность широких параллелей при корреляциях ультрабазитов
желобов с гипербазитовыми комплексами складчатых поясов. Пожалуй, еще более важно
то, что улырабазиты фундамента юных островных дуг и активных континентальных
окраин в большинстве своем по вещественному облику оказались до деталей
сопоставимы с сильно истощенными гарцбургитами, доминирующими в большинстве
разновозрастных офиолитов. Как легко убедиться из приведенных выше материалов, этого не
наблюдается больше ни в одном другом типе морфоструктур Мирового океана. Такое
заключение имеет определяющее значение для палеореконструкций, так как вопреки
распространенному мнению о широких аналогиях состава пород современных океанов
и складчатых поясов оно позволяет ограничить исходную позицию -формирования
большинства офиолитов обстановкой островной дуги на ранней стадии ее развития1.
Марианский желоб. Глубоководный желоб и одноименная островная дуга маркируют
деструктивную границу Тихоокеанской и Филиппинской плит. Этот регион и
расположенные к западу от него подводные морфоструктуры (Марианский трог, Западно-
Марианский хребет, котловина Паресе-Вела с занимающим в ней центральное
положение охарактеризованным выше разломом Яп, хр. Кюсю-Палау) изучены, пожалуй,
детальнее других активных переходных зон запада Тихого океана. Обычно на их
примере рассматриваются процессы взаимодействия сходящихся литосферных блоков
(Д. Кариг, М. Токсез, С. Уеда и др.). В этом регионе было проведено несколько рейсов
НИС "Гломар Челленджер", а также осуществлены многочисленные драгировки, из
которых следует особо отметить выполненные в 17-м рейсе НИС "Дмитрий Менделеев"
и в экспедициях Скриппсовского океанографического института (Геология дна...,
1980; Bloomer, Hawkins, 1983). В ходе этих работ получен уникальный материал по
ультрамафитам, во многом определяющий современные взгляды не только на природу
фундамента островных дуг, но и на проблему офиолитов, корреляцию габбро-гиперба-
зитовых комплексов океанов и континентов и др.
Большинство образцов ультраосновных и родственных им пород в Марианском
желобе поднято в его южном и северном замыканиях из нижней части внутреннего склона
с глубин 4—8,5 км, хотя они отмечены почти на всех опробованных гипсометрических
уровнях2. Столь широкое распространение ультрамафитов во фронтальной дуге
связывается с ее активной тектоникой и высокой подвижностью серпентинитовых диапи-
ров (Bloomer, Hawkins, 1983). Вместе с ультрамафитами драгированы разнообразные
габброиды, островодужные вулканиты, в том числе марианиты и бониниты,
кремнистые и карбонатные осадки и др. Пестрота этих образований, присутствие среди них
брекчированных пород, сложенных материалом разного происхождения, и
морфология обломков ультрамафитов позволяют рассматривать их как фрагменты
тектонической брекчии олистостромы (Геология дна..., 1980).
1 Следует напомнить об исключениях, к которым прежде всего относятся офиолиты Западного
Средиземноморья и отдельные комплексы в других складчатых поясах, формировавшиеся,
вероятно, в иной геодинамической обстановке.
2 Серпентинизированные перидотиты обнаружены Н.С. Скорняковой и М.И. Липкиной также в
основании внешнего склона желоба; материалы детального изучения этих образцов,
характеризующих вещество Тихоокеанской плиты, не публиковались.
299
Исключительно разнообразен петрографический состав ультрамафитов. В
Марианском желобе и в примыкающей к нему с юго-запада аналогичной структуре — желобе
Яп - описаны гарцбургиты, лерцолиты (в том числе плагиоклазовые), пуниты, орто-
пироксениты, вебстериты и оливиновые вебстериты, аподунитовые и аповерлитовые
серпентиниты и апопироксенитовые тальк-амфиболовые сланцы. Среди них вьщелены
породы с деформационными и кумулятивными структурами. Хотя большинство
образцов сильно изменено и часть определений выглядит недостоверной, результаты
петрографического изучения в основном согласуются с данными по составу
породообразующих минералов (табл. 136).
Преобладающие среди ультрамафитов гарцбургиты представлены массивными про-
тогранулярными порфирокластическими и гранобластовыми разностями; их минералы
предельно обеднены легкоплавкими компонентами и близки по составу к офиолито-
вым аналогам из сильно истощенных гарцбургитов типа Кемпирсайского массива,
комплекса Вуринос или многих ассоциаций западной окраины Тихого океана,
описанных в главе 1. Оливины содержат 8—9% Fa, ортопироксены — такое же количество
Fs, причем они очень бедны А1, Сг и Са (см. рис. 105). Клинопироксен во многих гарц-
бургитах полностью отсутствует. Хромшпинелиды (см. рис. 106) необычно богаты
(48—55%) СггО3; концентрации других окислов широко варьируют в разных
образцах: А12О3 7-20%; MgO 6-12; FeO + Fe2O3 17-38%. Лерцолиты количественно
подчинены гарцбургитам; большинство их обладает неравномернозернистым кумулятивным
строением и почти постоянно содержит интерстициальный, полностью измененный
плагиоклаз (Bloomer, Hawkins, 1983). Клинопироксен также имеет ксеноморфный облик
и часто объединяется с плагиоклазом и хромшпинелидом в агрегаты, рассеянные в
массе оливина. Минералы лерцолитов несколько обогащены Fe и Ti в сравнении с
гарцбургитами; в их пироксенах больше легкоплавких компонентов (А1, Сг, Са),
хотя перекрытие диапазона концентраций довольно ощутимо. Хромшпинелиды в лерцо-
литах беднее Сг, чем в гарцбургитах (и соответственно богаче А1), однако, за одним
исключением (обр. 27/6), они содержат много больше Сг2О3, чем хромшпинелиды
стандартных океанических перидотитов. Эти до некоторой степени противоречивые
структурные и вещественные особенности плагиоклазовых лерцолитов С. Блумер и
Дж. Хоукинс объясняют тем, что эти породы не являются продуктами прямого
частичного плавления мантийного субстрата, как гарцбургиты. Эти исследователи предлагают
двухступенчатую схему образования лерцолитов. Основываясь прежде всего на
перекрытии составов минералов перидотитов и высокой хромистое™ шпинелидов, они
предполагают, что исходные ультрабазиты сначала были сильно истощены и превращены в
гарцбургиты, которые затем пропитались базальтовой жидкостью и
перекристаллизовались. При этом несколько изменился первоначальный состав "остаточных" минералов
гарцбургитов, особенно оливинов и хромшпинелидов. Тесная ассоциация клинопироксе-
на и плагиоклаза в лерцолитах и их ксеноморфизм считаются свидетельством
совместной кристаллизации минералов из внедренного в гарцбургиты расплава. По существу,
эта схема аналогична рассматривавшемуся в предыдущем разделе "гибридному"
способу образования подобных пород в срединно-океанических хребтах. Иную интерпретацию
природы плагиоклазовых лерцолитов Марианского желоба предлагают СА. Щербаков
и Г.Н. Савельева, которые считают их аналогами пород низов офиолитового габброид-
ного комплекса, имеющими чисто кумулятивную природу. Изученный ими обр.
1403/16 по составу минералов аналогичен плагиоклазовым лерцолитам,
охарактеризованным С. Блумером и Дж. Хоукинсом. Однако микроструктурный анализ дал
основание для вывода о том, что строение лерцолита обусловлено ламинарным течением
оливиновой матрицы в небольшом количестве расплава.
Типичные кумулятивные структуры отсутствуют и в пироксенитах, которым
приписывается нормальное магматическое происхождение (Bloomer, Hawkins, 1983).
Немногочисленные фрагменты этих и ряда других ультрамафитов обьино невелики по
размеру и сильно изменены. Тем не менее состав минералов этих пород иногда
определенно указывает на их отличие от гарцбургитов и лерцолитов. Так, не вызывает сомне-
зоо
Таблица 136. Химический состав минералов ультрамафиюв Марианского желоба и желоба Яп
Сумма
Компоненты
SiO2
TiO2
AljO3
Ci2O3
FeO
MnO
№O
MgO
CaO
Ol
40,7
—
0,01
0,03
8,24
0,09
0,31
50,5
0,02
1(1403/19)
Opx
56,8
—
1,31
0,67
5,50
0,11
0,07
35,0
0,97
Crt
0,06
0,03
15,02
54,77
17,74
0,26
0,03
11,84
—
2 (26/2)
Opx
57,65
—
0,36
0,12
5,70
0,02
0,06
35,90
0,15
Crt
_
0,12
7,24
47,58
37,55
0,26
0,13
6,65
0,05
3<5l/23)
Ol
40,77
0,04
-
0,00
8,60
0,04
0,38
50,06
0,04
Opx
56,28
0,02
1,99
0,54
5,55
0,07
0,10
34,89
0,65
4(27/6)
Ol
41,06
—
-
0,05
9,32
0,03
0,40
49,86
0,03
Opx
55,25
0,24
2,90
0,68
6,32
0,04
0,04
34,02
0,65
99,90 100,43 99,93 99,96
99,58 99,93
100,09 100,75 100,14
Компоненты
4(27/6)
Crt
Ol
5 (36/44)
Opx
Crt
6(36/9)
Ol
Cpx
Crt
7(1403/16)
Ol
Opx
SiQ2
TiO2
A^O,
CiaO3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
—
0,61
31,18
34,52
21,34
0,22
0,17
13,76
0,04
—
40,76
0,01
-
0,01
9,49
0,03
0,19
49,59
0,04
—
55,71
0,09
1,98
0,59
6,29
0,06
0,02
33,66
1,72
-
—
0,29
23,43
42,85
22,02
0,20
0,09
11,49
0,02
-
40,40
0,02
-
0,03
11,77
0,08
0.31
47,59
0,04
-
51,62
0,12
2,84
1,12
4,14
0,16
0,13
17,77
20,35
0,14
—
0,28
20,41
41,67
29,52
0,28
0,13
9,27
0,03
-
41,6
—
0,11
0,04
9,08
0,15
-
49,7
0,01
-
56,8
0,13
1,58
0,58
5,96
0,14
—
34,0
1,28
—
Сумма
101,84 100,12 100,12 100,39 100,24 98,39
101,59 100,69 100,47
Компоненты
7(1403/16)
Cpx
Crt
8(1431/20)
Crt
9(1431/65)
Opx
Cpx
Crt
10(1431/53)
Opx
Crt
SiO2
TiO2
AljO3
Ci2O3
FeO
MnO
MO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
53,8
0,30
2,04
0,99
2,23
0,03
—
16,4
22,90
0,47
99,16
0,08
0,60
18,2
42,5
23,26
0,25
—
11,1
0,02
-
96,01
0,04
0,05
8,05
58,23
23,32
0,34
0,04
7,63
-
-
97,70
56,6
0,05
1,43
0,47
7,66
0,11
-
33,47
0,50
0,02
100,31
53,5
0,07
1,18
0,63
2,55
0,06
-
17,21
23,83
0,28
99,31
0,13
0,20
9,86
41,71
39,31
0,05
-
6,33
0,07
-
97,66
56,7
-
0,91
0,22
5,76
0,10
-
35,0
0,41
0,02
99,12
0,05
0,04
17,0
43,8
28,0
0,37
0,07
9,33
-
-
98,6
1_7 _ Марианский желоб (Геология дна..., 1980; Bloomer, Hawkins, 1983): 1—3 — гарцбургиты,
4—6 — "импрегнированные" лерцолиты с деформироьанными структурами, 7 — плагиоклазовый
лерцолит с кумулятивной структурой, 8—10 — серпентиниты, желоб Яп (Геология дна..., 1980)
(8 — аподунитовый, 9 — аповерлитовый (?)), 10 — аповебстеритовый (?).
301
Таблица 137. Химический состав ультрамафитов Марианского желоба и желоба Яп
(Геология дна..., 1980; Bloomer, Hawkins, 1983)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А^Оз
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na3O
K2O
H2O*
CO2
Сумма*
Cr
Ni
Co
V
Rb
Sr
Ba
Zr
1(1403/17)
40,59
0,04
0,30
4,83
4,11
0,11
43,06
0,26
0,14
0,09
5,26
-
99,46
2500
2430
110
—
_
_
—
2(1403/19)
39,50
0,04
0,42
6,10
1,73
0,09
39,00
0,29
0,14
0,06
11,39
0,15
99,40
2470
2200
120
56
_
—
-
3(1403/57)
39,28
0,04 .
0,08
4,84
3,57
0,08
43,07
0,14
0,14
0,06
8,02
0,22
99,54
_
_
—
—
—
—
—
_
4(1403/16)
35,85
0,08
1,99
8,92
1,16
0,14
36,96
1,10
0,20
0,09
11,23
0,35
99,59
8800
1880
130
110
—
—
—
_
5(27/1)
42,64
0,08
2,78
3,86
4,29
0,13
36,84
2,87
0,10
0,01
5,63
0,45
100,18
1960
1900
—
48
1,0
82
1,0
8,0
6(20/8)
47,56
0,30
7,66
4,14
5,96
0,14
18,24
15,04
0,62
0,03
1,12
0,14
100,95
1905
370
_
—
_
25
13
12
7(1431/20)
37,14
0,04
—
10,75
0,14
0,18
35,79
0,16
0,41
0,08
14,34
0,20
100,02
3710
1960
160
135
_
_
—
*C учетом содержаний Сг2 О3 и NiO.
1—6 — Марианский желоб: 1—3 — гарцбургиты и апогарцбургитовые серпентиниты, 4,5 —
плагиоклазов ые лерцолиты, 6 — оливиновый вебстерит; 7 — аподунитовый серпентинит, желоб Яп.
Таблица 138
Компоненты
SiO,
TiO2
А12О3
Сг2О3
Fe2O3
FeO
MnO
МО
MgO
CaO
Na,O
K2O
H,O*
CO2
Сумма
Химический состав ультрамафитов желоба Тонга и составляющих их минералов
1 (К 16-5 0/1)
валовой
состав
34,54
0,08
0,16
0,57
6,69
2,14
0,09
0,06
40,37
0,26
0,04
0,00
13,97
0,53
99,50
Crt
0,07
7,03
56,0
8,50*
20,5
0,23
0,00
8,22
—
—
-
—
-
100,55
2 (К16-50/2)
валовой
состав
О1
35,69 41,3
0,05
0,22
0,22
3,50
3,43 7,84
0,08 0,07
0,34 0,39
43,52 50,8
0,08 0,01
0,03
0,01
12,37
0,23
99,77
100,41
Орх
57,4
0,00
1,35
0,58
-
4,32
0,06
0,00
35,4
0,67
-
-
-
-
99,78
Crt
0,00
19,3
51,9
0,17*
16,2
0,00
0,00 -
12,4
-
-
-
-
-
99,97
3 (К 16-49/3)
валовой
состав
41,96
0,02
0,96
0,20
2,57
4,84
0,11
0,25
42,43
0,75
0,17
0,02
5,30
0,42
99,70
О1
40,9
—
0,00
-
-
8,37
0,10
0,26
49,6
0,07
-
-
-
-
99,30
* Рассчитано по стехиометрии.
2 'Суммарное железо в форме FeO.
3 'Содержание п.п.п. в мас.%.
1 — дунит; 2—5 — гарцбургиты; 6,7 — верлиты.
302
ний аподунитовая природа серпентинита (обр. 1431/20) из желоба Яп, в котором
присутствует типичный для офиолитовых дунитов высокохромистый шпинелид с низкой
концентрацией Ti (см. табл. 136). Менее убедительна идентификация остальных япских
серпентинитов (Геология дна..., 1980), параллелизуемых с другими породами габбро-
идного комплекса офиолитов (оливиновыми вебстеритами, верлитами, гшагиоклазовы-
ми лерцолитами), поскольку состав их минералов близок к аналогичным фазам
некоторых перидотитов, изученных С. Блумером и Дж. Хоукинсом.
Петрохимические данные менее информативны, так как в большинстве случаев
анализировались сильно измененные породы. В них содержится много щелочей и
структурной воды, очень высоки отношения БегОз/РеО, а величина отношения MgO/SiO2
не коррелируется с концентрациями других петрогенных компонентов и всегда близка
к 0,95, что характерно для серпентинитов. Менее гидратированные породы сохраняют
черты первичного состава, что позволяет говорить о высокой степени истощения гарц-
бургитов и, наоборот, обогащения лерцолитов легкоплавкими компонентами, а также
о повышенной железистости пород — вероятных аналогов членов габброидного
комплекса офиолитов (табл. 137). В породах предполагаемой кумулятивной природы
фиксируются ощутимые количества литофильных элементов.
Желоб Тонга. В желобе Тонга также проведены многочисленные драгировки,
которые были особенно удачными в 16-м рейсе НИС "Каллисто" (Океанический
магматизм..., 1986). Этими работами в северном замыкании желоба выявлена тектоническая
нарушенность разреза его внутреннего склона: кумулятивные ультрамафиты, габброи-
ды и гшагиограниты на одном из изучавшихся профилей подстилают и перекрывают
другую серию пород, которая представлена брекчированными, рассланцованными и
милонитизированными серпентинитами, метагабброидами, метадолеритами и тальк-
серпентиновыми сланцами. Вся эта толща увенчана подушечными лавами базальтов,"
андезитов и бонинитов,а также осадочными породами.
Ультрабазиты северного широтногб замыкания желоба в основном глубоко серпен-
тинизированы, и реликты первичных минералов в них часто полностью отсутствуют.
Тем не менее в шлифах в ряде случаев удалось распознать две группы пород — с дефор-
3(К16-49/3)
_
Орх
57,7
0,00
1,13
0,50
—
5,28
0,13
0,01
34,6
1,20
_
—
Crt
0,03
15,9
54,5
2,35*
16,6
0,04
0,00
12,1
_
_
—
_
4(Т-7б)
валовой
состав
38,76
0,01
0,75
0,44
3,97
2,04
0,13
0,28
39,49
0,40
0,09
0,00
13,10
Срх
54,0
0,04
2,00
0,92
—
2,51
0,08
-
17,9
22,6
0,20
0,00
_
Crt
0,05
20,9
45,3
3,45*
15,5
0,27
-
12,3
-
-
-
_
5
44,62
0,01
0,16
0,54
0,51
7,31
0,10
0,38
46,35
0,09
0,10
0,02
0,10
6
41,83
0,27
6,89
0,30
—
10,52а *
0,18
-
27,15
4,48
0,00
0,03
7,11» *
7
46,73
0,20
7,81
0,90
—
8,61"
0,18
-
18,62
11,37
0,89
0,13
4,68» *
100,55
101,52
99,46
100,25
97,77
100,29
98,76
100,12
Примечание: Обр. 1—3 — материалы Е.Е. Лазько и СВ. Высоцкого; 4 — по С.А. Щеке и др.
(1978); 5 — по Р. Фишеру и С. Энгел; 6,7 — по С.А. Силантьеву и С.К. Злобину (Океанический
магматизм..., 1986).
303
Таблица 139. Химический состав ультрабазитов Центрально-Американского желоба
(Bouigois et al., 1984)
Компоненты
11(566/8-1)1
2 (566/9-1)
3(S66A/1-1)
4(566С/6-1)
S(S66C/7-l)j 6(S67A/29-2)
7(570/41-3)
SiO2
TiO2
A12O3
Fe^O*
MnO
MgO
CaO
Na,O
K2O
П.п.п.
Сумма2*
Cr
Ni
37,04
0,02
0,60
7,43
0,16
36,68
0,72
0,09
0,02
16,37
99,71
2280
1980
36,17
0,02
0,51
7,40
0,13
37,71
0,66
0,10
0,01
16,23
99,66
2540
1930
37,45
0,02
0,62
6,79
0,14
34,58
1,87
0,25
0,02
17,36
99,70
2460
1920
36,76
0,58
0,01
7,61
0,15
36,50
0,79
0,08
0,01
16,31
99,35
2030
1990
36,65
0,72
0,02
7,38
0,15
36,57
0,96
0,06
0,00
16,47
99,80
3610
2310
37,81
0,01
1,59
6,66
0Д4
37,29
0,12
0,06
0,01
15,32
99,90
4390
1970
34,13
0,01
0,62
7,14
0,15
37,83
0,34
0,21
0,00
18,19
99,26
2520
2130
* Суммарное железо в форме Fe2O3.
2 * С учетом содержаний Сг2 О3 и NiO.
1—7 — серпентиниты: 1—5 — апогарцбургитовые, 6 — аполерцолитовый, 7 — апоперидотитовый с
кумулятивной структурой.
Таблица 140. Химический состав минералов ультрабазитов Центрально-Американского желоба
(Bouigois et al., 1984)
Компоненты
SiO2
TiO2
A12O2
Cr2O3
Fe3O3*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
1 (566/9-1)
Ol
40,05
-
-
-
-
9,09
0,22
0,35
49,57
0,01
-
99,29
Opx
55,96
0,00
2,43
0,53
-
6,14
0,13
-
33,57
0,97
0,03
99,16
Cpx
52,64
0,06
2,60
0,80
-
1,99
0,06
-
17,08
24,11
0,00
99,34
Crt
-
31,41
37,72
1,15
15,89
0,07
-
13,75
-
-
99,99
2(566C/6-l)
Ol
41,11
-
-
-
-
8,46
0,11
0,43
49,57
0,00
-
99,68
Opx
56,90
0,00
2,13
0,71
-
5,75
0,07
-
34,00
0,73
0,03
10032
Cpx
52,93
0,00
2,59
0,97
-
2,15
0,11
-
17,10
23,56
0,03
99,44
Crt
-
24,75
44,08
1,64
16,61
0,24
-
12,43
-
-
99,15
♦Рассчитано по стехиометрии.
1—6 — серпентиниты: 1—3 — апогарцбургитовые, 4, 5 — аполерцолитовыё (?) , 6 —
апоперидотитовый с кумулятивной структурой.
304
мационными и кумулятивными микроструктурами. Мантийные тектониты, судя по
характеру псевдоморфоз и минеральному составу, были представлены дунитами и
гарцбургитами. С таким выводом согласуются результаты химических анализов
серпентинитов, которые, несмотря на высокую степень изменения, сохранили черты сильно
истощенных перидотитов (MgO > SiO2, низкое содержание А12О3, высокое — Сг2О3).
Химический состав более свежих образцов, как и уцелевших в серпентинитах
фрагментов первичных минералов, в частности высокая хромистость шпинелидов, низкий
уровень глиноземистости и железистости пироксенов и др. (табл. 138), также говорит
об истощенности исходных пород легкоплавкими компонентами. Южнее; в центральной
меридиональной части желоба Тонга, драгированы практически неизмененные гарцбурги-
ты (см. табл. 138) с высокомагнезиальным оливином (Fa7) и дуниты. Эти ультрабази-
ты, изученные Р. Фишером и С. Энгел, типичны для глубоководных желобов и близки
к офиолитовым аналогам.
Кумулятивные перидотиты отнесены А.Я. Шараськиным и С.К. Злобиным к плагио-
клазсодержащим верлитам. Согласно авторским описаниям, эти породы сложены
более или менее идиоморфными оливином, хромшпинелидом и плагиоклазом
(An6 s - 7 s), которые цементируются ксеноморфным клинопироксеном. С.А. Силантьев
и С.К. Злобин специально подчеркивают, что кумулятивная структура свойственна
именно плагиоклазовым перидотитам (Океанический магматизм..., 1986). Однако
содержания А12О3 в них слишком высоки для ультрамафитов (см. табл. 138);
возможно, если эти породы действительно являются ультрабазитами, а не габбро, это
связано с интенсивной амфиболизацией пород.
В двух образцах ультрабазитов определены следующие содержания РЗЭ (в г/т):
La 0,18; 0,56; Се 0,47; 1,2; Nd 0,35; 0,7; Sm 0,12; 0,19; Eu 0,02; 0,08; Gd 0,12;
0,28; Tb 0,03; 0,06; Yb 0,15; 0,36; Lu 0,03; 0,06 (Океанический магматизм..., 1986).
Эти значения отвечают уровню 0,5—2 ед. хондритового стандарта; на кривых,
отражающих нефракционированный характер распределения РЗЭ или одновременное
накопление в породах легких и тяжелых лантаноидов, наблюдаются Eu-аномалии, обычные
в сильно измененных ультрабазитах.
3(566С/7-1)
О1
40,42
-
-
-
-
9,00
0,73
0,15
49,57
0,00
- '
99,87
Орх
55,50
0,01
2,13
0,51
6,18
0,13
-
33,02
1,61
0,00
99,09
Срх
52,43
0,00
2,29
0,55
2,45
0,00
-
17,19
24,06
0,01
98,98
Crt
_
-
28,03
40,22
2,63
16,18
0,22
-
13,15
-
-
100,43
О1
41,17
—
—
-
-
7,73
0,07
0,31
50,52
0,02
-
99,82
4 (567 А/29-2)
Орх
Crt
54,98
0,00
4,49 41,15
1,07 29,88
0,37
4,76 13,31
0,09 0,10
- -
33,21 16,70
0,93
0,02
99,55
101,51
5(567А/16-1)
Crt
_
-
53,33
14,20
1,25
10,54
0,13
-
19,89
-
-
99,34
6(570/41-3)
СП
-
29,89
39,08
1,90
15,27
0,03
-
14,02
-
-
100,19
20. Зак. 855
305
Центрально-Американский желоб. В 84-м рейсе НИС "Гломар Челленджер" у
берегов Гватемалы пятью глубоководными скважинами, пробуренными на внутреннем
склоне желоба на разном расстоянии от его оси, были вскрыты измененные ультраба-
зиты (Bourgois et al., 1984). Это пока единственный случай, когда подобные породы
были встречены в фундаменте современной активной континентальной окраины, унасле-
дованно развивающейся по крайней мере с верхнего мезозоя (Ж. Азема, Ж.Турнон).
В четырех скважинах (566, 566А, 566С и 570) серпентиниты перекрыты осадками,
мощность которых варьирует от первых метров до сотен метров, а возраст — от
нижнего эоцена до плейстоцена. Ни в одном случае скважины не вышли из серпентинитов,
так что судить о мощности и характере залегания последних трудно. В наиболее
глубокой 500-метровой скв.566 А небольшие фрагменты серпентинитов залегают в
миоценовых осадках, которые подстилаются горизонтом сплошных серпентинитов
мощностью около 25 м. Природа этого блока, по-видимому, тектоническая. Серпентиниты
вниз по разрезу скважины сменяются верхнемеловыми известняками и толщей
основных и ультраосновных пород — габбро, долеритами и базальтами.
Как и в других глубоководных желобах, ультрабазиты здесь интенсивно серпентини-
зированы, и многие их фрагменты не содержат реликтов первичных минералов за
исключением хромшпинелида. Хотя на основании приводимых результатов анализов
(табл. 139) можно предполагать довольно высокую степень истощения исходных пород
(ее индикатором в данном случае являются не только низкие содержания А1гО3 иСаО,
но и близкая к единице или несколько большая величина отношения MgO/Si O2 в ряде
образцов и высокие концентрации в них Сг и Ni), к такому выводу следует отнестись
осторожно из-за сильного изменения ультрабазитов. Тем не менее с ним согласуются
результаты химических анализов первичных минералов, сохранившихся в некоторых
фрагментах (табл. 140). Так, железистость оливинов (Ра8_9>5) и ортопироксенов
(Fs7_9) этих фрагментов невысока, ортопироксены за одним исключением содержат
низкие концентрации А12О3. Столь же невысоки содержания А12О3 и в клинопирок-
сенах (Wo48-49En48-49Ps3-4)> близких между собой по составу. В хромшпинелидах,
ассоциирующих с такими пироксенами, повышена до 45—55% величина отношения
Сг/(Сг + А1). Все зто в целом не свойственно ультрабазитам океана, но типично для
офиолитов и островодужных ассоциаций. Вместе с тем среди изученных фрагментов в
небольшом количестве встречены породы, содержащие низкохромистые шпинели с
отношением Сг/(Сг + А1 ) = 15—30%, характерные для неистощенных ультрабазитов.
В одном из таких образцов в парагенезисе с хромшпинелью отмечен
высокоглиноземистый ортопироксен (см. табл. 140), несмотря на то что клинопироксен отсутствует.
В совокупности зти данные говорят о том, что среди изученных пород, по-видимому,
преобладают гарцбургиты при подчиненной роли лерцолитов. Аналогичные
ультрабазиты примерно в той же пропорции известны в верхнемеловых офиолитах комплекса
Никоя на Центрально-Американском перешейке.
Характеризуемые перидотиты обладают аллотриоморфнозернистыми (протогрануляр-
ными) структурами, лишенными признаков интенсивной деформации. Наряду с ними
отмечены серпентиниты с реликтами кумулятивных структур. По валовому
химическому составу и составу слагающих их хромшпинелидов они практически идентичны
протогранулярным ультрабазитам (см. табл. 139,140).
Обшая геологическая ситуация в регионе, вскрытые в желобе породы (здесь были
отмечены также амфиболиты), их структурная позиция и химические особенности
позволяют предположить, что все эти образования являются окраинно-океаническими
аналогами офиолитовых комплексов Центральной Америки. Если это так, то описанные
ультрабазиты и сопутствующие им базиты можно рассматривать в качестве связующего
звена между офиолитами складчатых поясов и габбро-гипербазитовыми ассоциациями
современных активных переходных зон океан—континент. Вместе с тем, если принять
во внимание приуроченность ультрабазитов к области с корой переходного типа и
возраст перекрывающих их осадков, остается возможность трактовать эти породы как
фрагменты собственно офиолитов (Bourgois et al., 1984).
306
ЧАСТЬ III
УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ
ГЛУБИННЫХ ОБЛАСТЕЙ ЗЕМЛИ
В предыдущих разделах охарактеризованы ультрабазиты, являющиеся составной частью
земной коры. Хотя многие из них сформировались на основе мантийного субстрата,
рассматривать эти породы в качестве прямых представителей подкорового вещества
вряд ли верно, так как по пути к поверхности они были существенно модифицированы
в результате частичного плавления, кристаллизационной дифференциации, субсолидус-
ных фазовых переходов и пр. Истинными вестниками больших глубин являются
только разнообразные ксенолиты в базальтах и кимберлитах, вынесенные с большой
скоростью с различных уровней литосферы, и, возможно, астеносферы. Эта точка зрения
базируется на независимых оценках многих исследователей, полагающих, что верхняя
мантия до глубин по крайней мере в несколько сот километров сложена в основном
перидотитами (Йодер, 1979; Добрецов, 1980; Рингвуд, 1981); в некоторых моделях
допускается также существенная роль эклогитов (Ф. Пресс, Дж. Лавринг и др.).
Основанием для этого фундаментального вывода послужили геофизические,
геохимические и экспериментальные данные.
Установлено также, что фазовый состав глубинных ультрабазитов зависит от
внешних условий в областях их залегания, в первую очередь от давления, поскольку ниже
раздела Мохо все субсолидусные реакции носят высокотемпературный характер.
Эксперименты, выполненные в середине 60-х годов в разных лабораториях (И. Мак-Грегор
и Ф. Бонд, И. Куширо и Г. Йодер, К. Ито и Г. Кеннеди, М.О'Хара, Д. Грин и А.
Рингвуд), позволили наметить Р—Т параметры важнейших фазовых переходов в литосфер-
ной части мантии и выделить поля устойчивости ультраосновных пород на глубине —
зоны плагиоклазовых, шгшнелевых и гранатовых перидотитов (рис. 107). Полученные
данные, уточненные более поздними работами (К. Герцберг, Д. Преснолл, Д. Дженкинс
и Р. Ньютон, X. О'Нейл, С. Уэбб и Б. Вуд и др.), заложили основы представлений о фациях
глубинности ультрабазитов. Впоследствии на базе результатов, полученных при
изучении сложных искусственных систем и природных образцов, были предложены
детализированные схемы фаций и субфаций глубинности верхней мантии, самая известная
из которых — схема, разработанная под руководством B.C. Соболева (Соболев,
1974; Глубинные..., 1975; Добрецов, 1980). На ее основе предложена классификация
глубинных ксенолитов ультраосновного и основного состава и сформулированы
представления об обобщенных разрезах верхней мантии под важнейшими тектоническими
элементами земной коры.
При изучении глубинных пород важно, однако, знать, при каких параметрах они
находились в равновесии в момент захвата их магмой, так как зто позволяет супить о
строении, тепловом режиме, динамике и эволюции верхней мантии конкретных
регионов. Острая необходимость в получении таких сведений вызвала к жизни целую отрасль
экспериментальной петрологии — субсолидусную геотермобарометрию минеральных
ассоциаций. Главным принципом, используемым в подобных исследованиях,
является взаимная растворимость компонентов в сосуществующих фазах, которая
меняется с изменением внешних условий. Функциональная зависимость между
температурой, давлением и составом системы, отражающая термодинамические свой-
£07
SDD WOO 1SDD
10 :
30Y
ZODOlX
D
..D\j+upi+Cpx+vi
- \/~v —.
^*s* 0\j+0px+bpa
*. v
\ \
\\ \\Ai i \|
l\ \ v l Л
\\ \ v, * A
l\ W Л
4\\ii A
1 \
\ \4
1
1%
Рас
4
- 10D
I
Рис. 107. P—Г диаграмма фазовых отношений перидотита (по П. Уайли)
1 — линии солидуса (С) и ликвидуса (Л) перидотита в сухих условиях; 2 — границы полей
устойчивости (фаций глубинности) перидотитов; 3 — геотёрмы щитов (I) и океанов (IT); 4 —линии
исчезновения клинопироксена (1), шпинели (2), граната (3) при плавлении перидотитов; 5 —
возрастание доли нормативного оливина в выплавках при повышении давления
ства твердых растворов (в простейшем виде она аппроксимируется соотношением
ДСо = - РТ\пК, где К — константы равновесия обменных реакций), положена в
основу многих разработанных для ультрабазитов геотермометров и геобарометров.
Не останавливаясь на их рассмотрении, адресуем заинтересованного читателя к
многочисленным статьям и обзорам В.А. Жарикова, И.Д. Рябчикова, А.А. Маракушева,
Н.Л. Добрецова, Л.Л. Перчука, Ю.С. Геншафта, Ф. Бонда, С. Саксены, Б. Вуда,
И.Мак-Грегора, Д. Грина, Р. Ньютона и других исследователей. Отметим только, что
экстраполяция экспериментальных данных на природные системы пока не привела к
появлению достаточно надежных способов оценки температур и давлений
формирования пород по составу их минералов. Выражая мнение, вероятно, большинства пет-
рологов, занимающихся изучением ультрабазитов, Дж. Доусон (1983) справедливо
замечает, что применяемые геотермобарометры полезны для расчета относительных
условий равновесия серий глубинных ксенолитов, но не дают гарантий их
адекватности истинным параметрам образования или перекристаллизации пород. Это связано с
недостаточной пока изученностью термодинамических свойств многокомпонентных
смесей, какими являются мантийные ультрабазиты, и трудности учета их взаимного
влияния. Тем не менее некоторые из разработанных методов оценки температур и
давлений образования природных парагенезисов дают возможность примерно супить
об этих параметрах в верхней части мантии, несмотря на достаточно большое
расхождение данных, полученных в разных лабораториях при экспериментах с одним и тем же
материалом. Для наиболее глубинных пород они достигают 200—300°С и 15—20 кбар
(Carswell, Gibb, 1980,1987; Finnerty, Boyd, 1984; Harley, 1984).
Наиболее популярными способами определения температур равновесия (7"р)
ультрабазитов являются геотермометры, учитывающие распределение Са и Mg либо Mg и Fe
между сосуществующими пироксенами (Boyd, 1973; lindsley, Dixon, 1976; Wells, 1977
и др.). Считается, что двупироксеновые геотермометры более перспективны, чем
другие равновесия (гранат—пироксен, гранат-оливин) из-за слабой зависимости
взаимной растворимости пироксеновых твердых растворов от давления, особенно при
температурах ниже 1200°С (Carswell, Gibb, 1980, 1987 и др.). При определении 7"р
применяются как графические, так и расчетные методы. В принципе более достоверные
результаты должен давать Ca-Mg геотермометр, учитывающий повышение растворимости
энстатита в диопсиде с ростом температуры, так как его Mg-Fe "конкурент" требует
точного учета летучести кислорода, что пока для изученных систем затруднительно.
308
Тем не менее оба геотермометра дают возможность оценивать Тр ультрабазитов в
широком диапазоне (900—1500° С) при любых реальных давлениях.
Сложнее обстоит дело с оценкой равновесных давлений (Рр) ультрабазитов. Для
условий плагиоклазовой и шпинелевой фаций до сих пор не предложено
удовлетворительного метода оценки, а геобарометры, применяемые для гранатсодержащих пород,
выглядят гораздо менее надежными и точными, чем геотермометры. Дело в том, что
температура влияет на взаимную растворимость многих компонентов заметно
сильнее, чем давление, и необходимость учитывать ее при оценкахРр вносит в геобарометры
слишком большую неопределенность. Наиболее распространенный графический орто-
пироксен-гранатовый геобарометр И.Мак-Грегора, разработанный для упрощенной
системы MgO—A12O3—SiO2, основывается на понижении растворимости А12О3 в орто-
пироксене в присутствии граната с ростом давления (Finnerty, Boyd, 1984).
Термодинамическая обработка данных И. Мак-Грегора, Дж. Акеллы и других исследователей
проведена Б. Вудом, который предложил аналитическое уравнение ортопироксен-гра-
натового геобарометра. Применение этого метода, однако, ограничивается не только
трудностями, связанными с учетом Тр, но еще и тем, что приР = 40—50 кбар
растворимость А12О3 в ортопироксене очень мала. В результате при малейшей погрешности
анализа минералов точность оценки Рр резко падает, а при еще более высоких
давлениях сама возможность этой оценки становится проблематичной. Следует также
подчеркнуть, что прямая экстраполяция экспериментальных данных на сложные природные
парагенезисы, в свою очередь, сильно влияет на качество оценок Рр. Так, недавние
работы по усовершенствованию ортопироксен-гранатового геобарометра в системах,
приближенных по составу к природным ультрабазитам (Harley, 1984; Nickel, Green, 1985
и др.), показали, что учет дополнительных компонентов ведет к существенному
понижению рассчитываемых значений Рр по сравнению с методом И.Мак-Грегора. Те же
препятствия ограничивают возможности применения нового оливин-пироксенового
геобарометра, базирующегося на понижении растворимости Са в оливине при росте
давления (Adams, Bishop, 1986). Кроме того, условия экспериментов Г. Адамса и
Ф. Бишопа (1100—1300°С, 10—30 кбар) не позволяют с уверенностью
экстраполировать их результаты на многие гранатовые перидотиты. Указанных недостатков
лишен геобарометр, основанный на вхождении Сг2О3 в гранат с ростом давления
(Малиновский и др., 1976; Irifine et al., 1982). Эксперименты продемонстрировали
устойчивый рост растворимости кноррингитовой молекулы (Mg3Cr2Si3012) в гранате
в интервале давлений 30—100 кбар, однако широкое применение этого геобарометра
сдерживается из-за редкости соответствующих парагенезисов в природе.
В связи со всеми этими трудностями грубая оценка глубинности ультрабазитов
(особенно сформировавшихся вне области стабильности граната) часто производится
просто по присутствию в породах одной из глиноземистых фаз (плагиоклаза, шпинели,
граната), т.е. по фациальному принципу, вспомогательную роль играют некоторые
чувствительные к давлению моновариантные равновесия типа графит—алмаз.
Возвращаясь к общепринятой упрощенной схеме фаций глубинности ультрабазитов, отметим,
что ею продиктован и порядок изложения материала в части III монографии.
Подавляющее большинство ассоциаций земных ультрабазитов, охарактеризованных в
предыдущих разделах, локализовано и приведено в равновесие в условиях плагиоклазовой
фации, которая почти целиком вписывается в пределы земной коры. При этом
присутствие Самого плагиоклаза в конкретных парагенезисах необязательно и обусловлено
только химическим составом пород. Шпинелевая фация глубинности ультрабазитов
отвечает уже почти целиком подкоровым зонам. Ее типичные представители —
ксенолиты шпинелевых перидотитов в базальтах. Лишь изредка ксенолиты в основных
вулканитах содержат магнезиальный гранат, т.е. являются переходными к следующей —
гранатовой — фации или даже вынесены из области последней; в этом случае хромшпинель
в них отсутствует. Гораздо шире гранатовые перидотиты развиты в кимберлитах,
которые содержат материал наиболее глубинных зон мантии, еще доступных для
непосредственного изучения. Признаком особой глубинности "кимберлитовых" ультрабазитов
309
является присутствие в некоторых из них алмазов (Соболев, 1974; Глубинные...,
1975). Вместе с мантийными ксенолитами рассмотрены также весьма специфические
ассоциации (ранее их называли высокотемпературными перидотитами, но с
генетических позиций их правильнее именовать высокобарическими), занимающие как бы
промежуточное положение между коровыми ультрабазитами и глубинными
ксенолитами. По структурной позиции они близки ко многим офиолитовым или океаническим
ультрабазитам, а по вещественному составу аналогичны глубинным ксенолитам в
базальтах. В редких случаях в них фиксируются прямые признаки последовательной
декомпрессии и перекристаллизации перидотитов в разноглубинных условиях.
Глава 6
ГЛУБИННЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ УЛЬТРАМАФИТОВ В БАЗАЛЬТАХ
Глубинные ксенолиты (или нодули) в базальтах и родственных им породах
представляют собой сравнительно небольшие по размерам обломки полнокристаллических
перидотитов, реже пироксенитов. Они известны уже более 130 лет, со времен
опубликования А. Рюссом в 1852 г. описания оливиновых нодулей из базальтовых бомб в
местности Айзенбюль в Германии. Особенно интенсивно глубинные ксенолиты изучаются в
последние два десятилетия. После выхода в 1954 г. обширной сводки С. Росса с
соавторами и ряда других работ (Р. Форбс и X. Куно, Э. Джексон, Р. Уайт, Е.П. Денисов,
В.А. Кутолин) стало ясно, что они представляют собой фрагменты подкорового
вещества и могут служить источником сведений о химическом составе и состоянии материала
верхней мантии.
Наиболее широко глубинные ксенолиты распространены в субщелочных и
щелочных базальтах и сходных породах, которые проявлялись в различных геодинамических
обстановках: на континентах, на океанских островах, в островных дугах. Щелочные
вулканиты с нодулями ультрамафитов варьируют по составу и преобладающей форме
залегания. Шире распространены породы ряда субщелочной (щелочной) оливиновый
базальт—тефрит (базанит) —нефелинит (лимбургит), слагающие лавовые потоки
(покровы), шлаковые конусы и некки вулканических аппаратов. Реже встречаются более
щелочные и недосыщенные SiO2 породы, которые образуют преимущественно дайкя
или трубки взрыва: 1) породы ряда оливиновый меланефелинит—щелочной пикрит;
2) лампрофиры ряда мончикит—камптонит, минетты; 3) редкие калиевые щелочные
основные и ультраосновные породы с лейцитом и кальсилитом — оливин-лейцитовые
базальты, угандиты, мафуриты, фергусит-порфиры; 4) родственные кимберлитам или
ассоциирующие с ними породы типа оливиновых мелилититов,мелилитовых базальтов,
мелилитовых нефелинитов, а также входящие в единые комплексы с карбонатитамж
альнеиты, анкарамиты, дамкьерниты. В отдельных случаях перидотитовые нодули были
обнаружены также в трахиандезитах, фонолитах и даже трахитах (например, в Ново!
Зеландии, на плато Джое в Нигерии и в других местах). В континентальных толеитах
известно только одно проявление немногочисленных глубинных ксенолитов
(кайнозойская толеит-щелочнобазальтовая провинция Тасмании).
В пределах вулканических полей ксенолиты чаще встречаются в более пористых илш
туфовых разновидностях пород, т.е. производных более богатых летучими магм. Здесь
же залегают и наиболее крупные (до 30—50 см) ксенолиты; в лавовых потоках их
размер обычно составляет первые сантиметры. Этот факт подчеркивает значение
механического фактора при доставке ксенолитов к поверхности. Для выноса включений. ■
чтобы уравновесить их оседание в маловязкой базальтовой магме вследствие больпкш I
разницы плотностей между нодулями и расплавом (0,6 г/см3), необходимы высока
скорости извержения. Так, минимальная скорость подъема магмы с ксенолитами раэ-
310
является присутствие в некоторых из них алмазов (Соболев, 1974; Глубинные...,
1975). Вместе с мантийными ксенолитами рассмотрены также весьма специфические
ассоциации (ранее их называли высокотемпературными перидотитами, но с
генетических позиций их правильнее именовать высокобарическими), занимающие как бы
промежуточное положение между коровыми ультрабазитами и глубинными
ксенолитами. По структурной позиции они близки ко многим офиолитовым или океаническим
ультрабазитам, а по вещественному составу аналогичны глубинным ксенолитам в
базальтах. В редких случаях в них фиксируются прямые признаки последовательной
декомпрессии и перекристаллизации перидотитов в разноглубинных условиях.
Глава 6
ГЛУБИННЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ УЛЬТРАМАФИТОВ В БАЗАЛЬТАХ
Глубинные ксенолиты (или нодули) в базальтах и родственных им породах
представляют собой сравнительно небольшие по размерам обломки полнокристаллических
перидотитов, реже пироксенитов. Они известны уже более 130 лет, со времен
опубликования А. Рюссом в 1852 г. описания оливиновых нодулей из базальтовых бомб в
местности Айзенбюль в Германии. Особенно интенсивно глубинные ксенолиты изучаются в
последние два десятилетия. После выхода в 1954 г. обширной сводки С. Росса с
соавторами и ряда других работ (Р. Форбс и X. Куно, Э. Джексон, Р. Уайт, Е.П. Денисов,
В.А. Кутолин) стало ясно, что они представляют собой фрагменты подкорового
вещества и могут служить источником сведений о химическом составе и состоянии материала
верхней мантии.
Наиболее широко глубинные ксенолиты распространены в субщелочных и
щелочных базальтах и сходных породах, которые проявлялись в различных геодинамических
обстановках: на континентах, на океанских островах, в островных дугах. Щелочные
вулканиты с нодулями ультрамафитов варьируют по составу и преобладающей форме
залегания. Шире распространены породы ряда субщелочной (щелочной) оливиновый
базальт—тефрит (базанит) —нефелинит (лимбургит), слагающие лавовые потоки
(покровы), шлаковые конусы и некки вулканических аппаратов. Реже встречаются более
щелочные и недосыщенные SiO2 породы, которые образуют преимущественно дайкя
или трубки взрыва: 1) породы ряда оливиновый меланефелинит—щелочной пикрит;
2) лампрофиры ряда мончикит—камптонит, минетты; 3) редкие калиевые щелочные
основные и ультраосновные породы с лейцитом и кальсилитом — оливин-лейцитовые
базальты, угандиты, мафуриты, фергусит-порфиры; 4) родственные кимберлитам или
ассоциирующие с ними породы типа оливиновых мелилититов,мелилитовых базальтов,
мелилитовых нефелинитов, а также входящие в единые комплексы с карбонатитамж
альнеиты, анкарамиты, дамкьерниты. В отдельных случаях перидотитовые нодули были
обнаружены также в трахиандезитах, фонолитах и даже трахитах (например, в Ново!
Зеландии, на плато Джое в Нигерии и в других местах). В континентальных толеитах
известно только одно проявление немногочисленных глубинных ксенолитов
(кайнозойская толеит-щелочнобазальтовая провинция Тасмании).
В пределах вулканических полей ксенолиты чаще встречаются в более пористых илш
туфовых разновидностях пород, т.е. производных более богатых летучими магм. Здесь
же залегают и наиболее крупные (до 30—50 см) ксенолиты; в лавовых потоках их
размер обычно составляет первые сантиметры. Этот факт подчеркивает значение
механического фактора при доставке ксенолитов к поверхности. Для выноса включений. ■
чтобы уравновесить их оседание в маловязкой базальтовой магме вследствие больпкш I
разницы плотностей между нодулями и расплавом (0,6 г/см3), необходимы высока
скорости извержения. Так, минимальная скорость подъема магмы с ксенолитами раэ-
310
мером в несколько сантиметров для вулкана Хуалалаи (Гавайские острова) должна
была составлять около 0,5 м/с. Для ксенолитов максимальных известных размеров ско*
рость выноса, по-видимому, должна быть гораздо больше. Не исключено, что типичная
округлая форма большинства ксенолитов обусловлена их "окатыванием" в быстро-
движущемся потоке расплава. Скорость подъема магмы в значительной мере зависит
от содержания в ней летучих компонентов, определяющих степень эксплозивности
извержения. Считается, что более щелочные базальтоидные магмы богаче летучими
(Магматические горные ..., 1985). С этих позиций становится понятной более частая
встречаемость нодулей в самых щелочных членах базальтовых серий и их редкость
в толеитовых базальтах. Существует, впрочем, и другое объяснение этого феномена.
Согласно экспериментам по плавлению ксенолитов, в толеитовых магмах они
неустойчивы и будут испытывать частичное плавление, сопровождаемое разрушением нодулей
(В.А. Кутолин), особенно если принять во внимание относительно низкие скорости
подъема толеитовой магмы. В щелочных базальтах ультрамафиты должны
сохраниться как тугоплавкие субсолидусные ассоциации (Рингвуд, 1981).
КСЕНОЛИТЫ В БАЗАЛЬТАХ КОНТИНЕНТОВ
Глубинные ксенолиты в базальтах встречаются на всех континентах. Похоже, что при
специальных поисках нодули могут быть обнаружены практически в любом районе ще-
лочнобазальтового вулканизма, в особенности молодого. Поэтому ареал их
распространения в общих чертах совпадает с ареалом распространения щелочнобазальтовых пород.
Они приурочены, как правило, к зонам активизации стабильной материковой коры -
континентальным рифтам (Магматические горные ..., 1985). Максимум известных
проявлений глубинных ксенолитов приходится на окраины континентов, обрамляю-
лщх Тихий океан (кроме западного побережья Южной Америки), и на широкий внут-
риконтинентальный пояс, протягивающийся в субширотном направлении через всю
Евразию (рис. 108).
По возрасту вмещающих пород почти все проявления глубинных включений
связаны с кайнозойскими базальтоидами, причем многие из них являются неогеновыми,
неоген-четвертичными и даже современными (юг и север МНР, Юго-Восточная Азия,
запад Канады, Аляска, Восточная Африка). Исключения довольно редки. К ним
относятся палеозойские базальты Англии и Шотландии, некоторые трубки мезозойского
зозраста на востоке Австралии, в Минусинской впадине,пермо-триасовые дайки и
трубки Тянь-Шаня, юга Казахстана. Примечательно, что среди этих более древних
образований преобладают дайковые, жильные, трубковидные брекчиевые тела при большой
доле пород типа лампрофиров, высокощелочных и недосыщенных кремнеземом пород.
Глубинные ксенолиты в основном состоят из оливина, орто- и клинопироксена,
~раната и небольших количеств шпинели. Иногда присутствуют акцессорные флогопит
1 амфибол, исключительно редко — апатит, рутил, циркон, муассанит. Среди
ксенолитов резко преобладают шпинелевые перидотиты, которые большей частью являются
"ерцолитами и реже гарцбургитами. Более редкие пироксениты в среднем составляют
менее 1/10 всех включений и представлены в основном вебстеритами.
Среди перидотитов и пироксенитов шпинелевой фации глубинности по
петрографическим и минералого-геохимическим особенностям выделяют две серии пород,
~о-видимому, имеющих различное происхождение. Наиболее распространенные "зеле-
жые" породы хромдиопсидовой серии, по X. Уилширу и Дж. Шерве (Кепежинскас, 1979;
irving, 1974; Physics ..., 1975), или группы/( Frey, Prinz, 1978), характеризуются при-
глствием ярко-эеленого хромистого клинопироксена в виде мелких зерен без ярко
выраженных структур распада, а также очень постоянным высокомагнезиальным составом
:тивина и пироксенов (f = 8—12%). Для этой группы в порядке уменьшения частоты
зстречаемости характерны лерцолиты, гарцбургиты, дуниты, вебстериты, клинопирок-
гениты, флогопитовые пироксениты, верлиты и ортопироксениты (Physics ..., 1975;
Vflshire, 1984).
311
Рис. 108. Положение районов проявления глубинных ультрамафических ксенолитов в щелочных ба-
зальтоидах
1 — штшелевые перидотиты и различные пироксениты; 2 — гранатсодержащие перидотиты; 3 —
включения ультрамафитов в вулканитах островных дуг
В сравнительно редкой, но более разнообразной группе II, или "черной Al-Ti-авгито-
вой серии", большую роль играют пироксены и водосодержащие фазы. Клшюпироксен
в ней представлен богатым А1 и Ti авгитом темно-зеленого или черного цвета обычно
в виде крупных зерен со структурами распада. Минералы в этой серии более
железистые (f > 15%) и их состав варьирует в довольно широких пределах. В зту группу (в
порядке убывания) входят клинопироксениты, горнблендиты, верлиты, лерцолиты, ам-
фиболовые пироксениты, дуниты, вебстериты.
Существуют также редкие промежуточные типы ксенолитов, сочетающие отдельные
черты обеих групп, например "зеленые" шпинель-гранатовые вебстериты, в которых
клинопироксены, с одной стороны, имеют высокую магнезиальность и низкое
содержание Ti, а с другой — высокоглиноземисты и низкохромисты.
Особый случай представляют так называемые сложные ксенолиты, состоящие из
разных пород. Такие нодули дают уникальную возможность изучить соотношение
различных типов ультрамафитов в мантии, хотя из-за небольших размеров образцов
масштабы этих явлений и их генетический смысл не всегда можно интерпретировать
однозначно. Сложные ксенолиты описаны на западе США, в Монголии и в ряде других мест.
Обычно сложные ксенолиты представлены лерцолитами хромдиопсидовой серии,
в которых заключены секущие прослои "зеленых" или "черных" пироксенитов,
амфиболитов. В таких случаях для пироксенитов Al-Ti-авгитовой серии типичны четкие
субпараллельные контакты, но без механических нарушений вмещающих лерцолитов;
иногда пироксениты содержат остроугольные обломки окружающих пород. На
контакте Al-Ti-авгитового пироксенита и хромдиопсидового лерцолита может развиться
тонкая переходная зона Al-Ti-авгитового перидотита (обычно верлита) с постепенным
изменением вкрест контакта состава минералов, в особенности их железистости и
величины отношения Сг/(Сг + А!) в шпинели. Такие ксенолиты описаны в районах Сан-Кар-
лос и Килбурн-Хоул на западе США и в Восточной Австралии (Irving, 1980). А. Ирвинг
интерпретирует соотношения пород в этих ксенолитах как магматические и считает
312
Таблица 141. Средний модальный состав ксенолитов шпинелевых перидотитов
Минерал
Оливин
Ортопироксен
Клинопирок-
сен
Шпинель
Число проб
I
61,1
24,5
12,2
2,2
6
2
62,7
23,0
9,6
4,7
7
3
65
22
12
1
37
4
64,8
24,7
7,9
2,6
17
5
66,8
23,8
7,6
1,9
83
6
72,8
16,4
8,8
2,0
21
7
73,3
18,2
7,0
1,3
29
8
75,4
17,2
6,4
0,9
22
9
66,7
23,7
7,8
1,7
384
1 — о-в Тасмания (по А. Варну); 2 — плато Ахаггар, Алжир (по Т. Жиро и др.); 3 — Дальний
Восток, Забайкалье и Минусинская впадина (по Е.П. Денисову); 4 — юго-восточная часть
Центрального Французского массива (по Г. Брауну); 5 — расчетный состав по химическим данным,
там же (Hutchison et al., 1970); 6 — вулкан Килбурн-Хоул, штат Нью-Мексико, США (по Д. Карте-
РУ) » 1 — северная часть Гессенской котловины, ФРГ (Oehm et al., 1983); 8 — среднее для безамфи-
боловых перидотитов Западного Эйфеля, ФРГ (Sachtleben, Seek, 1981); 9 — среднее для шпинелевых
лерцолитов Земли (Maatee, Aoki, 1977), рассчитанное по среднему химическому составу пород и
минералов (301 проба с континентов и 83 — из океанов).
секущие "черные" пироксениты продуктами кристаллизации баэальтоидной магмы в
дайках и трещинах в мантийном субстрате. X. Уилшир и его соавторы полагают, что
тонкие секущие прожилки амфиболитов и амфиболсодержащих "черных" пироксе-
нитов в лерцолитовых нодулях иэ Калифорнии в США образовались при просачивании
водосодержащих флюидов сквозь мантийные перидотиты по трещинам и ослабленным
зонам.
Природа прожилков "зеленых" пироксенитов менее ясна, так как их границы часто
нечеткие. Прожилки могут иметь мощность всего несколько миллиметров и быстро
выклиниваться. В сложных ксенолитах юго-запада США, севера МНР и других районов
состав минералов таких прожилков и вмещающих пород (лерцолитов) практически
одинаков. Не исключено, что "зеленые" пироксениты образовались при частичной
кристаллизации в мантии первичных пикрит-базальтовых расплавов, выплавлявшихся иэ
исходных мантийных перидотитов. Возможно также, что они могли формироваться и
метасоматическим путем. В первую очередь зто относится к прожилкам пироксенитов
с гидроксилсодержащими минералами: флогопитом, амфиболом, апатитом.
Средний модальный состав шпинелевых перидотитов различных щелочнобазальто-
вых провинций оказывается в целом довольно близким (табл. 141) и соответствует
лерцолиту с содержанием олнвина 62—75%, хотя в отдельных аппаратах или даже
вулканических полях нодули могут быть представлены исключительно или большей частью
гарцбургитами или, напротив, пироксенитами. По оценкам средний модальный состав
перидотитовых нодулей Земли (см. табл. 141) также соответствует лерцолиту. При
этом среди перидотитов шпинелевой фации преобладают сравнительно богатые
оливином разновидности, в том числе переходные к гарцбургитам, тогда как лерцолиты с
содержанием оливина порядка 55—60% и менее встречаются спорадически.
Очень редки в щелочных базальтах нодули более глубинных шпинель-гранатовых
или гранатовых перидотитов. Они были обнаружены в некоторых районах на юге
Сибири (Минусинская котловина, Витимское нагорье, долина р. Чикой), в МНР, на
юго-западе США, в Китае, на юге Чили, в Танзании, на Соломоновых островах и на о-ве
Тасмания. Среди таких пород в одних местах преобладают гранатовые лерцолиты, в других —
вебстериты, и в целом их соотношение можно оценить как равное. С другой стороны,
в части нодулей со шпинелью равновесно сосуществует основной плагиоклаз, и такие
породы соответствуют менее глубинной переходной шпинель-плагиоклазовой фации.
Однако плагиоклаз в нодулях значительно чаще имеет наложенный характер и не связан
с первичным парагенезисом, так как присутствует или в составе мелкозернистого
материала реакционных оторочек вокруг других минералов, или в виде идиоморфных
зкрапленников в участках интерстициального стекла.
313
Ксенолиты в щелочных базальтоидах обычно сопровождаются так называемыми
мегакристаллами — очень крупными кристаллами клинопироксена, амфибола,
флогопита, санидина, а также граната, ильменита, ортопироксена, оливина, которые
присутствуют в породах в разных количествах и сочетаниях. В отдельных случаях наблюдаются
их сростки. По своему химическому составу мегакристаллы несколько напоминают
соответствующие минералы Al-Ti-авготовой серии ксенолитов (см. ниже). Их желе-
зистость варьирует в пределах 20—40%, содержание хрома не превышает сотых долей
процента; характерны высокие содержания гитана (до 9—12% ТЮ2 в слюдах на
севере МНР). Наиболее обычный минерал мегакристаллов — клинопироксен — относится
к субкальциевым авгитам или омфацит-авгитам, отличаясь от клинопироксенов
ксенолитов пониженным содержанием СаО (14—17%) и несколько более высоким — А12О3
(7—10%) и Na2O (1,5—3,0%). Отличительной особенностью мегакристаллов является
также их однородность, отсутствие зональности и структур распада. Считается, что
большинство мегакристаллов являются продуктами кристаллизации базальтоидной магмы
в мантийных промежуточных камерах при давлении более 10 кбар и температуре 1200—
1400°С, что подтверждается экспериментами. Часть мегакристаллов, по-видимому,
образовалась в результате дезинтеграции грубозернистых пегматоидных жил,
возникших в мантии при переработке ее пород потоками глубинных флюидов.
Текстура перидотитовых ксенолитов обычно массивная, реже неяснополосчатая
из-за присутствия тонких полосок и линзочек, сложенных пироксенами, или цепочек
зерен шпинели. Крупнозернистые разновидности часто имеют неясно выраженную
пятнистую текстуру в связи с неравномерным распределением зерен оливина и пироксе-
нов; в результате участки породы, по размерам соответствующие площади шлифа,
нередко имеют состав, приближающийся к дуниту или оливиновому пироксениту,
что может быть причиной кажущихся значительных колебаний модального состава
перидотитов при изучении мелких нодулей. Микроструктура ксенолитов варьирует
от протогранулярной до порфирокластической и гранобластовой (Nicolas, Poirier, 1976;
Harte, 1977).
Породы с несомненно магматическими структурами в отличие от метаморфоген-
ных среди ксенолитов встречаются очень редко; почти всегда они относятся к Al-Ti-
авгитовой серии. Их можно распознать по следующим признакам: зональности и
двойникам роста в широк сенах, идиоморфным очертаниям минералов, крупнозернистости
породы (порядка 3—4 мм), присутствию включений мелких идиоморфных зерен
шпинели в силикатных минералах. Из всех этих признаков решающим считается только
зональность пироксенов. Однако такие явные случаи, когда эти признаки сочетаются,
как, например, в нодулях из местности Ваукоба в Калифорнии, весьма редки. Обычно
магматическое происхождение с той или иной долей уверенности приписывается
ксенолитам с пойкилитовой структурой и (или) структурами распада в пироксенах, хотя
и те и другие могут встречаться и в метаморфических (пойкилобластовых) породах.
Интересны так называемые пирометаморфические структуры, которые обусловлены
затвердеванием жидкости, возникшей в результате частичного плавления минералов
ксенолитов. Такие структуры описаны в нодулях из района Уильяме в штате Аризона
в США, с о-ва Нунивак на Аляске, вулкана Олмани в Танзании и др. Наиболее
очевидным признаком частичного плавления является присутствие интерстициального стекла,
обычно содержащего закалочные фазы — мелкие скелетные кристаллы оливина или
авгита, плагиоклаза, окислы. При этом вокруг зерен пироксенов (в первую очередь
клинопироксена), амфибола, шпинели в самом начале плавления развиваются губчатые
краевые зоны, которые иногда могут быть единственным указанием на подплавле-
ние породы. Эти зоны, кроме клинопироксена, содержат продукты его распада -
оливин, плагиоклаз, шпинель в разных комбинациях и иногда стекло. Другим примером
могут служить ксенолиты маара Драйзер-Вайер в ФРГ или о-ва Нунивак на Аляске,
которые содержат резорбированные реликты акцессорного амфибола, окруженные
стеклом, или пятна стекла, соответствующего по составу (с учетом закалочных кристаллов)
амфиболу из ксенолитов, где он сохранился. Считается, что в большинстве случаев,
314
в особенности при распаде амфибола, частичное плавление происходит при подъеме
ксенолитов и вызвано прогревом в сочетании с быстрой декомпрессией.
Минералы большинства ксенолитов шпинелевых перидотитов отличает низкая желе-
зистость (для оливинов и ортопироксенов 8—12%, обычно около 10%). Клинопирок-
сен "зеленых" лерцолитов содержит 0,8—1,5% Сг2О3 и описывается как хромдиопсид,
хотя концентрация А12Оз в нем достигает 8, a Na2O — 2%. В ортопироксен входит
3—7% А12О3 и0,5—1,5%СаО.Шпинель, как правило, высокоглиноземиста (Сг/(Сг + А1) =
= 10—30, f = 20—30%) с низким содержанием Fe3*. Состав минералов совместно
встречающихся высокомагнезиальных перидотитов и пироксенитов практически одинаков,
хотя в последних пироксены чаще несколько обеднены Сг и богаче А1.
В некоторых регионах, где преобладают нодули дунит-гарцбургитового состава
(Восточная Африка, Гренландия), f силикатных минералов понижается до 6—7%, шпинель
представлена хромшпинелидом, а клинопироксен содержит почти равные количества
А12 О3 и Сг2 О3 (около 2%) при пониженной концентрации Na2 О (1,0—1,3%).
Породы Al-Ti-авгитовой серии сложены минералами с магнезиальностью,
меняющейся в довольно широких пределах; наиболее типичны ее значения от 85 до 70—75, иногда
до 60%. Клинопироксены содержат 0,4—0,5% Сг2О3 (иногда менее 0,1%) при
относительно высоких концентрациях ТЮ2 (0,5—2,0%); содержание А12О3 может достигать
максимальных (около 9—11%) для ксенолитов значений, a Na2O варьирует от 0,5 до
2,5%. Нередки структуры распада, представленные шпинелью и ортопироксеном.
Сосуществующая шпинель (плеонаст) содержит обычно менее 5% Сг2О3.
По петрохимическим особенностям среди ультрамафитов выделяются две главные
группы: 1) доминирующая "лерцолитовая серия" хромдиопсидовых перидотитов от
лерцолитов до клинопироксенсодержащих дунитов; 2) менее распространенные
перидотиты Al-Ti-авгитовой серии, различные пироксениты и горнблендиты.
В ранних работах было отмечено относительное однообразие минерального и
химического состава преобладающих лерцолитов первой группы в глобальном плане.
Однако впоследствии детальное изучение ксенолитов из многих проявлений показало, что
химический состав шпинелевых лерцолитов может существенно варьировать: между
отдельными нодулями в одном обнажении, разными аппаратами конкретной
вулканической провинции, крупными регионами развития щелочнобазальтового
магматизма (табл. 142), причем эти различия,как правило, являются статистически значимыми.
Наиболее заметно варьирует относительное содержание А12 О3, CaO, Na2 О и в меньшей
степени ТЮ2, что обычно интерпретируется как проявление химической
неоднородности верхней мантии.
Ксенолиты дунитов, гарцбургитов и менее характерных верлитов образуют вместе
с лерцолитами непрерывный ряд составов в единой серии хромдиопсидовых
перидотитов первой группы. Тем не менее наиболее бедные пироксенами перидогитовые
включения обладают определенной спецификой химического состава (см. табл. 142).
Железистость в них ниже (< 8%), чем в среднем лерцолите (9-11%) при содержании
MgO > 46%; концентрации А12О3 и СаО обычно не превышают 1, а ТЮ2 — 0,05%.
Известен лишь один регион, где большинство ксенолитов шпинелевых (а также
гранатовых) перидотитов имеет подобные петрохимические характеристики — район рифта
Грегори в Восточной Африке (Лэшейн, Олмани и другие вулканы на севере Танзании
и в Кении).
Верлиты хромдиопсидовой серии, напротив, обогащены СаО, Na2O, а также Сг2О3
при обычном для лерцолитов уровне содержаний других окислов (см. табл. 142).
Они очень редки и, по-видимому, отражают локальные колебания содержаний гшроксе-
нов в породах лерцолитовой серии. "Водные" (амфибол- и флогопитсодержащие)
перидотиты, среди которых встречаются как лерцолиты, так и дуниты и гарцбургиты,
близки по содержанию главных окислов к обычным "безводным" перидотитам, отличаясь
от них лишь повышенными содержаниями щелочей и воды, как, например, в мааре
Драйзер-Вайер, ФРГ; иногда в них повышенны также железистость и содержание ТЮ2.
Перидотитовые ксенолиты Al-Ti-авгитовой серии, среди которых преобладают вер-
31S
Таблица 142. Средний химический состав ксенолитов
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А1.О,
Cr2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Число
анализов
Компоненты
SiO2
ТЮ2
Al^O,
Cr2O,
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
1 •
V
43,62
0,06
1,9
0,38
7,87
0,13
0,29
44,13
1,5
0,11
0,01
28
9
42,69
0,06
0,43
0,28
7,14
0,12
0,41
48,16
0,58
0,10
0,03
2 ,
44,32
0,07
1,92
0,44
7,59
0,14
0,27
43,20
1,82
0,18
0,05
22
10
44,16
0,07
1,65
0,50
6,86
0,13
0,36
44,96
1,10
0,12
0,09
3
44,19
0,03
1,75
0,45
8,09
0,12
0,29
43,37
1,53
0,15
0,03
19
II
43,85
0,17
1,52
0,45
8,79
0,12
-
43,53
1,44
0,11
0,02
4
45,08
0,07
3,02
0,41
7,86
0,11
0,25
39,76
3,16
0,24
0,04
18
12
42,35
0,10
1,26
0,41
8,74
0,15
0,27
42,88
3,16
0,60
0,08
S
44,31
0,08
2,33
0,39
8,18
0,14
0,28
41,82
2,21
0,21
0,04
20
13
41,75
0,44
1,20
0,03
16,70
0,14
He onp.
35,47
3,90
0,26
0,11
6
43,49
0,05
2,96
0,33
8,43
0,13
-
42,66
1,62
0,25
0,08
10
14
49,90
0,25
10,93
0,33
5,92
0,16
0,08
21,95
9,79
0,69
0,01
1
7
44,71
0,14
3,63
0,39
7,73
0,13
0,27
39,77
2,98
0,24
0,008
6
IS
46,29
1,16
10,75
He onp.
9,56
0,13
He onp.
16,31
14,44
1,23
0,12
8
43,67
0,06
0,83
0,37
7,13
0,11
0,33
46,92
0,42
0,13
0,03
10
16
40,19
7,89
14,91
0,01
9,31
0,12
0,02
13,02
10,44
2,22
1,87
15
8
27
Число
анализов
1—7 — лерцолиты: I, 2 — Западный Эйфель, ФРГ (Oehm et al., 1983) : I — безамфиболовые, 2 —
с амфиболом или стеклом; 3,. 4 — Центральный Французский массив (Hutchison et al., 1970) : 3 —
вулкан Заньер, 4 — район Рошер-ду-Лион; S — маар Булленмерри, Австралия (Kimberlites and related
rocks, 1984); 6 — район Сан-Карлос, штат Аризона, США (Frey, Prinz, I978); 7 — вулкан Шаварын-
Царам, МНР (материалы Д.А. Ионова и В.И. Коваленко) ; 8 — клинопироксеновые дуниты и гарц-
бургиты, округ Самбуру, Кения (по К. Аокии К. Сува); 9, 10 — вулкан Лэшейн, Танзания
(Physics..., I97S) : 9 — шпинелевые гарцбургиты, 10— гранатовые гарцбургиты; II — гранатовые
перидотиты, минеттовый иекк Там, штат Аризона, США (Ehrenberg, 1982) ; 12 — верлиты хромдиопсидовои
серии, маар Булленмерри, Австралия (Kimberlites and related rocks, 1984); 13 — верлиты Al-Ti-авгн-
товой серии, плато Даригаига, МНР (Кепежинскас, 1979); 14 — "зеленые" гранатовые вебстериты,
трубка Уалча, Восточная Австралия (по А. Штольцу); IS — "черные" шпинелевые вебстериты,
хр. Удокан (по С.В. Рассказову) ; 16 — флогопитовый гориблендит, маар Булленмерри, Австралия
(Kimberlites and related rocks, 1984).
литы и разности с водосодержащими минералами, отчетливо выделяются повышенной
желеэистостью за счет более высоких содержаний FeO* и низких — MgO. Они отлн-
чаются также более высокими содержаниями А12Оз, CaO, Na2O, K2O, ТЮ2 и
низкими — СГ2О3. Теми же особенностями обладают пироксениты Al-Ti-авгитовой серив
по сравнению с "зелеными" пироксенитами хромдиопсидового ряда (см. табл. 142).
Состав ксенолитов гранатовых и гранат-шпинелевых перидотитов детально изутм
лишь для вулкана Лэшейн в Африке и минеттового некка Там в вулканическом поле
Навайо на юго-западе США (см. табл. 142). Ксенолиты некка Там охватывают всю
область составов, типичных для шпинелевых перидотитов хромдиопсидовои серии, хота
в среднем они несколько беднее А12О3, СаО и Na2O, чем шпинелевые но дули других
районов США и Западной Европы. Интересно, что деформированные ксенолиты этого
некка обогащены Fe и Ti относительно обычных грубозернистых. На примере большой
серии ксенолитов Дж. Роде и Дж. Доусон (Physics..., 1975) показали, что гранатов!*
316
Таблица 143. Химический состав ксенолитов
тов (Jagoutz etal., 1979)
'примитивных" шпинелевых лерцолитов из базаль-
1 (Ка-168)
2(Д1)
3(Fr-I)
4 (Sc-1)
S (KH-I)
6 (Po-I)
Точность
определения (±), %
Среднее
содержание
SiO2
ТЮ2
A1SO,
FeO
MgO
CaO
Na
К
Mn
Cr
Ni
Co
V
Sc
Li
Rb
Sr
Ba
Hf
U
La
Ce
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Yb
Lu
Cu
Zn
Au*
Pt*
Ir*
Os*
43,43
0,12
4,46
8,14
39,63
3,04
2040
10
1010
3660
2250
106
75,0
14,7
1,62
0,12
8,90
2,30
0,15
9,1
0,18
0,69
0,27
0,10
0,38
0,075
0,54
0,12
0,37
0,056
6,4
46,1
0,67
30
4,5
8
43,99
0,06
2,59
7,89
42,69
2,77
1450
34
1020
3200
2400
114
62,8
14,6
1,50
0,082
5,88
3,50
0,09
20,4
0,27
0,68
0,20
0,080
0,32
0,061
0,44
0,95
0,32
0,050
10,0
53,0
0,40
7,0
3,2
5
46,10
0,15
4,08
7,56
37,82
3,65
2720
8,1
980
3929
2000
102
83,6
32,0
1,20
0,084
14,6
2,40
0,24
22,2
0,36
1,13
0,41
0,17
0,69
0,12
0,80
0,17
0,44
0,067
7,72
51,7
0,54
-
4,66
5,6
45,59
0,22
4,10
7,54
36,84
3,81
2745
138
1016
3010
1890
97,6
81,3
16,9
2,07
0,31
28,4
3,60
0,26
59,7
0,51
1,70
0,54
0,20
0,69
0,12
0,77
0,17
0,47
0,071
28,2
48,0
0,50
14
3,2
5
46,64
0,13
3,57
7,72
38,91
3,43
2250
6,5
1010
2460
2120
104
76,8
16,0
1,45
0,02
5,88
2,30
0,15
8,1
0,051
0,21
0,27
0,11
0,41
0,092
0,64
0,14
0,50
0,073
13,7
45,7
0,38
10
3,2
5
45,65
0,165
3,65
8,10
38,12
3,55
2360
33
1040
2590
1990
105
79,2
17,0
1,30
0,19
6,61
6,11
0,20
14,8
0,081
0,48
0,27
0,12
0,47
0,10
0,64
0,12
0,45
0,069
10,3
51,6
0,27
-
за
4,0
2
10
2
2
3
5
2
5
2
2
5
5
5
5
5
10
5
10
10
5
5
10
5
5
10
10
10
10
5
5
5
5
5
20
10
20
45,22
0,08
3,97
7,82
38,27
3,50
2343
38
1013
3140
2108
105
76,5
17,0
0,13
12
3,4
0,42
0,064
50
0,46
3,5
*B мг/т.
I — район Капфенштайи, Австрия; 2 — маар Драйзер-Вайер, ФРГ; 3 — Центральный
Французский массив; 4—6 — США: 4 — район Сан-Карлос, S — вулкан Килбурн-Хоул, 6 — вулкан Потрилло.
Примечание. Средние содержания рассчитывались только для элементов, вариации
концентраций которых в большинстве образцов были невелики (не превышали точности анализа).
перидотиты вулкана Лэшейн несколько богаче А1, Са, К и беднее Mg и Ni, чем
сопутствующие им хромшпинелевые перидотиты, что согласуется с более высоким
содержанием оливина в последних.
Для перидотитовых ксенолитов из отдельных вулканов, а также из хромдиопсидо-
вой серии в целом отмечаются отчетливо выраженные отрицательные линейные
корреляции содержания MgO или величины отношения MgO/ (MgO + FeO) в породе с
содержаниями SiO2, A12O3, CaO, Na2O и ТЮ2 и положительные — с содержанием NiO. На этом
основании в рамках концепции частичного плавления предполагается, что лерцолитовые
нодули с минимальным (36—38%) содержанием MgO являются "примитивными",
317
т.е. близки по химическому составу к исходному материалу мантии Земли. Напротив,
более магнезиальные перидотитовые ксенолиты (особенно дунит-гарцбургитового ряда),
обедненные компонентами, характерными для базальтовых магм, являются
тугоплавкими остатками (реститами) после выплавления последних.
Расчет средних содержаний многих редких элементов в перидотитовых ксенолитах
из щелочнобазальтовых пород крайне затруднен из-за очень большого разброса их
значений в отдельных образцах. В связи с этим "примитивные" лерцолиты нередко
рассматриваются как эталонные объекты для установления геохимических
особенностей мантийных ксенолитов. В табл. 143 приведены содержания петрогенных
окислов, малых и некоторых рассеянных элементов, определенные прецизионным
нейтронно-активационным методом в образцах "примитивных" шпинелевых лерцоли-
тов из различных районов Западной Европы и США (Jagoutz et al., 1979). Обращает
на себя внимание крайне низкое содержание крупнокатионных малых и рассеянных
литофильных элементов (К, Rb, Ba, легких РЗЭ и др.) даже в породах, считающихся
первичными по содержанию главных окислов.
Распространенность РЗЭ в породах всей серии ультрамафических ксенолитов в
щелочнобазальтовых породах очень резко варьирует: для легких РЗЭ более чем на 2
порядка — от 0,05 до 5 и даже до 25 для некоторых пироксенитов, для тяжелых РЗЭ —
от 0,2 до 3 или 10 для пироксенитов (относительно хондритов С1). При этом
графики распределения нормированных по хондритам содержаний РЗЭ могут иметь самую
разную форму, в том числе в породах с очень близкими минеральным содержанием
и петрохимическими характеристиками.
Тем не менее для шпинелевых перидотитов хромдиопсидовой серии существуют
определенные систематические зависимости между содержаниями РЗЭ и главных
элементов. Так, тяжелые РЗЭ обнаруживают положительную корреляцию с СаО и AI2O3
во многих местонахождениях нодулей (Rare..., 1984). Включения с максимальными
содержаниями СаО и тяжелых РЗЭ наиболее богаты клинопироксеном; считается, что
они испытали минимальное частичное плавление и поэтому по составу должны наиболее
приближаться к исходному веществу мантии. Однако почти во всех таких
"примитивных" включениях нормированное по хондритам отношение легких к тяжелым РЗЭ
меньше 1.
Другое наблюдение такого рода заключается в том, что содержания легких РЗЭ
нередко значительно выше в нодулях, бедных клинопироксеном; по крайней мере
в большинстве серий перидотитов нормированные отношения легких к тяжелым РЗЭ
в целом возрастают с уменьшением содержаний СаО. Более того, в большинстве
бедных клинопироксеном перидотитовых включений (LajYb)N > 1, т.е. они обогащены
легкими РЗЭ относительно тяжелых по сравнению с хондритами. При этом легкие
РЗЭ, как и другие несовместимые элементы, часто сосредоточены не в главных
породообразующих минералах, а по границам их зерен, в микровключениях, в акцессорном
амфиболе, хотя нередко основная их часть изоморфно входит в клинопироксен. Все
это чаще всего интерпретируется как результат смешения двух геохимически различных
компонентов в рамках концепции мантийного метасоматоза (Frey.Prinz, 1978; Wilshi-
ге, 1984). Предполагается, что эти породы сложены резко преобладающим
компонентом А, который определяет их минералогию, петрохимию и уровень накопления
совместимых рассеянных элементов (Ni, Co, Сг, а также тяжелых РЗЭ), и компонентом
В, богатым некогерентными рассеянными элементами (К, Р, легкими РЗЭ, Th, U)
и определяющим их содержание в породах. При этом компонент А (иными словами,
сама порода) является остатком после частичного плавления, преобразованным путем
добавления различных количеств мигрирующего глубинного флюида — компонента В,
являющегося агентом мантийного метасоматоза.
Распределение РЗЭ в нодулях гранатовых перидотитов подчиняется аналогичным
закономерностям. Для вулканического поля Навайо в США величина отношения
варьирует от 0,5 до 7 с максимумом в породах, имеющих минимальные со-
318
держания СаО и А12О3, а в "реститовых" дунитах и гарцбургитах вулкана Лэшейн
в Танзании она составляет около 15.
На диаграммах для пироксенитовых но дулей характерно выпуклое кверху
распределение нормированных по хондритам содержаний РЗЭ, причем в пироксенитах Al-Ti-
авгитовой серии отношение (La/Yb)jv обычно больше 1, при более высоком общем
уровне содержаний РЗЭ. Пироксениты этой серии, а также большая часть пироксени-
тов хромдиопсидового ряда на основании этих и ряда других данных считаются
продуктами кристаллизации и сегрегации пироксенов из базальтоидных магм в трещинах
и каналах во вмещающих мантийных перидотитах.
Отношения изотопов стронция 87Sr/86Sr в большинстве проанализированных
ксенолитов шпинелевых лерцолитов находятся в интервале 0,7030—0,7080 (редко выше),
причем во многих случаях нодули изотопно неравновесны с вмещающими базальтами.
Для перидотитов типично также отсутствие изотопного равновесия между
составляющими их минералами, когда отношение 87Sr/86Sr в клинопироксенах составляет 0,702—
0,703, а в ортопироксенах и оливинах достигает 0,708—0,710. При этом значительная
часть радиогенного стронция находится во включениях и в поверхностном слое зерен
минералов, что считается доказательством привноса материала с высоким отношением
87Sr/86Sr мантийным флюидом (компонентВ). Контаминирующее действие этих
флюидов наиболее сказывается на изотопном составе оливина и ортопироксена, в
которые Sr изоморфно почти не входит.
Изотопный состав неодима в некоторых перидотитовых ксенолитах характеризуется
значениями e^d от 0 до +4 (слабо истощенная мантия), однако в большинстве
ксенолитов величина eNd выше — от +10 до +14 (сильно истощенная мантия). Последние по
соотношению изотопов Sr и Nd попадают в область базальтов срединно-океанических
хребтов.
Изотопный состав кислорода в породах ксенолитов имеет "мантийные" значения
б18О (от +5 до +7°/оо). что приблизительно соответствует интервалу значений б18О для
континентальных базанитов (по Т. Кайзеру и др.). Региональные вариации,
по-видимому, отсутствуют. Соотношение б18О для сосуществующих минералой но дул ей, вероятно,
зависит от температуры, но в целом различия между минералами не превышают 1—
1,4°/оо'> общий диапазон величин 618О для минералов практически аналогичен
таковому для пород в целом.
Вулкан Драйзер-Вайер, ФРГ. Это проявление, расположенное в Западном Эйфеле —
лесистой возвышенности на западе ФРГ, представляет собой плейстоцен-четвертичный
базанитовый вулкан—маар, получивший известность благодаря обилию и разнообразию
ультрамафических включений, встречающихся в его пешгавых и шлаковых шлейфах.
Поблизости известны другие похожие маары, также содержащие нодули. Детальное
петрографическое изучение позволило выделить среди ксенолитов четыре серии (/-
IV ), которые включают шпинелевые перидотиты хромдиопсидовой серии (тип Г),
различные пироксениты и перидотиты (Stosch, Seek, 1980).
Среди перидотитов типа / выделяются две подгруппы - 1а и 16, из которых 1а, в
отличие от 16, кроме обычного парагенезиса оливина, орто- и клинопироксена и шпинели,
содержит дополнительно амфибол и (или) продукты его распада — каймы или пятна
вторичного стекла с мелкими кристаллами оливина, клинопироксена и шпинели.
Породы группы 16 имеют протогранулярную структуру, они мелко-среднезернистые.
Минеральный состав обеих групп варьирует от дунитов до лерцолитов, включая гарцбурги-
ты и верлиты (табл. 144). Количество нодулей групп 1а и 16 почти одинаково и
составляет примерно 1/3 общего числа ультрамафических ксенолитов маарав каждом случае.
Нодули типа // составляют серию шпинелевых ультрамафитов от верлитов до клино-
пироксенитов, а к типам III и IV относятся соответственно плагиоклазеодержащие
пироксениты и гарцбургиты (последние здесь не рассматриваются, так как
принадлежат к фации малой глубинности). Тип II объединяет очень пестрые по минеральному
составу, структурно-текстурным особенностям и петрохимии породы, которые можно
считать продуктами кристаллизации базальтовых расплавов на мантийных глубинах.
319
Таблица 144. Химический и модальный составы ксенолитов ультрамафитов из базальтов
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12ОЭ
Сг2О,
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Сумма*
Ol
Орх
Срх
Sp
Am
Компоненты
SiO2
ТЮ2
Ci2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Сумма*
Ol
Opx
Cpx
Sp
Am
1 (249)
42,02
0,03
0,59
0,34
7,66
0,15
0,31
47,13
0,53
0,06
0,02
98,84
86,1
10,6
0,9
0,6
1,8
9(80)
49,06
0,59
3,39
0,77
6,50
0,13
-
22,60
15,68
0,67
0,03
99,42
_
-
—
_
2(412)
42,75
0,03
1,07
0,41
7,66
0,15
0,30
44,87
0,93
0,15
0,05
98,37
78,9
15,0
1,5
Сл.
4,6
10(83)
45,81
2,13
9,11
0,04
9,87
0,17
—
11,34
17,86
1,66
0,58
98,57
_
-
-
-
—
3(415)
44,31
0,02
2,25
0,42
7,44
0,12
0,27
42,39
2,02
0,14
0,03
99,41
66,3
22,6
7,0
1,4
2,7
11(84)
41,78
3,42
10,98
0,00
11,35
0,25
—
6,12
18,23
1,96
0,57
94,66
_
—
-
—
_
4(236)
45,31
0,06
2,73
0,40
7,15
0,13
0,26
40,94
2,28
0,13
0,01
99,41
58,9
29,1
8,8
2,0
1,2
12(42)
39,96
0,17
0,20
0,02
13,78
0,18
—
45,11
0,41
0,08
0,24
100,15
_
-
-
-
—
5(2)
40,41
0,03
0,64
0,41
7,98
0,11
0,34
48,45
0,39
0,02
0,01
98,79
96,6
0,9
1,6
0,9
-
13(775)
43,7
0,06
2,06
0,71
6,24
0,14
0,36
45,6
0,42
0,07
0,07
99,5
74,2
15,7
-
0,5 2*
8,53*
6(3)
43,29
0,05
2,11
0,44
7,98
0,14
0,28
42,38
1,22
0,07
0,01
97,97
69,2
26,5
4,3
1,0
-
14(776)
42,9
0,09
1,53
0,55
7,61
0,14
0,37
44,1
1,26
0,17
0,14
99,0
77,5
10,7
5,0
-
6,53*
7(S)
43,04
0,05
2,22
0,40
7,40
0,13
0,28
43,25
1,99
0,10
0,00
98,86
73,9
15,8
9,2
1,1
-
15(796)
44,0
0,06
1,67
0,43
6,75
0,12
0,35
45,0
0,59
0,11
0,06
99,2
72,6
18,0
0,9
—
6,7* *
8(8)
46,15
0,22
4,29
0,35
7,53
0,14
0,21
36,22
4,05
0,35
0,01
99,52
49,0
29,1
21,1
0,8
-
16(787)
43,7
0,07
0,37
0,38
5,83
0,10
0,40
48,2
0,25
0,14
0,02
99,6
82,6
14,4
1,0
0,6 2*
-
*Без учета п.п.п.
2 * Хромит.
3* Гранат.
1—12 — из базанитов, вулкан Драйзер-Вайер, ФРГ (Stosch, Seek, 1980; Kuno, Aoki, 1970): 1—4 —
группа la (содержат амфибол или продукты его распада), 5—8 — группа 16, 9 — хромдиопсидовый
оливииовый вебстерит, 10 — Al-Ti-авгитовый флогопитсодержащий оливиновый вебстерит, 11 —
"черный" клинопироксенит (содержит ортопироксен и флогопит), 12 — железистый дунит с f = 15%;
13—16 — из анкарамитов, вулкан Лэшейн, Танзания (Physics..., 1975) : 13—15 — гранатовые
перидотиты, 16 — шпинелевый гарцбургит.
Наиболее распространены среди них "зеленые" и "черные" вебстериты, клинопироксе-
ниты, верлиты; более редки железистые дуниты и горнблендиты. Обычными
акцессорными минералами пироксенитов и верлитов являются амфибол и флогопит; в "черных"
клинопироксенитах встречается апатит и магнетит. Породы средне- и крупнозернистые
(размер зерен 1-10 мм), нередко разнозернистые, структуры аллотриоморфнозернн-
стые, мозаичные, иногда субидиоморфнозернистые до пойкилитовой. Для "черных"1
320
пироксенитов типично присутствие бурого, иногда с микролитами, интерстициального
стекла, отличающегося по облику от стекла основной массы вмещающего ксенолиты
базанита. При этом краевые зоны кристаллов клинопироксена имеют губчатый облик
и поры в них также заполнены стеклом.
Главной особенностью петрохимии пород типа // является их повышенная
(относительно типа Г) железистость, которая составляет 14—16% для "зеленых" вебстеритов
и железистых дунитов и достигает 50% для "черных" клинопироксенитов и горнблен-
дитов (см. табл. 144). Кроме того, эти породы, за исключением дунитов и некоторых
верлитов, характеризуются высокими и очень переменными содержаниями Al, Ti, Ca,
Na, К. Соответственно минералы пород типа II также отличаются повышенной желе-
зистостью, при этом в пироксенах и шпинели много трехвалентного железа и они
богаты А1; зеленая шпинель (плеонаст) почти не содержит Сг.
Из-за широких вариаций минерального состава каждая из групп хромдиопсидовых
перидотитов (1а и 16) характеризуется также довольно большим диапазоном
содержаний главных окислов (см. табл. 144). Несмотря на это, обе они с точки зрения
петрохимии практически идентичны (см. табл. 142, ан. 2 и 3), если не учитывать контрастного
поведения щелочей. Для пород группы 16, где единственной содержащей Na фазой
является клинопироксен, существует четкая положительная корреляция между
содержаниями СаО и Na2O, полностью соответствующая диапазону отношений Na/Ca в клино-
пироксенах. Напротив, в но дулях группы la содержание Na, а также К для того же
уровня СаО всегда выше, чем для нодулей группы 16, за счет присутствия фаз с более
высоким отношением Na/Ca — амфибола или стекла.
Состав минералов хромдиопсидовых ультрамафитов вулкана Драйзер-Вайер
приведен в табл. 145. Как и в других сериях хромдиопсидовых ксенолитов, все минералы
здесь высокомагнезиальны; шпинель содержит существенные количества хрома
(Сг/ (Сг + А1) = 0,2-0,4), что типично для серий с преобладанием гарцбургатов и
бедных пироксенами лерцолитов. Заметно более высокий уровень СаО в ортопироксе-
нах типичен для всех включений перидотитов группы 16, тогда как содержание СаО
в ортопироксенах пород группы 1а намного меньше. Отношения Ca/ (Ca + Mg) в кли-
нопироксенах пород группы 1а существенно выше. Температуры минеральных
равновесий для каждой из групп нодулей укладываются в узкий интервал значений: 900—
970 °С для 1а и 1100-1150 °С для 16. Ксенолиты из других мааров Западного Эйфеля
по температурам образования занимают промежуточное положение (Stosch, Seek,
1980).
Содержание и распределение РЗЭ в породах групп 1а и 16 резко различаются
(табл. 146). Нодули группы 1а характеризуются высоким уровнем накопления легких
лантаноидов относительно тяжелых, резким фракционированием в области средних
РЗЭ и незначительным — в области тяжелых (рис. 109). Степень обогащенности
легкими лантаноидами явно зависит от состава породы, так, что наиболее "тугоплавкие"
с точки зрения петрохимии ксенолиты имеют наибольшее относительное преобладание
легких РЗЭ над тяжелыми.
Распределение РЗЭ в породах группы 16 может быть трех типов: почти нефракциони-
рованное, обедненное легкими РЗЭ и U-образное (см. рис. 109). Распределение первых
двух типов характерно для нодулей, относительно богатых клинопироксеном, т.е.
собственно лерцолитов, тогда как бедные клинопироксеном породы обогащены
тяжелыми и легкими РЗЭ относительно промежуточных РЗЭ. Обогащение легкими РЗЭ,
днако, намного слабее, чем в группе 1а. Различия между содержанием РЗЭ в породах
в основном контролируются уровнем концентрации РЗЭ в их клинопироксенах. В
поводах группы 1а отношение (La/Yb)^ в этом минерале составляет 26,8—9,0, в
порогах 16 оно находится между 0,30 и 0,79, а иногда (в дунитах) доходит до 4,1. Для
сливина и ортопироксена, которые в среднем на 2 порядка беднее РЗЭ, чем клино-
шроксен, наиболее характерно U-образное распределение РЗЭ, большая часть которых
.хередоточена на границах зерен и легко может быть удалена обработкой раствором
кислоты.
:..3ак. 8SS 321
Таблица 145. Химический состав минералов ксенолитов хромдиопсидовых перидотитов маара
Драйзер-Вайер (Stosch, Seek, 1980;Sachtleben, Seek, 1981)
Компоненты
1 (la/415)
Орх
Cpx
Sp
2(Df-78)*
стекло
Am
3(16/2)
Opx
Cpx
Sp
SiOa
ТЮ,
AJ.O,
CraOs
FeO"
MnO
NiO
MgO
CaO
NaaO
K2O
Сумма
56,02
0,02
2,99
0,30
5,85
0,10
0,16
34,08
0,49
0,06
53,45
0,07
3,49
0,58
2,64
0,07
0,07
16,72
22,63
0,82
0,14
0,05
44,28
21,34
14,12
0,46
0,10
19,44
100,17 100,54 99,93
44,69
0,34
15,74
1,25
4,38
15,24
11,84
3,32
0,70
97,50
43,17
0,18
14,81
1,47
5,07
0,05
18,37
11,55
3,17
0,90
98,74
55,23
0,09
3,47
0,88
5,44
0,12
0,11
32,77
1,35
0,11
99,57
52,06
0,21
4,22
1,57
3,05
0,07
0,12
17,31
17,97
0,94
97,52
0,43
30,61
36,83
14,08
0,24
0,19
17,15
99,53
Компоненты
4(16/5)
Opx
Cpx
Sp
5(16/8)
Opx
Cpx
Sp
SiO,
TiO,
AlaO,
Ci2O5
FeOa*
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,0
K2O
Сумма
54,16
0,06
5,37
0,72
5,60
0,14
0,09
31,71
1,34
0,09
99,28
51,86
0,17
6,12
1,14
3,35
0,10
0,11
17,10
18,39
0,94
0,13
0,13
47,71
18,58
12,65
0,41
0,35
20,34
—
—
53,33
0,25
6,55
0,47
6,71
0,15
0,08
31,10
1,35
0,17
50,78
0,57
8,20
0,75
4,11
0,14
0,07
16,26
16,99
1,36
99,28
100,30
100,16
99.23
0,26
57,19
10,09
11,79
0,14
21,03
100.50
•Перидотитовое включение из соседнего маара Меерфельд, в котором сохранился амфибол. По
величине отношения Na/K состав амфибола соответствует составу стекла в обр. 1. Стекло
проанализировано расфокусированным пучком электронов; приведено среднее содержание по 15
точкам, пересчитанное на 97,5%.
2 'Суммарное железо в форме FeO.
X. Штош и X. Зек делают вывод, что верхняя мантия под Западным Эйфелем сложена
перидотитами, широко варьирующими по химическому составу, причем породы
обогащенной несовместимыми элементами группы 1а залегают на меньшей глубине (в
соответствии с меньшими температурами образования), чем породы группы 16.
Повышенные содержания Na, К, РЗЭ и присутствие амфибола или продуктов его распада
показывают, что участки верхней мантии в этом регионе подверглись метасоматической
переработке. Судя по наличию пород типа // (Al-Ti-авгитовая серия) и особенностям их
минерального и химического состава (отметим, в частности, присутствие интер-
стициального стекла в "черных" пироксенитах), в верхней мантии также происходила
кристаллизация глубинных базальтоидных расплавов (не обязательно родственных ба-
занитам, которые вынесли нодули на поверхность).
Данные по изотопному составу Sr и Nd (Stosch et al., 1980; Stosch, Lugmair, 1986)
показывают, что перидотиты группы 16 явно имеют истощенный характер, так как на
стандартной диаграмме е^а—egr попадают в область, характерную для базальтов средин-
322
Таблица 146. Содержание микроэлементов в ксенолитах ультрамафитов вулкана Драйзер-Вайер
(Stosch, Seek, 1980)
Элементы
Сг
Ni
Со
Sc
La
Се
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Yb
Lu
1 (la/249)
2070
2470
124
5,2
2200
4400
2200
400
80
—
19,8
68
10,9
2 (la/412)
2750
2170
111
7,7
4200
8000
2500
700
186
460
60
124
21
3 (la/211)
2430
2150
108
8,9
1650
4400
2100
450
97
260
31
114
20
4 (la/236)
2630
2940
102
11,9
1620
1760
380
82
25
91
23
191
34
5(16/2)
2610
2630
132
4,3
189
350
166
41
12,4
42
6,8
40
7,8
6(16/3)
2980
2250
113
10,2
730
1520
_
98
—
—
12,2
91
22
7(16/5)
2790
2150
112
11,4
79
205
161
70
28
94
27
172
31
8(16/8)
2410
1590
93
18,3
880
2200
1590
470
176
610
114
490
77
Таблица 147. Изотопный состав стронция и неодима в клинопироксенах хромдиопсидовых
перидотитов вулкана Драйзер-Вайер (Stosch et al., 1980)
Элементы
1 (16/8)
2(1б/К1)
4(16/3)
5 (1 а/2 36)
6(1а/249)
Sm
Nd
147Sm/144
143N(J/144
87Sr/"Sr
Nd
Nd
1,80
4,95
0,2199
0,51315±2
0,7023 8 ±5
1,91
4,90
0,2356
0,51324+5
0,70185 ±3
1,19
2,81
0,2555
0,51372±2
0,70254 ±4
0,89
5,10
0,1051
0,51327 ±3
0,70339±9
0,58
3,28
0,1068
0,51264±2
0,70400 ±9
7,76
50,93
0,0921
0,51280 ±2
0,70337 ±4
но-океанических хребтов: eNd <+10 и 87Sr/86Sr <0,7025 (табл. 147). Напротив,
ксенолиты группы la по изотопным характеристикам близки к вмещающим нодули база-
нитам и происходят из менее истощенного субстрата.
Вулкан Шаварын-Царам, МНР. На севере МНР глубинные ультрамафиты наиболее
распространены в пределах Тарятской впадины на Хангайском нагорье. Она
представляет собой грабенообразную структуру, заполненную плиоцен-четвертичными щелочно-
базальтоидными лавами; на ее флангах расположен целый ряд вулканических
аппаратов. Наиболее обильны и разнообразны нодули в пирокластических отложениях
плейстоценового эруптивного центра Шаварын-Царам, сложенных обломками калиевых
базанитов и лимбургитов. Среди мантийных ксенолитов, по данным В.В. Кепежин-
скас, Ф.В. Каминского, В.И. Коваленко и Д.А. Ионова, Л.В. Агафонова и др., резко
преобладают нодули шпинелевых перидотитов, достигающие 0,5 м в поперечнике;
кроме того, встречаются гранат-шпинелевые лерцолиты и пироксениты, "черные" и
"зеленые" шпинелевые пироксениты, а также сложные и флогопитсодержащие
ксенолиты. Встречается много мегакристаллов граната и клинопироксена, в том числе очень
крупных — до 10—15 см в поперечнике. Более редки мегакристаллы слюды и санидина.
Хромдиопсидовые шпинелевые перидотиты образуют серию от богатых пироксена-
ми лерцолитов до клинопироксеновых гарцбургитов. Важной ее особенностью является
резкое преобладание лерцолитов, среди которых много "примитивных", тогда как в
большинстве других щелочнобазальтовых провинций мира обычны более бедные клино-
пироксеном породы, переходные к гарцбургитам (см. табл. 142).
Лерцолиты вулкана Шаварын-Царам — очень свежие, плохо сцементированные
породы. Они содержат в среднем около 60% оливина, 20—25% ортопироксена, 10—15%
клинопироксена, 1—3% шпинели, причем в целом содержание минералов широко варьирует
323
1"
I 0,5
la
1
as
0,1
Lu. Pr No. Sm G4 By Ep Yb
Ce Ea Tb Ho Tm La
La PrNd Sm 6d BijHo Tm Lu.
be Ea Tb Ep Yb
Рис. 109. Распределение редкоземельных элементов в ксенолитах ультрамафитов групп Iq и 16
вулкана Драйзер-Вайер (Stosch, Seek, 1980)
(оливин — 40—80%, клинопироксен — 5—20%). Структура пород протогранулярная,
текстура массивная, признаки деформаций практически отсутствуют.
Ксенолиты гарцбургитов очень редки. Это мелкие и плотные нодули, содержание
клинопироксена в них может составлять лишь 1—2%, шпинель обычно представлена
единичными зернами, зернистость пород заметно варьирует. Структура пород нередко
близка к гранобластовой. Некоторые образцы хромдиопсидовых перидотитов содержат
отдельные зерна или мелкие скопления акцессорной слюды, обычно замещающей
шпинель. Встречены также слюдистые лерцолиты — мелкозернистые породы, содержащие до
нескольких процентов слюды и имеющие равномернозернисто-таблитчатую структуру.
Отражением вариаций минерального состава ксенолитов шпинелевых перидотитов
являются существенные колебания содержаний петрогенных окислов (табл. 148).
На рис. ПО представлены вариационные диаграммы, показывающие, что для всех
петрогенных окислов, кроме Сг2О3, наблюдаются отчетливые линейные зависимости
от содержаний MgO, согласующиеся с моделью частичного плавления исходного перидо-
титового субстрата. Отсутствие положительной корреляции Сг2Оэ с MgO, на первый
взгляд, противоречит известной геохимической роли хрома как "тугоплавкого"
элемента. По-видимому, такое поведение хрома в данном случае можно объяснить тем,
что в мангийных перидотитах он изоморфно входит в клинопироксен и хромшпинель,
которые плавятся инкогрузнтно и переходят в жидкую фазу.
Таблица 148.
Компоненты
Химический состав перидотитов вулкана Шаварын-Царам
1 (99/23)
2(00/18)
3 (Мо-22)
4(79/1)
5 (30/9)
6(30/12)
7(30/13)
8 (ШЦЗ-1)|
SiO2
ТЮ2
А12О,
а, о,
Fe2Os
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
K2O
H2O+
Сумма
42,44
0,01
1,40
0,46
_
7,47
0,15
He onp.
46,18
0,76
0,10
0,03
He onp.
99,00
45,77
0,05
1,10
0,36
_
6,93
0,16
0,27
43,28
0,66
0,11
0,05
0,26
99,00
44,10
0,13
3,55
0,34
0,36
7,83
0,14
0,38
40,08
2,77
0,34
0,005
He onp.
100,02
43,87
0,15
4,16
0,40
0,64
7,37
0,13
0,27
38,53
2,92
0,32
0,005
0,09
98,86
44,70
0,19
4,45
0,40
0,51
7,18
0,13
0,26
37,21
4,14
0,41
0,008
0,11
99,70
44,12
0,05
2,34
0,49
0,17
7,40
0,13
0,29
43,19
1,80
0,13
0,016
0,18
100,30
44,08
0,11
3,00
0,31
0,38
7,38
0,13
0,28
41,18
2,23
0,15
0,009
0.16
99,47
44,60
0,18
* 4,00
0,37
—
8,09
0,12
0,22
37,13
4,01
0,41
0,03
0,07
99,23
1 — 13 — хромдиопсидовая серия: 1, 2 — шпине левые гарцбургиты, 3—8 — шпине левые лерцо-
гы, 9 — слюдистый шгшнелевый лерцолит, 10 — шпинелевый верлит, 11 — гранат-шпинелевый
шолит. 12 — гранат-шпинелевый оливиновый вебстерит, 13 — щпинелевый вебстерит; 14—
1 — 1Л — хромдиипсидован серии: ±, л — ищи» ....
литы, 9 — слюдистый шпинелевый лерцолит, 10 — шпинелевый верлит, 11 — гранат-шпин
■" — гранат-шпинелевый оливиновый вебстерит, 13 — шпинелевый вебстерит;
лерцолит, 12
324
Состав минералов шпинелевых перидотитов закономерно меняется в ряду лерцо-
лит—гарцбургит (табл. 149). Ксенолиты лерцолитов содержат оливин Fa9is-n,
богатые алюминием пироксены и высокоглиноземистую шпинель с очень низкой (~ 0,1)
величиной отношения Сг/ (Сг + А1). В гарцбургитах величина этого отношения достигает
0,4—0,5, причем с высокохромистой шпинелью сосуществует низкоглиноземистый
клинопироксен, содержащий 2% А12ОЭ и до 1,5% Сг2Оэ. От гарцбургитов к лерцоли-
там содержание глинозема в клинопироксенах возрастает от 2 до 7%. Гидроксилсо-
держащие минералы (см. табл. 149) представлены почти исключительно слюдами.
Акцессорный амфибол крайне редок в отличие от большинства ксенолитов других
серий. Анализы слюд показывают, что это высокомагнезиальные флогопиты,
характеризующиеся высокими переменными содержаниями ТЮг (до 9%), а также ВаО
(до 2%); содержание F в них составляет 0,1—1,0, а С1 — 0,02—0,17%.
Гранат-шпинелевые перидотиты очень редки. Они представлены богатыми пироксе-
нами лерцолитами и содержат 3—8% граната. Типичны реакционные соотношения между
шпинелью и гранатом. При этом чаще всего округлые зерна граната включают резор-
бированные реликты шпинели; иногда отмечается развитие мелких субидиоморфных
кристаллов шпинели по краям эерен граната. По химическому составу
гранат-шпинелевые перидотиты относятся к "примитивным" лерцолитам. Количество СаО и АЬОз
в них, как правило, достигает 4—5% (см. табл. 148). Гранат в них низко хромистый
(см. табл. 149), содержит около 70% пиропового компонента; пироксены и шпинель
высокоглиноземистые. Гранатовые перидотиты без глиноземистой шпинели не
обнаружены.
"Зеленые" пироксениты, которые также относятся к хромдиопсидовой серии,
встречаются в виде отдельных нодулей или (в сложных ксенолитах) как секущие прослои
в перидотитах. Пироксениты представлены главным образом шпинелевыми вебстери-
тами, реже встречаются гранат-шпинелевые и оливиновые вебстериты, клинопироксе-
ниты, слюдистые пироксениты (в том числе с апатитом) и другие породы.
Пироксениты — средне- и крупнозернистые породы. Кристаллы клинопироксена и шпинели в них
заметно больше по размерам, чем в перидотитах. В ядрах крупных зерен пироксенов
нередко отмечаются структуры распада (очень тонкие параллельные ламелли
моноклинного пироксена в ромбическом и ромбического — в моноклинном). По
химическому составу (см. табл. 148) "зеленые" пироксениты намного богаче перидотитов
9(30/16)
44,60
0,20
3,60
0,37
0,49
8,22
0,15
0,23
38,80
2,47
0,23
0,20
0,11
10(00/11)
44,44
0,17
2,70
0,43
_
8,12
0,17
0,25
38,48
4,00
0,35
0,01
0,08
11(34/11)
45,30
0,21
4,90
0,35
1,50
7,02
0,13
0,23
35,14
4,33
0,52
0,11
0,22
12(34/14)
48,30
0,41
10,50
0,40
1,43
4,56
0,13
0,10
22,85
9,45
1,08
0,06
0,28
13 (34/20)
47,87
0,77
11,49
0,51
1,72
3,81
0,12
0,08
20,98
11,18
1,24
0,19
0,11
14(99/7)
52,01
0,60
5,28
0,18
3,44
6,18
0,16
0,05
20,39
10,40
1,09
0,38
0,12
15(30/18)
48,06
0,40
13,50
0,11
0,67
5,92
0,26
0,06
20,07
9,42
1,37
0,12
0,36
16(Ш-6)
52,30
0,14
4,00
0,05
2,53
11,58
0,25
0,08
27,30
1,14
0,21
0,13
0,28
99,85
99,20
99,97
99,55
100,07
100,28
100,32
99,99
16— Al-Ti-авгитовая серия: 14 — слюдистый вебстерит, 15 — гранатовый клинопироксенит, 16 —
ортопироксенит.
Примечание. Ан. 1, 2, 8—15 — по Д.А. Ионову и В.И. Коваленко; 3—7 — по С. Прессу (Press
et al., 1986); 16 - по Л.В. Агафонову.
325
Таблица 149. Химический состав минералов ультрамафитов вулкана Шаварын-Царам
(данные Д.А. Ионова, В.И. Коваленко, И.Д. Рябчикова)
SiO,
ТЮ,
AljO,
Cr2O5
FeO*
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
40,64
—
—
—
10,47
—
0,34
48,65
—
—
-
100,11
54,79
0,05
4,90
0,33
6,64
—
—
32,46
0,82
-
-
99,99
52,06
0,53
7,30
0,78
3,50
—
-
15,98
18,37
1,40
-
99,90
-
0,16
55,27
11,23
11,48
He onp.
0,35
21,14
—
-
-
100,00
42,19
0,11
23,19
0,90
7,43
0,28
He onp.
21,09
4,81
-
-
100,11
36,87
7,84
16,21
1,10
5,25
-
0,15
17,56
0,15
-
10,36
95,62
Компоненты
SiO,
ТЮ,
A12O,
FeO*
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,0
Сумма
1 (4500/18)
Ol
42,04
-
-
0,01
7,99
0,10
0,36
50,30
0,07
—
100,87
Opx
57,19
0,02
1,46
0,37
5,00
0,10
0,08
35,05
0,54
0,12
99,93
Cpx
Sp
55,50 0,08
0,05 0,08
2,22 26,32
0,88 42,83
2,07 14,25
0,08 0,16
0,05 0,13
16,81 16,32
20,93
1,46
100,05 100,17
2 (ШЦЗ-1)
Ol
40,61
-
—
—
10,37
0,16
0,40
48,36
0,03
—
99,93
Opx
Cpx
Sp
55,20 51,70
0,13 0,74
3,97 6,72 60,14
0,25 0,73 7,40
6,54 2,65 10,40
0,15 0,07
0,10 0,04 0,40
32,57 14,22 21,03
0,46 20,33
0,05 2,10
99,42 99,30 99,52
Компоненты
5(4334/11)
Ol
Opx
Cpx
Sp
Gr
РЫ
•Суммарное железо в форме FeO.
1 — шпинелевый гарцбургит; 2 — шпинелевый лерцолит, богатый пироксенами; 3 — слюдистый
шпинелевый лерцолит; 4 — шпинелевый лерцолит с акцессорными амфиболом и слюдой; 5 — шпи-
Al, Ca, Ti, Na, но беднее Mg и Fe при той же железистости (f = 10—12%); их минералы
в общем аналогичны минералам богатых пироксенами лерцолитов, хотя клинопироксе-
ны и шпинель содержат чуть больше А1 и меньше Сг (см. табл. 149).
Ксенолиты Al-Ti-авгитовой серии представлены "черными" пироксенитами: шпине-
левыми вебстеритами (оливиновыми и безоливиновыми), клино-, ортопироксенитами,
гранатовыми клинопироксенитами. Они часто содержат акцессорную слюду
(высокотитанистый флогопит), концентрация которой иногда достигает 20—30%. Породы средне-
крупнозернистые. Они имеют массивную текстуру и сложены субидиоморфными корот-
копризматическими зернами пироксенов с отчетливым плеохроизмом и обильными
структурами распада (главным образом шпинель). Железистость пироксенитов 16—22%,
количество Сг2О3 и NiO не превышает 0,1—0,2% (см. табл. 148). Зеленая шпинель
(плеонаст) в них содержит не более 1—2% Сг2Оэ, клинопироксен
высокоглиноземистый (до 8,5% А12ОЭ) и содержит много Na2O (см. табл. 149).
Температуры равновесия хромдиопсидовых перидотитов укладьюаются в диапазон
326
3(4230/16)
Ol
40,38
-
—
—
10,98
0,12
0,40
47,80
0,03
—
-
99,54
Opx
Cpx
54,79 51,56
0,15 0,76
3,88 6,69
0,25 0,73
7,16 3,17
0,14 0,07
0,08 0,03
32,26 14,10
0,42 20,44
1,63
-
98,99 98,80
Sp
0,37
0,16
60,44
8,56
11,44
0,09
0,38
19,82
-
—
-
100.27
Phi
38,22
6,16
14,52
0,48
3,95
-
0,15
21,50
—
0,80
8,72
96,14
4(4230/13)
Opx
55,70
0,10
3,52
0,34
6,01
0,10
0,09
33,82
0,42
0,07
-
100,17
Cpx
52,51
0,63
6,14
0,95
2,27
0,05
0,05
14,59
20,48
1,81
-
99.49
Phi
39,79
4,09
16,42
0,86
3,62
-
0,18
21,60
-
0,69
9,39
96,70
Am
42,92
2,62
14,56
1,06
3,40
0,04
0,10
17,04
10,96
3,31
1,63
97,64
6(4334/14)
Ol
Opx
Cpx
Sp
Gr
Phi
Opx
7 (4399/7)
Cpx
Phi
40,34
-
_
—
11,66
0,12
0,28
47,42
—
—
-
99,82
55,05
0,05
4,55
0,14
7,02
0.03
0,18
32,44
0,61
_
-
100,07
52,43
0,60
7,60
0,51
3,21
He onp.
,,
14,85
19,31
1,81
-
100,31
—
-
60,58
6,66
11,04
He onp.
0,37
21,55
—
—
-
100,47
42,08
-
23,60
0,35
8,44
0,36
He onp.
20,50
4,57
—
-
100,00
39,13
5,66
17,00
0,36
4,49
0,01
0,24
20,48
0,02
0,73
9,60
98.29
53,89
0,07
4,45
0,14
13,02
0,22
0,06
29,04
0,34
0,04
-
101.27
51,38
0,50
6,31
0,29
6,34
0,10
0.03
13,51
20,06
2,12
-
100.64
37,68
5,53
16,18
0,43
9,72
0,01
0,01
17,53
0,04
0,52
9,46
98,39
нель-гранатовый лерцолит с акцессорной слюдой; 6 — шпинель-гранатовый вебстерит с акцессорной
слюдой; 7 — черный слюдистый вебстернт.
Примечание. В образцах флогопита (3, 4, 6, 7) определено содержание ВаО — 1,64; 0,06;
0,21; 1,09% соответственно.
880—1100 °С. Самые высокие Тр присущи гранат-шпинелевым, а самые низкие —
слюдистым перидотитам. Шпинелевые перидотиты имеют Тр от 900 до 1050 °С, причем
эти значения не обнаруживают связи с минеральным или химическим составом
ксенолитов. Тонкие структуры распада и зональность пироксенов в некоторых перидотитах
и пироксенитах могут указывать на длительное охлаждение пород, сопровождавшееся
диффузионным перераспределением ряда компонентов. Именно этим процессом,
по-видимому, обусловлены очень низкие (840—890 °С) температуры равновесия пород
Al-Ti-авгитовой серии.
Сложные ксенолиты вулкана Шаварын-Царам представлены шпинелевыми лерцоли-
тами с прожилками "зеленых" шпинелевых (иногда гранат-шпинелевых) вебстеритов
мощностью в первые сантиметры. Состав минералов в вебстеритовой и лерцолитовой
зонах почти одинаков, за исключением того, что пироксены в вебстеритовых жилах
немного богаче А1 и беднее Сг, часто зональны по содержанию этих элементов и
содержат структуры распада,
327
• / 02 о 3
Рис. 110. Вариации содержаний породообразующих окислов (в мас.%) в перидотитовых ксенолитах
вулкана Шаварын-Царам в зависимости от содержаний MgO
1 — гарцбургиты; 2 — лерцолиты; 3 — слюдистый лерцолит
Уникальный сложный ксенолит был найден В.И. Коваленко. Ксенолит сложен
обычным для вулкана Шаварын-Царам пшинелевым хромдиопсидовым лерцолитом, на
котором расположена друза хорошо ограненных крупных (до 1,5 см) кристаллов черного
клинопироксена и граната. Между друзой и лерцолитом находится реакционная зона
черного слюдистого оливинового вебстерита толщиной 1—2 см (Коваленко и др., 1986).
Железистость минералов лерцолита (табл. 150) несколько выше (12—14%) железис-
тости минералов обычных хромдиопсидовых лерцолитов вулкана Шаварын-Царам;
выше и глиноземистость пироксенов. Желеэистость минералов растет от лерцолита
к друзе; содержание ТЮг в слюде агрегата, цементирующего кристаллы друзы,
достигает 11,4%. В целом состав минералов друзы практически не отличается от состава
минералов, встречающихся в этой же трубке в виде мегакристаллов (см. табл. 150).
Кроме того, клинопироксен друзы, как и мегакристаллы клинопироксена, содержит
углекислотно-сульфидно-силикатные микровключения и макропустоты. Формирование
друзы, по всей вероятности, связано с преобразованием хромдиопсидовых шпинелевых
лерцолитов в мантии- сложными флюидно-силикатными смесями (эмульсиями),
циркулирующими в трещинах и пустотах. При разрушении мантийных пегматоидных жил,
подобных такой друзе, могут образовываться мегакристаллы, содержащиеся в
щелочных базальтоидах (Коваленко и др., 1986).
Концентрации РЗЭ в некоторых ксенолитах хромдиопсидовой серии приведены
в табл. 151. Распределение редких земель в породах неодинаково: от умеренного
обеднения легкими РЗЭ до резкого их накопления, при этом отношение (La/Yb) jv меняется
от 0,4 до 10 в основном за счет вариаций содержаний легких РЗЭ. Напротив,
содержания тяжелых РЗЭ варьируют в довольно узких пределах, и кривые их распределения
для разных ксенолитов почти параллельны хондритовому графику (рис. 111). Как по-
328
Таблица 150. Состав минералов сложного нодуля шпинелевого лерцолита с друзой
и мегакристаллов из базанитов вулкана Шаварын-Царам
Компоненты
1 (4500/1)
О1
Орх
Срх
Sp
2(4500/1)
О1
Орх
Срх
РШ
SiOj
ТЮ,
А1,ОЭ
Сг,Оэ
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
41,02
0,02
0,04
0,01
11,65
0,12
0,28
47,55
0,13
0,01
0,00
43,48
0,23
6,30
0,34
7,93
0,15
0,06
31,04
1,08
0,30
0,00
53,28
0,70
7,98
0,61
4,53
0,10
0,04
15,92
17,17
2,16
0,01
0,41
0,42
57,00
7,89
14,71
0,05
0,34
19,61
0,06
0,00
0,00
38,76
0,03
0,11
0,03
14,62
0,18
0,31
44,96
0,14
0,07
0,02
53,22
0,38
6,10
0,33
9,34
0,17
0,09
29,48
1,25
0,35
0,02
51,66
1,19
7,88
0,56
5,43
0,10
0,06
15,37
16,78
1,95
0,02
37,20
8,95
16,88
0,76
7,45
0,03
0,17
15,91
0,04
0,41
10,12
Сумма
100,83 100,91 102,50
100,49 99,23
100,73 101
98,24
Компоненты
3(4500/1)
Gr
Срх*
Орх
Phi
Срх2*
4
(00/7)
Срх
5
(30/6)
Phi
6
Gr
SiO2
ТЮ2
А1,О3
Сг2О,
FeO
МпО
№О
MgO
CaO
Na,O
К2О
40,11
0,52
13,35
0,01
15,19
0,45
0,01
15,67
5,29
0,02
0,00
48,11
1,10
6,86
0,35
7,52
0,13
0,03
13,79
15,72
1,85
0,01
53,10
0,43
5,10
0,22
12,25
0,18
0,05
27,44
1,36
0,22
0,00
36,72
11,38
15,63
0,65
9,33
0,05
0,16
13,90
0,18
0,35
10,06
49,63
1,62
9,17
0,00
8,54
0,13
0,03
13,18
16,32
2,55
0,01
50,00
1,45
9,51
0,00
8,03
0,15
Не опр.
13,11
16,22
2,36
0,01
36,52
11,10
15,36
0,00
12,06
Не опр.
0,06
12,64
Не опр.
0,47
9,24
40,62
0,64
21,82
0,00
16,58
0,34
0,03
15,13
5,49
0,00
0,00
Сумма
100,62 95,77
100,35
98,79
101,18 100,84 98,13
100,65
'Крупное зерно клинопироксена с включениями ортопироксена и флогопита.
2 * Клинопироксен нз мелкозернистого агрегата в основании друзы.
1 — шпинелевый лерцолит в 2 см от вебстерита (Коваленко и др., 1986) ; 2 — черный вебстерит
(Коваленко и др., 1986) ; 3 — друза кристаллов граната и клинопироксена (Коваленко н др., 1986) ;
4—6 — мегакристаллы: 4 — пузыристый клинопироксен (Коваленко и др., 1986), 5 - флогопит
(данные Д.А. Ионова), 6 — гранат (данные Л.В. Агафонова).
Примечание. В образцах флогопита (2, 3, 6) определено содержание ВаО — 0,32; 0,38;
0,68% соответственно.
каэало изучение минералов, обогащение перидотитов легкими РЗЭ нельзя приписать
влиянию контаминации веществом вмещающего базанита. Его следует связывать с
глубинным метасоматическим процессом.
Изотопия Sr и Nd перидотитовых ксенолитов вулкана Шаварын-Царам была изучена
путем изотопного анализа клинопироксена, выделенного из этих пород и
обработанного кислотами, чтобы исключить влияние контаминации любого рода (Stosch et al,,
1986). Отношения изотопов Sr и Nd "безводных" перидотитов очень широко варьируют
и попадают в область значений для базальтов срединно-океанических хребтов и
океанских островов (87Sr/86Sr = 0,7020-0,7039; eNd (T) =+4,74-14,9) в пределах главной
области мантийной корреляции на графике eNd~esr • Напротив, слюдистый перидотит
образуется из менее обедненного субстрата (87 Sr/86Sr = 0,7056; eNd = +3,5) и выходит
329
Таблица 151. Содержание редких элементов в ультрамафитах вулкана Шаварын-Царам
(Stoschetal., 1986)
Элементы
Со
Sc
La
Се
Nd
Sm
Eu
Tb
Yb
Lu
1(22)
105
11,8
0,36
0,88
0,71
0,24
0,081
0,066
0,28
0,045
2(79/1)
107
13,9
0,23
0,95
_
0,30
0,11
0,072
0,40
0,077
3 (30/9)
98
17,3
0,34
1,3
—
0,38
0,15
0,10
0,51
0,093
4(30/12)
108
10,2
0,80
1,8
0,70
0,14
0,052
0,032
0,13
0,026
5(30/13)
101
11,4
4,1
7,4
2,6
0,49
0,16
0,081
0,29
0,05
6(30/16)
102
16,2
1,2
4,2
3,5
0,77
0,26
0,13
0,44
0,076
за пределы указанной области. Изотопный состав Sr и Nd безводных перидотитов
не коррелируется ни с содержанием петрогенных окислов, ни со структурами этих
пород. Изотопные отношения Sr и Nd большинства изученных ксенолитов
соответствуют модельным возрастам ~ 2 млрд лет, если исходить из модели одностадийного
частичного плавления первичного вещества мантии с близким к среднему для Земли
изотопным составом.
Вулкан Лэшейн, Северная Танзания. Вулкан Лэшейн, известный как один из
немногих некимберлитовых источников ксенолитов гранатовых перидотитов, приурочен
к восточной ветви Восточно-Африканской рифтовой системы и расположен в 80 км
юго-западнее горы Килиманджаро. Он относится к наиболее молодым (N—Q)
проявлениям вулканической деятельности в ее пределах. Вулкан представляет собой конус,
сложенный шлаками анкарамитов (ранняя фаза) и карбонатитовыми туфами
(поздняя фаза). Вулканиты обеих фаз содержат многочисленные обломки очень свежих
глубинных ультрамафитов размером до 40 см, а также основных гранулитов. Дж. Доусон
и другие исследователи выделяют среди ультрамафитов две группы, которые
практически соответствуют хромдиопсидовой и Al-Ti-авгитовой сериям. Первая группа
объединяет гранатовые и беэгранатовые перидотиты (последние преобладают), в которых
содержание оливина варьирует в пределах 63—93%, ортопироксена 3—30, клинопироксена
0—10, граната 0—9, хромита 0—1%; встречается акцессорная слюда (см. табл. 144).
По минеральному составу выделяются гранатовые и шпинелевые лерцолиты и гарцбур-
гиты, гранат-шпинелевые гарцбургиты, гарцбургиты (без граната и шпинели), дуниты.
Породы крупнозернистые, структура их протогранулярная. Максимальных размеров
(до 13 мм) достигают округлые зерна граната; клинопироксен с ортопироксеном и
гранатом часто образуют агрегаты, окруженные участками, сложенными одним
оливином. Гранат окружен зональными реакционными каймами, в которых присутствуют
шпинель, орто- и клинопироксен; иногда он полностью замещен келифитовым
материалом.
Вторая группа, которую Дж. Доусон назвал серией щелочных пироксенитов (Physics...,
1975), включает "черные" оливиновые клинопироксениты (преобладают), дуниты и
железистые лерцолиты. Размер таких ксенолитов не превышает 10 см. В породах этой
группы (кроме редких лерцолитов) отсутствуют ортопироксен и гранат, часто
содержится амфибол, встречаются акцессорные слюды и магнетит. Типична пойкилитовая
' структура, при этом идиоморфные зерна пироксена, округлые оливина и рудных фаз
окружены интеркумулусными амфиболом или слюдой. На долю клинопироксена в пи-
роксенитах приходится более 80%; содержание оливина достигает 10—20, а амфибола
и слюды — 5%. Дуниты, кроме оливина, включают до 5% интерстициальной слюды,
а также редкие зерна шпинели.
330
20
10
I
!
La Се
Nu. Sm Iu Tb
Tm YbLu
Рис. 111. Распределение редкоземельных элементов в перидотитовых ксенолитах вулкана Шаварын-
Царам (по материалам В.И. Коваленко и X. Штоша)
В перидотитах хромдиопсидовой серии выделяются два петрохимических подтипа.
Один из них представлен гранатовыми перидотитами, которые отличаются от
безгранатовых перидотитов (другой подтип) более высокими содержаниями AI2O3 (> 1%)
и низкими — MgO (< 46%) и NiO (0,4%). Наблюдается тенденция к обогащению
гранатовых перидотитов SiO2, СаО, К2О, Сг2О3, а также Rb, Sr, Y, Nb (см. табл. 144). В
связи с этим было бы неверно относить беэгранатовые перидотиты хромдиопсидовой
серии к шпинелевой фации глубинности, тем более что шпинелиды в них (если они
присутствуют) представлены магнезиохромитом, а не хромшпинелью (Physics..., 1975).
И те и другие породы, по-видимому, образовались в области устойчивости гранатовых
перидотитов в мантии, а появление в них хромита обусловлено валовым составом
пород (см. главу 7). При этом в более богатых А12Оз гранатовых перидотитах хром
полностью входит в гранат, а также в пироксены; при более высоких уровнях
содержаний Сг2Оэ гранат и хромит могут сосуществовать. Напротив, в бедных А12О3
безгранатовых перидотитах концентрация Сг2Оэ слишком высока, чтобы он мог
полностью войти в состав пироксенов, и поэтому образуется хромит. Породы группы
щелочных пироксенитов отличаются более высокой желеэистостью (17—30%) по
сравнению с хромдиопсидовыми ультрамафитами (7—10%).
Распределение РЗЭ в гранатовых и безгранатовых хромдиопсидовых
перидотитах (табл. 152) имеет сходный вид и характеризуется высокими отношениями
(La/Yb)jv = 5—15, при этом содержания легких РЗЭ в 2—6 раз превышают хондрито-
вые, а концентрации тяжелых РЗЭ в 2—20 раз ниже. Такой тип распределения и
высокий уровень содержаний легких РЗЭ контрастируют с минеральным и химическим
составом перидотитов, которые относятся к высокомагнезиальному "реститовому" типу.
Таблица 152. Содержание редких элементов в ультрамафитах вулкана Лэшейн
(по В. Ридли и Дж. Доусону, Physics..., 1975)
Элементы
Элементы
Rb
Sr
Zr
Nb
La
Се
3,9
41
—
—
0,96
2,9
2,8
19
—
—
0,76
2,0
5,0
96
8,3
2,4
1,9
5,0
0,95
5,5
2,9
1,1
0,63
3,4
1 — флогопитсодержащий гранатовый лерцолит;
гарцбургит.
Nd
Sm
Eu
Gd
Yb
Lu
2, 3 -
1,6
0,29
0,09
0,48
—
0,02
2,3
0,73
0,27
0,95
0,80
0,11
гранатовые перидотиты;
1,9
0,35
0,11
0,38
0,07
0,01
0,63
0,11
0,03
—
0,02
-
4 — шпинелевый
331
Таблица 153. Химический состав минералов гранатовых перидотитов вулкана Лэшейв
(по А. Рейду и др., Physics..., 1975)
VC ft МП пм рНТЫ
SiO2
TiO,
A12O3
Сг2О3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,O
K2O
Сумма
Ol
41,9
-
—
-
7,18
0,09
0,38
51,6
0,02
-
-
100,6
1 — гарцбургит; 2,
1(775)
Орх
58,3
0,01
1,15
0,38
4,07
0,10
_
36,3
0,26
0,03
-
100,6
3 — лерцолиты.
Sp
_
0,29
14,0
53,6
15,3
0,20
—
14,4
_
—
-
97,8
Gr
42,2
0,02
22,2
4,51
5,98
0,28
—
23,4
2,85
0,02
-
101,5
Ol
40,7
-
—
-
8,19
0,11
0,37
49,5
0,05
-
-
98,9
2(776)
Opx
57,7
0,07
1,45
0,46
4,77
—
_
35,1
0,52
0,23
-
100,2
Cpx
54,2
0,18
2,64
1,89
2,34
—
—
16,8
18,9
2,00
-
98,1
Gr
41,6
0,28
21,9
4,21
6,91
0,35
—
21,2
4,44
0,07
-
100,9
3(738)
Phi
40,0
9,13
13,5
0,71
3,57
0,04
—
18,7
0,00
0,06
9,64
95,3
Баланс содержаний РЗЭ в минералах показывает, что легкие РЗЭ сосредоточены в
основном в межзерновом пространстве и их накопление связано с процессом глубинного
метасоматоза.
Минералы хромдиопсидовых перидотитов характеризуются низкой железистостью:
оливин — Fa6(5_io- ортопироксен — Fss_7- Ортопироксен отличается низким уровнем
содержаний СаО (0,3—0,5%), А12О3, Сг2О3 и ТЮ2 (табл. 153). Клинопироксен
представлен хромдиопсидом с 1,1—2,4% Сг2О3, довольно низким (1,0—3,9%) содержанием
AI2O3, но существенным (1,3—2,1%) — Na2O, а гранат — хромистым
высокомагнезиальным пиропом с 20,7—21,9% MgO, 2,8—4,5% Сг2О3 и низким содержанием ТЮ2. Шпине-
левая фаза относится к магнезиохромиту, которая содержит (в мас.%): Сг2О3 52—61;
А12О3 7-15; MgO 11-15,6; ТЮ2 0,3-1,8.
КСЕНОЛИТЫ В БАЗАЛЬТАХ ОКЕАНОВ
Глубинные включения были обнаружены на вулканических островах всех океанов
Земли. В Тихом океане они встречаются на о-ве Таити и нескольких островах Гавайского
архипелага, в Индийском — на Коморских островах и архипелаге Кергелен, в
Атлантическом — на Азорских и Канарских островах, островах Тристан-да-Кунья, Вознесения
и др., в Северном Ледовитом — на островах Шпицберген, Жохова и, по-видимому,
Медвежий и Ян-Майен. Большинство этих островов расположено на ложе океана, а
острова Кергелен и Тристан-да-Кунья — на срединно-океаническом хребте.
Как и на континентах, на океанских островах мантийные ксенолиты встречаются
в базальтах повышенной щелочности. Редкие включения дунитов, полевошпатовых
перидотитов и габбро, найденные в толеитовых базальтах Гавайских островов,
существенно отличаются по структурам и особенностям состава от ксенолитов из щелочноба-
зальтовых вулканитов. Э. Джексон считал их кумулатами, а Р. Уайт — обломками
пород фундамента Гавайской вулканической цепи в отличие от фрагментов мантийного
субстрата; в связи с этим они в дальнейшем не рассматриваются.
По структурно-текстурным особенностям, минеральному составу, петрохимии
и химизму минералов нодули в базальтах островов практически аналогичны
континентальным. Среди них также резко преобладают шпинелевые перидотиты, которые
разделяются на лерцолитовую и дунит-верлитовую серии, соответствующие хромдиопсидово-
му и Al-Ti-авгитовому типам; встречаются "зеленые" и "черные" пироксениты, а также
332
породы с амфиболом, реже с флогопитом и титаномагнетитом. Следует отметить,
что на океанских островах шире, чем на континентах, распространены плагиоклазсодер-
жащие ксенолиты, особенно в дунит-верлитовой серии; много включений габбро.
Гранатовые ультрамафиты встречены лишь на о-ве Оаху (Гавайские острова), где
они представлены практически только пироксенитами, в большинстве из которых
гранат является продуктом распада твердого раствора пироксенов. Можно предположить
поэтому, что изученные до сих пор нодули в океанических щелочных базальтах
представляют материал меньших уровней глубинности, чем нодули в базальтах
континентов.
Средний химический состав ксенолитов океанических и континентальных шпинеле-
вых лерцолитов почти одинаков за исключением более низкого значения СаО в первых,
однако зто слабое различие может быть обусловлено недостаточной
представительностью опробования перидотитовых нодулей океанских островов. Интервалы
содержаний главных породообразующих окислов и характер их вариаций, например в
зависимости от содержания MgO, в основном совпадают для океанических и континентальных
шпинелевых лерцолитов (Maaloe, Aoki, 1977). Это обстоятельство в совокупности с
другими общими признаками позволяет принять единую модель происхождения
океанических и континентальных мантийных перидотитов — различные степени частичного-
плавления "примитивных" лерцолитов.
Гавайские острова. Ультрамафические включения были найдены в лавовых потоках,
дайках и пирокластических породах в нескольких десятках мест на четырех крупных
островах восточной части Гавайского архипелага — Кауаи, Оаху, Мауи и Гавайи.
Несущие ксенолиты щелочные базальты имеют плейстоцен-четвертичный возраст и
расположены вдоль серий разломов, секущих более древние толеитовые базальты, которые в
основном слагают щитовые вулканы Гавайской цепи.
По петрографическим особенностям, химическому составу пород и их минералов
глубинные включения Гавайских островов подразделяются на две группы (White,
1966), каждая иэ которых встречается в вулканитах определенного состава. В резко не-
досыщенных SiO2 базальтоидах (оливиновых нефелинитах, нефелиновых базанитах и
анкаратитах) преобладают нодули лерцолитовой серии (лерцолиты и более редкие гарц-
бургиты и дуниты), а в менее щелочных породах (субщелочных оливиновых базальтах,
гавайитах и анкарамитах) встречаются ксенолиты верлитовой серии: дуниты, верлиты,
клинопироксениты, габбро, для которых характерно повсеместное присутствие
плагиоклаза (обычно акцессорного) и отсутствие ортопироксена. Многие исследователи
выделяют отдельную группу гранатовых пироксенитов (Jackson, Wright, 1970, Bee-
son, Jackson, 1970), названную X. Куно (Kuno, 1969) "эклогитовой" серией.
Для ультрабазитов лерцолитовой серии характерны высокая магнезиальность (табл.
154) и структуры с отчетливыми следами деформаций без признаков
перекристаллизации; некоторые образцы имеют гнейсовидный облик. Ксенолиты дунитов,
относящихся к верлитовой серии, также деформированы, но в отличие от лерцолитов они
частично перекристаллизованы; нередко в них наблюдается макроскопическая расслоенность.
Отличительной особенностью пород лерцолитовой серии является относительное
постоянство состава их минералов.
Минералы лерцолитовых нодулей богаче Mg, Ni, Cr, Na, Al и беднее Ti, Mn, Fe и Са,
чем аналогичные минералы других пород (Глубинные..., 1975). Следует отметить
низкую железистость минералов лерцолитовой серии, которая для оливина не выходит за
пределы Fa8)5_12)5-
Напротив, минералы пород верлитовой серии — перидотиты и пироксениты —
заметно более железисты (f= 16—20% и более; в дунитах оливин Fa13;5-i6) и больше
варьируют по составу. В большинстве пород этой серии вместе со шпинелью присутствует
плагиоклаз (от Ап6О_7о Д° Ап9о); наблюдаются постепенные переходы от бесплагио-
клазовых к относительно богатым плагиоклазом породам. Отмечены также плагио-
клаэсодержащие лерцолиты, которые по составу оливина (FaI4) занимают
промежуточное положение. Клинопироксен перидотитов верлитовой серии более железистый итак-
333
Таблица 154. Химический и модальный составы ксенолитов из базальтов серии Гонолулу (Jackson,
Wright, 1970)
Компоненты
1
(S-3)
2
(Р-3)
3
(Р-25)
4
(Р-1)
5
(S-1)
6
(S-11)
(S-7)
(S-26)
9
(S-6)
SiO,
ТЮ,
А13О3
Сг2О3
Fe3O3
FeO
MnO
№О
MgO
CaO
Na,O
K,O
P3O5
H,O+
Сумма
Ol
Opx
Cpx
Phi
Crt
Sf
Gr
1,2 -
44,03
0,07
2,11
0,48
0,75
7,38
0,12
0,29
43,84
1,57
0,28
0,01
0,02
0,00
99,97
76,1
17,5
5,5
-
0,9
-
-
лерцолиты;
35,10
0,13
3,92
0,31
1,00
7,29
0,14
0,25
38,81
2,66
0,27
0,02
0,01
0,07
100,00
57,9
29,9
11,2
0,1
0,9
—
-
38,78
0,08
0,91
1,00
3,00
11,48
0,19
He опр.
43,46
0,05
0,10
0,00
0,01
D.13
99,19
95,6
-
1,3
-
3,1
—
-
3—9 — верлитовая серия
39,33
0,05
0,85
0,38
1,05
12,96
0,19
0,29
44,90
0,18
0,04
0,01
0,01
0,00
100,25
97,7
0,1
0,8
-
1,4
—
-
44,82
0,52
8,21
0,20
2,07
7,91
0,19
0,20
26,53
8,12
0,89
0,03
0,04
0,11
99,87
28,7
12,1
33,5
-
3,6
Сл.
22,1
: 3,4 — дуниты, 5 —9
44,57
1,76
13,16
0,06
4,17
8,49
0,21
0,04
13,34
11,42
1,69
0,02
0,02
0,29
99,72
_
-
62,1
Сл.
0,5
0,5
36,9
45,58
0,80
13,69
0,12
3,76
5,83
0,16
0,06
16,09
11,78
1,27
0,02
0,03
0,35
99,67
Сл.
8,7
53,5
Сл.
"3,0
0,2
34,6
48,42
0,70
9,46
0,22
3,14
7,27
0,17
0,07
16,85
12,15
1,41
0,01
0,03
0,09
100,03
_
16,2
65,6
0,5
1,4
0,1
16,2
— гранатовые пироксениты
50,20
0,51
8,37
0,24
1,58
5,72
0,16
0,10
19,00
13,28
0,87
0,02
0,02
0,05
100,18
_
22,0
70,5
0,2
Сл.
7,3
же богаче Ti и Са. Одновременно он беднее Na и Сг. Минералы клинопироксенитов
обычно более железисты, чем те же фазы богатых оливином пород (Глубинные..., 1975).
Во многих случаях в минералах ультрамафитов были обнаружены халькопирит-пент-
ландит-пирротиновые включения размером до 0,01—0,1 мм. Кроме того, в оливине ду-
нитов описаны рои пузырьков СО2, находящейся под давлением 3,5—5 кбар (данные
Э. Редцера).
Особый интерес представляют породы с гранатом, которые на океанических плитах
нигде, кроме Гавайского архипелага, не найдены. Они встречаются на о-ве Оаху в
нескольких обнажениях нефелинитовых туфов; самые крупные и многочисленные
гранатсодержащие включения обнаружены в туфовом конусе — мааре Солт-Лейк поблизости
от Перл-Харбора. По минеральному составу гранатсодержащие разновидности
ксенолитов относятся к пироксенитам и представлены тремя типами пород — вебстеритами,
клинопироксенитамииоливиновымивебстеритами, среди которых преобладают вебсте-
риты. В литературе отмечались также гранатовые лерцолиты, однако, судя по
приводимым петрографическим описаниям, данным количественно-минеральных подсчетов
и химических анализов пород (Jackson, Wright, 1970 и др.), эти породы на самом деле
следует называть гранатовыми или гранат-шпинелевыми оливиновыми вебстеритами
(см. табл. 154). По нашему мнению, они являются глубинными производными щелоч-
нобазальтовых магм, а не "первичным" субстратом гранатовой фации глубинности
мантии в этом океаническом регионе.
Гранат в описываемых породах встречается в виде трех структурных
разновидностей: 1) структур распада (ламеллей или округлых выделений) в пироксеках; 2)
реакционных кайм вокруг шпинели; 3) сравнительно крупных самостоятельных зерен (по-
334
Таблица 155. Химический состав минералов ксенолитов гранатовых пироксенитов
из базальтов о-ва Оаху (Beeson, Jackson, 1970)
Компоненты
SiO,
ТЮ,
AL,O3
Сг3О3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
Сумма
1 (S-6)
Opx*
53,24
0,2
5,99
_
10,09
0,17
30,36
0,65
0,09
100;82
Cpx
49,24
0,84
7,82
_
5,64
0,12
13,96
19,22
1,45
98,29
Gi*
41,15
0,22
23,02
_
11,20
0,41
18,06
6,44
0,04
99,54
2(S-24)
Opx»
50,40
0,14
5,53
0,21
10,33
0,15
29,79
0,61
0,12
97,28
Opx3*
53,87
0,12
6,13
0,20
9,84
0,15
29,91
0,66
0,12
101,00
Cpx
51,19
0,57
8,40
0,47
5,24
0,10
13,94
19,15
1,96
101,02
Gr
41,29
0,13
23,12
0,44
11,85
0,46
18,32
5,12
_
100,73
3(S-11)
Cpx
48,60
1,69
9,31
0,06
8,86
0,10
12,10
16,53
2,69
99,94
Gr
40,52
0,38
22,52
0,08
16,33
0,46
15,78
4,93
-
101,00
* Ламелли в клинопироксене.
2* Первичный ортопироксен.
3* Ламелли в клино- и ортопироксене.
видимому, первичных), которые могут сосуществовать в одной породе. Гранаты
последней разновидности характерны только для относительно редких клинопироксени-
тов и оливиновых вебстеритов, имеющих равномернозернистые структуры без явных
следов твердофазного распада или замещения минералов. Напротив, безоливиновые
вебстериты — самый распространенный тип пород с гранатом - характеризуются
обильными структурами распада в крупных (первичных) зернах пироксенов, причем
материал структур распада составляет 15—30% породы (Beeson, Jackson, 1970). Клинопи-
роксен — преобладающий минерал вебстеритов — всегда содержит ламелли ортопирок-
сена и граната вплоть до мирмекитовых сростков, а ортопироксен (если в породе
присутствуют его крупные "первичные" зерна) — клинопироксена и граната. До
образования структур распада минеральные парагенезисы гранатовых вебстеритов, очевидно,
соответствовали следующим трем исходным для них типам пород: клинопироксениту,
вебстериту (с резким преобладанием клинопироксена) и гранатовому вебстериту; в
двух последних случаях конечная порода содержит шпинель, окруженную каймами
граната. Образование каемок граната вокруг шпинели связано с расширением области
устойчивости граната при понижении температуры (субсолидусная реакция) на уровне
глубинности, близком к переходу глиноземистая шпинель—гранат.
Гранатовые пироксениты всех типов нередко встречаются в сложных ксенолитах, где
они переслаиваются с шпинелевыми лерцолитами, а также друг с другом. Лерполиты в
таких нодулях несут следы деформации; в пироксенитах они отсутствуют, что
свидетельствует о более позднем происхождении последних.
Состав минералов гранатовых пироксенитов приведен в табл. 155. Железистость
пироксенов гранатовых пироксенитов ( f = 15—25%) заметно выше, чем минералов шпи-
нелевых лерцолитов; зто относится и к оливинам оливинсодержащих пироксенитов.
Все это позволяет рассматривать гранатсодержащие породы как продукты
кристаллизации фракционированных базальтоидных расплавов на глубине, т.е. как ксенолиты
"черной" верлитовой или Al-Ti-авгитовой серии. В гранатах содержание Са-компонента
практически постоянно (около 13 мол.%), а железистость несколько варьирует (26—32,
реже до 37%). Содержание А12О3 в ортопироксенах составляет 4—5%; в клинопирок-
сенах существенная доля А1 находится в тетраэдрической координации. По всем этим
признакам минералы гранатсодержащих ксенолитов о-ва Оаху существенно отличаются
от соответствующих минералов эклогитов из кимберлитов, поэтому отнесение их к
"эклогитовой" серии (Kuno, 1969) не представляется оправданным.
335
Таблица 156. Содержание микроэлементов в ксенолитах гранатовых пироксенитов
из базальтов о-ва Оаху (Frey, 1980)
Элементы
Сг
Ni
Со
V
Sc
Rb
Si
Ва
Zi
Hf
Y
La
Ce
Nd
Sm
Eu
Tb
Yb
Lu
Cu
Zn
1
(S-l)
1480
1340
80
180
26
1,8
110
59
33
0,9
9
2,1
6Д
4,1
1,3
0,49
0,36
1,1
0,16
250
50
2
(S-ll)
370
210
75
320
23
0,4
200
5
57
1,8
16
0,97
4,3
4,9
2,1
0,91
0,65
1,4
0,19
74
48
3
(S-7)
770
530
60
270
38
0,6
160
14
31
1,4
14
1,8
4,9
3,6
1,4
0,52
0,54
2,2
0,34
190
80
4
(S-26)
1590
505
59
240
32
0,8
62
11
17
0,6
8
1,6
5,5
3,0
1Д
0,43
-
0,80
0,14
160
66
5
(S-24)
2530
650
52
220
35
0,6
60
10
15
0,5
7
1,4
4,2
2,6
0,95
0,39
0,21
0,75
0,13
100
43
6
(S-6)
1620
790
52
225
36
0,4
35
10
12
0,8
8
-
1,3
4,2
3,0
1,0
0,38
0,40
0,78
95
42
Уровень содержаний и характер распределения РЗЭ в ишинелевых лерцолитах
о-ва Оаху близки к наблюдаемым в ксенолитах континентальных областей (Rare...,
1984). Гавайские лерцолиты с более высокими содержаниями клинопироксена богаче
тяжелыми РЗЭ и обеднены легкими РЗЭ относительно тяжелых. Сходство картины
распределения РЗЭ в сочетании с близостью содержаний главных элементов позволяет
проводить широкие аналогии между континентальной и океанической мантией,
представленной ксенолитами шпинелевых лерцолитов (Reid, Woods, 1978),
. Гранатовые вебстериты и клинопироксениты из кратера Солт-Лейк имеют довольно
высокие содержания РЗЭ, в 3—5 раз превышающие хондритовые (табл. 156); графики
их содержаний, нормированные по хондритам, как правило, образуют выпуклые кверху
кривые. Такая форма кривых соответствует предполагаемому распределению РЗЭ в
клинопироксен-гранатовых кумулатах, образующихся при фракционной
кристаллизации щелочнобазальтовых магм с отношением (La/Yb)^y> 1, какими и являются лавы,
вмещающие гавайские ксенолиты. Таким образом, данные по распределению РЗЭ в
сочетании с повышенной железистостью минералов пироксенитов и широким развитием
в них структур распада свидетельствуют об образовании гавайских гранатовых
пироксенитов как кумулатов глубинных базальтоидных магм в мантийных дайках и
магматических камерах. По данным рубидий-стронциевой изотопии, значения отношения
87Sr/86Sr в семи образцах гранатовых пироксенитов составляют 0,7029-0,7035 (для
клинопироксенов и породы в целом), т.е. полностью попадают в интервал значений
этого отношения (0,7026-0,7036) в базальтах вулканической серии Гонолулу (Frey,
1980).
В заключение еще раз отметим, что ультрамафитовые включения в базальтах
Гавайских островов различаются по происхождению и уровню глубинности. К собственно
мантийным породам следует отнести лишь ксенолиты лерцолитовой серии, в том числе
некоторые гарцбургиты и дуниты, имеющие метаморфические структуры, не содер-
336
Таблица 157. Модальный состав ксенолитов ультрамафитов из базанитов
о-ва Таити (Tracy, 1980)
Минерал
(1В1)*
2
(1Д)
3
(2А)
4
(2В)
(4А)
(4В1)
7-
(5)
8
(5А1)
(8А1)
10
(8А2)
11
(UN-2)
Оливин 51,0 58,9 65,2 99,0 93,5 88,6 72,4 69,3 78,0 86,0 54,8
Ортопиро- 36,6 4,7 24,3 - 3,0 7,7 15,2 17,9 17,1 - 27,5
ксен
Клинопи- 11,0 31,2 8,2 Сл. 2,1 3,2 8,4 9,4 2,3 11,0 15,5
роксен
Шпинель 1,4 5,2 2,3 " 1,4 0,5 4,0 3,3 2,6 3,0 2,2
Жила мелкозернистого верлита в лерцолите.
жащие плагиоклаза и характеризующиеся устойчивым высокомагнезиальным составом
оливина (f = 8—12%) и пироксенов. Не содержащие плагиоклаза пироксениты, в первую
очередь гранатовые, являются продуктами фракционной кристаллизации базальтоидных
магм на глубинах, соответствующих верхней мантии. Породы дунит-верлит-габбровой
серии, в которых отсутствуют следы деформаций, обычен плагиоклаз, нередки
текстуры расслоенности, а железистость минералов относительно высока (f = 14—15%) и
широко варьирует, являются кумулатами, образовавшимися в промежуточных
камерах и слагающими основание земной коры под Гавайскими островами. Картина
осложняется наличием промежуточных типов пород, в частности плагиоклазовых лерцолитов,
имеющих промежуточные значения железистости минералов (f = 12—15%). Они могли
образоваться либо как ранние кумулаты из высокомагнезиальных базальтоидных магм
(типа пикритов) в магматических камерах на границе кора—мантия, либо в результате
метасоматического воздействия базальтоидной магмы на обычные мантийные
перидотиты на глубине.
Остров Таити. В базанитах, слагающих гипабиссальную дайку, или силл, вблизи
г. Папеэте, на о-ве Таити, недавно были описаны нодули ультрамафитов размером
2—10 см (Tracy, 1980). Эта типичная для океанских островов серия ксенолитов
представлена крупнокристаллическими шпинелевыми лерцолитами, гарцбургитами, ду-
нитами и верлитами с протогранулярной, иногда с элементами гранобластовой
структурой. Сильно деформированные породы не отмечены, однако в оливине нередки
отчетливые полосы излома.
Оливин является ведущей минеральной фазой ксенолитов; второй по
распространенности минерал — ортопироксен. Содержание клинопироксена в преобладающих
среди глубинных пород лерцолитах около 10%. Отмечены породы, отвечающие по
минеральному составу типичным дунитам, гарцбургитам, верлитам, а также более богатым
пироксенами (40—50%) лерцолитам (табл. 157).
Железистость оливина лерцолитов варьирует от Fax 0 до ¥я% в ■ В большинстве
образцов она составляет 10—12%, как и в ксенолитах других районов мира. Наиболее
железистый оливин содержится в верлите (табл. 158). Железистость пироксенов близка к
железистости оливина. Содержание А12О3, Сг2О3, ТЮ2, Na2O в пироксенах меняется
в широких пределах; в них повсеместно присутствуют очень тонкие ламелли.
Ортопироксен на контактах ксенолитов с базальтом превращен в симплектитовые каймы
толщиной до 5 мм, состоящие из оливина и богатого кремнеземом стекла.Шпинель содержит
мало Ti и примерно равные количества Fe2+ и Fe3+ ; отношение Сг/А1 в ней широко
варьирует и, по-видимому, определяется валовым составом породы.
Некоторые ксенолиты имеют сложное строение; в крупнозернистых лерцолитах
встречены прожилки мелкозернистого верлита толщиной 1—2 см с отчетливыми ровны-
22. Эак. 8SS
337
Таблица 158. Химический состав минералов ксенолитов улырамафитов из базанитов о-ва Таити
(Tiacy, 1980)
Компоненты
1(4А)
О1
Орх
Срх
SP
" 2(8А1)
О1
Орх
Срх
Sp
SiO,
TiO,
А^О,
Cr,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na3O
Сумма
40,40
0,00
0,07
0,00
10,39
0,15
49,57
0,12
-
100,70
54,38
0,21
4,15
0,63
6,74
0,07
32,83
1,11
0,11
100,23
51,29
0,29
4,46
1,55
3,59
0,06
17,07
19,02
1,17
98,50
—
1,38
39,83
24,41
15,38
0,42
18,77
-
-
100,19
41,10
0,00
0,02
0,02
9,82
0,13
50,23
0,05
-
101,37
55,19
0,00
3,39
0,66
6,45
0,15
33,62
1,00
0,04
100,50
52,25
0,12
4,07
1,14
2,73
0,13
16,71
22,36
0,70
100,21
-
0,13
39,56
26,82
15,67
0,47
17,82
-
-
100,4
Компоненты
3(5)
Ol | Орх
|
Срх
Sp
4(1B1)
Ol
Орх
Срх
SP
SiO,
TiO,
A12O3
Сг2О3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
Сумма
39,25
0,00
0,05
0,02
11,62
0,15
48,79
0,10
-
99,98
52,79
0,37
5,55
0,32
7,58
0,13
31,67
0,94
0,13
99,48
49,29
1,17
7,05
0,88
4,11
0,13
15,13
19,32
1,52
98,60
—
0,49
54,05
9,24
13,43
0,12
20,98
—
-
98,31
41,28
0,02
0,01
0,07
10,01
0,18
47,42
0,10
-
99,09
53,72
0,18
5,36
0,39
7,24
0,18
32,36
0,98
0,09
100,50
51,87
0,32
5,82
0,87
2,92
0,14
16,33
19,81
1,31
100,39
—
0,14
51,38
11,86
14,33
0,16
21,21
—
-
99,08
Компоненты
5 (8A2)
Ol
Срх
Sp
6(1)
Ol
Opx
Cpx
Sp
SiO,
TiO,
AL,O3
Cr,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
Сумма
^ -
40,02
0,00
0,04
0,05
15,83
0,25
45,66
0,07
-
101,92
дунит; 2 -
51,30
0,84
3,27
0,65
4,81
0,05
15,87
22,02
0,86
99,67
гарцбургит;
—
6,06
8,01
22,54
53,17
0,58
8,26
—
-
98,62
3,4 — лерцолиты;
40,32
0,04
0,00
0,04
11,32
0,16
48,61
0,17
-
100,62
53,05
0,41
6,16
0,15
7,18
0,08
32,11
0,69
0,09
100,07
5,6 — верлиты.
49,25
1,68
8,40
0,26
4,03
0,08
14,90
19,45
1,40
9945
—
0,41
61,41
1,86
14,12
0,15
21,82
—
-
99,77
ми границами. Такие прожилки заметно богаче клинопироксеном и шпинелью и беднее
ортопироксеном, чем другие породы ксенолитов. Кроме того, они содержат в
акцессорных количествах пикроильменит с 14,5% MgO, рутил и незональный плагиоклаз
(Ап75_0), которые в других породах не отмечены. Структуры их характеризуются*.?
присутствием крупных зерен оливина и клинопироксена, окруженных мелкозернистой
338
основной массой, состоящей в основном из клинопироксена при подчиненных
количествах всех других минералов. Содержание А1 и Ti в крупнозернистом клинопироксе-
не выше, чем в пироксенах любых других ксенолитов этой серии, а содержание Сг —
самое низкое для клинопироксенов. Другой особенностью состава минералов прожилков
является высокое содержание Ti и низкое — Сг в ортопироксене, низкая хромистость
шпинели, повышенный уровень СаО р оливине (см. табл. 158). Химизм минералов
верлитов указывает на генетическое родство последних с базальтовыми магмами.
Поскольку оценки валового химического состава верлитов близки к составам
магнезиальных пикритов, их можно рассматривать как первичные расплавы (возможно,
со значительным количеством осевших кристаллов), застывшие в виде жил в
мантийных шпинелевых лерцолитах. Другими словами, они относятся к Al-Ti-авгитовой серии
глубинных ультрамафитов.
Температуры равновесия большинства лерцолитов составляют 1000—1100°С;
отсутствие в них граната позволяет считать, что включения вынесены с глубин не более
50—60 км (Р < 15—20 кбар). Некоторые породы, например верлит и лерцолит (см.
табл. 157, обр. 8А1 и UN-2), имеют несколько меньшие температуры образования.
КСЕНОЛИТЫ В ВУЛКАНИТАХ ОСТРОВНЫХ ДУГ
В современных островных дугах Мирового океана все продукты магматизма могут
быть отнесены к шести петрохимическим сериям: толеитовой, известково-щелочной,
K-Na субщелочной, К-субщелочной, K-Na щелочной и К-щелочной (Магматические
горные..., 1985). Во всех них присутствуют разноглубинные ксенолиты. Ксенолиты
ультрамафитов наиболее часто встречаются в породах K-Na субщелочной,
известково-щелочной и толеитовой серий (перечислены в порядке уменьшения количества включений).
Известны отдельные находки ультрабазитов в породах K-Na щелочной серии; данных
о глубинных ксенолитах в породах К-субщелочной (шошонитовой) и К-щелочной
серий пока не имеется.
Наблюдается определенная зависимость между типом включений и составом
вмещающих островодужных вулканитов. Так, субщелочные K-Na оливин-базальтовые
расплавы выносят более глубинные ксенолиты, тогда как толеитовые расплавы содержат
только относительно малоглубинцые породы из уровней, расположенных, видимо,
непосредственно под поверхностью Мохо. Кроме того, в вулканитах островных дуг нередко
присутствуют ксенолиты ультрамафитов корового происхождения, вероятно,
захваченные из глубокозалегающих ультраосновных комплексов, родственных офиолитовым, а
также включения предположительно кумулятивной природы.
В соответствии с закономерностями магматической эволюции островных дуг
последние могут быть подразделены на три группы — юные, развитые и зрелые
(Магматические горные..., 1985). Ультраосновные включения известны только в развитых и зрелых
островных дугах.
Развитые островные дуги. Ульрабазитовые нодули встречены здесь в породах
толеитовой и известково-щелочной серий. Примером первых являются клинопироксениты
и шпинелевые лерцолиты (табл. 159) в толеитовых базальтах о-ва Медный
(Командорские острова), относящихся к базальт-гшагиориолитовой формации (Магматические
горные..., 1985). Лерцолитовые включения размером 2,5—5 см сложены гипидиоморф-
ными зернами оливина Fa9>6 (80%), низкоглиноземистого, почти лишенного натрия
клинопироксена Wo4oEn56Fs4, низкоглиноземистого ортопироксена Wo3En87Fs10 и
ничтожным количеством хромшпинелида (см. табл. 159). Породообразующие
минералы лишены следов перекристаллизации. Клинопироксениты образованы хорошо
кристаллографически ограненными зернами авгита W037E1148FS15. Они включают ксено-
морфные выделения оливина Fai2>2,содержащего до 0,8 мае. % СаО (табл. 160), и
мелкие червеобразные вьщеления хромшпинелида. Минералы ксенолитов по химизму
сходны с аналогичными фазами ультрамафитов ультрабазитового и габброидного
комплексов офиолитов (см. главу 1).
339
Таблица 159. Химический состав ультраосиовных включений в породах островных дуг
Компоненты
SiO,
ТЮ,
A1,O3
Cr,O3
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
K,O
P,O5
П.п.п.
Сумма
1
(3/7-78)
43,05
0,02
1,02
0,10
-
8,17
0,18
44,19
3,21
0,12
0,06
-
-
100,12
2
(3/7K-78)
50,04
0,32
3,73
0,05
—
9,41
0,24
17,87
16,93
0,15
1,20
-
-
99,94
3
45,98
0,11
0,80
0,32
1,82
5,18
0,32
43,58
1,34
0,07
0,03
0,47
0,20
100,22
4
42,32
0,07
0,51
0,08
2,36
6,36
0,43
46,99
0,42
0,19
0,09
0,28
-
100,10
5
44,10
0,33
1,33
0,20
2,95
8,64
0,30
31,49
9,65
0,21
0,08
0,09
0,29
99,66
6
51,24
0,32
1,59
0,19
2,35
3,57
0,34
20,74
19,56
0,33
0,08
0,19
0,10
100,6(
7
(Bl 1-528)
44,60
0,06
2,30
0,30
0,58
7,36
0,13
41,56
2,06
0,63
0,15
0,37
-
) 100.K
8
45,94
1,44
7,63
—
7,75
10,43
0,24
16,30
9,08
0,82
0,28
0,09
-
) 100,00
Компоненты
SiO,
ТЮ2
A1,O3
Cx,O3
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K,O
F,Oj
П.П.П.
Сумма
9
44,26
0,40
9,39
—
1,75
12,89
0,31
25,00
4,88
0,87
0,25
-
-
100,00
10
42,64
0,03
0,64
0,30
1,52
6,69
0,02
45,65
0,72
0,36
0,04
0,05
1,39
100,05
11
45,33
0,38
1,96
0,12
1,37
6,85
0,02
40,57
1,84
0,27
0,08
0,05
U3
99,97
12
45,20
0,45
2,41
0,01
1,57
9,10
—
33,21
7,23
0,10
0,21
0,17
0,38
100,04
13
50,10
0,50
2,42
0,57
1,51
3,29
—
20,72
19,31
0,70
0,09
0,15
0,80
100,16
14
44,31
0,18
2,36
0,33
1,46
6,86
0,13
41,18
2,46
0,15
0,04
0,01
0,27
99,74
15
43,54
0,08
0,54
0,32
1,70
6,15
0,13
46,94
0,22
0,06
0,04
0,01
0,23
99,96
16
49,86
0,48
4,11
0,90
1,56
5,27
0,14
21,82
14,55
0,61
0,02
0,01
0,58
99,91
Толеитовая серия. 1,2 — Командорские острова (Цветков, Шмидт, 1982): 1 — лерцолит, 2 —
клинопироксенит. Известково-щелочная серия. 3—6 — вулкан Авача, Камчатка (Щека, 1983): 3 —
гарцбургит, богатый клинопироксеном, 4 — гарцбургит, 5 — верлит, 6 — оливиновый
клинопироксенит; 7 — лерцолит, вулкан Чиринкотан, там же (Цветков, Авдейко, 1982); 8,9 — вулкан Ичинский,
там же (Пополитов, Волынец, 1981): 8 — вебстерит, 9 — плегиоклазсодержащий кортландит,
K-Na субщелочная и K-Na щелочная серии. 10—13 — Окленд, Новая Зеландия (Rodgers et al., 1975) :
10 — дукит, 11 — гарцбургит, 12 — верлит, 13 — клинопироксенит; 14—16 — вулкан Итиномегата,
Япония (Kuno, Aoki, 1970) : 14 — апогранатовый лерцолит, 15 — лерцолит, 16 —вебстерит.
В известково-щелочных породах Алеутской островной дуги найдены включения двух
типов — с амфиболом и без него (DeLong et al., 1975; Conrad, Kay, 1984).
Считается, что амфиболсодержащие ультрамафиты имеют кумулятивную природу.
Они встречены в андезитовых и андезибазальтовых лавах вулканов центрального
сегмента дуги на о-ве Адак. Эти ксенолиты представлены оливиновыми клинопироксени-
тами, содержащими более 50% кумулятивного амфибола или почти лишенными его.
Амфибол отвечает хромистой паргаситовой роговой обманке; оливин содержит 9—17%
Fa. Клинопироксен представлен хромдиопсидом с низким содержанием Na2O (см.
табл. 160). В нем иногда отмечаются признаки твердопластической деформации.
340
Таблица 160. Химический состав минералов ультраосновных включений в породах развитых островных дуг
Компоненты
1 (3/7-Л-78)
Срх
Орх
О1
2(3/7-Э-К-78)
Срх
О1
3(В-11-528)
Срх
Орх
О1
Sp
4(0-1091/8)
Срх
Орх
О1
Sp
SiO,
ТЮ,
А1,О3
Ct,Os
FeO
MnO
MgO
CaO
NajO
K,0
Сумма
52,10
0,02
2,10
0,55
3,23
0,05
20,99
21,00
0,23
0,02
100,29
53,93
0,10
1,69
0,40
7,13
0,08
35,25
1,55
0,10
0,02
100,25
40,65
0,02
0,78
-
9,11
0,21
48,91
0,12
0,04
0,02
99,86
52,68
0,33
3,91
0,05
9,29
0,25
16,33
17,76
0,36
0,01
100,97
39,95
0,13
0,31
0,02
11,65
0,15
47,18
0,80
0,05
0,01
100,25
53,41
0,04
2,12
0,93
2,08
0,06
16,62
22,26
0,10
-
97,62
56,89
0,02
1,87
0,81
5,65
0,16
34,48
0,43
-
-
100,31
41,34
-
-
0,06
8,36
0,11
49,09
0,04
-
-
99,00
0,08
33,55
31,09
17,68
0,23
17,11
0,04
_
-
99,78
51,74
Сл.
2,12
0,89
2,85
0,05
20,72
20,87
0,25
0,02
99,51
54,08
Сл.
1,65
0,50
6,09
0,09
35,00
1,76
0,20
0,04
99,41
40,80
0,03
0,70
-
8,25
0,20
49,20
0,20
0,10
0,09
99,57
Сл.
0,08
20,88
46,00
18,16
0,09
14,68
Сл.
-
-
99,89
Компоненты
5 (Щ-800И/8)
Срх
О1
6 (AD-38)
Срх
О1
Am
Sp
ti-Mt
7 (KAN-80-6-48)
Срх
Ol
Sp
Sp
8 (ADG-72)
Cpx
Ol
SiO,
ТЮ,
A1A
CrA
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K3O
50,48
0,34
4,35
0,68
4,81
0,12
17,01
21,04
0,37
0,03
39,80
0,02
0,27
12,64
0,15
45,10
1,17
0,18
0,05
53,08
0,18
1,67
0,66
4,48
0,15
17,18
22,50
0,26
-
39,89
0,03
7,80
0,23
5O',54
0,11
-
-
46,62
1,01
12,21
0,47
9,94
0,16
15,82
11,45
2,48
0,81
0,06
0,64
10,07
48,16
29,10*
0,29
11,20
0,02
-
-
0,09
7,48
2,45
2,16
77,62*
0,50
3,36
0,02
-
-
53,00
0,72
5,24
0,66
3,14
0,04
15,70
21,25
0,28
-
41,24
0,02
0,08
0,03
12,39
0,13
46,59
-
-
-
0,15
0,33
44,11
16,29
21,52
0,18
16,43
-
0,04
-
0,15
0,81
18,68
34,02
33,51
0,33
10,96
-
-
-
51,44
0,25
3,86
0,43
3,84
0,10
17,18
22,60
-
-
40,11
-
-
-
12,09
0,17
46,62
0,05
-
-
99,23
99,38
100,16 98,60
96,97
99.53
93,68
100,03 100,48 99,05
98,46
99,70
99,04
Сумма
•Fe3O3.
Толеитовая серия, 1, 2 - включения в базальте: 1- лерцолит, 2- клинопироксенит. Известково-щелочная серия. 3,6-8 - включения
в андезитах: 3 — лерцолит, 6 — кумулятивный оливиновый клинопироксенит, 7, 8 — д у ни ты (коллекция А.А. Цветкова), 4, 5 - включения а ан-
дезибазальтах: 4 - лерцолит, 5 -клинопироксенит. 1, 2 - Командорские о-ва (Цветков, Шмидт, 1982); 3 — о-в Чиринкотан, Курильские острова
(Цветков, Авдейко, 1982); 4, 5 — вулкан Авача, Камчатка (Включения..., 1978); б — вулкан Моффет, о-в Адак, Алеутские острова (Conrad,
<jj> Kay, 1984); 7 - вулкан Каната, о-в Канага, там же (DeLong et al., 197S);8 - о-в Адак (Conrad, Kay, 1984).'
Безамфиболовые ультраосновные включения второго типа (дуниты) встречаются
в дайках послемиоценовых субщелочных оливиновых базальтов (лимбургитов) на
о-ве Канага (DeLong et al., 1975). Они образованы субидиоморфнымоливином Fai4
и небольшими количествами (менее 1%) глиноземистого хромшпинелида и авгита
(см. табл. 160). Контакты ксенолитов с вмещающими лавами резкие, без
реакционных оторочек и резорбции породообразующих минералов. Характер распределения
микроэлементов в дунитах и изотопные параметры неодима (eNd = 9,6), значительно
более высокие, чем в типичных островодужных лавах, свидетельствуют о том, что
часть этих дунитов могла быть фрагментами океанической коры, лежащей в
фундаменте центрального сегмента Алеутской дуги и частично контаминированной остро-
водужным терригенным материалом (Kay et al., 1986).
Ультраосновные породы известны и среди включений в известково-щелочных
породах Камчатки и Курильских островов. По данным О.Н. Волынца и В.А. Ермакова,
они подразделяются на дунит-гарцбургитовую и пироксенит-верлит-кортландитовую
ассоциации. Породы второй ассоциации содержат заметное количество плагиоклаза.
Первая ассоциация характерна для вулканов Восточной Камчатки и западной части
Курильских островов, вторая распространена шире и, кроме названных районов,
встречается в лавах вулканов Срединного хребта Камчатки и Курильских островов.
В некоторых вулканах (Авачинский, Шивелуч, Чиринкотан) эти ассоциации
проявлены совместно.
В дунит-гарцбургитовую ассоциацию, кроме дунитов и гарцбургитов, входят лер-
цолиты, верлиты, вебстериты и ортопироксениты (см. табл. 159). Для всех них
типичны высокомагнезиальный оливин Fa9_i2. знстатит Fs8_9, низкоглиноземистый
клинопироксен, хромистая шпинель или даже хромшпинелид (см. табл. 160). В
породах включений широко проявлены катаклаз и перекристаллизация с развитием
типичных порфирокластических структур. Важно подчеркнуть наличие в лавах
вулкана Авача включений с преобладающей фазой жидкой воды (Глубинные..., 1975).
По мнению И.Т. Бакуменко, эта вода возникла в результате десерпентинизации
ультрабазитов под воздействием базальтового расплава.
В 1981 г. лерцолитовые нодули, относящиеся к дунит-гарцбургитовой ассоциации,
впервые были обнаружены в тыловой структурно-формационной зоне Курильской
дуги — в андезитах вулкана Чиринкотан. Они присутствуют как в краевых, так и в
центральных участках лавовых потоков и представляют собой округлые индивиды
диаметром до 10—15 см, обычно окруженные по периметру оторочкой амфибола.
Химический состав амфибола из оторочки идентичен амфиболу вмещающих двупи-
роксеновых андезитовых лав. Это, возможно, свидетельствует о том, что
лерцолитовые ксенолиты служили своеобразным "центром кристаллизации" водосодержащей
андезибазалыовой магмы при отсутствии обменных реакций между ними и расплавом.
Лерцолиты состоят из оливина Fag_9 (75—80%), низкоглиноземистого ортопи-
роксена Fs12_i6 (6—10%), клинопироксена с малыми концентрациями А1, Сг и Na
(3—5%), хромистой шпинели (см. табл. 160). Местами в ксенолитах развивается
основной высококальциевый плагиоклаз, "цементирующий" агрегаты и отдельные
зерна оливина и пироксена. Он, так же как оливин и клинопироксен, по данным
А.Д. Бабанского, содержит первичные расплавные микровключения, заполненные
частично или полностью денитрифицированным стеклом с газовыми пузырьками.
Они гомогенизируются при 1280 ± 20 °С в оливине и плагиоклазе и при 1270—1285 °С
в клинопироксене. Кроме того, в оливине присутствуют вторичные кристаллофлюид-
ные включения, имеющие сложное строение. В газовой фазе таких включений вода
не обнаружена, но установлен углекислотный флюид (Г^ = —57°С) невысокой
плотности (< 0,2 г/см3).
Пироксенит-верлит-кортландитовая ассоциация состоит из преобладающих кли-
нопироксенитов и оливиновых клинопироксенитов, а также верлитов, вебстеритов
и кортландитов. Верлиты иногда содержат прослои дунитов. Амфибол присутствует
не во всех породах, и его количество заметно варьирует; соответственно наблюдается
342
переход от амфиболовых клинопироксенитов (верлитов) к кортландитам и горн-
блендитам. Процесс амфиболизации сопровождается обильным выделением
магнетита. Структуры пород преимущественно граногетеробластовые, часто пойкилоблас-
товые. Оливины и пироксены этой ассоциации характеризуются повышенной желе-
зистостью (f = 18—22%). Геохимические особенности ультраосновных включений
этого типа проявляются в повышенных концентрациях ряда литофильных
элементов - К (0,22-035%), Rb, Ba, Li (2-6; 100; 10 г/т). При сравнении дунит-гарцбур-
гитовой и пироксенит-верлит-кортландитовой ассоциаций вторая обнаруживает более
высокие концентрации литофильных элементов. По этим же элементам вторая
ассоциация близка к вмещающим вулканитам (Пополитов, Волынец, 1981).
По сумме петрогеохимических признаков включения дунит-гарцбургитовой
ассоциации сходны с гипербазитами альпинотипных интрузивов, а включения обеих
ассоциаций — с интрузивными образованиями в породах Срединного и Ганальского
хребтов на Камчатке (Петрология и геохимия..., 1987). В целом приведенные данные не
дают основания рассматривать охарактеризованные включения в качестве отторжен-
цев верхней мантии. Возможно, таковыми являются некоторые включения гиперба-
зитов в базальтоидах, однако зто представление нуждается в дополнительном
обосновании.
Весьма интересна группа ультраосновных включений в брекчиях щелочных лампро-
фиров (альнеитов) о-ва Малаита из группы Соломоновых островов. Альнеиты интру-
дируют верхнемеловые вулканиты с образованием трубок взрыва, сходных с ким-
берлитовыми. Набор включений, содержащихся в альнеитовых брекчиях (гранатовые
и шпинелевые перидотиты, мегакристаллы), также близкий к кимберлитовым,
уникален для островных дуг и указывает на большую глубинность "опробования"
верхней мантии в этом регионе (The mantle..., 1979; Bielski-Zyskind et al., 1984).
Геодинамическая позиция проявления альнеитового магматизма на Соломоновых
островах остается, однако, не до конца ясной. Так, по данным Б. Кренке, вмещающие
лампрофиры вулканиты представляют собой обдуцированный на о-ве Малаита
край подводного плато Онтонг-Джава. Мощность земной коры в районе находок
упырабазитовых включений существенно больше, чем в других развитых островных
дугах.
Среди включений преобладают лерцолиты. Они состоят из оливина (50—70%),
орто- и клинопироксена (соответственно 10—35 и 5—40%). Примерно в половине из
них присутствует хромистый пироповый гранат (до 18%), иногда вместе с хромшпи-
нелью (до 7%) или хромшпинелидом (табл. 161). Мегакристаллы представлены
гранатом, орто- и клинопироксеном, ильменитом. Отмечены биминеральные ильменит-
клинопироксеновые сростки. Мегакристаллы граната содержат больше Ti и Fe, но
меньше Сг, чем гранаты из ксенолитов лерцолитов.
Изотопные исследования (Bielski-Zyskind et al., 1984) показали, что клинопирок-
сеновые мегакристаллы, лерцолитовые нодули и вмещающие их альнеиты имеют
близкие величины отношений 143Nd/144Nd и 87Sr/86Sr (eNd = 3,5, eSr = -^6-н+17).
По данным Дж. Делении (The mantle..., 1979), лерцолиты включений подразделяются
на три типа, К первому и второму типам относятся гранатсодержащие
разновидности, породообразующие минералы которых достигали состояния равновесия
соответственно при 31 кбар и 1150° С и 22 кбар и 900° С, к третьему типу — лерцолиты,
содержащие высокоглиноземистую шпинель, равновесные при давлениях ниже
20 кбар.
Зрелые островные дуги. В зрелых дугах типа Японской или Индонезийской ультра-
базитовые включения известны в породах четырех магматических серий: толеитовой,
известково-щелочной, K-Na субщелочной и K-Na щелочной. Поскольку в вулканитах
толеитовой и известково-щелочной серий они такие же4, как и в породах
соответствующих серий развитых дуг, вещественная характеристика их не приводится.
Лучше всего такие ксенолиты изучены в Японии (Щека, 1983).
343
Таблица 161. Химический состав минералов лерцолитовых включений из альнеитов .о-ва Малаита
(по П. Никсону и Ф. Бонду, The mantle..., 1979)
Компоненты
1
О1
Орх
Срх
Gr
2
Орх
Срх
Gr
Sp
SiOj
TiO,
A12O3
Cr2O9
Fe2O*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
40,52
0,01
0,01
0,04
—
10,13
0,14
_
49,80
0,04
-
100,69
56,30
0,16
2,71
0,32
—
637
0,16
-
34,79
ОД)
0,08
101,39
52,58
0,48
4,08
0,70
-
2,54
0,10
—
15,95
21,28
1,53
99,24
42,46
0,14
23,26
0,82
-
8,87
0,40
—
19,98
5 ДО
0,01
101,14
56,77
0,01
2,93
0,95
—
5 ДО
0,14
—
33,71
1,17
0,07
100,97
53,50
0,00
3,00
1,40
—
2,57
0,13
—
18,88
19,79
0,73
100,00
42,93
0,02
20,11
5,46
-
5,99
0,32
_
20,23
6,81
0,01
101,89
0,17
0,09
24,59
43,39
3,99
10,67
ОДЗ
0,24
16,29
0,02
-
99,68
Компоненты
3
О1
Орх
Срх
Gr
Sp
4
Орх
Срх
Sp
SiO2
TiO,
А12О3
Cr2O9
Fe2O*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
•Рассчитано по
40,14
0,00
0,01
0,03
-
10,63
0,18
—
49,63
0,04
-.
100,66
55 ДО
0,16
2,77
0,37
-
6,74
0,18
—
34,54
0,46
0,04
100,46
стехиометрии.
52,59
0,64
4Д8
0,68
-
2,78
0,09
-
16Д9
21,90
1,02
100,27
42 Д4
0,09
23,11
0,93
-
8,70
0,49
-
19,02
5,49
0,04
100,11
0,13
0,35
40,51
24,02
6,12
12,98
0,36
0,38
16,75
0,02
-
101,62
54,74
0,11
4,13
0Д9
-
6,50
0,18
-
32,52
0,42
0,05
98,94
51,48
0,50
6,11
0,65
-
2,51
0,11
-
15,01
21Д2
1,70
99,29
0,04
0,13
56,36
9,11
3,88
8,28
0,16
0,43
20,88
0,01
-
99,28
Типичными областями проявления включений в породах двух других серий
являются Новая Зеландия и Япония. В Новой Зеландии описаны многочисленные
находки дунитовых, лерцолитовых и клинопироксеновых включений в кайнозойских
субщелочных базальтах. Особенно хорошо они изучены в провинции Окленд на
о-ве Северном (Rodgers et al., 1975). Дунитовые включения широко
распространены во всех районах развития кайнозойских субщелочных базальтов. Они
образованы крупными изометричными зернами оливина Fa7_2i> нередко с полосами излома.
Единственным акцессорным минералом является хромшпинелид.
Наиболее распространенный тип включений — лерцолиты. Они сложены
оливином Fa,7_2i, ортопироксеном Fs4_i7 (около 25%), клинопироксеном
Wo4s-47En49_5oFss_6> плагиоклазом An7i_98. акцессорной хромшпинелью.
Иногда модальный состав ксенолитов приближается к верлиту или гарцбургиту, а
возрастание количеств пироксена и полевого шпата приводит к переходу лерцолитов
соответственно в пироксениты и габброиды.
Структура лерцолитов протогранулярная, редко порфирокластическая. Иногда
наблюдается полосчатая текстура. Часто имеются признаки реакционного
взаимодействия расплава с нодулями, особенно вблизи тонких базальтовых прожилков. Зерна
344
Таблица 162. Химический состав минералов ксенолитов шпинелевых лерцолитов
из субщелочных оливиновых базальтов вулкана Итиномегата (Takahashi, 1980)
Компоненты
SiO,
ТЮ2
А1гОэ
Сг2О3
FeO
МпО
MgO
СаО
Na2O
К, О
Сумма
1
Срх
53,01
0,09
1,92
0,19
2,64
0,08
16,98
24,65
0,12
-
99,68
Орх
52,46
0,10
3,34
0,42
7,53
ОДО
32,82
0,55
0,01
-
97,43
О1
40,33
-
0,02
-
11,00
0,19
48,04
0,03
-
-
99,61
Am
44,36
0,41
12,26
1,08
4,74
0,10
18,18
12,69
2,01
0,10
95,93
Sp
0,01
0,04
44,94
18,59
18,67
0,25
16,28
-
-
-
98,73
2
Срх
52,22
0,20
3,61
0,66
2,37
0,03
16,07
24,36
0,18
0,01
99,71
Орх
55,73
0,05
3,38
0,39
6,32
0,15
33,59
0,46
—
-
100,07
О1
Г"
41,36
—
—
0,02
9,46
0,13
48,54
0,04
—
-
99,55
Sp
0,06
0,02
50,15
15,92
14,19
0,18
18,50
—
—
-
99.02
ортопироксена на границах но дулей обрастают реакционной каймой, состоящей из
мелких зерен оливина и магнетита. Зерна же клинопироксена превращаются в губко-
образную массу, насыщенную мелкими зернышками рудных минералов и капелек
стекла.
Пироксениты среди включений встречаются редко. Они состоят главным образом
из диопсид-авгита (Wo43-47En47-soFs6_7) с 0,7—1,0% Na2O и 0,8—1,0% Сг2О3,
оливина, ортопироксенита, хромщпинели или магнетита. Структура их гипидиоморф-
нозернистая; перекристаллизованы пироксениты сравнительно слабо.
Приведенные материалы, по мнению большинства исследователей (Rodgers et al.,
1975), свидетельствуют о мантийной природе новозеландских включений. С этим,
однако, не согласуется наличие в породах основного плагиоклаза, характерного,
скорее, для коровых образований; вопрос требует дальнейшего изучения.
Среди включений в субщелочных оливиновых базальтах западной части Японии
выделяются "зеленые" и "черные" породы, которые нередко встречаются совместно.
Среди ультрабазитов второй группы преобладают верлиты, клинопироксениты,
вебстериты и дуниты, реже встречаются породы первой группы — гарцбургиты, лер-
цолиты. Специфические особенности включений в субщелочных базальтах: 1) частое
присутствие плагиоклаза и керсутита в ультраосновных разновидностях; 2)
повышенная титанистость и пониженные хромистость и натриевость клинопироксенов
(табл. 162). В вулканических массивах Японии обнаружены также ксенолиты рого-
вообманковых габбро и плагиоклаз-шпинелевых "апогранатовых" лерцолитов,
считающиеся фрагментами нижней части коры и верхней мантии региона. Их
вещественный состав детально охарактеризован на примере вулкана Итиномегата (Кшю,
Aoki,1970).
Практически все лерцолитовые включения этого вулкана содержат в небольших
количествах основной плагиоклаз и многие — паргаситовую роговую обманку. В
разновидностях, описываемых как гранатовые, наблюдаются симплектитовые агрегаты
диопсида, энстатита и шпинели. Ранее они рассматривались в качестве псевдоморфоз
по гранату, но, согласно последним данным (Takahashi, 1980), развивались, скорее,
по плагиоклазу. Эти минералы, в свою очередь, вдоль краев зерен замещаются
агрегатом основного плагиоклаза, оливина и шпинели. Некоторые безамфиболовые лер-
цолиты из нодулей характеризуются отчетливой расслоенностью, обусловленной
чередованием участков, обогащенных соответственно ортопироксеном и шпинелью.
Как в орто-, так и в клинопироксенах присутствуют ламелли распада твердых
эастворов.
345
"Апогранатовые" лерцолиты в сравнении с хондритами в ряду от Nd до Dy
обогащены РЗЭ, тогда как шпинелевые их разновидности обладают отрицательной Еи-ано-
малией и различной формой спектров РЗЭ: для обогащенных базальтовым
компонентом разновидностей он аналогичен спектру "гранатовых" лерцолитов;
обогащенные Mg и обедненные базальтовыми компонентами шпинелевые лерцолиты имеют
V-образный спектр РЗЭ с минимумом в области Dy—Ег.
Сравнение составов ультраосновных включений в породах толеитовой, известково-
щелочной серий развитых островных дуг типа Курило-Камчатской и K-Na
субщелочных базальтов и щелочных базальтоидов зрелых островных дуг типа Японской
или Новозеландской с петрографически близкими к ним породами активных
континентальных окраин и внутренних частей литосферных плит показывает, что
включения в вулканитах островных дуг обеднены компонентами базальтов. Кроме того,
состав сосуществующих минералов в нодулях улырабазитов из островодужных
вулканитов свидетельствует о формировании включений при более низких в целом
Р—Т условиях по сравнению с нодулями шпинелевых, а тем более гранатовых
перидотитов, содержащихся в субщелочных и щелочных породах континентов и
океанских островов.
Глава 7
ГЛУБИННЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ
УЛЬТРАМАФИТОВ В КИМБЕРЛИТАХ
Интерес, проявляемый в наши дни к глубинным ксенолитам в кимберлитах,
восходит к работам тех петрографов, которые первыми осознали, что зти небольшие и часто
сильно измененные включения дают возможность как бы заглянуть в неведомые дотоле
глубины Земли. По современным представлениям, развившимся из идей Г. Харгера,
Т. Бонни, П. Вагнера, А. Холмса, ксенолиты являются фрагментами подкорового
субстрата, вынесенными кимберлитовым расплавом из разных горизонтов верхней
мантии. Среди них присутствуют наиболее глубинные из попадающих на поверхность
подкоровых пород (Соболев, 1974), чем и объясняется внимание, которое уделяется
их изучению в последние 15—20 лет.
Глубинные ультрабазиты, найденные в кимберлитовых телах, исключительно
разнообразны, что принято связывать с сильной дифференцированностью верхней мантии под
древними платформами. По минеральному составу среди них выделяются
всевозможные перидотиты и пироксениты (как гранатовые или шпинелевые, так и промежуточные
шпинель-гранатовые), дуниты и оливиниты, разнообразные эклогиты (биминеральные
и с корундом, кианитом, козситом, санидином в качестве породообразующих фаз),
специфические ультрамафиты с ильменитом, флогопитом и амфиболом, слюдиты, а также
столь экзотические образования, как мариды, алькремиты, звтектоидные
(графические) ильменит-пироксеновые срастания. Весь этот пестрый набор ксенолитов
дополняется мегакристаллами, охарактеризованными в разделе о кимберлитах, хотя
они, скорее всего, также ксеногенны по отношению к последним.
Количество ксенолитов глубинных пород в разных кимберлитовых телах широко
варьирует. Во многих из них ксенолитов практически нет, другие содержат обильный и
разнообразный подкоровый материал (трубки Мир, Удачная, Дальняя, Обнаженная,
Сытыканская в Якутии, группа тел поля Кимберли и трубки Робертс-Виктор, Ягерс-
фонтейн, Монастери в Южной Африке, кимберлиты Лесото, некоторые диатремы США).
Уникальной в этом отношении является небольшая трубка Мацоку в Лесото, в которой
общее содержание глубинных ксенолитов достигает 30% объема тела (Lesotho kimber-
346
"Апогранатовые" лерцолиты в сравнении с хондритами в ряду от Nd до Dy
обогащены РЗЭ, тогда как шпинелевые их разновидности обладают отрицательной Еи-ано-
малией и различной формой спектров РЗЭ: для обогащенных базальтовым
компонентом разновидностей он аналогичен спектру "гранатовых" лерцолитов;
обогащенные Mg и обедненные базальтовыми компонентами шпинелевые лерцолиты имеют
V-образный спектр РЗЭ с минимумом в области Dy—Ег.
Сравнение составов ультраосновных включений в породах толеитовой, известково-
щелочной серий развитых островных дуг типа Курило-Камчатской и K-Na
субщелочных базальтов и щелочных базальтоидов зрелых островных дуг типа Японской
или Новозеландской с петрографически близкими к ним породами активных
континентальных окраин и внутренних частей литосферных плит показывает, что
включения в вулканитах островных дуг обеднены компонентами базальтов. Кроме того,
состав сосуществующих минералов в нодулях улырабазитов из островодужных
вулканитов свидетельствует о формировании включений при более низких в целом
Р—Т условиях по сравнению с нодулями шпинелевых, а тем более гранатовых
перидотитов, содержащихся в субщелочных и щелочных породах континентов и
океанских островов.
Глава 7
ГЛУБИННЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ
УЛЬТРАМАФИТОВ В КИМБЕРЛИТАХ
Интерес, проявляемый в наши дни к глубинным ксенолитам в кимберлитах,
восходит к работам тех петрографов, которые первыми осознали, что зти небольшие и часто
сильно измененные включения дают возможность как бы заглянуть в неведомые дотоле
глубины Земли. По современным представлениям, развившимся из идей Г. Харгера,
Т. Бонни, П. Вагнера, А. Холмса, ксенолиты являются фрагментами подкорового
субстрата, вынесенными кимберлитовым расплавом из разных горизонтов верхней
мантии. Среди них присутствуют наиболее глубинные из попадающих на поверхность
подкоровых пород (Соболев, 1974), чем и объясняется внимание, которое уделяется
их изучению в последние 15—20 лет.
Глубинные ультрабазиты, найденные в кимберлитовых телах, исключительно
разнообразны, что принято связывать с сильной дифференцированностью верхней мантии под
древними платформами. По минеральному составу среди них выделяются
всевозможные перидотиты и пироксениты (как гранатовые или шпинелевые, так и промежуточные
шпинель-гранатовые), дуниты и оливиниты, разнообразные эклогиты (биминеральные
и с корундом, кианитом, козситом, санидином в качестве породообразующих фаз),
специфические ультрамафиты с ильменитом, флогопитом и амфиболом, слюдиты, а также
столь экзотические образования, как мариды, алькремиты, звтектоидные
(графические) ильменит-пироксеновые срастания. Весь этот пестрый набор ксенолитов
дополняется мегакристаллами, охарактеризованными в разделе о кимберлитах, хотя
они, скорее всего, также ксеногенны по отношению к последним.
Количество ксенолитов глубинных пород в разных кимберлитовых телах широко
варьирует. Во многих из них ксенолитов практически нет, другие содержат обильный и
разнообразный подкоровый материал (трубки Мир, Удачная, Дальняя, Обнаженная,
Сытыканская в Якутии, группа тел поля Кимберли и трубки Робертс-Виктор, Ягерс-
фонтейн, Монастери в Южной Африке, кимберлиты Лесото, некоторые диатремы США).
Уникальной в этом отношении является небольшая трубка Мацоку в Лесото, в которой
общее содержание глубинных ксенолитов достигает 30% объема тела (Lesotho kimber-
346
lites, 1973). Форма нодулей, как обычно, округлая или эллипсоидальная со
сглаженной или слегка шероховатой поверхностью. Размеры включений колеблются в широких
пределах. Наиболее крупные из них превышают 0,5 м в диаметре и имеют вес до 400 кг;
преобладают нодули размером 3—10 см.
Среди ксенолитов в кимберлитах, как правило, доминируют гранатовые перидотиты
и другие ультрамафиты, хотя известны тела, в которых мантийные породы
представлены почти исключительно эклогитами (трубки Загадочная в Якутии, Робертс-Виктор
и Орапа в Южной Африке и др.). Описание последних в данном разделе опущено, так
как, несмотря на близкий к некоторым пироксенитам минеральный состав, в
химическом отношении зклогиты являются низкомагнезиальными основными породами -
эквивалентом пикробазальтов или базальтов.
Гранатовые перидотиты. Это наиболее многочисленная, разнообразная и интересная
группа глубинных нодулей в кимберлитах (трубки Мир, Удачная, Дальняя, Сытыкан-
ская, Обнаженная в Якутии, Бултфонтейн, Весселтон, Де Бирс, Дютойтспен, Премьер
в ЮАР, диатремы Лесото, запада США и др.). Хотя подавляющее большинство таких
ксенолитов сложено стандартной четырехминеральной ассоциацией 01 + Орх + Срх + Gr
и традиционно относится к гранатовым лерцолитам, их состав часто не соответствует
общепринятой номенклатуре. Дело в том, что во многих ксенолитах объемное
содержание клинопироксена слишком мало (< 5%), чтобы назвать их лерцолитами по
принятой классификации улырабазитов. Изучение представительной коллекции
ксенолитов из южноафриканских кимберлитов (М. Матиас и др.) показало, что такие
перидотиты имеют следующий минеральный состав (в об.%): оливин 60—70 (средн. 64),
ортопироксен 25-35 (средн. 27), клинопироксен 1-5 (средн. 3), гранат 1-10
(средн. 6). Фактически подобные породы являются клинопироксенсодержащими
гранатовыми гарцбургитами, что проявляется прежде всего в бедности их СаО
(табл. 163), особенно если учесть, что до 1% определяемой извести входит в состав
ортопироксена и граната. Принимая во внимание, что клинопироксенсодержащие гарц-
бургиты составляют единую серию с истинными лерцолитами, Дж.Доусон (1983)
рекомендовал использовать термин "лерцолит" для обозначения таких пород как
термин свободного пользования; некоторые исследователи называют их просто
гранатовыми перидотитами (Лутц, 1975; Йодер, 1979). Еще точнее определять их как двупи-
роксеновые гранатовые перидотиты. Кроме них, в кимберлитах известны и породы
с одним пироксеном — или моноклинным, или ромбическим. Крайне редкие верлиты
(Соболев, 1974) отличаются от двупироксеновых перидотитов только составом
породообразующего граната. Истинные гранатовые гарцбургиты, обладающие не только
особым химизмом слагающих их фаз (Соболев и др., 1984), но и резко иными, чем у
других перидотитов, структурными особенностями, описаны ниже вместе с дунитами, с
которыми они образуют единую серию.
По характеру микроструктур двупироксеновые гранатовые перидотиты из
кимберлитов принято разделять на две дискретные группы (Lesotho kimberlites, 1973 и др):
недеформированные с ксеноморфным гранатом ("granular", "coarse" в англоязычной
литературе) и катаклазированные ("sheared", "deformed", "flaser"; в отечественную
литературу термин введен Н.В. Соболевым и Н.П. Похиленко), хотя между ними и
существуют постепенные переходы. В целом по своим особенностям эти группы
соответствуют протогранулярному и порфирокластическому структурным типам (см.
главу 1), но катаклазированные перидотиты часто обладают весьма специфическими
признаками, отличающими их от любых других порфирокластических улырабазитов
(Глубинные..., 1975; Physics..., 1975; Harte, 1977). В породах этой группы,
претерпевших особо интенсивную деформацию и перекристаллизацию (сверхпластическое
течение, по А.Булье и А.Николя), развиты так называемые мозаичные и мозаично-
флюидальные структуры (рис. 112). В типичных мозаичных перидотитах порфироклас-
ты оливина практически полностью разрушены и превращены в равновесный (без
признаков деформации) агрегат зерен, имеющих округло-шестигранную правильную
или слегка вытянутую форму и размеры 0,05-0,5 мм. В зту "основную массу" погру-
347
Таблица 163. Средний химический состав ксенолитов улътрамафитов из кимберлитов
Компоненты
10
SiO,
ТЮ,
А1,О,
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na,O
К, О
Число
проб
43,41
1,33
0,07
0,10
1,34
0,90
0,38
0,16
8,28
0,88
0,12
0,03
0,28
0,06
45,04
1,94
0,89
0,51
0,12
0,06
0,07
43,17
1,08
0,13
0,09
1,37
0,60
0,40
0,13
8,86
1,09
0,12
0,02
0,28
0,08
44,44
1,71
1,06
0,41
0,12
0,09
0,05
43,89
2,06
0,20
0,06
3,00
0,86
0,36
0,08
9,66
1,30
0,15
0,02
0,22
0,07
39,36
1,48
2,79
0,74
0,30
0,10
0,07
42,85
1,09
0,03
0,02
0,9.7
0,49
0,39
0,11
8,19
0,83
0,11
0,03
0,31
0,06
46,49
1,64
0,53
0,40
0,09
0,07
0,04
40,90
0,64
0,11
0,19
0,71
0,71
0,22
0,25
10,87
1,68
0,09
0,02
0,29
0,04
46,45
1,95
0,27
0,27
0,04
0,02
0,05
42,02
2,36
1,37
1,85
1,60
0,93
0,24
0,34
10,69
2,45
0,10
0,03
0,18
0,09
42,32
3,54
1,23
1,07
0,12
0,13
0,13
43,15
2,11
0,22
0,28
3,24
2,61
0,33
0,21
8,03
1,44
0,15
0,03
0,19
0,05
41,69
5,21
1,44
1,08
0,17
0,12
1,39
44,18
0,96
0,10
0,07
1,61
0,77
0,25
0,12
7,86
0,58
0,12
0,02
0,23
0,03
44,75
1,14
0,66
0,39
0,14
0,06
0,10
45,33
2,04
0,08
0,07
3,44
1,84
0,34
0,14
7,94
0,81
0,12
0,05
0,21
0,05
39,49
3,02
2,67
0,65
0,26
0,09
0,12
44,61
1,02
0,11
0,01
1,28
0,66
0,28
0,15
7,64
0,71
0,12
0,02
0,28
0,19
44,83
1,23
0,64
0,29
0,10
0,03
0,11
0,06
26
0,05
31
0,06
18
0,03
11
0,03
0,11
11
1,87
5
0,03
14
0,07
26
0,06
12
1—7 — трубка Удачная-восточная: 1,2 — двупироксеновые гранатовые гарцбургиты (1 — протограг
нулярные, 2 — катаклазированные), 3 — катаклазированные гранатовые лерцолиты, 4 — протогра-
нулярные шпинелевые гарцбургиты, 5 — железистые оливнниты и дуниты, в том числе гранатовые,
6,7 — перидотиты (6 — ильменитовые, 7 — слюдяные) ; 8—14 — трубка Мир: 8 — протогранулярные
гранатовые клинопироксенсодержащие гарцбургиты, 9 — протогранулярные гранатовые и шпинель-
гранатовые лерцолиты, 10 — шпинелевые и гранат-шпинелевые гарцбургиты, 11 — оливиниты и
дуниты, в том числе гранатовые, 12,13 — гранатовые и шпинель-гранатовые пироксениты (12 —
вебстериты, 13 — ортопироксениты), 14 — ильменитовые ультрамафиты; 15—17 — трубка
Обнаженная: 15 — протогранулярные шпинелевые и шпинель-гранатовые лерцолиты, 16,17 — вебстериты
жены крупные (до 10 мм) округлые выделения граната и таблитчатые порфирокласты
пироксенов (главным образом ортопироксена) с четкими признаками деформации,
так что вся порода в целом фактически представляет собой комбинацию гранобласто-
вого и порфирокластического структурных типов. Еще более интенсивная деформация
приводит к "растаскиванию" порфирокластов ортопироксена и образованию "комет-
ных" шлейфов (см. рис. 112,6), состоящих из его мелких перекристаллизованных
зерен в гранобластовой оливиновой матрице (мозаично-флюидальная структура).
В предельных случаях "растаскиванию" подвергается даже наиболее прочный гранат,
как, например, в перидотитах с нарушенной ("disrupted") структурой (Harte, 1977).
Катаклазированные гранатовые перидотиты, первоначально описанные А.П. Бобриеви-
чем в трубке Удачная-восточная как порфировые перидотиты, привлекли большое
внимание исследователей в начале 70-х годов в период становления концепции текто-
348
11
42,49
0,58
0,06
0,07
1,32
0,50
0,18
0,11
7,79
0,55
0,11
0,06
0,34
0,30
47,13
0,89
0,42
0,24
0,09
0,04
0,08
0,04
10
12
48,78
2,91
0,23
0,19
7,22
5,28
0,46
0,20
7,53
1,19
0,16
0,06
0,10
0,05
25,61
2,77
9,04
3,60
0,55
0,44
0,32
0,22
23
13
52,55
1,66
0,16
0,10
3,70
1,19
0,66
0,22
7,87
0,82
0,17
0,02
0,11
0,04
32,86
1,24
1,66
0,50
0,15
0,02
0,11
0,03
12
14
38,25
5,38
7,43
6,09
2,42
1,19
0,23
0,21
14,62
2,25
0,14
0,03
0,15
0,08
31,62
9,03
4,17
3,92
0,71
0,56
0,26
0,18
13
IS
45,44
1,69
0,16
0,23
3,00
2,10
0,39
0,20
7,83
1,16
0,15
0,02
0,28
0,06
39,83
3,39
2,61
0,77
0,23
0,19
0,08
0,06
13
16
48,78
2,67
0,24
0,14
10,11
4,10
0,44
0,35
6,62
2,58
0,16
0,05
0,13
0,06
23,98
5,51
8,33
1,85
1,03
0,54
0,18
0,10
23
17
44,66
2,96
1,37
1,58
7,06
3,33
0,36
0,22
10,36
1,67
0,22
0,05
0,12
0,08
27,28
4,53
6,63
2,31
0,59
0,32
1,35
0,89
18
18
44,05
0,86
0,13
0,06
0,91
0,31
0,23
0,07
7,70
0,81
0,10
0,02
0,31
0,07
45,99
1,01
0,47
0,30
0,07
0,05
0,04
0,03
20
19
45,69
1,06
0,16
0,11
1,54
0,65
0,28
0,06
7,24
0,78
0,13
0,10
0,26
0,04
43,46
1,45
0,95
0,44
0,16
0,07
0,13
0,19
36
20
45,17
1,23
0,22
0,14
3,29
0,76
0,40
0,15
8,07
1,09
0,16
0,04
0,23
0,06
39,43
1,66
2,56
0,42
0,21
0,05
0,26
0,23
17
21
46,31
1,61
0,06
0,06
1,05
0,49
0,34
0,13
6,74
1,02
0,11
0,02
0,28
0,03
44,12
1,70
0,83
0,32
0,08
0,06
0,08
0,06
27
22
44,53
0,90
0,16
0,06
2,75
0,73
0,39
0,21
9,24
2,22
0,14
0,02
0,24
0,02
39,61
3,56
2,63
0,51
0,25
0,09
0,06
0,06
9
(16 — гранатовые, 17 — с ильменитом и флогопитом) ; 18—20 — протогранулярные н катаклазиро-
ванные двупироксеновые гранатовые перидотиты, трубка Премьер: 18,19 — гарцбургиты (18 —
с MgO > SiO2, 19 — с MgO < SiO,) , 20 — лерцолиты; 21,22 — протогранулярные и катаклазиро-
ванные двупироксеновые перидотиты из кимберлитов Лесото: 21 — гарцбургиты,
преимущественно протогранулярные, 22 — лерцолиты, преимущественно катаклазиров энные.
Примечание- При расчете средних составов пород использованы материалы Е.Е. Лазько и
В.П. Серенко, а также данные, заимствованные из работ Н.В. Соболева, Б.Г. Луща, В.К. Гаранина
и др., Б.М. Владимирова и др., Ё.В. Францессон, Р.Данчина, Ф.Бойдаи П.Никсона, К.Кокса и др.,
Д. Карсуэлла и др., П. Никсона и других исследователей.
ники плит. После того как П.Никсон и Ф.Бойд предположили, что эти породы
образовались в кровле астеносферы при скольжении по ней Африканской литосферной
плиты по время распада Гондваны (Lesotho kimberlites, 1973), возникли споры о
возможных способах формирования катаклазированных перидотитов. В ходе
дискуссии было показано, что их появление связано, скорее, с крупномасштабным всплы-
ванием глубинного субстрата - так называемым мантийным диапиризмом (Х.Грин
и И. Гегуэн, Э.Парментье и Д.Теркотт, А.Булье и А. Николя, Е.Е. Лазько и В.П.
Серенко) . Петро химические отличия катаклазированных перидотитов от недеформирован-
ных (обогащение первых Ti, Al, Fe, Ca, щелочами), на чем особо акцентировали
внимание П. Никсон и Ф. Бойд, оказались локальной особенностью ксенолитов двух
изучавшихся ими трубок Лесото (Таба Путсоа и Мота). В хорошо изученных сериях
гранатовых гарцбургитов и лерцолитов из многих других диатрем Якутии и Южной Афри-
349
Рис. 112. Мозаичная (с) и мозаично-флюидальнаи (б) микроструктуры .катаклазированных
гранатовых перидотитов из кимберлитов трубки Удачная. Увел. 12, с анализатором (коллекцияЕ.Е.Лазь-
ко и В.П. Серенко)
ки (Соболев, 1974; Лутц, 1975; Владимиров и др., 1976; Доусон, 1983; Lesotho
kimberlites, 1973; Continental..., 1983) обе структурные разновидности перидотитов
представлены как истощенными, так и богатыми легкоплавкими компонентами
породами (табл. 164, см. табл. 163).
Несмотря на большое количество публикаций по геохимии гранатовых перидотитов
(Лутц, 1975; Илупин и др., 1978; Геохимия глубинных..., 1980; Nixon et al., 1981 и
др.), данных, которые можно было бы считать надежными, пока совсем немного.
Дело в том, что опасность заражения ксенолитов веществом вмещающих вулканитов
350
Таблица 164. Химический состав ксенолитов двупироксеновых перидотитов из кимберлитов
Компоненты
SiO,
ТЮа
А^О,
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K,O
HjO+
co2
П.п.п.
Сумма*
Cr
Ni
Co
V
1(ТУВ-237)Ь(ТУВ-7)
|
42,37 ' 37,31
0,05 0,01
1,10 0,46
2,98 5,21
5,98 2,13
0,10 0,09
45,19 40,63
0,44 0,30
0,15 0,07
0,12 0,11
1,07
0,00
13,47
100,13 100,33
2000 1800
2300 2200
100 79
28 20
3(TM-47)
43,95
0,03
4,91
1,92
5,23
0,14
34,70
2,94
0,43
0,20
4,17
0,32
-
99,60
3300
1400
72
90
4(TO-20)
44,08
0,21
4,50
1,20
5,28
0,14
33,57
5,18
0,36
0,16
4,33
0,41
-
99,89
1800
1650
60
56
5(ТУВ-226)
42,57
0,15
2,55
1,64
6,27
0,11
42,92
1,14
0,19
0,16
1,24
0,00
-
99,63
2900
2040
100
28
6(ТУВ-48)
37,80
0,09
0,67
4,25
4,50
0,09
40,03
0,65
0,06
0,03
-
-
10,37
99,19
2500
2200
100
39
7(ТУВ-130)
46,85
0,20
1,56
0,41
9,57
0,14
36,84
2,49
0,14
0,04
1,28
0,00
-
100,08
2700
2000
105
50
6(1611)
43,70
0,25
2,75
1,38
8,81
0,13
37,22
3,26
0,33
0,14
1,94
-
-
100,19
1900
-
-
_
*C учетом содержаний Сг2 О3 и NiO.
1—9 — гранатовые перидотиты: 1,2 — протогранулярные, истощенные, 3,4 — то же,
неистощенные, 5,6 — катаклазнрованные, истощенные, 7,8 — то же, неистощенные, 9 — истощенный катакла-
зированный перидотит с зональным гранатом; 10,11 — гранат-шпинелевые перидотиты: 10 — гарц-
бургит с дискретными зернами магнезиохромита, 11 — лерцолит со структурами замещения хром-
шпинели гранатом; 12—16 — шпинелевые перидотиты: 12,13 — протогранулярные гарцбургиты с
ные гипотезы происхождения этих групп гранатовых перидотитов, объясняющие
химические особенности протогранулярных пород кумулятивными процессами (Н. Шими-
зу и М.О' Хара и др.), а катаклазированных перидотитов — метасоматическими
(Дж. Герни и др., С. Эренберг); аргументы их сторонников суммированы Б. Хартом
(Continental..., 1983).
Как отмечено выше, к примеси кимберлитового материала в ксенолитах особенно
чувствительны изотопные методы. Поэтому все данные, на которые можно опираться,
получены при анализе сверхчистых мономинеральных фракций клинопироксенов и
гранатов (Physics..., 1975; Kramers, 1977; Richardson et al., 1985 и др.). Опуская
конкретные цифры, отметим лишь, что изучение изотопов Sr, Nd и Pb в минералах
перидотитов также подтверждает существование двух различных групп пород, выделенных
П. Никсоном и Ф. Бойдом. Дополнительно установлено, что неистощенные катаклазиро-
ванные перидотиты Лесото происходят из слегка обедненного мантийного субстрата
субокеанического типа, который был гомогенизирован к моменту захвата нодулей
кимберлитовой магмой. Вещество истощенных гранатовых перидотитов из трубок
поля Кимберли, как протогранулярных, так и деформированных, подверглось
частичному плавлению на очень ранних этапах геологической истории, а затем было в разной
степени обогащено крупноионными литофильными элементами (почти без привноса
петрогенных окислов), но тоже задолго до выноса (Continental..., 1983). Первые
признаки подобного процесса фиксируются начиная с рубежа ~3 млрд лет (Richardson
et al., 1985). Контаминированные породы либо перекристаллизовывались на глубине
(при этом уничтожались новообразованные минералы—носители литофильных
элементов) , либо не перекристаллизовывались, и тогда в них сохранялись мизерные
количества флогопита, К-рихтерита, рутила, ильменита. Эти ксенолиты относятся уже к
метасоматизированнымультрабазитам.
Состав минералов двупироксеновых гранатовых перидотитов приведен в табл. 165.
352
Рис. 113. Распределение редкоземельных элементов в
ксенолитах гранатовых перидотитов из кимберлитов
1 — гранатовые перидотиты, контаминированные
веществом кимберлита, трубка Удачная-восточная
(данные К.Е. Лазько и СМ. Ляпунова); 2 — неконта-
минированные ксенолиты, Южная Африка,
расчетные данные (Shimizu, 1975); 3 — неконтаминирован-
ный (?) неистощенный гранатовый перидотит (обр.
2838), трубка Таба Путсоа, Лесото (Nixoft et al.,
1981); 4 — поле неизмененных протогранулярных
истощенных некоитаминированных (?) перидотитов,
трубка Мацоку, там же (Basaltic..., 1981)
La.Се UdSmGd Бу Ег Yblu
En Tb
особенно велика для кимберлитовых систем, сильно обогащенных редкими литофиль-
ными элементами. Вдобавок насыщенность пород летучими и способ внедрения (см.
главу 2) делают вероятность проникновения кимберлитового материала в захваченные
нодули по микротрещинам и межзерновым промежуткам очень высокой. Специально
проведенное с С.М.Ляпуновым и Г.Е. Каленчук исследование образцов из трубки
Удачная-восточная показало, что практически все ксенолиты, даже внешне совершенно
свежие, в разной степени контаминированы веществом кимберлита. Одним из ярких
признаков загрязнения служит форма кривых распределения РЗЭ (рис. 113).
Наблюдаемый в средней либо левой части спектра перегиб нельзя объяснить, базируясь на
величинах известных коэффициентов разделения РЗЭ между минералами гранатовых
перидотитов и потенциальными выплавками из них с участием флюидной фазы
(Б.Майсен, Р.Уэндпендт и У.Хэррисон). Однако при добавлении к источнику хондритового
типа небольшого количества (0,1—3,0%) вмещающего кимберлита расчетная форма
кривых распределения должна быть именно такой. Другими элементами
кимберлита, сильно заражающими ксенолиты, являются Sr, Ва, Zr, К и особенно Rb,
содержание которого в породах иногда превышает 10 г/т. Реальность контаминации
убедительно продемонстрирована и при комбинированном масс-спектрометрическом и
микрозондовом исследовании гранатовых перидотитов из трубок поля Кимберли,
показавшем, что полностью избавиться от загрязнения не удается даже при тщательном
отборе монофракций (Richardson et al., 1985). Все зто ставит под сомнение
геохимические особенности глубинных пород, выявленные путем анализа валовых проб и часто
используемые для модельных расчетов и построений (Basaltic..., 1981; Nixon et al.,
1981 и др.).
В современных работах применяется иной способ оценки геохимических и изотопных
характеристик гранатовых перидотитов из кимберлитов: по составу примесей в кли-
нопироксенах и гранатах — главных минералах—концентраторах редких элементов в
этих породах. Уже первые такие данные для РЗЭ (Shimizu, 1975) показали, что в
южноафриканских кимберлитах присутствуют по крайней мере две геохимические
группы гранатовых перидотитов, в широком плане отвечающие истощенным неде-
формированным и неистощенным катаклазированным разновидностям П.Никсона и
Ф.Бойда; впоследствии аналогичные группы были выделены и на отечественном
материале (Голева и др., 1982). Породам этих групп присущи разные типы распределения
лантаноидов, рассчитанные с учетом объемного содержания минералов и концентраций
в них РЗЭ. В катаклазированных перидотитах распределение РЗЭ практически
аналогично хондритовому, а в протогранулярных характеризуется равномерным
накоплением легких РЗЭ и дефицитом тяжелых относительно хондритов (см. рис. 113).
Наиболее приемлемая интерпретация этих данных сводится к тому, что неистощенные ка-
таклазированные перидотиты могут представлять собой материал слабо
дифференцированной или даже примитивной мантии (как и их аналоги в субщелочных базальтах).
Особенности состава протогранулярных пород требуют более сложной,
двухступенчатой модели формирования — вначале обеднения легкоплавкими компонентами, а
затем повторного обогащения легкими РЗЭ. Существуют, правда, и иные, менее популяр-
-■*■-.-*" . 351
9(ТУВ-43)
36,99
0,11
0,73
5,30
3,72
0,10
40,12
0,53
0,05
0,09
-
_
11,91
100,12
1400
2100
80
22
1О(ТУВ-56)
36,56
0,01
0,49
5,96
1,85
0,12
41,44
0,62
0,06
0,06
-
—
12,19
100,11
3150
2300
90
30
11(ТО-56)
42,37
0,04
3,09
2,88
5,07
0,13
37,76
3,44
0,17
0,03
3,77
0,00
-
99,62
4250
2000
100
50
12(ТО-17)
40,00
0,16
1,12
3,59
5,74
0,12
42,74
0,28
0,04
0,02
—
5,62
100,15
2700
2600
130
30
13(ТУВ-120)
40,40
0,00
0,43
1,62
6,37
0,10
44,10
0,28
0,03
0,02
5,51
0,23
-
99,75
2450
2350
94
10
14(ТО-178)
42,26
0,07
2,53
0,18
7,76
0,14
34,72
2,98
0,16
0,02
8,27
0,00
99,89
3300
2500
120
30
15(55)
38,10
0,00
3,10
3,03
8,34
0,11
38,45
2,69
0,11
0,07
-
-
5,21
100,39
4900
3600
150
_
16(ТО-110)
43,15
0,17
1,90
0,81
7,00
0,18
38,77
2,38
0,15
0,04
4,95
0,00
-
99,84
2300
-
-
_
дискретными зернами магнезиохромита, 14,15 -протогранулярные лерцолиты, 16-лерцолит ссим-
плектитовыми сростками хромшпинели и клинопироксена. Кимберлитовые трубки: 1,2,5 —7,9,10,
13-Удачная-восточная, Якутия; З-Мир, там же; 4,11,12,14,16-Обнаженная, там же; 8-Таба
Путсоа, Лесото; 15 — 126, там же.
Примечание. Ан. 1 —7, 9—14, 16 — по Е.Е. Лазько и В.П. Серенко; 8 — по П. Никсону и
Ф. Войду (Lesotho kimberlites, 1973) ; 15 — по В.А. Побережскому и др.
Оливин и пироксен в них довольно однообразны по железистости. Ортопироксен
содержит небольшую примесь А12Оз, величина которой понижается с ростом Рр;
состав клинопироксена очень сильно варьирует (~30—50%) только по отношению
Са/(Са + Mg), что отражает широкий диапазон значений Тр материнских перидотитов.
К значению этих вариаций мы вернемся чуть позже, а сейчас отметим типичное для
глубинных ультрабазитов обогащение клинопироксенов Na и почти полное отсутствие
в них чермакитовых молекул; некоторые клинопироксены богаты Сг и относятся
к хромдиопсиду. Наиболее переменный состав в рассматриваемых породах имеет
гранат. Особенно сильны вариации его химизма по Са и Сг, причем установлена жесткая
связь кальциевости минерала с особенностями минерального состава перидотитов.
Среди гранатовых перидотитов Н.В. Соболев (1974) выделил три типа парагенезисов:
1) двупироксеновый ("лерцолитовый"); 2) лишенный ортопироксена (верлитовый);
3) без клинопироксена (дунит-гарцбургитовый). Гранаты двупироксеновых
перидотитов, о которых шла речь до сих пор, обязательно ассоциируют с орто- и клинопироксе-
ном. Они насыщены Са и широко варьируют по хромистости (см. табл. 165), причем
содержания Са и Сг в них связаны сильной положительной зависимостью (рис. 114).
В верлитах минерал пересыщен СаО (до 20%) часто при очень высоких содержаниях
Сг2О3 (до 15%); в этом случае в нем наряду с большим количеством уваровитового
минала присутствует гроссуляр (табл. 166). Гранаты в парагенезисах без
клинопироксена, наоборот, резко недосыщены Са, что приводит к появлению в них кноррингитовои
молекулы уже при невысокой концентрации Сг (см. табл. 166). Некоторые гранаты
перидотитов содержат свыше 1,5% TiO2 (Соболев, 1974). В верлитах и гарцбургитах
отмечен акцессорный хромшпинелид (см. табл. 166). Последний иногда встречается в
протогранулярных двупироксеновых гранатовых перидотитах (такие породы описаны
ниже вместе со шпинелевыми перидотитами), но до сих пор не известен в катаклазиро-
ваных разновидностях.
23. Зак. 855 . 353
Таблица 165. Химический состав минералов ксенолитов двупнроксеновых
гранатовых перидотитов нз кимберлитов
Сумма
100,75 100,04 98,07
100,12 100,19 100,62 99,76
100,30
1 — протогранулярвый лерцолит, трубка Мир (коллекция Е.Е. Лазько и В.П. Серенко); 2 — про-
тогранулярный гарцбургит, трубка Удачная-восточная (коллекция Е.Е. Лазько и В.П. Сереико);
3 — катаклазированный лерцолит, трубка Таба Путсоа, Лесото (Lesotho kimberlites, 1973); 4 — ката-
клазированный гарцбургит, трубка Удачная-восточная (коллекция Е.Е. Лазько и В.П. Серенко).
Компоненты
SiO,
TiO,
А1,О3
Сг,О3
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
NasO
Сумма
1 (TM-47)
Ol
41,7
0,00
0,00
0,00
7,78
0,08
0,32
50,4
0,00
-
100,28
Opx
56,8
0,01
0,47
0,09
5,04
0,07
—
35,5
0,16
0,03
98,17
Cpx
54,5
0,05
2,08
1,12
1,87
0,03
_
16,0
21,2
1,93
98,78
Gr
41,9
0,02
21,9
1,66
9,10
0,35
—
19,9
4,65
0,02
99,50
2 (ТУВ-7)
Ol
39,2
-
-
0,00
8,01
0,11
0,41
51,4
0,00
-
99,13
Opx
58,4
0,00
0,87
0,30
4,72
0,11
0,05
36,7
0,52
0,00
101,67
Cpx
55,3
0,00
1,11
0,98
1,52
0,07
0,00
17,4
22,9
0,53
99,81
Gr
41,1
0,00
19,4
6,15
7,82
0,52
0,00
17,6
6,61
-
99,20
Компоненты
SiO,
TiO,
A1A
Cr,O8
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,O
3(1611)
Ol
4Q.4
0,03
0,10
0,05
11,4
0,14
0,40
48,1
0,13
_
Opx
56,3
0,23
1,34
0,21
7,04
0,13
0,16
32,7
1,59
0,34
Cpx
54,8
0,30
2,41
0,49
5,14
0,13
—
20,3
13,0
1,50
Gr
42,7
0,80
21,2
1,46
8,63
0,26
-
20,7
4,30
0,07
4 (ТУВ-48)
Ol
41,0
-
-
0,02
8,74
0,12
0,38
49,9
0,03
_
Opx
58,8
0,04
0,61
0,43
5,26
0,07
0,09
34,4
0,89
0,03
Cpx
55,2
0,19
1,58
2,22
3,20 i
0,13
0,05
18,4
17,0
1,79
Gr
41,2
0,38
15,4
10,1
7,41
0,36
-
19,4
6,05
—
Интерпретация вариаций состава минералов гранатовых перидотитов, прежде всего
пироксенов, в Р-Т координатах явилась причиной одной из наиболее интересных в 70-е
годы дискуссий о режиме глубинных зон субконтинентальной верхней мантии. В
оригинальной работе П. Никсона и Ф. Бойда (Lesotho kimberlites, 1973) было показано,
что структурно самостоятельные протогранулярные и катаклазированные
перидотиты из кимберлитов Лесото резко различаются не только структурно и по степени
истощенности, но и по Р— Т параметрам равновесия (соответственно 900— 1100°С, 30—
40 кбар и 1200—1450°С, 50—60 кбар) и, следовательно, разобщены на палеогеотерме.
При этом фигуративные точки "горячих" деформированных пород обрисовали на Р— Т
диаграмме излом палеогеотермы в сторону оси Т (т. е. сильный перегрев в
соответствующей области верхней мантии), что П. Никсон и Ф. Бойд и сочли результатом
разогрева астеносферы при скольжении по ней Африканской литосферной плиты.
Хотя впоследствии эти взгляды подверглись ревизии (были пересмотрены геодинами- -
ческие аспекты проблемы, а также скорректировано положение палеогеотерм), сущест-
354
Рис. 114. Диаграмма составов хромеодержащих
гранатов перидотитов из кимберлитов (Соболев, 1974)
Поля составов гранатов различных парагенези-
сов: J— дунит-гарцбургитового, Л — верлитового,
III — лерцолитового; fl—Я — верхняя граница поля
лерцолитов с учетом данных по южноафриканским
ксенолитам (Lesotho kimberlites, 1973; Metchell,
1984)
Сп.0, мае. %
вование различных структурно-петрохимических групп разнотемпературных
перидотитов по-прежнему выглядит незыблемым. Не останавливаясь на существе спорных
моментов (итоги дискуссии на конец 70-х годов были подведены Дж. Доусоном),
отметим в заключение, что детальное исследование серий глубинных ксенолитов из
многих трубок в последнее десятилетие сильно расширило представления о
вариациях различных свойств гранатовых перидотитов. В результате пришлось разработать
значительно более сложные, многоступенчатые классификации этих пород, чем это
было сделано П. Никсоном и Ф. Бойдом на материалах из кимберлитов Лесото. Такие
схемы (Доусон, 1983; Continental..., 1983) учитывают различные комбинации
структурных, петрохимических и Р- Т характеристик глубинных ультрабазитов.
Шпинелевые и гранат-шпинелевые перидотиты. Ксенолиты ультрабазитов с участием
шпинелидов распространены в кимберлитах достаточно широко, хотя они традиционно
привлекают меньше внимания, чем гранатовые перидотиты или эклогиты. По
морфологии шпинелидов и их соотношениям с другими минералами можно выделить четыре
главные разновидности таких пород: 1) гранат-шпинелевые перидотиты с дискретными
ксеноморфными выделениями и редкими кристаллами хромшпинелидов, структурно
равновесными с другими минералами; 2) аналогичные ультрабазиты, но лишенные
граната; 3) безгранатовые перидотиты, содержащие наряду с обособленными зернами
хромшпинелида его симплектитовые сростки с пироксенами (рис. 115,я), амфиболами,
флогопитом (эвтектоидные структуры типа "отпечатков пальцев", по Дж. Доусону);
Таблица 166. Химический состав минералов ксенолитов гранатовых верлитов
ж гарцбургитов из кимберлитов
Компоненты
1 (Д-332)
Срх
Gr
СП
2 (С-1)
Сг
Crt
3 (ТУВ-150)
О1
Орх
Gr
Crt
so,
•»■
2:~O3
f aO '
TttoO
SiO
1ЦЮ
KlO
53,7
0,04
1,59
2,56
_
1,80
_
_
15,6
21,0
2,12
40,3
0,44
13,9
9,89
_
7,61
0,36
-
13,2
14,1
—
0,18
1,00
7,45
52,4
8,00
19,3
0,16
—
11,0
—
-
39,2
0,18
10,4
14,9
-
5,38
0,34
-
9,46
19,0
-
0,15
0,30
7,43
57,9
4,80
17,2
0,19
-
11,3
-
-
40,8
0,00
-
-
-
7,98
0,27
0,36
49,6
0,07
-
58,5
0,02
0,21
0,29
-
3,71
0,01
0,10
37,1
0,10
0,00
41,2
0,00
15,2
10,8
-
6,95
0,46
0,02
22,4
2,53
0,00
0,18
0,05
5,99
63,6
-
17,5
0,57
0,03
11,7
0,00
-
98,41
99,80
99,49 98,86 99,27 99,08 100,04 99,56 99,62
'Тксчитано по стехиометрии.
1.2- верлиты (по Н.В. Соболеву и др.): 1 - трубка Дальняя, 2 - трубка Сытыканская; з - алмазео-
■■ясащий гарцбургит, трубка Удачная^осточная (коллекция ЕЕ. Лазько и В.П. Серенко).
355
4) перидотиты с реакционными структурами замещения хромшпинели гранатом. Все
они принадлежат главным образом к протогранулярному структурному типу, и лишь
в некоторых образцах распознаются начальные признаки высокотемпературной
деформации.
По минеральному составу рассматриваемые породы относятся к двупироксеновым
перидотитам с варьирующим количеством клинопироксена, т. е. к клинопироксенсо-
держащим гарцбургитам или лерцолитам. Редкие примеры ксенолитов, в который
один из пироксенов отсутствует (обычно это ютинопироксен),
объясняются,по-видимому, их непредставительностью. Гарцбургиты доминируют среди перидотитов первой
и третьей разновидностей, во второй — широко распространены и лерцолиты; в
четвертой — последние заметно преобладают (см. табл. 164).
Хотя шпинелевые перидотиты, согласно схеме фаций, считаются менее глубинными,
чем гранатовые перидотиты, для ксенолитов в кимберлитах это далеко не очевидно в
тех случаях, когда шпинелевая фаза по составу близка к магнезиохромиту.
Напомним в связи с этим, что равновесные высокохромистые шпинелиды установлены в
акцессорных количествах в ксенолитах гранатовых дунитов, гарцбургитов, верлитов
(см. табл. 166) и являются одним из наиболее распространенных типов включений
в алмазах (Соболев, 1974; Лазько, 1979). Иными словами, присутствие магнезиохро-
мита не может служить указанием на фациальную принадлежность материнской
породы. Именно такие высокохромистые шпинелиды характерны для перидотитов
первой разновидности (табл. 167), в которых они ассоциируют с хромистым гранатом,
оливином Fa7_8, хромдиопсидом, низкоглиноземистым (высокобарическим) орто-
пироксеном, а также для многих безгранатовых ксенолитов второй и третьей
разновидностей (табл. 168). Подобные парагенезисы устойчивы в широком интервале Р—Т
условий. Судя по результатам экспериментальных исследований И. Мак-Грегора,
И.Ю. Малиновского и др., Т. Ирифуне и Ю. Харийя, Х.О'Нейла, К. Никкеля, рост хроми-
стости шпинелидов расширяет поле их стабильности в область более высоких
давлений. При этом не требуется восстановления части хрома до Сг2+, как предполагал
С. Хэгтерти (The mantle..., 1979). По-видимому, непременным условием появления
высокохромистых шпинелидов является только бедность материнских пород А12О3,
т. е. истощенный их характер (см. главу 6). И лишь в тех случаях, когда сравнительно
низкохромистые шпинели ассоциируют с пироксенами повышенной глиноземистости,
как во многих ксенолитах из субщелочных базальтов, можно говорить о них как о
представителях самых верхних горизонтов мантии. Такие глиноземистые шпинелиды
с Сг/(Сг + А1) = 30—45% (см. табл. 167,168) описаны в качестве дискретных
выделений в гарцбургитах из трубки Ликобонг и других диатрем в Лесото (Hervig et al.,
1980), в симплектитовых сростках с клинопироксеном из ксенолитов
южноафриканских трубок Бултфонтейн и Ньюлендс, в гранат-шпинелевых перидотитах из
кимберлитов Восточной Австралии (Дж- Фергюсон и др.), в некоторых телах севера Сибирской
платформы (В.А. Побережский и др.). Довольно широко они распространены в
типичных шпинелевых перидотитах из трубки Обнаженная (Н.В. Соболев, Б.Г. Лутц,
А.В. Уханов), но в целом для ультрабазитов из кимберлитов, в отличие от ксенолитов
в базальтах,низкохромистые шпинели все же не характерны.
Особую группу составляют породы четвертой разновидности, в которых
магнезиальный гранат развивается по хромшпинели или глиноземистому хромшпинелиду с
образованием структур замещения. Такие реакционные ультрабазиты широко развиты
в трубке Обнаженная на севере Якутии; в единичных образцах они отмечены в трубке
Мир, диатремах запада США и в других местах. Петрологически важный вывод о том,
что в них фиксируется природная реакция гранатизации шпинелевых перидотитов и,
следовательно, переход от шпинелевой к гранатовой фации глубинности мантийных
ультрабазитов, был сделан сразу после первых описаний этих пород (В.А. Милашев,
B.C. Соболев и Н.В. Соболев, А.П. Бобриевич, Н.П. Михайлов и B.C. Ровша) и
практически одновременно с экспериментальным изучением равновесия 4 энстатит + шпинель =
= форстерит + пироп в системе Са—MgO—А^Оз—SiO2 (И. Мак-Грегор). Природная
356
а
Рис. 115. Микроструктуры двупироксеновых перидотитов с хромшпинепидом из кимберлитов
трубки Обнаженная (коллекция Е,Е. Лазько и В.П. Серенко), увел. 30 с анализатором
а — симплектитовое срастание хромшпинелида (черное) и клинопироксена, обр. ТО-110; б —
обрастание шпинели (черное) гранатом, обр. ТО-78
реакция идет в более сложной системе. Равновесие, по Б.Г. Лутцу, имеет вид Орх +
+ Срх + Crt =Gr + 01+ Cr-Срх. В связи с этим интересны структуры протогрануляр-
ных гранатизированных перидотитов (см. рис. 115,6). В них узкие каемки граната
окружают изометричные и лапчатые интерстициальные зерна хромшпинели, как
правило, целиком изолируя их от других минералов. В более широких каймах
сохраняются реликты незамещенной шпинели. Внешние части кайм могут быть сложены
оливином Fa8_9 (данные Б.Г. Лутца). Состав других минералов колеблется сильнее. В
неистощенных лерцолитах пироксены обладают повышенной примесью A1IV, отношение
Сг/(Сг + А1) в шпинели опускается до 15%. Пироповый гранат содержит 1—2% Сг2Оз
(см. табл. 167). В истощенных породах пироксены менее глиноземисты; хромистость
шпинелидов доходит до 40—50%, а концентрация Сг2О3 в гранате — до 3—4%
(Соболев, 1974).
Принципиально важным при интерпретации происхождения рассматриваемых пород
является то обстоятельство, что гранатизация шпинелевых перидотитов в природе
может быть вызвана не только повышением давления, но и понижением температуры,
что связано с особенностями фазовой диаграммы (см. рис. 107). Второй вариант может
оказаться предпочтительнее, так как объясняет структурные особенности пород не
крупномасштабным опусканием блоков мантийного субстрата, а постепенным
остыванием соответствующих глубинных зон. Это предположение, однако, следовало бы
проверить путем сравнения Тр перидотитов разных фаций глубинности.
Пироксениты. По разнообразию сочетаний и количественных соотношений
минералов, входящих в их состав, это, пожалуй, наиболее пестрое семейство мантийных
ультрамафитов в кимберлитах, хотя и мало распространенное по сравнению с перидо-
357
Таблица 167. Химический состав минералов ксенолитов гранат-шпинелевых перидотитов из
кимберлитов
Компоненты
1 (ТУВ-65)
Орх
Срх
Gr
Crt
2(CDZ-nil)
Ol
Орх
SiO,
ТЮ2
A12O9
Cr2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
NasO
Сумма
39,5
—
-
-
7,39
0,08
0,37
52,0
0,00
58,1
0,00
1,28
0,51
4,60
0,04
0,05
35,8
0,47
0,00
55,0
0,02
1,63
1,57
1,40
0,08
0,02
17,0
21,5
1,17
41,4
0,00
19,7
6,01
7,59
0,50
0,00
18,3
6,53
_
0,07
0,11
13,6
57,8
15,1
0,56
0,03
12,5
-
_
41,6
0,00
0,02
0,00
9,09
0,13
0,30
48,7
0,01
0,00
57,7
0,08
1,73
0,24
5,77
0,13
0,05
34,8
0,30
0,03
99,34
100,85
99,39
100,03
99,77
99,85
100,83
1 — протогранулярный гарцбургит с дискретными зернами магнезиохромита, трубка
Удачная-восточная (коллекция Е.Е. Лазько и В.П. Серенко); 2,3 — лерцолиты с реакционными
структурами замещения шпинелидов гранатом, запад США (Kimberlites..., 1984).
Таблица 168
Компоненты
Химический
О1
состав минералов
1(73-238)
Орх
СП
ксенолитов
О1
шпинелевых перидотитов из
2(БД-И55)
Орх
Срх
кимберлитов
СП
SiOa
ТЮ,
А1,ОЭ
Cr,D3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na.O
41,8
—
0,00
0,00
7,01
0,08
0,37
50,9
0,00
0,00
58,8
—
0,91
0,31
4,54
0,09
0,07
35,4
0,33
0,02
0,15
0,02
18,4
53,3
13,8
0,16
0,09
14,5
0,00
0,00
41,8
—
0,00
0,00
6,64
0,09
0,39
51,4
0,00
0,00
58,1
-
0,34
0,55
4,44
0,12
0,08
36,4
0,12
0,02
53,6
0,70
0,40
1,50
2,90
0,00
0,00
18,6
20,8
0,70
0,30
0,20
4,30
60,0
25,0
0,00
0,00
9,90
0,00
0,00
Сумма
100,16
100,47
100,42
100,32
100,17
99,20
99,20
1—3 — протогранулярные шпинелевые гарцбургиты (Hervig et al, 1980): 1 - с дискретными
выделениями магнезиохромита, трубка Као, Лесото, 2 — с симплектитовыми сростками
магнезиохромита, клииопироксена и амфибола, труЗка Бултфонтейн, ЮАР, 3 — с дискретными зернами
титами. Лишь в немногих трубках (Мир и Обнаженная в Якутии, Мацоку в Лесото)
пироксениты составляют заметную долю от общего количества глубинных нодулей.
Преобладают среди них гранатовые вебстериты, но отмечены и гранатовые
ортопироксениты, почти не содержащие клинопироксена. Кроме того, описаны шпинелевые и
гранат-шпинелевые вебстериты и ортопироксениты, в том числе вебстериты с
реакционными структурами замещения (как в гранатизированных шпинелевых перидотитах),
а также породы с переменным содержанием оливина, постепенно переходящие в
лерцолиты и гарцбургиты. Пироксениты гораздо чаще, чем перидотиты, содержат
дополнительные фазы - ильменит, флогопит, рутил, амфиболы, присутствие которых,
как теперь принято думать, указывает на метасоматическую переработку пород в
верхней мантии. Уникально редкими (найдены в трубках Удачная и Обнаженная)
358
Срх
53,3
0,31
6,01
0,66
1,96
0,06
0,06
15,3
20,9
1,88
2<CDZJIll)
Gr
42,2
0,07
22,8
0,94
9,97
0,55
0,02
18,9
4,91
0,03
Crt
0,05
0,07
54,3
12,6
11,1
0,10
0,31
20,7
0,00
0,00
Ol
39,9
0,04
0,00
0,00
8,29
0,08
0,36
50,1
0,01
0,01
3(CDZJI189)
Opx
Cpx
57,3 54,8
0,12 0,57
1,11 3,92
0,23 1,19
5,49 2,26
0,11 0,11
0,01 0,02
35,2 15,5
0,26 21,2
0,07
1,15
Gr
41,9
0,15
22,1
1,93
9,50
0,54
0,00
19,2
5,16
0,02
Crt
0,08
0,74
25,1
42,4
15,8
1,27
0,33
13,8
0,50
0,08
100,44
100,39
99,23
98,79
99,80
100,72
100,50
100,40
3(БД-1777)
Ol
42,0
—
0,00
0,00
6,91
0,09
0,42
52,8
0,01
0,00
100,23
Opx
Cpx
56,5 53,5
0,00
3,32 1,70
0,78 1,00
4,32 1,20
0,11 0,00
0,09 0,00
36,2 18,6
0,92 22,6
0,02 0,50
102,26
. 99,10
Crt
0,09
0,00
31,7
38,4
13,4
0,22
0,07
15,3
0,00
0,00
99,98
Crt
0,18
0,00
31,3
38,5
13,3
0,24
0,05
15,3
0,00
0,00
99,77
4(5 5)
Ol
41,1
0,03
0,00
0,03
8,07
0,13
-
49,1
0,00
0,00
98,46
Cpx
52,3
0,61
4,43
1,56
1,78
0,04
-
14,5
22,2
1,83
99,25
Crt
0,00
0,21
37,6
30,1
18,1
0,18
-
14,5
0,03
0,00
100,72
хромшпинели и ее симплектитовыми сростками с клинопироксеном, трубка Ньюлендс, там же; 4 —
протогранулярный шлинелевый лерцолит с дискретными зернами шпинели, трубка 126, Лесото
(по В.А. Побережскому и др.)
являются шпинелевые и гранатовые клинопироксениты. Последние в отличие от
зклогитов состоят из хромсодержащего граната и хромдиопсида с умеренным
содержанием жадеитового компонента. Наряду с ними в трубке Удачная А.И. Поно-
маренко описан алмазоносный гранатовый клинопироксенит с составом минералов,
близким к известному в некоторых эклогитах, но с небольшим количеством
равновесного ортопироксена в парагенезисе.
Столь же разнообразны пироксениты и по структурно-текстурным особенностям.
Обычно массивные и однородные в небольших образцах, в крупных ксенолитах они
изредка переслаиваются с перидотитами или друг с другом. Например, в нодулях из
трубки Мацоку вебстериты чередуются с ортопироксенитами; такие же гетерогенные
ксенолиты с постепенными переходами от гранатового лерцолита к оливин-гранатово-
359
му вебстериту из трубок Мир и Обнаженная отдаленно напоминают расслоенность,
характерную для ультрабазитов офиолитовых комплексов. Микроструктуры пирок-
сенитов обычно протогранулярные, нередко с признаками катаклаза. Очень характерны
для этих пород явления распада высокотемпературных пироксеновых твердых
растворов, в результате чего в зернах ортопироксена образуются пластинчатые выделения
клинопироксена и наоборот. Позже из ламеллей ортопироксена могут дополнительно
обособиться мельчайшие игольчатые индивиды граната, как в деформированных пирок-
сенитах из трубки Ягерсфонтейн, описанных Г. Борли и П. Саддеби. В других случаях
гранат реакционно замещает продукты распада пироксенов, развиваясь по ним в виде
веретенообразных агрегатов (Соболев, 1974). Перекристаллизация таких ультрама-
фитов ведет к возникновению специфических структур, где мелкие зернышки граната
сосредоточены в интерстициях крупных выделений пироксенов, создающих каркас
породы, или даже сплошь окружают последние (Лазько, 1979). Эти структуры более
характерны для ортопироксенитов, причем в серии образцов из трубки
Удачная-восточная прослежены все стадии перехода от первоначального распада пироксенов до
обособления граната в межзерновых промежутках и превращения пород в гранатовые
ортопироксениты. В то же время кумулятивные структуры в пироксенитах не описаны,
несмотря на то что упомянутым выше расслоенным ксенолитам из трубки Мацоку
Б. Харт и др. априори приписывали кумулятивное происхождение (Physics..., 1975).
Минералы многих пироксенитов по химизму сходны с аналогичными фазами дву-
пироксеновых перидотитов, почти всегда отличаясь от них более высокой желези-
стостью и пониженной хромистостью (табл. 169). Одновременно состав минералов
свидетельствует о том, что подавляющее большинство пироксенитов приведено в
равновесие при менее высоких температурах и давлениях, чем гранатовые перидотиты.
В целом по железистости сосуществующие силикаты пироксенитов образуют
непрерывный ряд; в предельных по концентрации Fe гранатовых вебстеритах из некоторых
трубок Якутии и Южной Африки f граната достигает 50—60%, ортопироксена 25—ЗР,
а клинопироксена 15-20% (Лазько, 1979; The mantle..., 1979) при обычном диапазоне
значений 20—30, 10—15 и 5—10% соответственно. Такие аномальные парагенезисы
часто содержат рутил, ильменит, флогопит, амфибол, апатит. Необычные для этого
семейства пород почти бесхромовые силикаты с повышенным содержанием TiO2
слагают алмазоносный гранатоЬый вебстерит из трубки Удачная (см. табл. 169).
В расслоенных ксенолитах сложного состава минералы перидотитов и пироксенитов
часто идентичны по химическим особенностям (Lesotho kimberlites, 1973; Physics...,
1975), что указывает на внутреннюю равновесность пород. При этом, однако, желези-
стость сосуществующих фаз в перидотитовых участках нодулей, по данным К. Кокса
и др. (Lesotho kimberlites, 1973), повышенна по сравнению с минералами нормальных
протогранулярных гранатовых перидотитов. В тех случаях, когда состав силикатов
в разных частях сложных ксенолитов различается, есть веские основания считать
такие образцы внутренне неравновесными. Иной тип неравновесности описан в
расслоенных ксенолитах реакционных шпинель-гранатовых вебстеритов из трубки
Обнаженная (Соболев, 1974). При общем сходстве состава одноименных минералов в
прослоях разного модального состава концентрация Сг в них отличается почти в 4 раза.
Н.В. Соболев объясняет это условиями формирования пород (первично неоднородным
распределением хромшпинелида при магматической кристаллизации) и инертностью
хрома при их перекристаллизации.
Переменный в отношении главных петрогенных окислов (SiO2, A12O3, FeO, MgO,
СаО) химический состав пироксенитов (табл. 170) объясняется вариациями как
химизма породообразующих фаз, так и их объемных соотношений. Хотя "зеленую" и
"черную" серии пород в кимберлитах выделять не принято, многие железистые
гранатовые вебстериты можно было бы отнести к "черным" образованиям. Генезис
рассмотренных пород, скорее всего, весьма разнообразен. Наряду с несомненно
магматическими пироксенитами, закристаллизовавшимися, по-видимому, непосредственно
из недифференцированных мантийных выплавок, о чем свидетельствует их химиче-
360
Таблица 169. Химический состав минералов ксенолитов пироксенитов из кимберлитов
Компоненты
1 (O-172)
Орх
Срх
Gr
2(У-756)
Орх
Срх
Gr
3(ТУВ-265) ■
Орх
Срх
Gr
SiO2
ТЮ2
СггОэ
FeO
MnO .
MgO
CaO
Na2O
Сумма
57,8
0,04
1,11
0,13
5,98
0,04
35,9
0,08
0,07
101,15
54,9
0,44
6,82
0,56
2,68
0,03
12,6
17,0
3,90
98,93
43,8
0,10
23,5
0,55
9,88
0,18
20,5
3,67
-
102,18
58,2
0,18
0,64
0,01
6,24
0,09
34,6
1,05
0,12
101,12
55,6
0,39
1,76
0,05
3,79
0,09
18,5
17,7
0,97
98,85
41,9
1,13
21,5
0,08
8,15
0,23
21,0
4,44
0,07
98,50
53,4
-
2,19
0,09
15,5
0,13
28,0
0,27
-
99,58
51,8
0,69
5,46
0,33
4,11
0,10
13,0
19,9
2,39
97,78
40,1
0,09
22,0
0,52
21,5
0,42
12,0
5,22
-
101,
Компоненты
4(ЛБМ-33)
5(СД2-ЛИ2)
Ol
Орх
Срх
Gr
Орх
Срх
Gr
Sp
SiO,
ТЮ,
Al^
СггОэ
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,O
Сумма
40,3
0,03
—
0,02
11,8
0,16
46,5
0,03
-
98,84
57,4
0,07
0,81
0,14
7,11
0,13
32,9
0,59
0,15
99,30
55,3
0,14
2,24
0,91
3,91
0,13
16,5
18,9
1,81
99,84
41,7
0,18
22,15
2,13
11,0
0,39
18,6
4,72
-
100,92
55,4
0,15
1,81
0,00
/ 7,64
0,20
34,0
0,25
0,04
99,49
53,6
0,45
3,14
0,13
2,36
0,02
16,0
23,1
1,01
99,81
41,0
0,02
23,4
0,09
12,8
0,50
18,1
5,15
0,05
101,11
—
0,06
63,9
2,49
12,4
0,04
21,0
0,02
0,01
99,92
1 — гранатовый вебстерит, трубка Обнаженная (Соболев, 1974); 2 — алмазоносный гранатовый
клинопироксенит с 3% ортопироксена, трубка Удачная (по А.И. Пономаренко и др.); 3 —
гранатовый вебстерит с флогопитом, там же (Лазько, 1979); 4 — гранат-оливиновый ортопироксенит
(прослой в ксенолите сложного состава), трубка Мацоку (Lesotho kimberlites, 1973); S — гранат-
шпинелевый вебстерит со структурами распада и цепочковидными агрегатами граната в интерсти-
циях зерен пироксенов и шпинели, США (Kimberlites..., 1984).
ский состав, практически идентичный составу пикритов, существуют
предположительно кумулятивные породы. Е.Е. Лазько и В.П. Серенко высказали предположение
о возможном образовании пироксенитов при взаимодействий между эклогитами и
перидотитами на глубине. Правомерность такой гипотезы в принципе допускают
химические особенности пироксенитов, которые по составу занимают промежуточное
положение между названными породами. Кроме того, некоторые разновидности
пироксенитов, судя по приведенным выше материалам, могли образоваться либо при
распаде и перекристаллизации иных по минеральному составу пород, либо метасо-
матическим путем.
Дуниты и оливиниты. Эти породы относятся к числу наиболее редких глубинных
ультрабазитов в кимберлитах. Дуниты, в том числе гранатовые, встречены в
нескольких трубках Якутии и Южной Африки, но настоящие оливиниты с титаномагнетитом
пока не найдены. Зональный хромтитаномагнетит описан в ксенолите ильменитового
оливинита из трубки Бултфонтейн (Dawson et al., 1981), где он погружен в серпенти-
новый агрегат и сопровождается апатитом и кальцитом; природа его неясна, так как
вся ассоциация типична для вмещающего кимберлита.
361
Таблица. 170. Химический состав ксенолитов пироксеиитов и дунитов из кимберлитов
Компоненты
SiO,
TiO2
А12О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
П.П.11.
Сумма*
Cr
Ni
Co
V
1(0-172)
47,30
0,30
11,15
1,73
5,53
0,20
23,30
6,93
1,20
0,14
1,89
100,04
2500
-
-
2(TO-2S1)
45,97
0,05
15,68
2,77
7,32
0,17
16,13
8,13
1,75
0,14
1,69
100,19
2100
630
66
190
3(206)
47,15
1,58
7,91
4,23
16,74
0,29
16,48
4,07
0,79
0,03
1,09
100,38
-
-
-
4(33C)
50,21
0,10
5,02
1,56
5,46
0,18
24,89
9,10
0,17
0,07
1,66
99,14
4900
-
-
S(33B)
52,33
0,07
2,59
1,38
6,66
0,16
31,99
2,62
0,05
0,03
1,56
99,,77
2250
-
-
6(ТУВ-221)
49,78
0,27
4,32
0,43
13,44
0,33
25,75
1,48
0,12
0,38
2,58
99,28
1800
1100
94
100
7(ТУВ-212)
49,80
0,09
1,65
2,5 3
2,92
0,13
38,15
0,61
0,06
0,02
3,23
99,96
4300
1100
46
50
8(ТУВ-256)
38,78
0,11
2,00
0,38
8,16
0,13
45,16
1,56
0,19
0,19
2,58
99,68
1400
1900
40
9(TO-1S1)
36,93
0,01
1,62
5,68
6,53
0,13
42,33
0,20
0,02
0,01
5,10
99,78
6000
2700
160
50
*C учетом содержаний Cr2 О3 и NiO.
1-3 - гранатовые вебстериты: 1,2- трубка Обнаженная, 3 — трубка Ликобонг, Лесото; 4,5- трубка Мацоку, там же: 4 - гранатовый вебстерит, 5 -
гранат-оливиновый ортопироксенит; 6—8 — трубка Удачная-восточная: 6 — гранатовый ортопироксенит, 7 — шпинелевый ортопироксенит, 8 — гранатовый
оливинит (дунит?) ; 9 — дунит, трубка Обнаженная.
Примечание. Ан. 1 - по Н.В. Соболеву (1974) ; 2, 6—9 - по Е.Е. Лазько и В.П. Серенко; 3 - по У. Гриффину и др.; 4, 5 - по К. Коксу и др.
(Lesotho kimberlites, 1973).
Таблица 171. Химический состав минералов ксенолитов дунитов и оливинитов из кимберлитов
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А12О3
Сг2О3
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Сумма
l(Uv-823)
Ol
41,4
0,01
0,01
0,05
6,15
-
0,36
52,0
0,02
100,00
Gr
41,2
0,06
15,0
12,7
6,74
0,39
—
20,0
4,99
101,08
Crt
_
0,24
4,45
64,5
18,5
0,25
-
12,0
-
99,94
2(39)
Ol
41,3
0,00
—
0,00
5,13
0,05
-
52,5
0,00
98,98
3(1161)
Ol
39,8
0,02
0,02
0,00
15,5
0,24
0,09
44,7
0,02
100,39
Ilm
0,00
45,0
0,00
1,63
43,4
0,36
0,04
7,67
0,01
98,11
4 (RAJ-2)
Olfa)
O1(om)
41,8 40,2
0,03 " 0,04
0,03 0,04
0,03 0,03
6,99 12,1
0,07 0,13
0,44 0,36
52,4 47,7
0,03 0,06
101,82
100,66
Gr
41,8
0,05
21,4
3,04
9,30
0,53
—
19,9
5,10
101,12
1 — алмазоносный "дунит", трубка Удачная-восточная (Соболев и др., 1984) ; 2 —
грубозернистый дунит, трубка Мацоку, Лесото (по К. Коксу и др., Lesotho kimberlites, 1973); 3. — ильменито-
вый оливинит, трубка Бултфонтейн (Dawson et al., 1981); 4 — порфирокластический дунит с орто-
пироксеном Fs, , гранатом и флогопитом, трубка Кампферсдам, Южная Африка (Boyd et al., 1983).
Среди рассматриваемых образований выделяются две разновидности. Первую из
них можно отнести к породам лишь условно. Она представлена гигантскими (до 15 см),
иногда с явными реликтами кристаллографической огранки монокристаллами (мега-
кристаллами) высокомагнезиального оливина Fa6_8 с псевдоспайностью, но без
признаков твердопластической деформации, в очень редких случаях — сростками
таких кристаллов (Соболев и др., 1984). В них включены (в виде обособленных
идиоморфных выделений со следами растворения, редко сростков) такой же по
составу оливин, высокохромистый субкальциевый гранат, магнезиохромит и энстатит
(Fs6_8), иногда почти лишенный А12О3, что позволило Н.В. Соболеву отнести все
подобные нодули к дунит-гарцбургитовому парагенезису. Перечисленные особенности
состава минералов (табл. 1-71, см. табл. 166) отражают предельную истощенность
исходной системы. По-видимому, именно высокомагнезиальные "дуниты" и "гарцбургиты"
определяют алмазоносность кимберлитов, так как их минералы идентичны по составу
оливинам, хромитам, гранатам и энстатитам, резко преобладающим среди включений
в алмазах (Соболев, 1974; Лазько, 1979; Boyd, Finnerty, 1980 и др.).
В связи с необычностью этих образований и принципиальной их важностью для
разработки модели кимберлитового процесса следует несколько подробнее
остановиться на условиях формирования высокомагнезиальных "дунитов". Прямым
доказательством их происхождения из особо глубинных зон в верхней мантии (алмаз-
пироповой фации, по Н.В. Соболеву) служат находки в некоторых из них алмазов
(Соболев и др., 1984); предельные магнезиальность и хромистость сосуществующих
минералов, вероятно, отражают исключительно высокотемпературные условия
кристаллизации материнского субстрата. В связи с этим не очень убедительно выглядит
гипотеза образования алмаза и содержащих его пород при относительно низких
температурах, хотя и в области термодинамической стабильности минерала (Boyd, Finnerty,
1980). Такие значения Тр (во многих случаях они ниже 1000 С и для ксенолитов,
и для пар изолированных включений в алмазах, которые не могли подвергнуться более
поздней перекристаллизации) рассчитаны Ф. Бойдом и А. Финнерти с помощью
оливин-гранатового геотермометра X. О'Нейла и Б. Вуда. При этом, однако, не было
учтено, что гранаты алмазоносных "дунитов" содержат ощутимую долю Fe3+, что могло
привести к существенному занижению рассчитанных значений Тр. Вместе с тем мега-
кристаллы оливина вряд ли можно считать и предельными реститами,
сформированными в ходе частичного плавления материнских улырабазитов, поскольку структурно-
363
текстурные особенности образцов, скорее, говорят об их свободном росте.
Учитывая все сказанное, вероятно, в дальнейшем следовало бы рассмотреть не
обсуждавшиеся пока в литературе альтернативные возможности их возникновения из расплава
в небольших магматических очагах или при перекристаллизации ранее
сформировавшихся истощенных пород при участии флюида.
Важные для понимания процессов эволюции мантии и сужения допустимых рамок
представлений о генезисе алмазоносных улырабазитов данные получены с помощью
изотопных методов (С. Ричардсон и др.). При изучении гранатов-включений дунит-
гарцбургитового парагенезиса из южноафриканских алмазов был установлен очень
древний их Sm-Nd модельный возраст — 3,2—3,3 млрд лет. Хотя эти данные
рассматривались С. Ричардсоном с соавторами как доказательство древнего возраста самих
алмазов, в принципе нельзя отрицать и альтернативную возможноть захвата алмазами
реликтов древнего субстрата во время кимберлитового процесса, т.е.
непосредственно перед извержением. Одновременно отметим, что высокие изотопные
отношения 87Sr/86Sr и низкие — 143Nd/144Nd во включениях являются одним из немногих
однозначных доказательств реальности существования обогащенной мантии,
поскольку такие гранаты входили в состав пород с высокой концентрацией крупноионных
литофильных элементов до захвата их фрагментов алмазами на большой глубине.
Дуниты и оливиниты второй разновидности представлены практически
мономинеральными крупнозернистыми породами с признаками катаклаза или даже типичными
порфирокластическими и мозаичными структурами. Следует, однако, иметь в виду,
что они могли образоваться из тех же монокристаллов, только претерпевших
интенсивную деформацию и перекристаллизацию, возможно, неоднократно. Хотя
некоторые нодули, особенно слабо деформированные, сложены высокомагнезиальным
оливином Fa7_io (Boyd et al., 1983), отличательной особенностью большинства дуни-
тов второй разновидности является их повышенная железистость (см. табл. 170);
оливин в них содержит 10—16% Fa. Это не позволяет рассматривать их как реститы,
возникшие при плавлении исходных гранатовых перидотитов, которые обычно
содержат менее железистый оливин. Таким породам приписывалось кумулятивное
происхождение (Dawson et al., 1981). Это тем более вероятно, что железистость их
оливинов близка к железистости вкрапленников оливина титановой ассоциации из
кимберлитов. Однако в ряде случаев порфирокласты оливина в одном и том же
ксенолите оказались неоднородны, варьируя по железистости в пределах почти всего
диапазона указанных выше значений (Boyd et al., 1983). Кроме того, необласты
заметно более железисты, чем порфирокласты (см. табл. 171), и содержат
значительно больше примеси Са, Al, Cr, Na и Ti (Dawson et al., 1981). Другими минералами,
иногда входящими в состав железистых дунитов и оливинитов, являются титансо-
держащий хромшпинелид, низкохромистый гранат "лерцолитового типа",
субкальциевый клинопироксен и ортопироксен Fs7_i2, которые, по данным Ф. Бойда и др.,
не встречаются вместе, пикроильменит с 8—16% MgO и переменными концентрациями
ТЮ2, FeO, Fe2O3 и Сг2О3, флогопит, рутил и Cu-Fe сульфиды. Последние четыре фазы
в ряде случаев образуют устойчивую ассоциацию, накладывающуюся на уже
сформировавшиеся породы в виде прожилков и пятнистых бесформенных выделений.
Поскольку эти структурные особенности, равно как и специфическую минералогию
пород, трудно объяснить простой кумуляцией, для интерпретации происхождения
железистых дунитов и оливинитов привлекается механизм мантийного метасоматоза
(Boyd et al., 1983); не менее перспективной, по-видимому, является и
комбинированная кумулятивно-метасоматическая модель.
Алькремиты. Эти уникальные, предельно глиноземистые глубинные породы
известны только в кимберлитах. Они найдены в южноафриканских диатремах Беллс-
бэнк и Боббиджан (Mathias et al., 1970); затем аналогичные ксенолиты из трубки
Удачная были детально изучены А.И. Пономаренко, который и дал. им название по
первым буквам резко преобладающих в них петрогенных компонентов — Al, Si, Mg
(табл. 172) . Эти небольшие образцы состоят главным образом из граната (40—90%)
364
Таблица 172. Химический состав алькремитов и их минералов
Компоненты-
SiO2
ТЮ2
А12О3
Сг2О3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Сумма
1 (У-349)
36,70
0,16
24,21
0,99
7,40
3,78
0,23
22,60
2,40
99,47*
2 (У-298)
28,30
0,21
34,00
1,47
4,52
2,80
0,18
25,00
0,80
99,822*
3(Ув-958)
Gr
43,9
0,01
24,3
0,14
-
5,16
0,28
26,0
0,64
100,43
Sp
_
0,01
66,8
1,12
-
5,57
0,01
26,8
-
100,31
4(294)
Gr
Sp
42,5
0,16 0,25
22,6 65,1
0,18 4,78
- -
9,74 11,2
0,28 0,13
19,0 18.6
4,90
99,36
100,06
S(3737В)
Gr
40,7
0,27
23,6
0,08
-
8,90
0,16
14,6
12,0
100,31
Sp
0,08
0,12
63,0
0,58
-
16,5
0,08
20,2
-
100,56
* С учетом 0,12% Na2 О, 0,38% K2 О и 0,50% п.п.п.
г * С учетом 0,05% Na2 О, 0,49% К2 О и 2,00% п.п.п.
1—3 — трубка Удачная, Якутия (по А.И. Пономаренко) ; 4 — трубка Беллсбэнк, ЮАР (по П.
Никсону и др.) ; 5 — трубка Ягерсфонтейн, там же (по Р. Эксли и др.) .
и шпинели (10—60%); в южноафриканских алькремитах отмечен корунд (Р. Эксли
и др.). В большинстве ксенолитов гранат преобладает над шпинелью в пропорции
~2 : 1. Структура пород, не подвергшихся интенсивному катаклазу, близка к
типичной кумулятивной с субидиоморфным гранатом, цементируемым более поздней
шпинелью (А.И. Пономаренко, П. Никсон и др.).
По кальциевости гранаты алькремитов (см. табл. 172) образуют практически
непрерывный ряд от предельно бедных известью до близких по содержанию СаО и других
главных компонентов к гроссуляр-пироповым гранатам эклогитов и дистеновых экло-
гитов; корунд встречен в ассоциации именно с такими гранатами (Доусон, 1983).
Гранаты с низкой концентрацией СаО — одни из наиболее магнезиальных среди
природных гранатов и содержат до 90% пиропа; одновременно почти все они очень бедны
Сг2О3- Высокоглиноземистые шпинели более однородны по химизму; состав их мало
зависит от кальциевости сосуществующего граната. В качестве ощутимой примеси
они содержат только FeO. Структурные и химические особенности алькремитов
наиболее совместимы с предположением об их кумулятивной природе; они, скорее всего,
образовались при фракционировании пересыщенных глиноземом расплавов в области
гранат-шпинелевого перехода в верхней мантии.
Спюдиты и породы серии MARED. Ксенолиты, сложенные преобладающим
флогопитом, не пользуются в кимберлитах широким распространением; они описаны в ряде
южноафриканских и якутских проявлений П. Вагнером, А. Уильямсом, К. Аоки,
Е.В. Францессон и другими исследователями. Известные в зарубежной литературе
как глиммериты, слюдиты привлекали значительно меньше внимания, чем другие
глубинные улырабазиты, и потому изучены крайне недостаточно. Между тем они не
только обладают экзотическим минеральным составом, но и весьма разнообразны
петрографически: среди них отмечены пироксеновые и амфиболовые флогопититы,
ильменитовые, рутил-ильменитовые и апатитовые слюдиты, оливин-флогопитовые
парагенезисы и т.п. Все слюдиты, по-видимому, родственны между собой, но уже при
предварительном изучении состава их минералов оказалось, что в разных ассоциациях
он варьирует (Доусон, 1983). Выяснив это, Дж. Доусон и Дж. Смит выделили ряд
близких по свойствам полиминеральных слюдитов из трубок Бултфонтейн, Дю-
тойтспен и Весселтон в новый самостоятельный вид, получивший название пород серии
MARID ("маридов"). Термин является акронимом английских названий главных
породообразующих минералов таких ксенолитов — слюды, амфибола, рутила, иль-
365
Таблица 173. Химический состав минералов ксенолитов слюдитов и "маридов" из кимберлитов
Компоненты
1(162/74)
РЫ
Ilm
Срх
2(1671)
РЫ
Am
Ilm
Срх
3(1159)
Phi
Am
Срх
SiO2
42,4
55,6
41,5
54,1
0,00
53,7
43,5
54,2
.54,4
TiO2
A12O3
Сг2О3
Fe2O3
FeO
MnO
№0
MgO
CaO
Na2O
K,0
Сумма
1,01
13,0
0,10
-
7,79
0,02
-
25,3
0,00
0,10
7,53
97,25
51,6
0,17
0,66
7,93
29,00
0,15
-
9,58
-
-
-
99,09
1 — ильменит-флогопитовая порода
0,19
1,25
0,41
-
4,36
0,06
-
16,0
18,5
1,54
-
97,91
0,99
11,1
0,12
-
6,27
0,05
0,10
24,4
0,00
0,19
10,7
95,42
0,60
1,41
0,22
-
4,09
0,05
0,03
21,4
6,84
3,72
4,92
97,38
(слюдит) , трубка Обнаженная (Гаранин и др.,
52,7
0,02
0,89
2,40
34,40
0,46
0,09
7,96
0,03
-
-
98,95
1985); 2,3-
0,21
0,55
0,92
-
4,62
0,09
0,05
15,4
21,5
1,83
0,05
98,92
"мариды",
2,34
8,80
0,15
-
8,65
0,02
0,06
21,3
0,05
0,08
10,2
95,15
0,64
1,05
0,11
-
5,50
0,03
0,00
18,5
6,76
3,24
5,25
95,28
трубка Бултфонтейн.фаигвоп
0,10
0,43
0,37
-
6,22
.0,16
0,01
15,7
21,0
1,40
0,01
99,80
, Smith, 1977).
менита и диопсида (Dawson, Smith, 1977). Усилиями Дж. Доусона и его коллег "мари-
ды" на сегодняшний день изучены гораздо лучше других слюдитов; данные этих
исследователей и положены в основу настоящего раздела.
Содержания отдельных минералов в "маридах" широко варьируют и составляют
(в об.%): флогопит 15—95, амфибол 5-80, диопсид 5—40, ильменит 1-10, рутил до 3.
Отмечались также единичные зерна титанита, циркона, апатита (?); гранат полностью
отсутствует. Ксенолиты достигают 15 см в поперечнике. В некоторых из них
наблюдается неоднородность, имеющая, скорее всего, характер кумулятивной расслоен-
ности с такими типичными ее признаками, как модальная и градационная сортировка
(Dawson, Smith, 1977); в других случаях отмечались линейность и сланцевость. В
шлифах "мариды" нередко обладают пойкилитовыми структурами, но в амфиболах,
флогопитах и диопсидах неизменно проявлены явные признаки твердопластическои
деформации.
Состав минералов слюдитов и "маридов" охарактеризован в табл. 173. Всем
силикатам присуща высокая железисдость. Флогопит (f = 12—18%) содержит переменное
количество ТЮ2, но содержание А1 и особенно Сг в нем часто очень низки. Амфибол
представлен калиевым рихтеритом с К/(К + Na) > 0,5. Рутил иногда обогащен Сг2О3
и часто — Fe2 О3. Ильменит представлен магнезиальной разновидностью — пикроильме-
нитом. Кроме того, окислы, как отмечает Дж. Доусон (1983), обычно богаты
некогерентными элементами (Zr, Nb, Та). Клинопироксен по составу близок к диопсиду,
но в отличие от пироксенов других ультрамафитов в кимберлитах содержит заметную
долю эгиринового, а не жадеитового компонента. Вообще высокая степень окисления
железа свойственна всем силикатам "маридов", что, вероятно, отражает условия среды
кристаллизации пород. По мнению Дж. Доусона (1983), они формировались в системе
с высоким окислительным потенциалом из расплава, в петрохимическом отношении
близкого к кимберлиту. Независимые геохимические доказательства такой близости
получены при изотопных исследованиях (Kramers et al., 1983). Отсутствие в
парагенезисе граната и широкое развитие амфибола, по-видимому, ограничивают глубину
образования "маридов" 100—120 км (Ю. Харийя и С. Терада). Судя по
структурно-текстурным особенностям, кристаллизация пород происходила в небольших камерах путем
магматической кумуляции.
"Метасоматизированные" ультрамафиты. Немногочисленные ксенолиты гранатовых
перидотитов с такими нетипичными для них минералами, как ильменит, флогопит,
амфибол, были описаны уже на ранних этапах изучения и южноафриканских, и
якутских кимберлитов (П. Вагнер, А. Уильяме, А.П. Бобриевич и др., Е.В. Францессон),
однако значение этих находок в полной мере осознается только сейчас. После
интенсивного изучения коэффициентов разделения петрогенных окислов и
микроэлементов компонентов между главными минералами ультрабазитов и вероятными
выплавками из них оказалось, что составы, предназначавшиеся на роль исходного мантийного
субстрата (гранатовый или шпинелевый лерцолит, пиролит), слишком бедны многими
крупноионными литофильными элементами, чтобы служить источником субщелочных
и особенно щелочных магм. Это и привело к появлению плодотворной идеи о
мантийном флюидном метасоматозе глубинных пород как механизме их обогащения
недостающими компонентами (Ф. Ллойд и Д. Берли, С. Сан и Г. Хансон, М. Мензис и В. Мерти,
ИД. Рябчиков и А. Беттчер и др.). Эта гипотеза предполагает, что редкие в
ксенолитах ильменит, флогопит, паргасит, К-рихтерит, а также акцессорные рутил, циркон,
апатит, Ва- и Zn-титанаты и другие минералы—носители Ti, К, Р, Rb, Sr, Ba, Zr, Nb,
легких РЗЭ являются новообразованиями. Их появление доказывает реальность
процессов привноса несовместимых элементов в консолидированные глубинные ультрабазиты,
независимо от не до конца пока понятных соотношений этих процессов с щелочным
магматизмом, неясного фазового состояния контаминирующего агента и конкретных
деталей механизма контаминации. Породы с этими нетипичными минералами (не
пугать с "маридами"!) описаны как ильменитовые, сиодяные и амфиболовые
перидотиты или гипербазиты (Владимиров и др., 19 /6; Лазько, 1979; Гаранин и др., 1985 и др.).
367
Таблица 174. Химический состав минералов ксенолитов ультрамафитов с ильменитом
и флогопитом из кимберлитов
Компоненты
ЦУв-255/75)
О1
Орх
Срх
Gr
Пш
2(А-147>
О1
Срх
Gr
SiO2
TiO2
А12О3
Cr2O3
Fe2O3*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
41,0
0,01
0,02
0,09
-
8,74
0,09
0,36
50,4
0,03
-
-
100,74
57,4
0,12
0,67
0,41
-
5,12
0,09
_
34,3
0,86
0,30
-
99,27
55,3
0,36
2,16
1,97
-
3,16
0,09
—
17,8
.15,9
2,37
0,03
99,14
40,6
1,91
16,9
5,99
-
7,22
0,24
—
20,5
5,41
0,19
-
98,96
0,01
56,0
0,54
5,45
-
21,8
0,25
—
15,6
-
—
-
99,65
40,4
0,08
0,03
-
14,3
0,10
46,2
0,03
-
-
101,14
55,8
0,59
2,52
0,51
-
6,50
0,19
-
20,2
12,2
2,10
-
100,61
42,3
2,38
L8,4
1,90
-
11,2
0,27
-
19,3
5,70
0,19
-
101,64
Компот
ненты
5(18/75)
Ol
Срх
Gr
Ilm
6(195/74)
Ol
Opx
Cpx
SiO2
TiO2
A12O3
Cr2O3
Fe2O3*
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
40,6
0,04
0,01
0,00
—
12,5
0,06
46,7
0,02
0,02
56,0
0,24
3,00
1,17
-
3,95
0,04
15,7
18,5
2,33
42,1
0,12
21,3
2,14
—
11,4
0,27
18,3
4,45
0,00
—
50,1
0,98
3,33
9,17
24,2
0,09
11,6
-
-
40,8
0,00
0,01
0,00
_
13,2
0,06
46,8
0,02
0,02
55,8
0,16
1,43
0,27
-
7,35
0,07
32,7
0,58
0,13
55,7
0.28
2,92
0,56
_
3,94
0,05
16,4
18,4
1,78
99,95
100,93
100,08
99,47
100.91
98,49
100,03
* Рассчитано по стехиометрии.
1 — алмазоносный ильменит-гранатовый перидотит, трубка Удачная (Соболев и др., 1984);
2, 3 — гранатовые перидотиты с ильменитом: 2 — трубка Мир (Соболев, 1974) , 3 — трубка Удачная
(Гаранин и др., 1984); 4 — гранат-ильменитовый ортопироксенит, трубка Мир (Гаранин и др.»
Кроме них, выделяются также аналогичные пироксениты и дуниты; поэтому более
правильно говорить о единой группе "метасоматизированных" ультрамафитов.
Хотя рассматриваемые ксенолиты мало распространены, они известны
практически во всех детально исследованных диатремах. Структуры этих необычных
ультрамафитов, как правило, протогранулярные или гранобластовые; порфирокластические
разности среди них редки. Минералы ксенолитов, считающиеся новообразованными,
большей частью тем не менее имеют "равновесный" облик (единичные субизометрв-
ческие и таблитчатые кристаллы флогопита, каплевидный ильменит и др.). Лишь ш
немногих случаях очевиден наложенный характер этих минералов, особенно когда
они развиваются в ультрамафитах в виде пятен и прожилков ..тесно ассоциируя друг
с другом, либо замещают более ранние выделения пироксенов и граната.
Породообразующие силикаты ильменитовых ультрамафитов отличаются повышев-
368
2 (А-14 7)
Ilm
3(Тв-335)
Ol
Cpx
Gr
Ilm
4(56/1042)
Opx
Cpx
Gr
Hm
0,19
49,2
0,68
1,28
7,50
31,5
0,25
8,86
—
-
99,46
39,6
0,03
0,03
0,01
-
11,8
0,07
47,2
0,02
0,02
98,78
55,6
0,24
1,70
0,23
—
4,45
0,05
18,2
16,7
1,79
99,05
41,2
0,68
21,0
0,69
-
10,7
0,20
19,5
4,52
0,03
98,52
0,04
51,2
0,40
0,34
-
36,0
0,15
11,6
0,01
-
99,74
57,3
0,18
0,96
0,06
-
8,55
0,04
33,2
0,66
0,18
10.1,13
55,9
0,36
2,82
0,09
—
5,95
0,04 ,
16,5
14,9
2,37
98,93
41,4
0,87
21,8
0,26
-
12,0
0,11
19,2
3,93
0,11
99,68
—
48,5
0,82
0,31
14,3
27,2
0,05
9,14
-
—
100,
6(195/74)
Gr
Ilm
Phi
7(73/64)
Ol
Opx
Cpx
Gr
Phi
55,6
0,03
1,76
1,50
2,07
0,06
0,05
16,6
20,6
1,57
99,84
1984) ; 5, 6 — трубка Обнаженная (Гаранин и др., 1985) : 5 — гранатовый вебстерит, 6 — оливин-
гранатовый клинопироксенит; 7 — флогопит-гранатовый перидотит, трубка Бултфонтейн (Delaney
et al., 1980).
42,2
0,84
21,4
0,61
—
9,95
0,19
_
19,2
4,87
0,15
-
99,41
—
50,2
1,38
2,14
9,13
24,2
0,07
—
11,6
—
_
-
98,72
42,8
2,05
13,6
0,59
—
6,17
0,01
_
24,5
0,00
0,29
7,61
96,82
42,0
0,00
0,01
0,02
—
7,56
0,08
0,39
52,2
0,02
—
-
102,28
58,6
0,02
0,72
0,28
-
4,52
0,09
0,11
36,6
0,41
0,10
-
101,
42,0
0,06
20,9
4,29
7,01
0,31
0,00
21,0
5,04
0,02
-
100.63
41,1
0,24
14,5
0,85
2,90
0,02
0,24
25,0
0,02
0,15
10,71
95,73
ной железистостью и титанистостью (табл. 174). Лишь в редких случаях, как, например,
в уникальном катаклазированном алмазоносном ильменит-гранатовом лерцолите
из трубки Удачная (Соболев и др., 1984) , железистость сосуществующих фаз
опускается до значений, обычных для широко распространенных двупироксеновых гранатовых
перидотитов, хотя концентрация ТЮ2 в них остается высокой. В свою очередь, только
единичные ксенолиты неистощенных катаклазированных лерцолитов (см. табл. 165)
по указанным параметрам состава минералов приближаются к ильменитовым
перидотитам. Клинопироксены широко варьируют по величине отношения Са/(Са + Mg)
(Гаранин и др., 1984; Lesotho kimberlites, 1973), причем некоторые образцы, судя
по этой характеристике, могут быть крайне высокотемпературными (Соболев, 1974).
Этот вывод, по-видимому, распространяется и на обычные среди ильменитовых
перидотитов парагенезисы без ортопироксена. Ильменит всех без исключения улырама-
24. Зак. 855
369
Таблица 175. Химический состав флогопита и амфиболов из ксенолитов ультрамафитов в
кимберлитах
Компоненты
SiO2
ТЮ2
AIjO3
Cr2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
l
42,8
0,13
12,0
0,69
1,82
0,00
0,17
26,9
0,01
0,26
10,6
95,38
2
41,4
1,20
13,5
0,62
3,30
0,03
0,17
24,7
0,04
0,17
10,6
95,73
3
43,0
0,02
10,3
0,51
1,77
0,02
0,27
28,8
0,01
0,56
8,50
93,76
4
39,4
3,07
13,1
1,67
3,63
0,01
0,27
23,2
0,00
0,40
9,30
94,05
5
40,0
4,60
12,0
0,20
5,40
—
-
22,2
-
-
10,6
95,00
6
42,8
2,21
13,8
0,18
8,38
0,01
- •
22,6
0,00
0,10
8,61
98,69
7
44,5
0,00
НД
2,30
2,73
0,18
0,35
20,4
10,8
3,26
1,34
96,96
8
50,0
0,32
7,73
1,20
3,78
0,13
-
20,2
8,73
5,14
0,21
97,44
9
56,0
0,34
0,78
0,31
2,31
0,04
-
22,4
6,34
3,39
5,64
97,55
Флогопиты. 1,2 — первичные (Delaney et al., 1980): 1 — иэ шпинелевого лерцолита, трубка Де-
Бирс, 2 — из лерцолита, трубка Бултфонтейн; 3—5 — вторичные из истощенных шпинелевых
перидотитов трубок (Delaney et al., 1980) : 3 — Бултфонтейн^ 4 — Ягерсфонтейн, 5 — Кимберли; 6 — из
гранатового вебстерита с ильменитом, трубка Обнаженная (Гаранин и др., 1985). Амфиболы. 7 —
хромпаргасит из шпинелевого гарцбургита, трубка Монастери (по Дж. Доусону и Дж. Смиту,
Physics..., 1975) ; 8 — эденит из лерцолита, трубка Обнаженная (данные К.Н. Никишова) ; 9 — К-риХтерит
из прожилка в перидотите, трубка Бултфонтейн (Jones et al., 1982).
фитов содержит много MgO, т.е. относится к пикроильмениту, а иногда и Сг2О3.
Пониженная концентрация Fe2 O3 в минерале (не более 20%) свидетельствует о его
принадлежности к парамагнитной разновидности (Гаранин и др., 1984, 1985). Гранаты за
редким исключением низкохромисты (0,5—2% Сг2О3). Вообще минералы ильменито-
вых гипербазитов по составу очень близки к аналогичным минералам-вкрапленникам
из кимберлитового цемента, образующим титановую ассоциацию (Лазько, 1979).
Породообразующие силикаты флогопитовых и амфиболовых улырабазитов
обладают чаще всего нормальными для двупироксеновых перидотитов железистостью
и концентрацией ТЮ2, если они не содержат ильменита (Delaney et al., 1980; Jones et
al., 1982). Лишь в пироксенитах состав их приближается к составу аналогичных фаз
ильменитовых перидотитов, но во многих таких ксенолитах присутствует пикроиль-
менит (см. табл. 174). Химизм слюд и амфиболов охарактеризован в табл. 175. Слюды
относятся к флогопиту с варьирующей титанистостью и железистостью, а амфиболы -
к паргаситу, эдениту и К-рихтериту со сравнительно широкими вариациями
содержаний главных компонентов. По структурным признакам Д. Карсузлл выделил в
южноафриканских ксенолитах два типа слюд — первичные и вторичные (Physics..., 1975).
Первичные флогопиты встречаются в протогранулярных и гранобластовых улыраба-
зитах в виде редких крупных (первые миллиметры) призматических кристаллов с
"равновесными" границами. Структурные критерии их выделения все же
дискуссионны, поскольку такие выделения в принципе могут образоваться из вторичных
флогопитов при перекристаллизации пород. Вторичные слюды замещают в
перидотитах зерна граната и ортопироксена, развиваются по трещинам спайности в
последнем, выполняют прожилки или обрастают первичный флогопит (Delaney et al., 1980).
Хотя составы первичных и вторичных слюд довольно широко перекрываются,
последние все же несколько обогащены Fe, Ti и Сг, особенно если они развиваются по
гранату (Доусон,1983).
Характеризуемые улырамафиты резко обогащены ТЮ2,К2О и в меньшей степени
железом (табл. 176). Породы, содержащие много модального ильменита, приобретают
370
Таблица 176. Химический состав ксенолитов ультрамафитов с ильменитом и флогопитом из кимберлитов
Компоненты
SiO2
TiO,
А12О3
Сг2О3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
KjO
P*O5
П.п.п.
Сумма
1(A-147)
37,49
10,33
1,78
0,40
7,90
9,10
0,16
-
22,48
4,43
0,89
0,36
0,07
4,87
100,26
2 (ТУВ-34)
35,25
0,80
1,36
0,11
6,89
4,50
0,14
-
37,57
1,41
0,09
0,10
0,02
11,27
99,51
3(ТУВ-229)
41,01
0,18
2,89
0,50
3,56
3,21
0,18
-
34,53
3,00
0,09
0,80
0,02
9,68
99,65
4(217-382)
39,06
2,05
6,44
0,16
1,16
10,32
0,15
0,15
32,68
2,90
1,00
2,89
0,05
0,50
99,51
5(ТУВ-265)
48,46
1,00
6,69
0,15
1,31
9,63
0,16
-
18,15
10,40
0,58
1,90
0,03
1,19
99,65
6(195-74)
37,95
1,27
15,04
0,94
1,60
9,25
0,27
0,08
22,63
4,20
0,21
1,80
0,09
4,91
100,24
7(18-7S)
41,38
0,68
11,09
0,69
2,52
6,90
0,23
0,14
22,58
5,69
0,66
1,09
0,22
6,12
99,99
8(162-74)
28,58
7,09
4,86
0,27
4,98
6,83
0,19
0,13
24,11
4,36
0,24
3,39
0,38
14,43
99,84
9(БД-2027)
37,98
12,77
2,01
0,24
1,41
13,32
0,16
-
25,19
2,27
0,43
1,32
0,05
2,19
99,34
10(ТУВ-29)
33,92
0,50
1,72
0,09
5,34
7,49
0,10
0,25
36,19
0,78
0,04
0,05
0,05
13,20
99,72
1—4 — перидотиты: 1 - гранатовый, богатый ильменитом, трубка Мир, 2 — гранат-ильменитовый, трубка Удачная-восточная, 3 —
флогопит-гранатовый, там же, 4 — с амфиболом, флогопитом и ильменитом, там же; 5 — флогопитовый гранатовый вебстерит, там же; 6 — оливин-гранатовый клино-
гшроксенит, трубка Обнаженная; 7 — гранатовый вебстерит с ильменитом и флогопитом, там же; 8 — ильменит-флогопитовая порода, там же; 9 — фло-
гопит-гранат-ильменитовый ортогшроксенит со структурой закалки, трубка Уэлтвреден, Южная Африка; 10 - неравновесный ильменит-гранатовый
оливинит с вкрапленниками — мегакристаллами граната, клинопироксена и ильменита, трубка Удачная-восточная.
Примечание. Аи. 1 — по Б.М. Владимирову (Владимиров и др., 1976) ; 2—5, 10 — по Е.Е. Лазько и В.П. Серенко; 6—8 — по В.К. Гаранину
(Гаранин и др., 1985) ; 9 - по П. Роулинсон и Дж. Доусону (The mantle..., 1979).
экзотический для земных ультрабазитов состав. Повышенная глиноземистость ряда
образцов объясняется большой объемной долей в них граната (иногда до 50%). В
целом же глубинные породы этой группы, особенно бедные оливином, больше похожи
не на стандартные гранатовые или шпинелевые перидотиты, а на субщелочные и
щелочные пикриты.
При изотопно-геохимическом изучении ксенолитов ультрамафитов с
новообразованными минералами в виде пятен и прожилков из трубки Бултфонтейн было
установлено, что в исходные породы внедрилась легкоподвижная, насыщенная летучими
фаза (флюидизированный расплав типа "марида"?), которая была сильно обогащена
легкими РЗЭ и по концентрациям несовместимых элементов очень напоминала
кимберлит (Kramers et al., 1983). Внедрение произошло незадолго до'захвата и выноса
ксенолитов к поверхности. Судя по отношениям изотопов Sr, Pb и Nd, в ходе такого
процесса привнесенный материал со сравнительно низким отношением 87Sr/86Sr и
повышенным — 143Ш/144Ш ("неистощенная мантия", геохимически близкая к хон-
дриту) смешивался с древним субстратом, обогащенным радиогенным РЬ и
обедненным Sm (древней "метасоматизированной мантией").
Остановимся теперь на некоторых проблемах, связанных с происхождением
рассмотренных ультрамафитов. По степени развития новообразований все они
выстраиваются в ряд от ксенолитов, в которых признаки привноса лишь намечаются, до
образцов, подвергшихся практически полной переработке. В таком ряду можно выделить
следующие разновидности: 1) четырехминеральные гранатовые перидотиты без
дополнительных фаз, но с аномальным распределением крупноионных литофильных
компонентов и повышенной концентрацией Ti и Fe; 2) породы с отдельными мелкими
индивидами ильменита и (или) флогопита; 3) ультрабазиты со значительным развитием
тесно ассоциирующих ильменита, рутила, флогопита, амфибола и других минералов,
которые рассеяны в матрице пород в виде обособленных участков с размытыми или
относительно резкими границами; 4). такие же ксенолиты прожилкового строения;
5) нопули с признаками реакционного замещения ранних силикатов флогопитом н
К-рихтеритом (Доусон, 1983); 6) ультрамафиты, сложенные новообразованными
минералами в разных пропорциях и комбинациях (типа "маридов"). Этот ряд
подразумевает существование на глубине резервуаров или потоков контаминирующего агента,
который в разной степени "загрязняет" вмещающие породы. Здесь, однако, еще очень
много неясного. Так, ксенолиты первых двух разновидностей в принципе можно
рассматривать и в качестве реликтов субстрата первичной неистощенной мантии, как это
первоначально делали П. Никсон, Ф. Бойд, Д. Карсуэлл и другие исследователи (Lesotho
kimberlites, 1973; Physics..., 1975), а шестой разновидности — не как метасоматиты,
а как магматические образования (Доусон, 1983). В связи с этим возникает проблем»
гетерогенности контаминированных ультрамафитов, что заставляет совершенно инач
взглянуть на механизм обогащения глубинных пород несовместимыми элементами.
Появляется вопрос, не связано ли такое обогащение с просачиванием сквозь мантийные
ультрабазиты не флюидов, а расплавов с последующим удалением жидкой фракция
из преобразованных пород путем фильтр-прессинга1. Либо все же привнос вызываете»
флюидами, но не крупномасштабными их потоками, вызванными общей дегазацией
Земли, а небольшими порциями, которые отщепляются от кристаллизующихся мантиж-
ных магматических очагов и потому не играющими "глобальной" роли. Кроме того,
известно, что растворимость многих компонентов в водном флюиде уже при 1100°С
и 30 кбар настолько велика, что практически стирается грань между расплавом и флив-
дом (Рябчиков, 1982), т.е. опять-таки возникает проблема фазового состояния кс*-
таминирующего агента. Эти неясности делают конкретные особенности мантийного
метасоматоза в кимберлитовых системах в значительной степени умозрительным..
Наиболее же существенная проблема — отсутствие в ксенолитах достоверных приз
Вариант такого механизма под названием паратексиса предложен Н.Л. Добрецовым (1980).
372
ков метасоматической зональности (согласно Д.С. Коржинскому, такая зональность
является решающим доказательством реальности процесса метасоматоза). В связи
с этим при объяснении способа формирования рассматриваемых пород, возможно,
следует говорить о совокупности явлений, которые, по существу, не относятся к
области классического метасоматоза в понимании школы Д.С. Коржинского, а связаны
с взаимодействием высокоплотных концентрированных флюидов или сильно флюиди-
зированных расплавов с твердыми породами при экстремально высоких давлениях
и температурах. Фактически эти процессы являются промежуточными между
собственно магматизмом, крайне высокотемпературным метасоматозом и высокобарическим
пневматолизом. Как представляется, их крайне трудно разграничить при Р—Т
параметрах верхней мантии (Рябчиков, 1982), тем более при изучении небольших
случайных образцов. Поэтому судить о том, с какого рода процессами мы имеем дело,
сейчас, пожалуй, преждевременно, хотя признаки смешения различных субстратов в ряде
глубинных ксенолитов проявлены вполне отчетливо.
Рассматриваемая проблема осложняется еще и тем, что в кимберлитах известны явно
родственные описанным "метасоматизированным" ультрамафитам породы такого же
минерального состава, которые вряд ли можно интерпретировать иначе, чем
магматические образования (сохранившие первоначальные структуры или
перекристаллизованные) . К их числу принадлежат прежде всего ильменитовые пироксениты и биминераль-
ные ильменит-пироксеновые сростки (15—30% пикроильменита) с эмульсионными и
графическими структурами, аналогичными письменным гранитам (Доусон, 1983;
Гаранин и др., 1984). После экспериментов Б. Уайетта, доказавших возможность их
глубинной эвтектической кристаллизации, вряд ли можно всерьез сомневаться в их
магматической природе. По составу минералов (табл. 177) зти ксенолиты или сложные мега-
кристаллы являются связующим звеном между ильменитовыми перидотитами и
вкрапленниками титановой ассоциации, магматический генезис которых доказывается
типичными трендами фракционирования. В связи с этим отметим, что непрерывный ряд
образцов от ильменитовых перидотитов до мегакристаллов можно подобрать и по
модальному составу.
Другая разновидность генетически родственных "метасоматизированным"
перидотитам пород, магматическая природа которых выглядит очень вероятной, — зто фло-
гопитовые и ильменит-флогопитовые пироксениты (см. табл. 176). Многие из них по
химизму близки к субщелочным и щелочным ультраосновным вулканитам (пикритам),
изливавшимся на поверхность. Магматическое происхождение некоторых таких
образцов доказано. Так, П. Роулинсон и Дж. Доусон обнаружили в южноафриканской трубке
Уэлтвреден уникальный ксенолит неравновесного флогопит-ильменитового орто-
пироксенита со структурой закалки (The mantle..., 1979). Образец сложен игольчатым
титанистым бронзитом, который образует тонкие сростки с пикроильменитом в виде
макросферолитов (до 5 мм в диаметре) и более мелких гребенчато-слоистых
агрегатов; в интерстициях расположен зональный флогопит. Ксенолит пересечен прожилком
ильменита, к которому тяготеют изометричные зерна несколько иного по составу орто-
пироксена, низкохромистого граната, клинопироксена в графических сростках с
ильменитом (см. табл. 177). Порода богата Mg, Fe, Ti и К (см. табл. 176); слагающие ее
минералы по химизму сопоставимы с мегакристаллами. Аналогичные гранатовые вебсте-
риты с игольчатыми и скелетными выделениями минералов были обнаружены Ф. Бойдом
и в кимберлитовой дайке Мзонгвана в Южной Африке. Сферолитовые и гребенчатые
структуры таких пироксенитов являются веским аргументом в пользу быстрого
затвердевания материнского расплава. Последний, по-видимому, внедрялся в узкие трещины
во вмещающих породах, причем кристаллизация происходила в области стабильности
граната.
Наконец, охарактеризованные выше слюдиты и "мариды" в большинстве своем,
по-видимому, также магматические образования, которые рассматриваются в качестве
субстрата, контаминирующего вмещающие перидотиты (Доусон, 1983). Последнее тем
более вероятно, что существуют образцы, промежуточные по составу между "маридами"
373
Таблица 177. Химический состав минералов ильмеиит-пироксеновых графических сростков и
ксенолита со структурой закалки из кимберлитов
Компоненты
1 (1580)
Орх
llm
2(1930С)
Срх
11т
3(БД-2027)
Орх
Орх
Срх
SiO.,
ТЮ2
А12О3
Сг2О3
Fe2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
СУмма
55,7
0,15
0,82
0,00
—
10,3
0,18
-
32,0
0,70
0,17
-
100,02
0,05
50,7
0,82
0,70
10,4
25,4
0,24
-
11,7
0,05
0,00
-
100,06
54,3
0,50
2,64
0,04
-
6,38
0,15
-
18,1
15,8
1,89
-
99,80
0,08
50,0
0,75
0,16
10,8
26,7
0,20
0,12
10,1
0,02
-
-
98,83
53,3
0,25
2,09
0,09
—
8,97
0,17
0,03
32,6
1,07
0,24
0,03
98,84
55,8
0,49
1,89
0,14
-
7,97
0,14
0,09
31,3
1,74
0,38
-
99,94
53,9
1,16
0,37
0,11
-
3,65
0,06
0,06
16,6
23,5
0,48
-
99,8
Компоненты
3 (БД-2027)
Cr
11ш(ц)
11т(ц)
11т (ом)
РЫ(ц)
РЫ(к)
SiO2
ТЮ2
A12O3
Ct2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
41,8
1,48
21,5
0,20
11,1
0,32
—
20,7
3,01
0,10
-
Сумма
100,21
0,07
54,0
0,05
0,36
34,7
0,59
0,06
9,19
99,02
0,00
48,5
0,10
0,89
41,2
0,20
10,9
101,79
0,06
53,9
0,08
0,96
32,8
0,25
0,14
11,6
99,79
40,1
5,14
11,6
0,15
6,58
0,05
0,04
20,4
—
0,26
9,73
94,05
39,5
6,83
7,90
0,00
11,4
0,08
-
19,8
0,03
0,34
9,50
95,38
1,2 — ильменит-пироксеновые нодули из кимберлитов Лесото (Lesotho kimbertites, 1973); 3 —
флогопит-ильменитовый ортопироксенит, трубка Уэлтвреден, Южная Африка (по П. Роулинсон и
Дж. Доусону, The mantle..., 1979).
и прожилковыми "метасоматизированными" ультрамафитами (Jones en al,, 1982).
Поскольку механизм флюидного метасоматоза явно непригоден для объяснения
природы перечисленных магматических пород, возникает неизбежная двойственность в
толковании и других родственных образований, описанных в этом разделе (уже по
традиции!) в качестве "метасоматизированных" ультрамафитов. По-видимому, разработка
адекватных моделей генезиса глубинных ультрамафитов с ильменитом, флогопитом,
рутилом, амфиболом и другими минералами все же дело будущего. На данном этапе
можно уверенно говорить лишь о тесной связи магматических и высокотемпературных
флюидных процессов в верхней мантии и вызванного ими широкомасштабного
перераспределения ряда компонентов в глубинных породах.
374
Неравновесные ультрамафиты. Описанные в предыдущих разделах глубинные
породы в подавляющем большинстве случаев сложены внутренне равновесными
минеральными ассоциациями. Их равновесность отражается в высокой степени гомогенности
выделений, в отсутствии превышающих аналитические ошибки вариаций состава
одноименных минералов в разных участках ксенолитов, наконец, в сопряженных корреляциях
химизма сосуществующих фаз переменного состава. Даже в тех случаях, когда единый
ксенолит сложен разными породами (как, например, в образцах сложного состава,
описанных К. Коксом и др., Л.В. Соловьевой и др., А.И. Пономаренко и др. в кимберли-
товых телах Южной Африки и Якутии), последние, как правило, находятся в
химическом и структурном равновесии. Тем больший интерес представляют крайне редкие
пока примеры не связанного с выносом ксенолитов к поверхности нарушения
внутренней равновесности глубинных парагенезисов. Эти уникальные образцы имеют большое
значение для расшифровки все еще плохо понятных глубинных явлений в верхней
мантии. Поскольку при Р—Т параметрах последней локальная неравновесность ультрабази-
тов, судя по данным Ж.-К. Мерсье (The mantle..., 1979), не может сохраняться долго,
подобные нодули представляют собой как бы "моментальные фотографии" процессов
эволюции мантийного субстрата во всей их сложности и многообразии накануне
захвата и выноса ксенолитов. Эти включения не образуют единой формальной
классификационной группы, являясь представителями разных типов глубинных пород, описанных
выше. К ним, например, можно отнести железистые дуниты и оливиниты с несколькими
генерациями оливина переменного состава, гранатовые вебстериты со структурами
закалки и реакционные гранат-шпинелевые ультрамафиты. Другие наиболее интересные
внутренне неравновесные глубинные ксенолиты охарактеризованы ниже.
Особенно интересны так называемые полимиктовые перидотиты, обнаруженные
П. Лоулессом в трубках Де-Бирс и Бултфонтейн (The mantle..., 1979). Четыре
изученных крупных ксенолита (до 18 см в диаметре) представляют собой, по сути,
ультраосновные брекчии, "обломочный" материал которых состоит из фрагментов гарцбурги-
тов, лерцолитов, пироксенитов и дискретных выделений оливина, граната, орто- и
клинопироксена переменного состава. Многочисленные зональные порфирокласты
оливина с признаками интенсивной пластической деформации часто нацело
перекристаллизованы в тонкозернистый необластовый, более железистый агрегат, местами
образующий подобие матрицы перидотитов. Повсеместно распространенные бесформенные
участки и согласные со сланцеватостью пород прожилки резко зонального по хро-
мистости (1,5—5,0% Сг2Оз) пикроильменита, находящегося в тесной ассоциации с
рутилом, титанистым флогопитом и Cu-Ni-Fe сульфидами, пронизывают ксенолиты и,
согласно описанию, тоже цементируют обломки. Железистость центральных частей
дискретных зональных зерен ортопироксена меняется от88 до 95%, а содержание А12 Оз —
от 0,6 до 1,0%. В тех же пределах колеблется состав крупных (> 2 см) зональных зерен
клинопироксена, описанных как мегакристаллы (f = 88-90%, А12О3 = 0,5—2,0%).
Наиболее широки, однако, изменения химизма гранатов, которые образуют зерна
размером до 2 см. По составу выделены три типа гранатов: низкокальциевые (аналогичные
включениям в алмазах), "эклогитовые" (вероятно, близкие к вкрапленникам
титановой ассоциации) и гарцбургит-лерцолитовые. Содержания СаО и Сг2Оз в гранатах
колеблются особенно сильно (1—11 и 1—15%соответственно); резким колебаниям (0,1—
3,8%) подвержены и концентрации ТЮ2. П. Лоулесс и др. (The mantle..., 1979)
предложили двухстадийную модель формирования полимиктовых перидотитов. Они считают,
что незадолго до извержения флюид или расплав кимберлитового типа, содержавший
мегакристаллы, перемещаясь на глубине, захватывал фрагменты боковых пород. Затем
вся эта смесь закристаллизовалась в мантийном "промежуточном" очаге (очагах),
причем из жидкой фазы сформировалась ассоциация ильменит+флогопит+рутил+суль-
фиды. После этого обломки образовавшихся брекчиевидных пород были захвачены
кимберлитом и вынесены к поверхности.
Вариации примерно той же "темы" перемешивания контрастных глубинных
субстратов повторяются в нескольких образцах из трубки Удачная-восточная. Один из крупных
375
Таблица 178. Химический состав минералов ксенолита гранатового оливинита
из кимберлита трубки Удачная-восточная
Компоненты
SiO,
ТЮа
А1аО3
Gi,O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
NaaO
Сумма
1
Ol
39,7
0,00
0,00
0,02
13,1
0,13
0,31
46,2
0,05
-
99,51
2
OI
38,9
0,00
0,00
0,00
15,1
0,15
0,18
44,7
0,07
-
99,10
3
Gr
40,4
0,11
13,8
11,5
12,0
0,58
0,00
17,2
4,35
0,00
99,94
4
Gr
41,9
0,70
20,9
0,74
12,7
0,27
0,05
17,0
5,53
0,00
99,79
5
Gr
41,4
0,56
20,8
0,66
13,1
0,46
0,07
- 17,8
4,96
0,00
99,81
6
Cpx
55,3
0,23
1,73
0,16
4,35
0,07
0,03
16,6
20,1
1,38
99,95
7
Cpx
55,1
0,23
2,46
0,24
3,69
0,07
0,01
16,4
19,3
1,84
99,34
8
Urn
47,7
1,22
0,99
38,8
0,17
0,15
10,9
-
-
99,93
9
llm
_
48,7
0,68
0,94
36,3
0,25
0,14
11,1
-
-
98,11
1—3 — ранняя ассоциация: 1,2 — крупные порфирокласты, 3 — фиолетовое зерно из основной
массы; 4—9 — поздняя ассоциация: 4 —оранжевый "мегакристалл", 5 — включение в клинопироксе-
не, б — "мегакристалл", 7 —включение в гранате, 8 —каплевидное включение в гранате, 9 — прожилок в
оливине.
(до 15 см в поперечнике) ксенолитов из коллекции Е.Е. Лазько и В.П. Серенко (обр.
ТУВ-29) при детальном изучении оказался неравновесным гранатовым оливинитом,
отчасти сходным с южноафриканскими полимиктовыми перидотитами. Он имел
стандартную округло-овальную форму и четкие контакты с вмещающим кимберлитом.
Порода состоит из двух совершенно различных химически и, вероятно, разновременных
минеральных ассоциаций. Более ранняя ассоциация представлена катаклазированным
оливинитом с порфирокластами оливина Fa^-.^ (табл. 178) и единичными зернами
фиолетового граната. Последний по соотношению Сг2 О3 и СаО принадлежит к дунит-
гарцбургитовому парагенезису (Соболев, 1974), однако железистость его оказалась
почти в 2 раза выше. В краевой части этого ксенолита наблюдаются крупные
новообразования оранжевого граната и бледно-зеленого клинопироксена, внешне и по составу
аналогичные мегакристаллам титановой ассоциации из кимберлитового цемента
(рис. 116). Они встречаются в виде дискретных выделений размером до 3 см и
сростков. В гранатах и клинопироксенах заключены многочисленные каплевидные
включения пикроильменита размером до 1 см, вростки железистого флогопита с 1—2% ТЮ2 и
полиминеральные сульфидные но дули. Кроме того, узкие прожилки пикроильменита
рассекают оливиновую матрицу. Распределение минералов в ксенолите и их резкая
химическая неравновесность вынуждают считать ассоциацию мегакристаллов более
поздней по отношению к оливиниту. По составу оранжевый гранат, ильменит и кли-
нопироксен идентичны минералам ильменитовыхперидотитов (см. табл.
174).Необычность химических характеристик раннего фиолетового граната и высокую железистость
оливина в связи с этим трудно считать их первичными особенностями. Скорее всего,
они объясняются перекристаллизацией породы в присутствии фазы с высоким
потенциалом Fe. Такой фазой мог быть, скажем, расплав, из которого образовались
мегакристалл ы.
В другом образце из коллекции Е.Е. Лазько и В.П. Серенко — катаклазированном
гранатовом перидотите с типичной мозаичной структурой (ТУВ-177) — при визуальном
просмотре обратила на себя внимание варьирующая окраска разных зерен граната — от
грязно-оранжевой до малиново-красной через переходные оранжево-красные и красные
тона. При детальном исследовании оказалось, что перидотит сложен минералами,
практически гомогенными в пределах одного зерна. В то же время разные зерна граната в нем
376
113 И 5 Б
Рис. 116. Поверхность среза неравновесного гранатового оливинита из трубки Удачная-восточная. За-
рнсовка штуфа (коллекция Е.Е. Лазько и В.П. Сереико)
1 — кимберлит; 2 — катаклазированный оливинит; 3 — клинопироксен; 4 — гранаты (а —
оранжевый низкохромистый, б — фиолетовый высокохромистый) ; 5 — ильменит
Рис. 117. Идеализированная схема распределения интенсивности характеристического
рентгеновского излучения Сг, Са, Fe, Ti вдоль профиля через крупное зерно зонального граната. Цифры на
графике — положение точек, в которых были выполнены полные анализы (см. табл. 179)
заметно отличаются по составу, особенно по содержанию ТЮг (0,4—1,2%) и СГ2О3
(2,2—4,1%). Концентрация СаО в гранатах, несмотря на различие их хромистости,
постоянна. В аналогичном образце, также из трубки Удачная-восточная, Н.П. Похиленко и
Н.В. Соболев выявили значительно более широкие вариации состава разных
незональных зерен граната (в %): ТЮ2 1,1-1,6; Сг2О3 1,7-9,0; FeO 8,5-10,6; СаО 4,5-7,0.
Другие силикаты в этих перидотитах по составу не различаются.
Неравновесность совершенно иного типа и, по-видимому, происхождения
установлена в уникальных катаклазированных перидотитах с зональными гранатами из трубок
Удачная-восточная и Мир (Лазько, Серенко, 1983). В штуфе внутренние однородные по
окраске малиновые ядра зерен окружены тонкими оторочками оранжево-красного
цвета. Оливин и пироксены в этих образцах в отличие от граната однородны. Структуры
всех таких перидотитов мозаичные или мозаично-флюидальные, что позволяет
связывать их формирование с интенсивной деформацией и перекристаллизацией мантийного
субстрата. Наиболее детально из этой серии образцов изучен ксенолит (обр. ТУВ-43)
из трубки Удачная-восточная (Лазько, Серенко, 1983). Профильное микрозондирование
показало, что гранаты в нем обладают четко выраженной симметричной
концентрической зональностью с непрерывным изменением состава минерала в краевой зоне
(рис. 117). Внутренние участки индивидов размером 2—5 мм однородны и примерно
одинаковы по химизму во всех изученных случаях. Область варьирующего состава,
окружающая зти незональные ядра, имеет мощность 0,2—07 мм. Особенно резко от
центра к периферии выделений меняются содержания Сг2О3 и ТЮ2. Слабее выражена
зональность для других компонентов: в том же направлении незначительно растут
содержания Al, Fe, повышается степень окисления Fe и уменьшается количество СаО
(табл. 179). Характер зональности в гранатах из разных частей ксенолита практически
одинаков. Перидотит заметно истощен (см. табл. 164), но в нем присутствуют редкие
чешуйки первичного, в понимании Д. Карсуэлла, флогопита. Все зти особенности не
противоречат представлению об избирательном привносе в породу Fe, Ti, К, в ходе
которого и возникла зональность. Анализ возможных механизмов формирования
последней позволил прийти к выводу, что ксенолиты с зональными гранатами являются
одним из наиболее убедительных примеров чисто флюидной контаминации
истощенного ультраосновного субстрата (Лазько, Серенко, 1983). Независимо от источника
флюида зто может быть истолковано как доказательство реальности мантийного
метасоматоза.
Иной по характеру неоднородности ксенолит из трубки Мацоку в Лесото изучен
377
Таблица 179. Химический состав минералов ксенолита перидотита с зональными гранатами,
обр. ТУВ43 (Лазько, Серенко, 1983)
Компоненты
О1(ц)
О1(ом)
Орх
Срх
Phi
SiO2
ТЮ2
А12О3
Cr2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Сумма
40,7
0,00
0,00
0,00
10,3
0,13
0,37
48,4
0,09
99,99
40,8
0,00
0,00
0,00
10,1
0,13
0,37
48,3
0,10
99,80
57,6
0,29
0,65
0,22
6,31
0,18
0,08
34,4
0,93
0,06
100,72
54,1
0,37
1,50
1,08
3,93
0,15
0,08
20,3
17,7
1,20
100,41
42,0
2,53
13,5
1,30
4,61
0,04
0,15
22,3
0,32
0,70
96,42*
*C учетом 8,97% K2O.
Примечание. 1—8— точечные анализы зонального граната. Положение точек см. на рис. 117.
Дж. Герни, К. Коксом и Б. Хартом (Lesotho kimberlites, 1973; Physics..., 1975). Он
состоит из двух контрастных по модальному составу частей с очень четким и ровным
контактом между ними. Одна из частей является стандартным протогранулярным
гранатовым перидотитом с 67% оливина, 23% ортопироксена, 2% клинопироксена, 8%
граната, а другая - аналогичным по структуре негомогенным гранат-оливиновым вебсте-
ритом, содержащим 14% оливина, 47% ортопироксена, 24% клинопироксена, 6% граната,
7% сульфидов, 2% сростков граната, пироксенов и сульфидов, а также флогопит,
выделения которых имеют значительно меньшие размеры. В вебстеритовой части
неоднородность выражена в появлении полос с различной концентрацией граната и
пироксенов, размытые границы которых субпараллельны плоскости главного контакта.
Однотипные минералы в разных частях образца заметно различаются по составу, причем
Таблица 180. Химический состав минералов ксенолита сложного строения
из кимберлита трубки Мацоку (по Дж. Герни и др., Physics..., 1975)
Компоненты
SiO2
тю2
А1аО3
СгяО3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
1 (LBM-38A)
Ol
40,90
0,03
0,04
0,05
9,47
0,08
48,30
0,03
0,05
98,95
Орх
57,20
0,13
0,80
0,37
5,97
0,11
35,10
0,48
0,12
100,28
1 — гранатовый перидотит; '.
Срх
,—
54,80
0,29
2,41
2,24
2,90
0,10
16,80
18,90
2,30
100,74
Gi
42,00
0,33
19,20
5,81
8,01
0,34
18,80
5,97
0,07
100,53
2(LBM-38B)
Ol
40,80
0,10
0,04
0,02
11,20
0,08
47,00
0,04
0,05
99,33
1 — гранат-оливиновый вебстернт.
Орх
56,80
0,15
0,81
0,18
6,68
0,13
34,50
0,51
0,13
99,89
Срх
54,70
0,30
2,51
1Д5
3,51
0,10
17,10
19,00
2,10
100,47
Gr
41,50
0,32
21,60
2,25
9,60
0,32
18,70
4,67
0,05
99,01
378
1
41,5
1,22
18,8
3,87
9,07
0,35
19,6
5,10
2
41,7
1,16
18,5
4,30
8,80
0,38
19,5
5,07
3
40,9
1,13
18,9
4,95
8,34
0,35
19,4
5,12
Gr
4
41,4
0,93
18,0
6,07
8,64
0,40
19,1
5,41
5
41,2
0,34
17,9
6,67
7,82
0,36
19,2
5,62
6
41,6
0,02
18,1
6,96
7,59
0,36
19,3
5,95
7
41,0
0,08
17,8
7,54
7,67
0,37
19,4
6,11
8
42,0
1,15
19,2
3,78
8,27
0,37
19,6
5,07
99,51
99,41
99,09
99,95
99,11
99,88
99,97
99,44
особенно показательно общее повышение их железистости в вебстерите (табл. 180).
Фазы разного состава могут соприкасаться между собой, если они приурочены к
контакту. В одном случае продолговатое зерно граната расположено в обеих частях
ксенолита, при этом в перидотитовой зоне оно остается неизмененным, а в вебстеритовой —
приобретает характерный "губчатый" облик (и, вероятно, иной состав). Хотя вебсте-
риту приписывается инфильтрационно-метасоматическое происхождение, весь образец
идентичен сложным ксенолитам из базальтов, в которых матрица лерцолитового
состава ("зеленая" серия) пронизана прожилками "черных" пироксенитов. Поскольку
последние могут иметь и чисто магматическое происхождение (см. главу 6),"метасома-
тическая" интерпретация природы вебстерита выглядит дискуссионной. Во всяком
случае, в описываемом образце (в отличие от ксенолитов с зональными гранатами)
фиксируется обогащение вебстерита относительно лерцолита SiO2, А12Оз и СаО, а не
"некогерентными" ТЮ2 и К2О. Одновременно в породе падает концентрация MgO.
Все это, скорее, совместимо с нормальной магматической кристаллизацией вебстерита.
Приведенные примеры внутренней неравновесности глубинных ксенолитов из
кимберлитов недвусмысленно указывают на неразрывную связь нескольких
фундаментальных процессов, определяющих эволюцию мантийных пород, прежде всего
магматизма и флюидного массопереноса. Анализ особенностей рассмотренных нодулей
позволяет предполагать, что их доля в вещественном преобразовании глубинного субстрата
может варьировать, но в общем случае они, по-видимому, сопутствуют друг другу.
Одновременно выясняется, что в кимберлитовых системах эти процессы тесно связаны
с интенсивной деформацией недр. Все это вместе взятое позволило поставить вопрос о
петрологических аспектах геодинамики и попытаться вписать комплекс таких
процессов, включая генезис самих кимберлитов, в единую универсальную схему мантийного
диапиризма, органически сочетающую твердопластическую деформацию, магматизм и
флюидный массоперенос (Лазько, Серенко, 1983; Continental..., 1983). Детальная
разработка этих, пока все же предварительных построений — задача дальнейших
исследований.
379
Глава 8
ВЫСОКОБАРИЧЕСКИЕ УЛЬТРАМАФИТЫ В ЗЕМНОЙ КОРЕ
Перидотиты, содержащие минералы-индикаторы особо высоких давлений, известны на
дневной поверхности не только в виде ксенолитов в базальтах и кимберлитах. Их
обособленные тела и небольшие массивы встречаются и в высокометаморфизованных
складчатых толщах. Во многих отношениях эти экзотические образования сходны с
породами ультрабазитового комплекса офиолитов, вместе с которыми они долгое
время рассматривались под общим названием "алышнотипные гипербазиты". Э, Ден
Текс был, по-видимому, одним из первых исследователей, осознавших их
самостоятельность: в 1969 г. он предложил выделять в фанерозойских подвижных областях
"истинные" алышнотипные ультрабазиты, входящие в состав офиолитов, и перидотиты
"корневой зоны" складчатых поясов. Главные их отличия, по Э, Ден Тексу, заключаются в
характере ультраосновных пород (гарцбургиты преобладают в палеоокеанических
комплексах, лерцолиты — в массивах "корневой зоны") и в отсутствии тесной
ассоциации с перидотитами "корневой зоны" габброидов, даек и лав в соотношениях,
присущих офиолитам. Одним из характерных признаков лерцолитов "корневой зоны" долгое
время считалось наличие высокотемпературных контактовых ореолов во
вмещающих породах, что дало Д. Грину повод именовать их высокотемпературными
перидотитами1 , Однако в дальнейшем оказалось, что аналогичные контактовые ореолы
довольно часто подстилают и типичные офиолиты. Более того, некоторые классические
высокотемпературные лерцолитовые массивы (Лизард в Великобритании, Ланцо в Альпах
и др,) сами теперь интерпретируются как фрагменты тектонически расчлененной палео-
океанической литосферы (Дж. Керби, В, Дитрих, А. Николя и др.). В то же время
наиболее интересной черте перидотитов "корневой зоны" — наличию в них минералов
высоких давлений — обычно не придавалось большого значения. На наш взгляд, как
раз присутствие пиропового граната, хромдиопсида с ощутимой примесью жадеитовой
молекулы, высокоглиноземистой хромшпинели и столь экзотических образований,
как псевдоморфозы графита по алмазу (Слодкевич, 1982), служит определяющей
характеристикой этих пород, а тесная ассоциация перидотитов с пироксенитами дает
больше оснований назьшать весь комплекс рассматриваемых гипербазитов
высокобарическими ультрамафитами.
Судя по вещественному составу и структурам, допустима широкая аналогия
высокобарических ультрамафитов с ксенолитами в базальтах. В то же время их тела доступны
для изучения прямыми геологическими методами, что позволяет экстраполировать
информацию такого рода на недостижимые пока непосредственному наблюдению под-
коровые области.
Присутствие в перидотитах Cr-Mg граната не оставляет сомнений в том, что в них
в ряде случаев сохраняются реликтовые парагенезисы довольно больших (заведомо
мантийных) глубин, хотя причины такой метастабильности до конца не ясны. Однако
гранат не всегда устойчив при перекристаллизации и спаде давлений. Вместо него
появляется хромистая шпинель в ассоциации с оливином, знстатитом и натрийсодержа-
щим клинопироксеном. Нередко в шпинелевых лерцолитах присутствует еще более
поздний, по-видимому, уже коровый плагиоклаз, возникающий при
высокотемпературной декомпрессии пород по известной граничной реакции: Орх + Срх + Sp -*О1 + Р1
(точнее, Орх + Срх + Al-Sp -»■ 01 + PI + Cr-Sp). В этом заключается генетическая
двойственность некоторых высокобарических ультрамафитов, которые образуют как бы
связующее звено между глубинными ксенолитами и перекристаллизованными
мантийными ультрабазитами, приспособившимися к Р— Т условиям земной коры (например,
перидотитами рифтовых зон океанов). Такая двойственность становится особенно
наглядной, если в пределах единого массива сопряжены ультрамафиты всех трех фаций
1 Другие исследователи называли их также альпинотипными или орогенными лерцолитами.
380
глубинности. Понятно, что при интенсивном тектоническом расчленении подобных тел
возникают трудности с формационной идентификацией безгранатовых пород, которые
становятся очень похожими на некоторые перидотиты ультрабазитового комплекса
офиолитов. Забегая вперед, отметим, что в сложных случаях для разделения палео-
океанических и высоко барических перидотитов опираться можно, по-видимому, только
на степень их истощения легкоплавкими компонентами: офиолитовые перидотиты,
по определению, должны были испытать при декомпрессии интенсивное плавление с
отделением базальтовой магмы, формирующей 2- и 3-й слои океанической коры, а
высокобарические — либо оставались в субсолидусной области, либо подвергались
незначительному плавлению, но без отщепления жидкости от ультраосновного
субстрата,
Ультрамафиты изначально коровой природы, в которых иногда присутствует гранат
с повышенной долей пиропа, мы к высокобарическим не относим. Такие породы могут
возникать при прогрессивном гранулитовом или даже эклогитовом метаморфизме
базит-гипербазитовых ассоциаций. Они, естественно, не несут отпечатка мантийных
процессов. Сосуществующие минералы в них отличаются высокой железистостью,
а гранат практически не содержит Сг. К подобным объектам можно отнести, например,
ультрамафиты метаморфизованных расслоенных интрузивов, известных на Полярном
Урале, в Скандинавии, Альпах и др, (Удовкина, 1985; Carswell et al., 1983; Rivalenti
etal, 1984).
Истинные высокобарические ультрамафиты встречаются на дневной поверхности
редко. Почти все их проявления сосредоточены в Западной и Центральной Европе;
в нашей стране они пока не найдены. Преобладающая структурная обстановка их
залегания — складчатые пояса, причем в пределах последних зто всегда участки с самой
сложной и напряженной тектоникой и интенсивным метаморфизмом. Пожалуй, в этом
отношении наиболее красноречивы примеры приуроченности таких комплексов к
резким изгибам складчатых структур в Альпийском поясе — Гибралтарской дуге
(массивы Ронда на юге Испании и Бени-Бушера в Марокко) и к области крупнейших
глубинных надвигов в западной части Альпийской дуги (массивы зоны Ивреа и др.); в
сходной обстановке проявлены гранатовые перидотиты в Чешском массиве и в Норвегии.
В связи с этим причину появления фрагментов мантийного субстрата в верхах земной
коры можно видеть в мощнейших процессах сжатия, сопровождавших коллизию лито-
сферных плит. Реже высокобарические ультрамафиты выводятся на поверхность при
глубоко продвинутом рифтогенезе, связанном с началом раскрытия океанов. Яркий
пример подобного рода — массив о-ва Зебергед в Красном море; по многим признакам
к этому же типу принадлежат описанные в главе 4 ультрамафиты о-ва Сан-Паулу в
Атлантическом океане. Внедрение рассматриваемых пород в земную кору происходило
исключительно в фанерозое (каледониды Новергии, герциниды Центральной Европы,
альпийские структуры Средиземноморья, кайнозойский рифт Красного моря и др.).
Высокобарические ультрамафиты обычно встречаются в виде небольших линз, будин
и блоков (от первых до сотен метров в поперечнике) среди пород, испытавших дина-
мометаморфизм при высоких Р— Т параметрах, вплоть до гранулитов высоких давлений
и эклогитов. Предполагается, что зти тела перемещались в зонах глубинных надвигов и
что характер их залегания отражает завершающие этапы такой миграции (Добрецов и
др., 1984). Изредка они, однако, образуют удлиненные массивы площадью до десятков
и даже первых сотен квадратных километров. Прежние представления о том, что
крупные массивы — зто диапиры ультраосновного вещества, внедрившиеся непосредственно
из верхней мантии (Т. Лумис), сейчас пересматриваются. Картирование и
геофизические данные показывают, что такие тела входят в состав надвиговых чешуи и являются
бескорневыми структурами (М. Ландин, А. Уэстерхоф, Д, Вьелзеф и Ж. Корнпробст,
К, Менерт). Поэтому предпочтение теперь отдается более сложным, двухстадийным,
моделям становления высокобарических комплексов. Предполагается, что на первой
стадии ультрамафиты попадают в нижнюю часть земной коры в связи с рифтогенезом
(по-видимому, все же в виде диапиров), а затем при сжатии их фрагменты выдавлива-
381
Таблица 181. Средний химический состав высокобарических ультрамафитов
Компоненты
SiO,
ТЮ
А12О3
Сг О
FeO
МпО
МО
МеО
СаО
Na,O
К О
rv3w
Число
анализов
1
43,84
1,11
0,12
0,06
3,32
0,98
0,45
0,16
8,72
0,80
0,16
0,06
0,28
0,07
40,19
1,76
2,68
0,74
0,20
0,16
0,04
0,05
38
2
43,62
1,11
0,07
0,06
1,71
0,91
0,45
0,22
8,38
0,86
0,15
0,06
0,31
0,08
44,19
1,79
0,97
0,44
0,10
0,08
0,05
0,07
14
3
44,57
0,27
0,10
0,04
3,08
0,66
0,41
0,05
8,01
0,31
0,13
0,01
0,27
0,02
40,55
1,86
2,65
0,64
0,22
0,08
0,01
0,00
8
4
44,33
0,32
0,11
0,06
2,83
0,61
0,37
0,09
8,30
0,34
0,13
0,01
0,27
0,02
40,80
1,48
2,63
0,56
0,22
0,07
0,01
0,01
8
S
43,53
1,18
0,12
0,11
3,50
1,82
0,23
0,09
8,51
1,25
0,09
0,10
0,26
0,04
40,74
1,51
2,75
0,51
0,24
0,12
0,03
0,04
10
6
46,85
0,58
0,59
0,33
12,25
0,89
0,26
0,14
8,97
0,73
0,19
0,07
0,19
0,02
17,62
1,32
11,70
0,68
1,35
0,40
0,03
0,02
4
45,03
1,10
0,78
- 0,22
14,11
1,54
0,18
0,08
12,61
2,40
0,28
0,11
0,14
0,04
12,70
1,49
12,69
1,72
1,40
0,30
0,08
0,06
8
1, 2 — гранатовые перидотиты, Чешский массив: 1 — лерцолиты, 2 — гарцбургиты; 3, 4 — лер-
цолиты, массив Ронда: 3 — шпинелевые, 4 — плзгиоклазовые; S—7 — массив Бени-Бушера: S — шпи-
нелевые лерцолиты, 6 — гранатовые вебстериты, 7 — гранатовые клинопироксениты; 8—10 —
лерцолиты, массивы Западных Альп: 8 — гранатовые, Альп-Арами и др., 9, 10 — шпинелевые, Бальмуччия
(9), Бальдиссеро (10); 11 — флогопитсодержащие гарцбургиты, массив Финеро; 12, 13 —жильные
вебстериты в шпинелевых лерцолитах, зона Ивреа: 12 — "зеленые" низкоглиноземистые, 13 —
"черные" низкощелочные; 14—17 — жильные пироксениты в шпинелевых лерцолитах, массивы Лерц,
Фрейшенед и др., Пиренеи: 14 — "зеленые" высокоглиноземистые шпинелевые вебстериты, IS —
"черные" низкощелочные вебстериты с гранатом и шпинелью, 16 — "черные" роговообманковые
ются подобно офиолитам, Контакты тел, как правило, тектонические. Они часто
затушеваны вторичной динамометаморфической зональностью, отражающей взаимодействие
химически разнородных пород в условиях высоких температур и интенсивной
пластической деформации.
Внутреннее строение и петрографический состав высокобарических комплексов
довольно сложны. В огромном большинстве массивов по объему резко преобладают
лерцолиты. Гарцбургиты и особенно дуниты играют подчиненную роль, хотя известны
и исключения (массив Финеро в Альпах), В зависимости от характера глиноземистой
фазы выделяются гранатовые, шпинелевые и плагиоклазовые перидотиты, а также
переходные между ними разновидности. В ряде случаев ультрабазиты содержат
рассеянный Са-амфибол типа тремолита или магнезиальной роговой обманки и флогопит.
В составе минералов перидотитов запечатлены многие особенности, характерные и
для мантийных ксенолитов в базальтах. Породообразующие силикаты высокомагне-
зиальны. Оливин содержит 8—12% фаялита, ортопироксен — 8—11% ферросилита;
f клинопироксена колеблется в основном в пределах 5—10%. Пироксены, особенно в
шпинелевых и гранат-шпинелевых лерцолитах, богаты глиноземом (до 8% в клинопи-
382
Таблица 181 (окончание)
8
44,56
1,42
0,11
0,04
3,45
0,90
0,36
0,04
8,38
0,54
0,16
0,27
0,02
39,15
2,10
3,32
0,54
0,21
0,06
0,03
0,03
24
9
45,91
1,79
0,10
0,04
2,25
1,12
0,38
0,04
7,74
0,44
0,14
0,02
0,25
0,03
40,46
1,42
2,68
0,54
0,08
0,12
0,01
0,01
33
10
45,99
1,18
0,10
0,03
2,28
0,64
0,40
0,06
8,19
0,49
0,14
0,02
0,26
0,02
39,88
1,29
2,60
0,37
0,15
0,10
0,01
0,00
24
11
43,55
1,13
0,12
0,23
1,46
0,78
0,35
0,05
8,11
0,45
0,13
0,02
0,33
0,03
44,73
1,50
0,87
0,28
0,16
0,14
0,19
0,24
18
12
51,44
1,90
0,19
0,07
4,49
1,25
0,60
0,26
5,23
1,03
0,14
0,02
0,13
0,04
24,27
4,64
13,04
4,02
0,44
0,12
0,03
0,04
20
13
45,93
2,44
0,76
0,34
10,92
2,81
0,17
0,13
7,99
1,67
0,16
0,03
0,12
0,08
19,80
3,37
13,41
3,00
0,72
0,29
0,02
0,02
29
14
48,14
1,78
0,37
0,12
10,73
2,18
0,31
0,10
6,32
1,17
0,14
0,03
0,26
0,08
23,18
3,30
9,75
2,23
0,78
0,17
0,02
0,02
36
пироксениты и пироксеновые горнблендиты, 17 — слюдяные горнблендиты; 18—20 — лерцолиты,
о-в Зебергед: 18 — шпинелевые, 19 — плагиоклазовые, амфибол-плагиоклазовые, 20 — роговообман-
ковые.
Примечание. Химические анализы для расчета средних составов пород заимствованы из
работ Н.Г. Удовкиной, Н.П. Михайлова и B.C. Ровши, Ф. Роста и У. Григеля, Дж. Дикки, Ф. Фрая и
др., Ж. Корнпробста, М. Лубе и К. Аллегра, М. Польве и К. Аллегра, У. Эрнста, Г. Ленша, С. Капедри
и др., С. Синигои и др., Г. Риваленти и др., М. Обаты и Л. Мортена, Б. Званса и В. Троммсдорфа,
М. О'Хары и 3. Мерси, Р. Которна, М. Колторти и Ф. Сиены, Ж. Фабрье и Ф. Конкере, Ж.-Л. Боденье
и др., Э. Бонатти и других исследователей.
роксене), равно как и шпинелиды, отношение Сг/ (Сг + А1) в которых не поднимается
выше 25%, а иногда падает ниже 10% при f «* 25—30%. Повышенная глиноземистость
клинопироксенов обусловлена не только наличием чермакитовых миналов, но и
вхождением в их состав до 15% жадеитовой молекулы, что указывает на высокобарические
условия образования пород (Добрецов и др., 1971). Насыщенность клинопироксенов
Na, связанная именно с присутствием жадеита, которая отличает высокобарические
перидотиты от любых других ультрабазитов, залегающих в земной коре (кроме,
разумеется, глубинных ксенолитов), рекомендовалась даже в качестве классификационного
признака (Kornprobst et al., 1981). Магнезиальный гранат (обычно свыше 70% пиропа)
содержит ~ 0,5—2,0% Сг2 О3, но в некоторых перидотитах Чехословакии его хромис-
тость может быть много выше (И. Фиала, Н.Г. Удовкина, Н.Л. Добрецов и др.).
Плагиоклаз по составу отвечает битовниту или Лабрадору (Ап60_90) -
В перидотитах проявлены довольно четкие зависимости состава минералов от типа
парагенезиса. Так, в равновесии с гранатом в отличие от шпинельсодержащих
ассоциаций концентрация А1 в пироксенах резко снижается, причем исключительно за счет
Al-чермакита, а количество жадеита остается стабильно высоким. Уменьшается глино-
383
Таблица 181 (окончание)
Компоненты
2 Э
MgO
К, О
Число
анализов
15
46,29
1,68
1,31
0,88
11,58
1,35
0,22
0,11
7,69
2,09
0,14
0,03
0,20
0,06
20,77
3,09
10,55
2,17
1,15
0,48
0,10
0,12
23
16
43,35
1,69
3,08
1,28
12,59
2,41
0,14
0,12
8,43
2,83
0,11
0,05
0,17
0,07
18,58
4,92
10,82
1,99
2,00
0,57
0,73
0,46
23
17
42,38
1,68
4,90
0,65
13,76
0,83
0,19
0,22
7,39
2,55
0,06
0,04
0,14
0,10
16,76
1,97
10,30
0,48
2,73
0,21
1,39
0,34
6
18
44,85
0,71
0,15
0,03
3,87
0,17
0,36
0,02
8,65
0,24
0,14
0,01
0,25
0^01
38,16
1,16
3,20
0,13
0,34
0,01
0,03
0,04
5
19
44»48
1,17
0,08
0,04
4,53
1,86
0,39
0,01
7,92
0,61
0,13
0,01
0,26
0,03
38,94
3,99
2,97
1,47
0,28
0,16
0,02
0,01
10
20
45,16
1,70
0,12
0,08
3,46
0,76
0,43
0,10
8,83
0,55
0,15
0,01
0,24
0,03
37,71
2.77
3,42
1,56
0,42
0,10
0,07
0,04
11
земистость пироксенов и в пдагиоклазсодержащих лерцолитах (относительно шпинеле-
вых), но менее заметно, чем в гранатовых; однако в этом случае происходит ощутимое
падение концентраций жадеита, а не чермакита, т.е. перераспределение натриевого
компонента из клинопироксена в плагиоклаз. В шпинелевой фации, как всегда, пироксены
более истощенных пород содержат меньше А1. Закономерно меняется и состав шпине-
лидов, В гарцбургитах независимо от фациальной принадлежности их хромистость
заметно растет (Сг/ (Сг + А1) до 60%); несколько повышается она в сравнении с шпине-
левыми лерцолитами и в шпинелидах плагиоклазовых перидотитов в точном
соответствии с приведенной выше граничной реакцией.
Структура ультрабазитов в большинстве случаев типично порфирокластическая с
признаками интенсивных высокотемпературных деформаций, особенно в краевых
частях тел. В то же время в ряде массивов известны и породы гранобластового
строения, а в перидотитах из ядер наиболее крупных комплексов описаны реликтовые
протогранулярные структуры (Ernst, 1978; Garuti et al., 1980; Obata, 1980).
Интересной особенностью шпинелевых лерцолитов является то, что хромшпинель, судя по ее
распределению в породах, возникала главным образом при распаде
высокоглиноземистых пироксенов, В некоторых переходных плагиоклаз-шпинелевых перидотитах
установлены признаки формирования плагиоклаза за счет разложения и
перекристаллизации шпинель-пироксеновых агрегатов. В таких породах зональные выделения хромшпи-
нели окружены каемками плагиоклаза.
В деформированных ультрабазитах отмечается характерная для офиолитовых гарц-
бургитов ритмичная расслоенность с неоднородным распределением пироксенов.
Считается, что и здесь она имеет деформационно-сегрегационную (динамометаморфичес-
кую) природу.
384
В петрохимическом отношении лерцолиты приближаются к модельным составам
примитивной мантии или обеднены легкоплавкими компонентами (табл. 181). Гарц-
бургиты, как обычно, сильно истощены.
Во многих массивах, помимо ультрабазитов, развиты разнообразные пироксениты
(вебстериты, орто- и клинопироксениты, роговообманковые пироксениты) и мелано-
кратовые габброиды; изредка отмечаются пироксеновые горнблендиты. Все они
залегают в виде прямолинейных, секущих расслоенность перидотитов жил и даек
варьирующей мощности (от первых сантиметров до нескольких метров) с резкими контактами;
пироксениты часто образуют и согласные прослои, прослеживаемые в обнажениях
на сотни метров. Иногда такие прослои смяты в изоклинальные складки или даже
разлинзованы и будинированы; характер их соотношений с окружающими
перидотитами может меняться по простиранию от согласного до секущего. Жилы никогда не
выходят за пределы вмещающих их перидотитовых блоков. Морфологически жильные
породы во многих случаях напоминают лейкосому мигматитов; по существу, их можно
рассматривать как своеобразные "ультрамафитовые мигматиты".
Среди пестрой серии жильных образований можно выделить две большие
совокупности ультрамафитов, различающиеся прежде всего железистостью и титанистостью.
Судя по их соотношениям в обнажениях, они, кроме того, разновременны, К более
ранней группе относятся магнезиальные пироксениты с низким содержанием TiO2
(см. табл. 181) — оливиновые вебстериты, вебстериты, относительно редкие шпинеле-
вые и (или) гранатовые клинопироксениты и вебстериты, а также ортопироксениты.
Во всех этих породах фиксируются явные признаки пластической деформации в
микроструктуре. Их минералы близки по составу к минералам вмещающих перидотитов,
например изумрудно-зеленый клинопироксен представлен натрийсодержащим хром-
диопсидом. Все это позволило провести аналогию между магнезиальными пироксени-
тами и ксенолитами "зеленых" ультрамафитов из базальтов (Shervais, 1979). Еще
раньше Дж. Дикки называл их ультрамафитами тектонического типа (Dickey, 1970).
Ко второй группе жильных пород принадлежат заметно более железистые
вебстериты, клино- и ортопироксениты, редкие верлиты, роговообманковые и плагиоклазовые
пироксениты, а также габброиды. В сравнении с магнезиальными пироксенитами в них
повышенны концентрации ТЮ2, а в целом по химизму многие из этих Fe-Ti
ультрамафитов очень похожи на пикриты и пикробазальты (см. табл. 181). Пироксениты второй
группы (ариежиты, по А. Лакруа и Г, Леншу) обычно содержат много шпинели и (или)
граната (нередко более 10%), имея как следствие высокоглиноземистый состав; иногда
в них отмечается пикроильменит. Все их породообразующие минералы обогащены Fe
в сравнении с породами первой группы, а темноокрашенный клинопироксен относится
к Al-титанавгиту, Железистые ультрамафиты ("черная" Al-авгитовая серия Дж. Шерве),
как правило, секут "зеленые" пироксениты, а их кумулятивные структуры заметно
меньше тектонизированы, хотя и в них иногда проявлены гнейсовидность,
ориентированные микроструктуры и прочие признаки наложенной деформации (Dickey, 1970;
Obata, 1980).
Обе совокупности жильных образований высокобарических комплексов, в свою
очередь, распадаются на более дробные подразделения. Так, среди магнезиальных
пироксенитов можно дополнительно выделить низко- и высокоглиноземистые
разновидности (см. табл. 181). К первой разновидности принадлежат более
распространенные вебстериты и оливиновые вебстериты, а также ортопироксениты. Все они не
содержат ощутимых количеств шпинели и (или) граната. Ко второй разновидности
отнесены породы, сложенные главным образом клинопироксеном и
высокоглиноземистыми фазами. В соответствии с минеральным составом в низкоглиноземистых пироксе-
нитах отношение СаО/А12О3 значительно больше 1, а в породах второй разновидности
содержания СаО и А12Оз примерно равны при сходстве тех и других по железистости и
концентрациям TiO2. Поскольку низко- и высокоглиноземистые ультрамафиты,
по-видимому, различаются способом формирования, в дополнительном расчленении
"зеленых" пироксенитов заложен определенный генетический смысл, хотя это расчленение
25. Зак. 855 385
в какой-то мере условно, так как породы обеих разновидностей связаны постепенными
переходами.
Среди "черных" Fe-Ti ультрамафитов выделять подгруппу низкоглиноземистых
пород нерационально, поскольку (в отличие от ксенолитов в базальтах) в природе
они мало распространены. Однако в качестве отдельной разновидности в этой группе
мы рассматриваем редкие роговообманковые пироксениты и горнблендиты,
известные в ряде лерцолитовых массивов в Пиренеях и среди гранатовых перидотитов
Норвегии (Conquere, 1971; Carswell et al., 1983). От железистых ультрамафитов
нормальной щелочности эти породы отличаются резко повышенной концентрацией щелочей,
особенно Кг О. Одновременно они обогащены Fe и Ti, обеднены Si и Mg в сравнении с
первыми и приближаются по химизму к некоторым субщелочным пикритам и пикро-
базальтам (см. табл. 181). Породы этой разновидности содержат флогопит или амфибол
керсутитового типа, а также довольно много пикроильменита. Судя по этим
особенностям, они возникли из иного источника, нежели Fe-Ti ультрамафиты нормального
ряда. В то же время особенности залегания, характер структур и состав пироксена
объединяют их с "черными" ультрамафитами низкой щелочности. Вообще четко
разграничить железистые ультрамафиты, равно как и магнезиальные, трудно, поскольку
между породами обеих разновидностей существуют постепенные переходы по химизму;
в связи с этим следует отметить, что непрерывный ряд составов можно подобрать и
между "черными" и "зелеными" ультрамафитами. Все зто осложняет генетическую
трактовку жильных ультрамафитов высокобарических комплексов.
Дж, Дикки, называвший совокупность Fe—Ti пироксенитов ультрамафитами
магматического типа, описал в гранатовых клинопироксенитах массива Бени-Бушера
расслоенность, близкую к кумулятивной (с обогащением гранатом нижних частей
прослоев, но с отчетливой приуроченностью наиболее крупных выделений минералов
к центральной части тел). Он отметил также, что перидотиты, непосредственно
вмещающие Fe-Ti ультрамафиты, заметно обеднены клинопироксеном, В массивах Ронда,
Лерц и Бени-Бушера описаны жилы сложного состава, в которых "зеленые"
пироксениты слагают зальбанды, а центральная часть выполнена "черными" ультрамафитами
(Dickey, 1970; Obata, 1980и др.).
Уникальной особенностью массива Бени-Бушера является присутствие в Fe-Ti
ультрамафитах поликристаллических агрегатов графита в виде октаэдров размером от
0,5 до 7 мм или их сростков. Они, по всей видимости, представляют собой параморфозы
по алмазам (Слодкевич, 1982), Графитовые октаэдры обнаружены в четырех прослоях
гранатовых клинопироксенитов из апикальной части массива. Последние
переслаиваются здесь с клинопироксенитами без граната и шпинелевыми перидотитами, образуя
горизонт мощностью до 16 м, согласный с внутренней структурой массива.
Пироксениты обладают отчетливыми структурно-текстурными признаками магматических куму-
латов. Графит составляет в них от 2 до 15% объема, т.е, на отдельных участках
становится породообразующим минералом, при этом его концентрация и размеры октаэдров
в прослоях уменьшаются снизу вверх.
Сочетание в массивах сильно тектонизированных перидотитов и заключенных в них
тел с явными признаками кристаллизации из расплава привело к разработке довольно
необычных моделей становления высокобарических комплексов. Согласно наиболее
аргументированным из них, массивы внедрялись в земную кору в разогретом, но в
твердом состоянии (Dickey, 1970; Shervais, 1979; Obata, 1980; Polve", Allegre, 1980;
Frey et al., 1985), При этом перидотиты рассматриваются как матрица, претерпевшая
при подъеме частичное плавление, a Fe-Ti пироксениты — как выплавка,
закристаллизованная на глубине. Такова генеральная схема; детали ее в интерпретации разных
исследователей различаются. Некоторые советские петрологи (Н.П. Михайлов и
В.В, Слодкевич, А.А. Маракушев) считают рассматриваемые комплексы типичными
расслоенными интрузивами.
Геохимические характеристики высокобарических ультрамафитов довольно
разнообразны (табл. 182). Перидотиты неизменно обогащены сидерофильными элементами.
386
В лерцолитах независимо от их фациальной принадлежности проявлено
фракционирование РЗЭ (Ottonello et al., 1984,; Rare..., 1984; Frey et al., 1985; Bonatti et al., 1986).
Нормированные содержания тяжелых и средних лантаноидов в них почти одинаковы и
близки к среднему хондриту Cl (Ybw «* Gdw » 0,5—2,0), а легких — несколько
пониженны (Lajy до 0,1—0,5), В гарцбургитах спад нормированных концентраций от тяжелых
к легким лантаноидам происходит более резко, и сами породы ощутимо обеднены
всеми РЗЭ. Характер распределения лантаноидов может меняться на противоположный
(легкие РЗЭ/тяжелые РЗЭ > 1), если в перидотитах появляются водосодержащие
фазы — амфибол или флогопит. Иногда такие породы резко обогащены элементами
цериевой группы (La^ ДО 10—20). Пироксениты (особенно низкоглиноземистые
"зеленые") по распределению РЗЭ могут быть аналогичны вмещающим лерцолитам
(Ottonello et al., 1984; Frey et al., 1985), но обычно диапазон содержаний лантаноидов
в них намного шире. Некоторые разновидности, особенно гранатовые клинопироксе-
ниты, обладают высоким уровнем концентраций тяжелых и средних РЗЭ (Yb^ до
10—15, иногда даже до 50) при относительно низком содержании легких (Law 0,05—
1,0). В других случаях, по данным М. Обаты и Ф. Фрая, на вариационных кривых
высокоглиноземистых пироксенитов при том же типе распределения (легкие РЗЭ/тяжелые
РЗЭ < 1) фиксируется легкое повышение концентраций Sm и Nd; аналогичное
незначительное накопление средних РЗЭ выявлено и в некоторых лерцолитах массива Ронда
(Frey et al., 1985). Подщелоченные Fe-Ti ультрамафиты содержат аномально высокие
количества легких лантаноидов,
Почти все высокобарические перидотиты крайне бедны "предельно
несовместимыми" элементами (К, Rb, Sr) и поэтому легко подвергаются контаминации
последними. В связи с этим прямое изотопное изучение пород, несмотря на их свежесть, всегда
оставляет почву для сомнений в истинности получаемых результатов. Действительно,
разброс изотопных отношений Sr, выявленный при анализах валовых проб лерцолитов,
оказался довольно широк (Polve, Alle'gre, 1980). Более достоверные данные,
отражающие изотопный состав мантийных источников ультрамафитов, получены при изучении
отмытых кислотами мономинеральных фракций пироксенов из лерцолитов (Ophioli-
tes..., 1984; Reisberg, Zindler, 1986). Большинство экспериментальных точек лежит
вблизи главного мантийного тренда, а значения 87Sr/86Sr *** 0,7020—0,7040 и eNd »
« 4—14 указывают на истощение, иногда, вероятно, неоднократное, соответствующих
глубинных зон "несовместимыми" компонентами. Несколько повышенны (до 0,7053)
величины отношений 87Sr/86Sr в пироксенах части Fe-Ti вебстеритов (Polve', Allegre,
1980),
Из полезных ископаемых, связанных с высокобарическими ультрамафитами,
отмечаются незначительные по масштабам проявления хромитов и асбеста. Практическое
значение в конце прошлого века имела добыча ювелирного пиропа из перидотитов
Чехословакии. Спрос на него, однако, упал после начала интенсивной разработки
южноафриканских кимберлитов, где были обнаружены гранаты более высокого качества.
Ультрабазиты о-ва Зебергед являются источником одного из самых любимых
самоцветов древности и средневековья — золотисто-зеленого оливина (хризолита),
упоминаемого еще Плинием. Здесь добыты, по-видимому, все исторические камни, в том числе
192-каратный хризолит Алмазного фонда СССР.
Массив Ронда (Испания). Крупнейший в мире лерцолитовый массив Ронда (~300 км2)
расположен в так называемой внутренней зоне Бетикской Кордильеры близ побережья
Средиземного моря. Эта дугообразная зона характеризуется наличием положительных
гравитационных аномалий, сложной кайнозойской надвиговой тектоникой,
высокотемпературным метаморфизмом слагающих ее палеозойских пелитовых и карбонатных
толщ, присутствием ультрабазитовых тел неофиолитового типа. Она продолжается в
Северную Африку, охватывая в виде гигантской подковы западную часть акватории
Средиземного моря. На марокканском побережье в этой зоне расположен идентичный
рассматриваемому массив Бени-Бушера.
Комплекс Ронда (рис. 118) представляет собой овальную в плане пластину мощ-
387
Таблица 182. Среднее содержание микроэлементов в высокобарических ультрамафитах
Элементы
Сг
Ni
Со
V
Sc
Li
Rb
Sr
Ba
Та
Nb
Zr
Hf
Y
La
Ce
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Er
Yb
Lu
Cu
Zn
Число
анализов
2240
1880
98
68
15
—
0,25
14
—
_
1,0
8,0
—
3,5
0,24
0,86
0,93
0,40
0,18
—
0,11
—
-
0,46
0,074
17
57
3
2630
2170
105
59
13
0,28
8,8
1,0
4,2
2,5
0,17
0,61
0,63
0,24
0,11
2530
2150
ПО
53
12
0,23
4,0
1,5
2,3
2,3
0,060
0,30
0,63
0,18
0,082
0,075
0,060
0,35
0,059
19
52
0,24
0,058
17
52
2340
2370
ПО
31
8,6
0,10
1,0
1,0
1,0
1,0
0,032
-
-
0,040
0,017
-
0,022
0,094
0,018
5,7
47
2500
1980
100
-
14
_
—
-
_
0,19
0,64
0,35
0,18
0,076
0,19
0,046
0,22
0,042
-
2640
1950
100
-
17
—
-
_
0,037
0,20
0,23
0,12
0,052
0,19
0,048
0,27
0,053
-
_
2600
2000
100
-
15
_
:
—
-
_
0,070
0,24
0,25
0,18
0,080
-
0,057
0,24
0,044
-
_
1—3 — лерцолиты, массив Ронда: 1 — гранатовые, 2 — шпинелевые, 3 — плагиоклазовые; 4 — гарц-
бургиты, там же; S—7 — лерцолиты, массивы Западных Альп: 5 — гранатовые, Альп-Арами, б, 7 —
шпинелевые, Бальмуччия (6) и Бальдиссеро (7) ; 8 — "зеленые" оливиновые вебстериты, там же;
9, 10 — массив Бени-Бушера: 9 — шпинелевые лерцолиты, 10 — гранатовые клинопироксениты;
11—13 — "черные" жильные ультрамафиты в шпинелевых лерцолитах, массивы Лерц, Фрейшенед и
др., Пиренеи: 11 — роговообманковые пироксениты с гранатом и шпинелью, 12 — роговообманко-
ностью около 1,5 км, лежащую на границе двух тектонических покровов (Dickey,
1970; Obata, 1970). Вокруг массива в перекрывающих породах серии Казарес развит
зональный динамометаморфический ореол. Палеозойские глиноземистые отложения в
непосредственном контакте с ультрабазитами представлены претерпевшими
интенсивное пластическое течение гранат-кордиерит-силлиманитовыми гнейсами, которые по
мере удаления от массива сменяются сначала мусковит-андалузитовыми, а затем, в
6 км от контакта, хлорит-серицитовыми сланцами. По оценке М. Ландин, в момент
внедрения во вмещающие толщи ультрабазиты имели температуру 700—800°С, а
давление при этом не превышало 3,5 кбар. В ранних работах (Т. Лумис и др.) считалось,
что ультрабазиты внедрялись из мантии в виде диапира и после образования
контактовых пород уже не перемещались. Позже, на основе детальных структурных съемок
(М. Обата и М. Ландин, А. Узстерхоф), было показано, что массив находится во
вторичном залегании. Сейчас он вместе с метаморфитами серии Казарес является частью
крупного надвига и уже не "заякорен" в мантию. Внедрение ультрабазитов в земную
кору и формирование контактового ореола, судя по Sm-Nd, Rb-Sr и К-Ar датировкам,
произошло около 22 млн лет назад (Reisberg, Zindler, 1986).
388
о
3400
1750
88
_
23
-
—
-
—
—
—
—
—
-
0,19
0,78
0,70
0,40
0,19
—
0,12
-
—
0,31
0,096
-
_
9
1340
1940
100
42
-
_
0,18
9,8
3,2
—
—
—
—
_
0,17
0,54
0,54
0,21
0,090
0,40
-
0,48
0,36
0,34
—
41
85
10
860
1500
98
340
—
—
0,85
63
29
-
-
-
_
—
0,58
2,1
2,7
1,4
0,61
2,9
-
5,4
2,7
4,7
—
170
98
11
860
1060
66
300
34
5,0
2,3
220
42
0,91
10
89
2,5
23
4,1
12
12
3,8
1,4
—
0,77
-
—
1,8
0,29
95
67
12
1400
1500
61
290
37
5,2
1,9
170
26
0,33
7,3
79
2,4
24
4,1
12
11
3,7
1,3
_
0,72
-
—
1,7
0,26
92
76
13
560
950
57
300
40
4,0
5,5
540
160
1,9
41
92
2,6
24
7,5
23
21
5,9
2,1
—
0,93
-
—
1,4
0,22
78
37
14
2420
1990
ПО
-
14
_
_
_
_
—
—
—
_
—
0,20
0,98
0,97
0,37
0,12
—
_
—
_
0,40
0,069
—
15
2640
2010
100
—
15
_
_ ■
_
—
—
—
—
—
0,14
0,52
0,47
0,18
0,10
0,29
0,88
-
_
0,56
0,11
—
_
16
2900
1860
100
—
13
_
_
—
—
—
_
_
—
2,7
6,9
5,3
1,2
0,35
1,0
0,16
—
_
0,34
0,059
-
_
10
вые пироксениты без граната, 13 — слюдяные горнблеядиты; 14—16 — лерцолиты, о-в Зебергед:
14 — шпинелевые, 15 — плагиоклазовые, амфибол-плагиоклазовые, 16 — роговообманковые.
Примечание: Данные для расчета средних содержаний микроэлементов заимствованы из
работ Ф. Фрая и др., Г. Оттоиелло и др., М. Лубе и К. Аллегра, М. Польве и К. Аллегра, Ж.-Л. Бо-
денье и др., Э. Бонатти и других исследователей.
Массив, по подсчетам М. Обаты, на 95% сложен перидотитами. По минеральному
и химическому составу они образуют непрерьтныи ряд от богатых легкоплавкими
компонентами лерцолитов до сильно истощенных гарцбургитов (табл. 183). Ведущая
глиноземистая фаза представлена хромшпинелью, гранатом или плагиоклазом, причем
два последних минерала никогда не встречаются вместе, а хромшпинель присутствует
практически в любом штуфе, часто в виде включений в гранате. Судя по присутствию
реакционных кайм плагиоклаза вокруг зерен шпинели, плагиоклазовые перидотиты
сформировались при перекристаллизации исходных шпинелевых разновидностей. В
некоторых образцах отмечается вторичная роговая обманка. Породы в большинстве
своем довольно свежие. Лерцолиты резко преобладают над гарцбургитами, а
количество дунитов ничтожно. Структура перидотитов по большей части типично порфироклас-
тическая, кое-где с признаками милонитизации; в центральной части массива
сохранились участки с недеформированной протогранулярной структурой. Местами в породах
хорошо выражена ритмичная расслоенность, обусловленная параллельными полосооб-
разными сгущениями и разрежениями зерен пироксенов.
Согласно с расслоенностью перидотитов, как правило, расположены прослои и жилы
389
Рис. 118. Распределение гранатовых (I), шпинелевых (II) и плагиоклазовых (ДО
массиве Ронда (по данным Дж. Дикки и М. Обаты)
1 - кайнозойский чехол; 2 — метаморфические породы палеозоя
перидотитов в
менее магнезиальных пород. Среди них М. Обата выделяет два типа: 1)
преобладающие темные по окраске гранатовые пироксениты и оливиновые габброиды; 2)
немногочисленные ярко-зеленые хромистые пироксениты. Они заметно различаются и по
химическому составу (см. табл. 183). Количество жильного материала в целом по
массиву, по разным оценкам, составляет от 5 до 15%, но в некоторых обнажениях доходит до
37% (Dickey, 1970; Obata, 1980). В таких участках многократное переслаивание
перидотитов и пироксенитов или габброидов внешне напоминает нормальную первично-
магматическую расслоенность.
Минеральный состав жильных пород довольно пестрый и определяется главным
образом различными комбинациями клино- и ортопироксена, плагиоклаза, шпинели и
граната. Акцессории представлены паргаситом, рутилом, ильменитом, сульфидами,
а в некоторых гранатовых пироксенитах и чешуйками графита размером 1—2 мм.
Самыми обычными представителями жильной серии являются гранатовые клинопироксе-
ниты и вебстериты, шпинелевые вебстериты, плагиоклазовые пироксениты с гранатом
и шпинелью, но наиболее многочисленны оливиновые габбронориты. Кроме
практически любых переходных разновидностей между перечисленными породами, в массиве
отмечены и другие, более редкие парагенезисы (ортопироксениты, оливиновые габбро
и др.). Для структуры пироксенитов очень характерны признаки перекристаллизации
с появлением в гранат- и шпинельсодержащих ассоциациях вторичного плагиоклаза.
Поэтому, по мнению Дж. Дикки и М. Обаты, многие габброиды имеют немагматическое
происхождение. Типичные кумулятивные структуры в пироксенитах не описаны.
Уникальной особенностью массива является то, что в нем на небольшом
пространстве совмещены породы всех трех фаций глубинности ультрабазитов. В его пределах
с северо-запада на юго-восток гранатовые (по существу, шпинель-гранатовые)
перидотиты сменяются плагиоклазовыми через промежуточную область распространения
шпинелевых и переходных плагиоклаз-шпинелевых перидотитов, так что комплекс
имеет четко выраженное зональное строение (см. рис. 118). Анализ условий равновесия
пород, проведенный М. Обатой, показал, что разница давлений, при которых были
стабильны гранатовые и плагиоклазовые лерцолиты в мантии, составляет минимум 6 кбар,
а на самом деле, вероятно, значительно больше. Поскольку мощность зоны шпинелевых
перидотитов не превышает 3 км, указанная разница давлений слишком велика, чтобы
ее можно было объяснить лишь литостатической нагрузкой. Иными словами, породы
массива не могли находиться в равновесии на глубине. Для того чтобы снять зто
противоречие, М. Обата разработал специальную модель "динамического охлаждения"
массива. Согласно последней, зональность возникла при движении первоначально
однородного блока шпинель-гранатовых перидотитов к поверхности. По расчетам, основанным
на особенностях состава сосуществующих минералов перидотитов (см. ниже), подъем
прослеживается с глубины ~ 70 км. При этом в разных участках тела скорость охлаж-
390
Таблица 183. Химический состав ультрамафитов массива Ронда (Dickey, 1970; Obata, 1980; Fiey et al., 1985)
Компоненты
SiO2
ТЮ2
Al^O,
Fe,O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na,0
K2O
П.п.п.
Сумма*
Cr
Ni
Co
V
■Sc
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
La
Ce
Nd
Sm
Eu
Tb
Yb
Lu
Zn
Cu
1 (P-893)
43,59
0,01
0,88
-
7,91
0,12
46,71
0,77
0,03
0,0003
7,97
99.612 *
2000
2380
110
22
6,7
0,1
0,5
<l,0
<1, 0
<l,0
0,009
-
-
0,011
0,005
-
0,040
0,0077
47
6,0
2 (P-224)
44,36
0,06
2,94
-
8,47
0,13
40,56
2,71
0,27
0,003
1,98
100,06* *
1980
2150
110
54
11
0,1
2,0
2,0
1,0
2,0
0,059
0,18
0,30
0,12
0,060
0,054
0,26
0,040
53
23
3(P-856)
44,61
0,03
2,09
-
7,66
0,13
42,72
1,72
0,10
0,001
2,20
99,792 *
2970
2330
105
42
11
<0,l
1,8
1,0
<l,0
<0,5
0,023
-
0,08
0,03
0,018
0,034
0,14
0,028
45
1,0
4 (P-243)
44,81
0,14
3,62
-
8,24
0,13
38,82
3,22
0,32
0,01
1,39
99,942 •
2560
2020
-
67
15
0,4
13
3,0
7,0
3,0
0,19
-
0,72
0,30
0,12
0,080
0,40
0,064
52
26
5(P-123)
45,23
0,27
4,80
-
8,73
0,13
35,51
4,04
0,45
0,01
4,46
99.702 *
2120
1810
97
76
16
0,4
22
4,0
12
<l,0
0,40
1,2
1,2
0,53
0,23
0,14
0,54
0,089
61
_
6(P-855)
46,43
0,11
6,42
-
7,77
0,13
32,43
5,66
0,40
0,01
1,73
99342 .
2560
1640
87
89
20
0,9
12
3,0
4,0
1,0
0,076
0,49
0,58
0,25
0,11
0,083
0,49
0,079
63
10
7(P-301)
53,93
0,02
1,57
0,53
2,49
0,10
22,39
16,05
0,43
0,01
0,52
99,95
12500
700
_
_
_
_
-
_
_
-
_
_
_
_
_
_
8 (P-349)
53,21
0,09
5,17
0,63
5,42
0,14
29,81
3,92
0,18
0,00
0,33
99,74
5600
160
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
9(P-251)
44,09
1,12
14,51
2,47
4,97
0,14
14,80
16,44
0,89
0,01
0,24
99,77
410
240
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
_
* С учетом содержаний Cr2Q и NiO.
2 * Пересчитано на сухой остаток.
2 Пересчитано на сухой остаток.
1 — шпинелевый гарцбургит; 2—5 — лерцолиты: 2 — плагиоклазовый, 3,4 — шпинелевые, 5 — гранатовый; 6—8 — "зеленые" пироксениты: 6 — оливиновый вебстерит,
7 — шпинелевый вебстерит, 8 — ортопироксенит] 9 — "черный" плагиоклаз-шпинелевый клинопироксенит.
дения пород была различной. Внешняя его зона (нынешняя северо-западная часть
массива) охлаждалась быстрее, и поэтому здесь оказалась "замороженной" ассоциация
наиболее высоких давлений (шпинель-гранатовый перидотит). Внутренние части блока
дольше оставались нагретыми, и они оказались полностью перекристаллизованными в шпи-
нелевые, плагиоклазовые и переходные перидотиты при меньших давлениях в
зависимости от длительности охлаждения и химического-состава пород. По такой модели
породы массива, по существу, являются метаморфическими образованиями, а мощность
зон фациально различных ультрабазитов обусловлена интенсивностью охлаждения,
которая прямо связана со скоростью подъема тела. Она, по расчетам М. Обаты,
превышала 1 м/год.
Интересно, что пироксениты и габброиды с гранатом, шпинелью или плагиоклазом,
которые, судя по текстурным особенностям и составу, являются
закристаллизовавшимися выплавками из окружающих перидотитов (Dickey, 1970), приурочены почти
исключительно к соответствующим фациальным разновидностям последних. Это
указывает на единство субсолидусной эволюции жильных пород и перидотитов, что
подтверждается структурами распада и перекристаллизации в габброидных и
плагиоклазовых пироксенитах. Следовательно, формирование жильной серии, скорее всего,
происходило еще до подъема тела с уровня 70 км (Obata, 1980; Frey et al., 1985).
Состав минералов ультрамафитов массива Ронда приведен в табл. 184. Наиболее
интересные данные получены при изучении пироксенов. Крупные порфирокласты
ортопироксена в перидотитах оказались резко зональны. Так, если в ядрах зерен
концентрация А12О3 превышает 6%, то на периферии она падает до 2%. Вместе с тем
зональность носит сложный "топографический" характер с обособлением "платообраз-
ных", имеющих причудливую конфигурацию участков с равными содержаниями
А12О3 (рис. 119). Анализ таких "плато", содержащих ламелли клинопироксена,
проведен расфокусированным зондом. Валовой состав их оказался примерно одинаковым
независимо от фациальной принадлежности материнских пород, хотя химизм необлас-
тов ортопироксена в плагиоклазовых, шпинелевых и гранатовых перидотитах заметно
различается (см. табл. 184). В необластах проявлена зональность того же типа, что и в
порфирокластах, но хуже выраженная. Данные по зональности ортопироксенов, по
мнению М. Обаты, указывают на то, что первоначально минерал имел примерно
одинаковый состав во всем объеме тела. Этому первичному равновесному составу
отвечают реликтовые участки порфирокластов, содержащие до 6,5% А12О3.
Возникновение зональности и необластов может быть связано с распадом и перекристаллизацией
ранннего Al-ортопироксена, который стал неустойчив при подъеме массива Ронда.
Состав необластов отражает новые условия равновесия; зональность в них возникла
под действием высокотемпературных диффузионных процессов (Obata, 1980).
Выявить "первичные" клинопироксены, равновесные с А1-энстатитом, в
перидотитах не удалось. В составах необластов клинопироксена отражены те же тенденции, что
и в новообразованиях ортопироксена (см. табл. 184). В "зеленых" пироксенитах
минерал близок по химизму к клинопироксенам окружающих перидотитов, а в "черных"
он содержит больше А12О3 и особенно ТЮ2 и FeO (Dickey, 1970). В гранатах
перидотитов установлено около 0,5—1,5% Сг2О3. В пироксенитах гранат низкохромистый,
заметно более железистый. Состав хромшпинелей не выдержан даже в одном штуфе.
Вариации состава зависят от фациальной принадлежности пород. Если в
шпинель-гранатовых перидотитах крупные зерна более хромисты, чем мелкие, и в зональных
выделениях концентрация А12 О3 падает от центра к периферии, то в плагиоклазовых
перидотитах картина распределения А1 и Сг прямо противоположна (Obata, 1980).
Хотя некоторые из лерцолитов массива близки в петрохимическом отношении
к модельным составам "примитивной" мантии хондритового типа, концентрации
несовместимых микроэлементов (см. табл. 183) во всех без исключения перидотитах
свидетельствуют о том, что они все же потеряли какую-то часть легкоплавкой фракции
(Frey et al., 1985). Все перидотиты заметно обеднены легкими РЗЭ относительно
тяжелых в сравнении с хондритами, причем интенсивность истощения в целом повышается
392
Таблица 184. Химический состав минералов ультрамафитов массива Ронда
(Dickey, 1980; Obata, 1980)
Компоненты
1 (Р-123)
Орх*
Орх(ом)
Срх (ом)
Сг.
СП
2 (Р-243)
Орх*
Орх (ом)
SiO2
ТЮ2
AL,O3
Cr2O3
FeO
МпО
MgO
СаО
Na,O
52,90
0,22
6,32
0,41
7,10
0,12
31,66
1,2]
0,16
54,91
0,17
4,06
0,28
7,48
0,09
33,17
0,47
0,06
51,84
1,08
7,49
0,64
3,07
0,10
14,27
19,77
2,32
41,79
0,30
22,90
0,53
9,22
0,32
19,82
4,65
-
, —
0,06
58,4
9,8
12,1
0,15
19,6
—
—
53,0
0,14
6,7
0,5
6,5
0,1
32,0
1,4
_
54,64
0,10
4,04
0,29
6,84
0,16
34,38
0,48
_
Сумма
100,10 100,69
100,58
99,53
100,11 100,34 100,93
Компо-
2(Р-243)
Срх (ом)
СП
3 (Р-37)
Орх*
Орх (ом)
Срх (ом)
См
Г
сп
4(Р-127)
Срх
Сг
SiO2
TiO2
AL,O3
Сг2О3
FeO
МпО
MgO
СаО
Na2O
Сумма
51,60
0,55
6,84
0,75
2,87
0,13
15,20
20,40
1,55
99,89
—
0,09
58,7
9,7
11,0
0,13
20,3
—
-
99,92
53,5
0,06
6,2
0,66
5,74
0,12
32,15
1,36
0,10
99,89
* Валовой состав ядер порфирокластов.
1—3 — лерцолиты: 1 —
вином Fa10 г
гранатовый с
56,24
0,09
2,63
0,54
6,13
0,15
34,14
0,74
0,03
100,69
51,88
0,34
4,19
1,00
2,46
0,08
16,62
22,81
0,56
99,94
-
0,06
54,4
13,9
11,1
0,19
20,4
_
-
100,05
хромшпинелью и оливином Fa, , г
, 3 — плагиоклазовый с хромшпинелью и оливином Fa, 4; 4
клииопироксенит с плагиоклазом.
- 47,96
0,15 1,32
39,9 7,91
28,7 0,10
14,4 8,47
0,42 0,15
16,4 13,00
- 19,39
- 1,34
99,97 99,64
41,46
0,22
21,92
0,10
15,47
0,49
13,41
7,06
0,03
100,16
, 2 — шпинелевый с оли-
— "черный"
гранатовый
от лерцолитов к гарцбургитам и от гранатовых к плагиоклазовым разностям. Степень
частичного плавления перидотитов, судя по расчетам Ф. Фрая, менялась от первых
процентов до ~ 30%. Отсутствие Eu-аномалий свидетельствует о том, что плавление
происходило в мантии на уровнях устойчивости граната и (или) шпинели. Это
подтверждает глубинную природу жильных пород. Однако распределение в них РЗЭ не
позволяет рассматривать пироксениты и габброиды как продукты прямой
кристаллизации пикритовых или базальтовых выплавок из перидотитов. Предполагается, что до
консолидации эти жидкости подверглись фракционированию, а впоследствии твердые
породы магматогенных прослоев обменивались веществом с окружающими
перидотитами (Rare..., 1984).
Изотопный состав С г иШ клинопироксенов из перидотитов массива Ронда
колеблется в неожиданно больших пределах (87Sr/86Sr=0,7025-0,7041; eNlj- 7-н-14),
перекрывая почти весь диапазон значений изотопных отношений Sr и Nd, известных в.
базальтах океана, при этом многие фигуративные точки отклоняются от главного
мантийного тренда (Reisberg, Zindler, 1986). Анализ этих данных привел к выводу, что
перидотиты пережили сложную глубинную эволюцию. Однако еще более поразительно
то, что широкие вариации изотопного состава Sr и Nd (87Sr/86Sr = 0,7031-0,7040;
393
Рис. 119. Изолинии концентрации А1,О3 (в мас.%) в зональном порфирокласте ортопироксена из
шпииель-плагноклазового лерцолита, обр. Р-37 (Obata, 1980)
1 — оливин; 2,3 — необласты: 2 — ортопироксена, 3 — клинопироксена; 4 — хромшпинель;
5 — плагиоклаз; б — соссюрит; 7 — серпентин; точки — места, в которых выполнены полные
анализы ортопироксена
143Nd/144Nd = 0,51256—0,51289) установлены и в клинопироксенах плагиоклазовых
лерцолитов из небольшого (~ 10 м) обнажения в северо-восточной части массива. Это
прямо свидетельствует о возможности длительного существования в мантии локальных
изотопно неравновесных участков, которые могли быть источниками базальтовых магм
разного типа.
Массивы Западных Альп. По широко распространенным представлениям,
Альпийский ороген в современной тектонической структуре Южной Европы маркирует зону
позднемезозойской конвергенции Палеоевропейской и Палеоафриканской литосферных
плит. Рассматриваемая здесь сильно изогнутая северо-западная часть пояса — так
называемая Альпийская дуга — богата разнообразными ультрабазитами, среди которых
известны ассоциации высоких давлений (Ernst, 1978; Shervais, 1979 и др.). Регион
пережил очень сложную тектоническую и метаморфическую эволюцию, детали которой
во многом еще дискуссионны. Настоящий раздел основывается преимущественно на
публикациях Дж. Даль-Пьяца, У. Эрнста, В. Дитриха, Р. Трюмпи, Г. Лобшера, Дж. Хан-
цикера.
Главными тектоническими элементами региона, по Р. Трюмпи, являются три
обширные субпараллельные области (зоны): 1) Гельветская; 2) Южноальпийская;
394
Рис. 120. Тектоническая схема западной
части Альп (составлена по материалам
Дж.Даль-Пьяца, У. Эрнста, В. Дитриха)
1 — Гельветская область; 2 — Австро-
альпийская область; 3,4 -—
Южноальпийская область (4 — зона Ивреа); 5—7 —
Пеннинская область: 5 — нерасчленен-
ные пеннинские толщи, включая Лепон-
тинский гнейсовый блок, б — офиолиты
Пьемонтского аллохтона, 7 — австроаль-
пийские покровы Дан-Бланш (Г) и Сезия-
Ланцо (II); 8 — рыхлые отложения
долины р. По; 9 — массивы ультрабазитов:
а — высокобарических (1 — Альп-Арами,
2 — Финеро, 3 — Бальмуччия, 4 — Бальдис-
серо), б — офиолитовой ассоциации (5 —
Маленко, 6 — Ланцо) ; 10 — линии
крупнейших региональных надвигов
3) Пеннинская (рис. 120). К востоку выделяется еще одна крупная зона — Австроаль-
пийская, которая здесь не рассматривается. Гельветская область, как предполагается,
соответствует палеоевропейской пассивной континентальной окраине мезозойского
Тетиса. Она сложена сиалическими породами догерцинского и герцинского
кристаллического цоколя, перекрытого осадочным чехлом карбон-палеогенового возраста.
Высокометаморфизованные образования пестрого состава (гранулиты, амфиболиты,
мраморы, слюдяные сланцы, гнейсы, мигматиты), местами перекрытые пермскими
риолитами и более молодыми осадочными отложениями, обнажаются в структурах
Южноальпийской области. Она, по современным представлениям, является
фрагментом Палеоафриканской литосферной плиты. В ее западной части, известной как зона
Ивреа, расположены высокобарические массивы Бальмуччия, Финеро, Бальдиссеро и
др. Наиболее сложное строение имеет промежуточная между Гельветской и
Южноальпийской областями Пеннинская покровно-надвиговая зона. В ее пределах
тектонически совмещены осадки мезозойской континентальной окраины (собственно
пеннинские толщи), глубоководные палеоокеанические ассоциации, представленные офиоли-
тами Пьемонтского аллохтона, фрагменты южноальпийского кристаллического цоколя
(австроальпийские покровы Дан-Бланш и Сезия-Ланцо) и фундамента палеоевропейс-
кого континента (Лепонтинский гнейсовый блок с телами гранатовых перидотитов и
ряд других срединных массивов). Все толщи Пеннинской зоны подверглись
метаморфизму в ходе альпийского орогенеза.
Согласно современным представлениям, в процессе интенсивного рифтообразования,
начавшегося в позднем триасе, сформировался узкий бассейн с океанической корой —
Мезотетис, разделивший сиалические Палеоевропейский и Палеоафриканский
(Южноальпийский) блоки. Изменение кинематики движения плит в середине мела привело
к закрытию Мезотетиса, субдукции его коры и фрагментов окружающих сиалических
блоков под Южные Альпы и формированию аллохтонов. Столкновение
континентальных блоков произошло в позднем мелу—эоцене вдоль главного сутурного шва — Инсуб-
рийской линии. Она представляет собой важнейший структурный элемент региона,
отделяющий южноальпийский цоколь, не переработанный при орогенезе, от высоко-
метаморфизованных альпийских толщ Пеннинской зоны. С юго-востока к этому линеа-
менту примыкают образования зоны Ивреа.
По единодушному мнению петрологов (Г. Ленш, К. Менерт, Дж. Шерве, У. Эрнст
и др.)> зона Ивреа представляет собой выведенный на поверхность, запрокинутый
(лежащий "на боку") блок глубинных пород, отвечающих модельному разрезу
нижней коры и верхов мантии Южноальпийской плиты. В пределах зоны вкрест ее
395
простирания с северо-запада на юго-восток последовательно обнажаются
крутопадающие тела шпинелевых лерцолитов, крупный массив переслаивающихся ультра-
мафитов, габброидов и более кислых пород (также с крутым падением расслоен-
ности), известный как магматический расслоенный комплекс Ивреа-Вербано1
(Garuti et al., 1980; Rivalenti et al., 1984), и толща биотитовых гнейсов с прослоями
мраморов и амфиболитов. Степень метаморфизма пород меняется от гранулитовой
(в западной части разреза) до амфиболитовой (восточнее) фации; еще восточнее,
уже за пределами зоны Ивреа, расположены менее метаморфизованные отложения
и небольшие тела герцинских гранитоидов зоны Строна-Сенери, параллелизуемые
с образованиями верхней части земной коры. К зоне Ивреа приурочена интенсивная
положительная гравитационная аномалия (Г. Беркхемер, К. Менерт и др.), что
свидетельствует о резком диапировом (?) подъеме кровли мантии (так называемое
тело Ивреа) в этом районе. Перидотитовые массивы, таким образом, можно
рассматривать либо как выходы последней на поверхность, либо, скорее, как
отторгнутые от "тела Ивреа" фрагменты. Судя по радиоизотопным датировкам и
структурным соотношениям с вышележащими отложениями зоны Строна-Сенери, породы
зоны Ивреа подверглись метаморфизму и были выведены на поверхность в доальпий-
ское время (Г. Арндт, К. Менерт, Дж. Шерве, Дж. Ханцикер, А. Николя и др.).
Массив Бальмуччия (рис. 121, в) является типичным представителем
высокобарических перидотитовых тел зоны Ивреа. Это линзовидный блок расслоенных
шпинелевых лерцолитов размером 4,5 X 0,7 км, северо-западная часть которого срезана
Инсубрийской линией (Ernst, 1978; Shervais, 1979; Sinigoi et al., 1983). Лерцоли-
ты в различной степени истощены легкоплавкими компонентами (табл. 185) и часто
содержат бурую роговую обманку. В небольших количествах в массиве
присутствуют также гарцбургиты и дуниты.
Западный контакт тела типично тектонический. Характер восточного контакта
лерцолитов с высокометаморфизованными расслоенными базитами ("мафическими
гранулитами") затушеван явлениями совместного высокотемпературного
пластического течения пород. Их элементы залегания в обеих частях разреза согласны
между собой. Судя по описаниям Дж. Шерве, переход от перидотитов к габброидам
постепенный, путем переслаивания, что во многом сходно с наблюдаемыми в офио-
литах соотношениями ультрабазитового и габброидного комплексов. В порфиро-
кластических и гранобластовых структурах перидотитов запечатлены признаки
интенсивной деформации и перекристаллизации пород.
В массиве Бальмуччия, как и в других подобных телах, довольно широко развита
жильная серия разнообразных мигматитоподобных пироксенитов и габброидов. По
аналогии с ксенолитами в базальтах Дж. Шерве разделил их на "зеленую" хромдиоп-
сидовую и "темную" титанавгитовую серии. К первой относятся преобладающие
вебстериты и оливиновые вебстериты, а также более редкие ортопироксениты. Все
зти породы присутствуют в лерцолитах в виде согласных прослоев мощностью до
2 м либо в форме менее мощных жил, секущих расслоенность перидотитов.
Контакты последних резкие, а конформных прослоев — "размазанные" или пилообразные.
В обнажениях нередки примеры взаимного пересечения тел пироксенитов,
переходов согласных прослоев в секущие, ветвления прожилков. В массиве присутствует
несколько генераций "зеленых" ультрамафитов. По времени образования все они
являются более поздними, чем перидотиты, несмотря на близость пироксенитов
к окружающим породам по составу минералов и микроструктурным
характеристикам. К титанавгитовой серии принадлежат еще более поздние железистые шпине-
левые вебстериты, роговообманковые и полевошпатовые пироксениты, габброиды.
Все они отчетливо менее деформированы, чем лерцолиты, и секут более ранние "зе-
*К. Менерт, М. Бертолани, Г, Шмвд, Дж. Шерве и другие исследователи ранее описывали эти
породы как мафические и кислые гранулиты.
396
с
I
^/
6
i' 0
/ 2 3km
Л \ \
Рис. 121. Схемы строения перидотито-
вых массивен Бальмуччия (в) и Финеро
(б) (Ernst, 1978; Shervais, 1979)
1 — шпииелевые лерцолиты; 2 —
флогопитсодержащие гарцбургиты; 3,
4 — расслоенный комплекс Иврев-
Вербано: 3 — ультрамафиты, 4—габброи-
ды и диориты; 5 — роговосбманксвые
перидотиты; б — амфиболизированные
габброиды; 7 — метаморфические толщи
зоны Канавезе (Пеннинская область);
8 — четвертичные отложения; 9~
разломы; 10 — Инсубрийская линия
леные" ультрамафиты. Среди них также можно видеть независимые генерации
(Shervais, 1979; Garuti et al., 1980; Sinigoi et al., 1983).
Заметно отличается от других перидотитовых тел зоны Ивреа наиболее крупный
среди них массив Финеро (около 24 км2). По данным Г. Ленша, он образует линзо-
видную антиформу, в ядре которой обнажаются необычные для высокобарических
ассоциаций флогопитсодержащие перидотиты, представленные сильно истощенными
гарцбургитами (см. табл. 185), На крыльях структуры они сменяются роговообман-
ковыми перидотитами, отделенными от флогопитовых узкой каймой амфиболизи-
рованных габброидов, которые,'возможно, относятся к комплексу Ивреа-Вербано
(см. рис. 121,6). На наш взгляд, принадлежность роговообманковых перидотитов
к массиву Финеро дискуссионна, если принять во внимание соотношения пород и их
вещественный состав.
В составе минералов высокобарических ультрамафитов зоны Ивреа (табл. 186)
отражены все те тенденции, о которых шла речь выше.
К Инсубрийской линии, но уже с севера также тяготеют небольшие тела гранатовых
перидотитов, расположенные в пределах Лепонтинского блока Пеннинской зоны
(см. рис. 120). Крупнейшее из этих тел - массив Альп-Арами - представляет собой
субсогласную бескорневую линзу в биотитовых гнейсах размером около 1,0 X 0,4 км,
окруженную оторочкой диафторированных эклогитов, клинопироксенитов и горн-
блендитов (Ernst, 1978). Гранатовые лерцолиты, по данным Дж. Мекиля, в
альпийскую эпоху также подверглись интенсивному диафторезу с развитием шпинели,
амфибола и хлорита по раннему парагенезису. Особенно показательно формирование
келифитового агрегата по гранату.
Появление в лепонтинских гнейсах тел гранатовых перидотитов — пока загадка;
ясно лишь, что в них сохранились реликты ультрабазитов очень больших глубин.
Так, У. Эрнст по особенностям химизма сосуществующих минералов (см. табл. 186)
оценивает давление кристаллизации пород массива Альп-Арами в 40 ± 10 кбар. Как
и перидотиты зоны Ивреа, лепонтинские гранатовые лерцолиты в различной степени
истощены легкоплавкими компонентами (см. табл. 185) и обладают типичными
порфирокластическими структурами.
Несмотря на различия в тектонической позиции и фатальном характере, высоко-
397
Таблица 185. Химический.состав высокобарических ультрамафитов Западных Альп (Ernst, 1978; Sinigoi et al., 1983; Ottonello et al., 1984j)'
Компоненты
SiOj
ТЮ2
A1SO,
Cr2O,
Fe2O,
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K,0
П.п.п.
Сумма
Co
Sc
La
Ce
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Yb
Lu
1 (Б-16)
45,46
0,12
1,42
0,41
8,09
-
0,12
0,24
40,02
2,35
-
0,01
1,85
100,09
100
15
0,024
0,20
-
0,099
0,045
0,18
0,041
0,24
0,046
2 (Ф-62)
47,56
0,14
1,58
0,38
7,94
■-
0,12
0,23
39,14
2,84
-
0,00
0,14
100,07
98
18
0,064
0,24
-
0,11
0,052
-
0,046
0,25
0,050
3(3238)
53,00
0,09
4,00
0,55
-
3,72
0,13
0,14
21,60
16,00
0,40
-
0,30
99,93
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
_
4(26)
44,76
0,44
13,13
0,01
8,77
-
0,16
0,06
18,60
13,80
0,32
-
-
100,05
-
-
-
-
-
-
-
-
-
-
_
5 (БА-4а)
51,51
0,29
2,48
0,57
5,79
-
0,10
0,19
32,96
5,53
-
0,01
1,00
100,43
87
24
0,26
0,86
1,3
0,51
0,23
-
0,15
0,60
0,11
6 (Ф-2д)
43,00
0,08
1,04
0,39
8,41
-
0,12
0,30
44,80
0,89
0,38
0,47
0,01
99,89
ПО
7,9
0,30
0,60
0,032
0,076
0,016
-
0,0071
0,019
0,0054
7 (Ф-2а)
41,31
0,01
0,25
0,09
9,26
-
0,13
0,35
48,27
0,13
-
0,01
0,13
99,83
130
3,3
0,068
0,071
-
0,0080
-
-
-
0,011
0,0024
8(Ф-16б)
43,02
0,10
1,32
0,41
8,22
-
0,12
0,27
41,00
1,76
0,36
0,08
3,39
100,05
100
И
0,22
0,75
0,46
0,13
0,049
0,17
0,023
0,15
0,030
9(Ф-16с)
44,59
0,21
1,94
0,42
8,37
-
0,12
0,24
38,48
2,69
0,68
0,13
2,09
99,96
96
20
0,16
0,50
0,51
0,22
0,12
-
0,077
0,37
0,070
1-4 — массив Бальмуччия: 1, 2 - шпинелевые лерцолиты, 3 — "зеленый" вебстернт, 4 - "черный" шпинелевый клинопироксенит; 5 -
"зеленый" оливиновый вебстерит, массив Бальдиссеро; 6, 7 - массив Финеро: 6 — гарцбургит, 7 - дунит; 8, 9 -гранатовые лерцолиты, массив Альп-
Арами.
Таблица 186. Химический состав минералов высокобарических ультрамафитов Западных Альп
(Ernst, 1978; Sinigoi et al., 1983)
Компонен- |
ты
1 (Ф-2д)
О1
Орх
Срх
Crt
РЫ
2 (Б-16)
О1
Орх
Срх
Crt
SiO2
ТЮ2
А12О3
Сг2О3
FeO
МпО
MgO
СаО
Na2O
К2О
Сумма
40,43
0,00
0,00
0,00
8,44
0,14
49,83
0,02
0,00
0,00
98,86
57,02
0,08
1,40
0,40
5,39
0,16
35,28
0,36
0,01
0,00
100,10
54,65
0,08
1,20
0,48
1,77
0,07
18,61
23,83
0,27
0,00
99,96
0,03
0,10
20,66
45,74
23,61
0,33
9,65
0,00
0,00
0,00
100,12
38,92
0,71
16,02
1,32
2,45
0,02
24,64
0,03
0,81
8,91
97,83
40,09
0,00
0,00
0,00
9,80
0,19 -
49,13
0,01
0,04
0,00
99,26
54,53
0Д2
4,26
0,42
6,02
0,18
33,18
0,77
0,07
0,00
99,55
51,65
0,38
6,17
0,96
2,20
0,10
15,10
21,18
1,28
0,00
99,02
0,08
0,12
58,74
10,94
11,33
0,12
19,20
0,00
0,02
0.00
100,5
Компоненты
3(Ф-16б)
О1
Орх
Срх
Gr
4(БА-4а)
Орх
Срх
Crt
5(26)
Срх
SiO2
ТЮ2
AljO3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
40,47
0,00
0,00
0,00
9,03
0,14
49,40
0,00
0,00
0,00
99,04
57,34
0,05
0,79
0,17
5,72
0,12
35,85
0,13
0,00
0,00
100,17
55,72
ода
0,99
0,46
1,83
0,06
17,35
23,59
0,59
0,00
100,61
41,22
0,14
23,15
1,98
7,82
0,36
20,53
4,91
0,03
0,00
100,14
53,94
0,13
4,35
0,37
5,86
0,15
33,26
0,46
0,02
0,00
98,54
51,44
0,54
7,35
0,87
1,88
0,08
14,22
21,19
1,58
0,00
99,16
0,00
0,04
60,01
10,72
10,80
0,14
19,29
ода
0,00
0,00
101,00
49,19
0,59
7,77
0,00
4,15
0,11
14,00
22,34
1,01
-
99,16
1 — шпинелевый гарцбургит с флогопитом, массив Финеро; 2, 3 — лерцолиты: 2 — шпинеле-
вый, массив Бальмуччия, 3 — гранатовый, массив Альп-Арами; 4 — "зеленый" оливиновый веб-
стерит с оливином Fa9(S, массив Бальдиссеро; 5 - "черный" шпинелевый клинопироксенит,
массив Бальмуччия.
барические перидотиты Западных Альп близки по геохимическим особенностям
(см. табл. 185). Например, распределение РЗЭ в шпинелевых и гранатовых лерцолитах
отличается лишь в деталях и является таким же, как и в аналогичных породах массива
Ронда, Концентрации тяжелых лантаноидов в шпинелевых и гранатовых лерцолитах
практически одинаковы и близки к хондритовым; элементами цериевой группы
несколько обеднены шпинелевые лерцолиты (рис. 122). Наиболее высоки
содержания РЗЭ в оливиновых вебстеритах при сохранении общего вида вариационных
кривых. Лишь в истощенных ультрабазитах массива Финеро легкие РЗЭ преобладают
над тяжелыми при очень низком общем их количестве (Ottonello et al., 1984i).
Массивы Молданубикума (ЧССР). Еще в средние века чешские гранатовые ульт-
рабазиты были известны как источник ювелирного пиропа. Их детальное геолого-
петрологическое изучение началось только в 60-х годах нашего столетия и связано
с именами Л. Копецкого, И. Фиалы, Ф. Роста, В. Григеля, Н.П. Михайлова и B.C. Ров-
ши, Н.В. Соболева и Н.В. Лодочниковой, А. Дудека, К. Падеры.Н.Г. Удовкиной,
3. Мисара, И. Махарта, Н.Л. Добрецова и др. Согласно данным этих исследователей,
тела гранатовых перидотитов развиты главным образом в периферической части
Молданубикума — крупного блока докембрийских высокометаморфизованных
399
1
qs
La Се Ни 5m Eu ТЬ
Тт УЬ Lu
Ю Се Nil JmbiGttTb
TmYbLu
о г
и
200
210
220
230
240
2S0
260
270
2B0
290
300
310
320
330
340
JSO
Ш. Г- 7
/и
3J0
360
370
зео
390
Ш
4/0
420
430
440
4SD
Рис. 122. Распределение
редкоземельных элементов в ультрамафитах
массивов Бальдиссеро (а), Бальмуччия
(б), Финеро (в), Альп-Арами (г)
(OttoneUo et al., 1984,)
1,2 — лерцолиты: 1 — шпинелевые,
2 — гранатовые; 3 — флогопитсодер-
жащий гарцбургит; 4 — дунит; 5 —
"зеленые" оливиновые вебстернты
Рис. 123. Вертикальный разрез тела
гранатовых перидотитов (Fiala, Va-
1 — гранулиты и гранатсодержа-
щие гнейсы; 2 — перидотиты; 3 —
дуниты; 4 — эклогиты
пород (гранулитов, гранат-биотитовых гнейсов, эклогигоподобных пород,
кварцитов, мраморов и др,)» слагающих кристаллический цоколь юго-западной части
Чешского массива. К. Бенеш, В. Зоубек и другие исследователи оценивают возраст мол-
данубикумских толщ как нижне-среднепротерозойский, хотя гранатовые
перидотиты могли попасть на поверхность позднее по зонам глубинных надвигов (Добрецов
и др., 1984).
Ультрабазиты с гранатом встречаются в виде мелких (50 X 70 см) изолированных
400
Таблица 187. Химический состав гранатовых ультрабазитов Чешского массива
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А1203
G2O3
Fe2O3
FeO
MnO
1(123)
38,82
0,15
3,35
0,38
4,12
3,35
0,14
2(2)
38,39
0,04
1,61
0,76
2,49
4,81
0,14
3(1)
42,04
СЛ.
3,52
0,50
2,11
5,82
0,12
4(3ч)
39,48
0,15
3,74
0,36
4,71
2,82
0,10
Компоненты
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O.
Плл.
Сумма
1 (123)
0,20
35,50
1,56
0,05
0,02
11,88
99,52
2(2)
0,25
39,84
0,75
- у
- }
10,81
99,29
3(1)
_
38,25
2,88
0,31
4,43
99,98
4(3ч)
0,22
35,25
0,87
0,10
0,02
11,66
99,48
1, 2 — район Старе, скв. Т-7: 1 — лерцолит (Удовкина, 1985), 2 — гарцбургит (дунит, по
И. Фиале, К. Падере); 3 — лерцолит, Кржемже (по Н.В. Соболеву и Н.В. Лодочнвковой); 4 —
гарцбургит, район Бечвары (Удовкина, 1985).
включений в метаморфических породах и в форме крупных тел (0,7X1,1 км).
В субсогласных округлых и линзообразных блоках наблюдаются сланцеватость,
складчатость и кливаж. Контакты тел обычно тектонические, но иногда они окружены
реакционными биметасоматическими зонами. Гранатовые перидотиты, как правило,
серпентинизированы и неоднородны. Они могут содержать прослои, линзы и
обособления зклогитов или пироксенитов или входить в состав сложных тел. Так, в гипер-
базитах района Бланского Леса наблюдается переслаивание шпинелевых дунитов,
гарцбургитов и гранатовых лерцолитов при мощности слоев от 1 м до нескольких
метров (Machart, 1984). В некоторых случаях отмечены расслоенные текстуры.
Лучше всего расслоенность изучена в массиве из района Старе (Fiala, Padera, 1977).
Перидотиты образуют здесь тектонический блок мощностью около 220 м, в
котором чередуются гранатовые дуниты (гарцбургиты), лерцолиты и эклогиты (рис. 123).
В скважине на долю дунитов приходится 36 м, на эклогиты — 8,5 м; остальное
составляют лерцолиты. Переходы между дунитами и лерцолитами постепенные.
Возраст вторичного флогопита из гранатовых перидотитов этого тела датируется
346 ± 10 и 342 ± 16 млн лет (К-Ar метод, определения М.М. Аракелянц в ИГЕМ АН
СССР по пробам Л. Копецкого). Эти значения близки к датировкам варисских гра-
нитоидов, широко развитых в Чешском массиве.
Для гранатовых ультрабазитов характерна порфировидная структура,
обусловленная наличием крупных (от 1—2 мм до 2 см) округлых зерен граната в
мелкозернистом агрегате серпентинизированного оливина и пироксенов. Их минеральный
состав колеблется в следующих пределах (в об.%): гранат 0,3—10 (редко 15); клино-
пироксен 0,2—9; ортопироксен 0,3—9; серпентин 300—100, рудные 0,1—0,3. В
качестве акцессорных минералов присутствуют хромшпинелиды, пикроильменит, Ni-Cu-Fe
сульфиды, рутил, апатит, иногда флогопит и муассанит. Химический состав пород
приведен в табл. 187.
Из особенностей состава минералов ультрабазитов обращает на себя внимание
широко варьирующая хромистость гранатов: от 0,4 до 11% СггОз (материалы Н.Г. Удов-
киной, И. Фиалы, Н.Л. Добрецова и др). Их железистость колеблется от 18 до 24,5%.
В перидотитах из районов Старе, Бечвары и др. в отдельных зернах граната
установлена зональность, проявляющаяся в повышении концентрации железа от центра к
периферии зерен. В зональных выделениях с увеличением железистости падает
содержание Сг2О3 (табл. 188). Клинопироксены богаты жадеитовым компонентом;
количество ИагО в них доходит до 3,5%. Концентрация А1гО3 в ортопироксенах иногда
опускается до ~ 0,9—1,5%, что соответствует давлением 30—40 кбар. Ильмениты
содержат много MgO и относятся к пикроильмениту (см. табл. 188).
Массив острова Зебергед. Небольшой островок площадью около 4,5 км2 в север-
26. Зак. 855
401
Таблица 188. Химический состав минералов гранатовых ультрабазитов Чешского массива
Компоненты
Gr
1(1)
Gr
Gr»
Ol
Орх
Cpx
Cpx*
SiOj
ТЮг
A12O3
Cr2O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
42,60
0,43
20,90
1,70
8,40
0,32
21,30
4,50
-
100,15
41,21
0,29
17,79
7,76
7,91
0,38
18,56
6,62
0,01
100,53
41,28
0,08
20,67
4,19
9,10
0,62
17,96
6,28
от
100,19
41,47
0,02
-
-
8,33
0,11
50,69
0,02
-
100,64
57,79
0,04
1,19
0,36
5,71
0,14
35,04
0,41
0,04
100,72
54,05
0,05
1,66
1,33
2,04
0,10
18,48
21,61
1,12
100,44
53,32
0,15
2,64
1,21
1,86
0,09
17,67
21,61
1,12
99,67
Сумма
'Выделения из симплектитовой оторочки вокруг крупных зерен граната.
1 — лерцолит, скв. Т-7, глубина 270 м (данные Н.Г. Удовкиной); 2 — перидотит (?), там же,
глубина 273 м (Fiala, Padera, 1977) ; 3, 4 — лерцолиты (данные Н.Г. Удовкиной).
ной части Красного моря широко известен уникальным месторождением
ювелирного хризолита, которое разрабатывалось еще в глубокой древности. Источники
драгоценного камня — ультрабазиты — недавно были изучены международной
экспедицией (Bonatti et al., 1986), по материалам которой они и' охарактеризованы ниже.
Ультраосновные породы образуют на острове три разновеликих выхода; самый
крупный, южный, занимает площадь около-1 км2 (рис. 124). Ультрабазиты
тектонически совмещены с гнейсами и амфиболитами — аналогами рифейских метамс^
фических толщ Панафриканского складчатого пояса — и трансгрессивно налегающими
на древние блоки позднемеловыми—палеоценовыми осадочными породами
(известняками, песчаниками, черными сланцами, фосфоритами). Все они несогласно пере-
La Ш Eu Tb
Се 5m Ed
Рис. 124. Схема геологического строения о-ва Зебергед (по Э. Боиатти и др., с упрощениями)
1 — плейстоценовые известняки; 2 — брекчии и конгломераты; 3 — миоценовые эвапориты;
4 — осадочная серия Зебергед (поздний мел—палеоцен); 5 — перидотиты; 6 — дайки и мелкие
интрузии долеритов; 7 — метаморфические породы; 8 - габброиды; 9 - тектонические нарушения
Рис. 125. Распределение редкоземельных элементов в ультрамафитах о-ва Зебергед (Bonatti et al.,
1986)
Перидотиты: 1 — шпинелевые, 2 — плагиоклазовые, 3 — роговообманковые
402
3(3)
Сг(ц)
41,70
0,70
21,10
0,91
9,00
0,21
-
20,50
4,75
—
98,87
Ог(к)
41,50
0,17
22,70
0,58
10,80
0,40
-
18,80
4,40
—
99,35
а
40,87
0,02
0,00
-
10,30
0,05
0,36
49,43
0,02
-
101,05
Орх
56,10
0,04
0,95
0,07
7,50
0,11
0,34
35'Д 0
0,24
0,01
100,46
Срх
55,18
0,19
2,96
0,53
3,48
0,05
-
14,70
19,97
2,72
99,78
Ilm
0,77
55,35
0,00
0,17
33,60
0,36
—
10,40
0,30
—
100,95
4(S-n)
Gr
41,92
0,44
21,66
0,82
9,40
0,32
_
20,40
4,34
0,10
99,40
Орх
56,55
0,10 -
0,86
0,08
6,95
0,07
-
35,15
0,33
0,10
100,19
Срх
55,20
0,25
3,20
0,56
3,24
0,07
—
16,35
19,61
2,03
100,51
крыты миоценовыми эвапоритами и еще более молодыми рифовыми известняками
и обломочными отложениями. Ультрабазиты разбиты системой разломов, которые
трассируются дайками и мелкими интрузивами долеритов; аналогичные дайки
рассекают и амфиболит-гнейсовые тела. К разломам местами приурочены метасомати-
ческая скаполит-канкринитовая минерализация, скопления гарниерита и жилы
ювелирного оливина. Все эти данные в совокупности с результатами гравиметрических
съемок и структурно-вещественными характеристиками пород позволяют
предположить, что ультрабазиты о-ва Зебергед являются блоком неистощенной верхней
мантии, тектонически внедренным в земную кору в кайнозое на ранних
континентальных стадиях раскрытия Красноморского рифта (Bonatti et al., 1986), —
аналогом вещества ксенолитов шпинелевых лерцолитов в субщелочных базальтах региона.
Среди ультрабазитов выделены три основные группы пород: шпинелевые, пла-
гиоклазовые и роговообманковые перидотиты; отмечены также все
промежуточные разновидности. Две первые группы ультрабазитов по минеральному составу
отвечают лерцолитам; среди роговообманковых перидотитов присутствуют разности,
сильно обогащенные амфиболом, типа оливиновых горнблендитов (табл. 189).
Преобладают на острове шпинелевые лерцолиты; плагиоклазовые и
роговообманковые перидотиты образуют в них локальные участки и прослои. Гарцбургиты
обнаружены не были. Количество рассеянного плагиоклаза в лерцолитах может
превышать 10%, благодаря чему породы переходят в меланократовые габброиды. В
некоторых перидотитах, особенно амфиболсодержащих, отмечены единичные зерна
флогопита и апатита. Кроме того, сообщается о мелких выходах цунитов и верлитов,
а также о прослоях и жилах пироксенитов в перидотитах. Детальная информация по
этим породам отсутствует. Почти все перидотиты исключительно свежие; их
микроструктура варьирует по степени деформированности от протогранулярной до ярко
выраженной порфирокластической и катаклазированной. Интенсивность деформации
в целом растет от шпинелевых лерцолитов (по большей части протогранулярных)
к породам с обильным амфиболом и (или) плагиоклазом.
Состав оливина Fa9,s—12,1 и умеренно глиноземистого ортопироксена Fs9—ц
близок во всех трех группах перидотитов (табл. 190); обращает на себя внимание
повышенная железистость ряда образцов. Клинопироксены Wo4s— 49Е1146— 49FS5 — 6
содержат много А1, особенно в шпинелевых лерцолитах, вероятно, в связи с тем,
что в последних в отличие от плагиоклазовых лерцолитов они резко обогащены
403
Таблица 189. Средний модальный состав перидотитов о-ва Зебергед (Bonatti et al., 1986)
Порода
Ol
Орх
Срх
Crt
PI
Am
Шпинелевый лерцолит
Плагиоклазовый лерцолит'
Амфибол-плагиоклазовый
лерцолит
Роговообманковый перидотит
65
62
65
68
16
11
8
5
16
9
5
1
3
2
2
2
—
16
12
_
-
-
6
21
Таблица 190. Химический состав минералов перидотитов о-ва Зебергед (Bonatti et al., 1986)
Компоненты
1(34)
Ol
Орх
Срх
Crt
2(37)
Орх
Срх
Crt
И
Am
SiO2
TiOj
A1SO3
CraO3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na,O
K2O
Сумма
39,50
0,00
-
0,00
10,90
0,14
0,35
48,10
0,04
-
-
99,03
54,20
0,14
3,86
0,28
7,06
0,12 .
0,01
33,80
0,48
0,00
0,07
100,02
51,90
0,82
7,3f
0,75
2,02
0,01
0,03
14,80
19,30
2,20
0,08
100,22
—
0,42
57,80
8,52
12,20
0,09
0,49
19,90
—
-
-
99,42
54,03
0,15
3,97
0,26
7,11
0,18
0,02
33,13
0,67
0,01
0,05
99,58
50,87
0,61
6,47
0,68
2,62
0,08
0,01
15,13
21,79
1,23
0,07
99,56
-
0,09
56,98
9,17
12,92
0,11 .
0,42
19,85
_
-
99,54
52,40
0,00
30,59
0,02
0,23
—
0,03
0,04
11,28
5,09
0,05
99,73
48,81
4,49
12,46
1,63
4,51
0,014
0,09
16,65
11,80
3,16
0,90
97,64
Компоненты
3(4S)
Ol
Opx
Cpx
Cpt
И
4(35)
Ol
Am
Phi
SiO2
TiO2
A1SO3
Crs.O3
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
NasO
K2O
Сумма
40,45
0,00
-
0,03
9,11
0,09
0,36
48,86
0,07
-
-
98,97
1,2 — шпинелевые i
54,45
0,10
3,89
0,76
5,88
0,15
0,20
32,05
1,82
0,01
0,06
99,87
1ернолиты
49,62
0,43
6,10
1,05
2,71
0,08
0,06
15,32
22,54
0,59
0,04
98,54
-
0,16
31,42
33,66
20,93
0,27
0,20
13,61
-
-
-
.100,25
(2 — с оливином Fa
46,48
0,00
33,40
0,11
0,22
—
0,05
0,08
15,99
2,18
0,04
98,55
39,70
0,02
-
0,00
11,20
0,11
0,20
47,90
0,07
-
-
99,20
, „ „ и единичными
43,70
3,53
12,70
0,40
4,82
0,09
0,07
16,90
12,40
2,86
0,91
98,38
38,60
3,89
15,80
0,34
4,51
0,09
0,16
22,00
0,14
0,91
8,78
95,22
зернами плагиоклаза
и амфибола); 3 — амфиболсодержащий плагиоклазовый лерцолит; 4 — роговообманковый
перидотит.
Na (т.е. жадеитовым миналом). Амфиболы относятся к титансодержащему
паргаситу; титаном обычно богаты и слюды. Плагиоклаз имеет очень основной
состав (Ап80_93) в плагиоклазовых лерцолитах и раскисляется до An5s — в шпине-
левых, где он изредка встречается в виде тонких кайм вокруг зерен шпинелидов.
Последние исключительно бедны Сг в шпинелевых лерцолитах (Сг/(Сг + А1) до
404
Таблица 191. Химический состав перидотитов о-ва Зебергед (Bonatti et al., 1986)
Компоненты
1(34)
2(37)
3(92)
4(202)
5(45)
6(203)
7(35)
8(38)
9(206)
SiO,
TiO2
A12O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
PjO5
H2O+
CO2
Сумма
Cr
Ni
Co
Sc
La
Ce
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Tm
Yb
Lu
1-6 -
вые; 7—9
44,02
0,13
3,70
1,98
6,63
0,14
39,19
3,06
0,34
0,02
0,00
0,79
-
100,00
2500
2043
110
14
0,16
0,75
0,71
0,33
0,16
-
-
0,078
0,40
0,074
44,40
0,20
4,01
1,92
6,75
0,14
38,19
3,29
0,34
0,03
0,01
0,79
-
100,07
2270
1891
107
14
0,24
1,2
1,2
0,44
0,11
-
-
0,069
0,42
0,070
лерцолиты: 1,2- шпинелевые (2
— роговообманковые перидотиты.
45,32
0,06
4,41
1,44
6,37
.0,13
38,51
2,73
0,30
0,02
0,00
0,70
0,04
100,03
2587
1953
97
14
0,14
0,39
0,36
0,14
0,076
-
0,060
0,051
0,32
0,060
- с единичными
43,52
0,08
2,98
1,44
6,83
0,13
41,71
2,12
0,24
0,02
0,00
0,94
0,04
100,05
2569
2199
108
11
0,16
0,66
0,53
0,18
0,089
-
0,053
-
0,23
0,045
44,42
0,06
3,10
1,03
6,74
0,12
41,10
2,52
0,13
0,01
0,00
0,76
0,05
100,04
2808
2096
105
12
0,053
0,32
0,15
_
0,060
-
0,047
0,038
0,24
0,049
зернами плагиоклаза и амфибола),
43,61
0,11
4,46
1,30
6,64
0,14
40,31
2,32
0,23
0,01
0,00
0,88
0,06
100,07
2553
1941
103
30
0,060
0,29
0,23
-
0,10
-
0,10
0,15
0,97
0,20
43,36
0,15
3,57
2,14
7,30
0,16
39,19
2,76
0,45
0,10
0,02
0,86
0,09
100,15
2529
1933
84
12
2,1
5,2
3,4
0,69
0,28
0,59
0,12
0,066
0,43
0,080
3, 4 — плагиоклазовые, 5, 6
46,25
0,28
3,06
2,35
5,74
0,14
32,63
7,84
0,56
0,05
0,01
1,10
0,07
100,08
4329
1500
87
20
4,6
9,7
6,1
1,4
0Д2
1,0
0,15
0,060
0,40
0,072
42,11
0,02
1,98
1,65
7,50
0,14
40,99
3,45
0,46
0,08
0,78
0,73
0,06
99,95
2574
2195
106
9
4,5
13,8
13,3
3,3
0,74
2,7
0,42
0,090
0,41
0,061
— амфибол-плагиоклазо-
9,0—10,6%) и заметно более хромисты в плагиоклазовых и роговообманковых
перидотитах; параллельно с хромистостью растет и железистость минералов.
Петрохимические особенности всех трех групп перидотитов в целом близки, хотя
и различаются в деталях (табл. 191)- Породы насыщены легкоплавкими
компонентами, причем шпинелевые лерцолиты близки к модальным составам
недифференцированной мантии. Часть плагиоклазовых лерцолитов истощена несколько сильнее
шпинелевых, по мере накопления плагиоклаза они все более обогащаются А1, Са
и Na. Роговообманковые перидотиты содержат повышенную примесь К2О, иногда
Р2О5, Концентрации сидерофильных элементов в разных ультрабазитах близки,
но содержания РЗЭ разительно контрастируют; распределение их индивидуально в
каждой из выделенных групп пород (см. табл. 191). Нормированные вариационные
кривые РЗЭ шпинелевых лерцолитов (рис. 125) свидетельствуют о
недифференцированном характере тяжелых лантаноидов (на уровне ~ 2 "ед, хондритового стандарта)
и незначительном обеднении легкими РЗЭ. В плагиоклазовых лерцолитах
наблюдается равномерный спад концентраций РЗЭ от тяжелых к легким с обеднением
пород элементами цериевой группы относительно хондритов. Наконец,
роговообманковые перидотиты резко обогащены легкими РЗЭ (иногда с максимумом на Се или
Nd) и почти не фракционированы в противоположной части спектра. Во многих
образцах проявлены Eu-аномалии, Данные о составе ультрабазитов положены о основу
выводов о том, что шпинелевые лерцолиты не подвергались интенсивному истоше-
нию; плагиоклазовые лерцолиты возникли в результате частичного плавления
шпинелевых лерцолитов либо при неполном отделении образовавшейся жидкости, либо
при контаминации истощенных перидотитов базальтовым расплавом с последующей
перекристаллизацией пород на небольшой глубине. Роговообманковые перидотиты,
обогащенные К, Р и легкими РЗЭ, формировались при взаимодействии богатого
этими компонентами метасоматического флюида со шпинелевыми лерцолитами (Bonatti
et al., 1986). Из-за обилия легкоплавких компонентов и отсутствия фракционирования
средних и тяжелых РЗЭ шпинелевые перидотиты о-ва Зебергед являются, пожалуй,
наилучшими кандидатами на роль исходного вещества верхней мантии до начала
экстракции из него рифтовых базальтов и идеального субстрата для возникновения
вторичных глубинных ультраосновных парагенезисов — истощенных океанических
перидотитов. *■
ЧАСТЬ IV
ГЛАВНЫЕ ЧЕРТЫ
ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА
И ПЕТРОЛОГИЯ УЛЬТРАОСНОВНЫХ ПОРОД
Глава 9
СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ ПЕТРОХИМИЧЕСКИХ
И ГЕОХИМИЧЕСКИХ ОСОБЕННОСТЕЙ УЛЬТРАБАЗИТОВ
Проблема петро- и геохимической типизации магматических образований Земли стала
особенно актуальной в последние годы в связи с внедрением в практику
петрологических исследований высокопроизводительных прецизионных аналитических методов.
Это привело к ускоренному накоплению информации о вещественном составе горных
пород и его специфике в зависимости от условий зарождения и кристаллизации
материнских расплавов. Сейчас в области петрологии улырабазитов создан обширный
аналитический фундамент для обсуждения формационных, генетических и даже
геодинамических проблем на количественной основе. Хотя вряд ли было бы правильно
утверждать, что тысячи новых анализов, опубликованных со времен первых обобщений
Р. Дэли, Р. Ноккольдс, А.Н. Заварицкого, А.П. Виноградова и других исследователей,
внесли много принципиальных изменений в сведения о химическом составе
распространенных видов улырабазитов, эта новая информация, на наш взгляд, позволяет
существенно развить и уточнить прежние представления.
Петрохимическая систематика ультрабазитов. Одним из наиболее распространенных
и плодотворных приемов при интерпретации петрохимических данных вслед за Р. Дэли
стало сопоставление аналитических материалов с обобщенными средними составами
разных видов горных пород. Вместе с тем сравнение конкретных анализов или
усредненных массивов данных с абстрактными видами улырабазитов, приводимыми в
справочниках, без учета специфики их структурной позиции, формационного характера
и других особенностей во многих случаях уже не может удовлетворить петрографа
в связи с тем, что даже идентичные по минеральному составу породы разных объектов
могут существенно различаться по содержаниям главных и второстепенных
компонентов. Перефразируя Г. Рида, можно сказать, что есть улырабазиты и улырабазиты,
и этого сейчас нельзя не учитывать как при региональных петрографических
исследованиях, так и в обобщающих работах. Поэтому представляется, что одним из актуальных
перспективных направлений петрологии улыраосновных пород может быть разработка
представлений об их петрохимической типизации на структурной и формационной
основе. Подобные попытки уже предпринимались в отношении ультрабазитов
складчатых поясов (Белинский, 1979; Глазунов, 1981; Малахов, 1983), гипербазитов океана
(Дмитриев и др., 1976; Лазько, 1987) и некоторых улыраосновных вулканитов
(В.В. Кепежинскас и Н.Л. Добрецов, Т.И. Фролова и Н.Ф. Которгин, Б,Г. Лутц).
Развивая это направление, автор раздела свел и обобщил петрохимические данные по
ультраосновным породам, описанным в предшествующих главах. Основной итог
проведенной работы, имеющей важное значение для решения многих вопросов генезиса,
формационной принадлежности и рудоносности ультраосновных пород — выделение
петрохимических типов ультрабазитов1 для различных ассоциаций.
Глобальный охват аналитической информации продиктован поставленной задачей,
и поэтому мы стремились максимально широко использовать доступные данные.
Однако, чтобы избежать возможных неточностей и искажений, пришлось ввести некоторые
Петрохимическим типом мы называем средний состав конкретных видов ультрабазитов,
рассчитанный для однотипных объектов определенной геологической обстановки.
407
ограничения. Прежде всего первичные материалы были тщательно проанализированы
с точки зрения формациошюй принадлежности и петрографической номенклатуры, и
суммировались только данные по явно однотипным объектам и породам. Затем особое
внимание обращалось на сохранность ультрабазитов. Как известно, они легко
подвергаются разнообразным вторичным изменениям, которые ведут к необратимым
нарушениям их химического состава; коротко об этом уже сказано в главе 1, и мы еще
вернемся к этому вопросу в заключительном разделе книги. Поэтому для расчетов
использовались только те анализы, которые выполнены по ультрабазитам, серпентини-
зированным не более чем на 75—80%; остальные требования к анализам были
стандартными (отклонения от 100% суммы не более чем на 1%, отсутствие ощутимых
количеств СО2, определение всех петрогенных компонентов и др.; допускалось суммарное
или раздельное определение железа). Анализы для расчетов заимствованы из
многочисленных отечественных и зарубежных публикаций, а также из коллекций авторов
монографии и их коллег. Этот фактический материал частично отражен при описании
естественных ассоциаций ультрабазитов в предшествующих главах.
Рассчитанные средние величины — собственно петрохимические типы
ультрабазитов — приведены в табл. 192. Общее их число (66) может быть увеличено за счет
некоторых редких видов пород. Напомним о главных химических характеристиках
рассматриваемых образований. Собственно ультрабазитам присущи низкие (обычно
менее 45%) содержания БЮг и высокие (в подавляющем большинстве случаев
выше 25%) — MgO; концентрации других компонентов, особенно СаО, А^Оз,
суммарного железа, колеблются в довольно широких пределах, В редких высокожелезистых
ультрабазитах FeO* частично занимает место MgO. Разнообразные пироксениты,
которые формально не являются ультраосновными породами, содержат до 54—55% БЮг,
а содержание MgO в них падает до ~ 18%. Почти во всех нормальных ультрабазитах
очень мало щелочей, причем концентрации этих компонентов, приведенные в табл. 192,
следует рассматривать скорее как полуколичественные. Дело в том, что Na и К легко
мигрируют при процессах вторичного изменения; кроме того, из-за низких их
содержаний, по-видимому, нередки аналитические погрешности.
Несмотря на общее сходство петрохимического облика ультрабазитов, из анализа
значений абсолютных содержаний окислов и петрохимических коэффициентов
в табл. 192 следует, что выделенные типы можно сгруппировать в несколько значимо
и закономерно различающихся по составу сообществ пород. Эти сообщества имеют,
по-видимому, прежде всего генетическое значение.
Наиболее обширную и пеструю в видовом и химическом отношении группу
составляют улырамафиты, сформировавшиеся, как предполагается, в разноглубинных
магматических очагах в процессе кумуляции темноцветных минералов из варьирующих по
составу расплавов (ультраосновных, базальтовых и др.). Типичными их
представителями являются породы хорошо изученных расслоенных ультрабазит-базитовых
интрузивов типа Мончегорского, Иоко-Довыренского, Бушвельдского, Стиллуотерского и
др. (типы 30-40).
Улырабазиты в них связаны постепенными переходами как между собой, так и с габ-
броидами. Несмотря на широкие вариации минерального и химического состава,
породы образуют тесные, генетически единые сообщества, в которых легко
распознаются начальные и более поздние члены кумулятивных серий. Поэтому в подавляющем
большинстве случаев достаточно просто установить, что эволюция материнского
расплава в расслоенных интрузивах в целом шла по линии роста содержаний SiO2 и
повышения железистости. Последнее, правда, четко выявляется только при привлечении ба-
зитовых членов кумулятивных серий, так как в собственно улырамафитовых частях
комплексов (т.е. до начала выделения кумулятивного плагиоклаза) железистость
меняется незначительно. Конкретное направление фракционирования, как уже отмечалось
в главе 2, определяется составом материнского расплава и физико-химическими
параметрами процесса. В природе наиболее типичны следующие генерализованные серии
кумулятивных улырамафитов: 1) дунит—гарцбургит—оливиновый ортопироксенит—
408
ортопироксенит—плагиоклазовый ортопироксенит (выделение наиболее раннего
оливина сменяется кристаллизацией ортопироксена, а затем плагиоклаза); 2) дунит—вер-
лит—оливиновый клинопироксенит—клинопироксенит—плагиоклазовый клинопироксе-
нит (тот же тренд, но роль ортопироксена играет клинопироксен); 3) дунит—лерцрлит—
оливиновый вебстерит—вебстерит—плагиоклазовый вебстерит (в кумулятивном
процессе оба пироксена равнозначны); 4) дунит—троктолит (к оливину до начала
кристаллизации пироксенов присоединяется плагиоклаз). В целом, как видно из табл. 192, уль-
трамафиты расслоенных массивов характеризуются прежде всего повышенной в
сравнении со многими другими типами улырамафитов железистостью.
К кумулятивным улырамафитам петрохимически близки породы ряда других
ассоциаций, происхождение которых дискуссионно. Такими ассоциациями, также
едиными в генетическом отношении, являются ультрамафиты габброидного комплекса
офиолитов (типы 7—15), дунит-пироксенит-габбровых комплексов Урала и Аляски
(типы 41—47), платформенных щелочно-ультраосновных массивов с карбонатитами
(типы 48—54). Как и в базовых для изучения кумулятивных процессов объектах,
во всех этих ассоциациях присутствует сходный набор пород, а конкретные их виды
близки к аналогичным улырамафитам расслоенных интрузивов как по абсолютным
содержаниям петрогенных окислов, так и по их показательным отношениям, прежде
всего повышенной железистости. Во всех трех случаях, однако, среди улырамафитов
присутствуют высокомагнезиальные дуниты (MgO/FeO* > 5), которые являются
редким исключением в расслоенных плутонах.
Дополнительными примерами кумулятивных улырамафитов, судя по их
микроструктурам и вещественным характеристикам, могут служить железистые
ультрамафиты (преимущественно лерцолиты) Мирового океана (тип 26; Лазько, 1987) и
кумулятивные части потоков ультраосновных вулканитов (см. ниже). Вообше процессы
кристаллизационной дифференциации мантийных магм с образованием кумулятивных
улырамафитов широко распространены в природе, хотя объемы формирующихся
таким способом пород, как правило, невелики.
Другую генетическую группу составляют ультраосновные вулканиты. Сюда
относятся разнообразные пикриты, в том числе повышенной щелочности, меймечиты и перидо-
титовые коматииты (типы 16, 17, 27—29, 53, 54). По сравнению с кумулятивными
ультрамафитами расслоенных интрузивов они обладают более однородным в целом
спектром составов. Им свойственны неизменно низкие (менее 45—46%)
концентрации SiCb и стабильно высокие — MgO. Улыраосновные вулканиты характеризуются
сходной железистостью, редко выходящей за рамки значений 2,2—2,9% (см. табл. 192).
Содержания AI2O3 и СаО, однако, меняются весьма ощутимо; иногда они крайне
низки, и в таких разновидностях резко растет концентрация MgO. Если принять во
внимание особенности морфологии вкрапленников оливина, можно думать, что не все
подобные породы отвечают по составу материнским магмам. Действительно, значительная
часть объема большинства вулканитов (пикритов, меймечитов, нижних частей
коматиитовых потоков) сложена идиоморфным оливином, который может быть продуктом
раннего фракционирования. О его равновесности с вмещающей матрицей позволяет
судить коэффициент разделения Fe и Mg между оливином и расплавом, примерно
постоянная величина которого для ультраосновных и основных силикатных систем
(~ 0,3, по П. Редеру и Р. Эмсли) подтверждена экспериментами многих
исследователей (Антипин и др., 1984; Ford et al., 1983; Jones, 1985). Величины железистости
идиоморфных выделений оливина и материнских лав, как правило, плохо
согласуются между собой (в валовых анализах пород MgO больше, чем требуется, исходя из
f наиболее магнезиальных оливинов). Отсюда вытекает принципиальная возможность
формирования многих ультрабазитов, рассматривавшихся ранее в качестве
производных улыраосновной магмы, из пикробазальтовых или даже базальтовых жидкостей
кумулятивным способом (модель Н. Боуэна). Напомним в связи с этим, что
совершенно бесспорные признаки кумуляции оливина установлены в пикритах Троодоса, Печен-
ги и в нижних частях ряда коматиитовых потоков, Лишь для некоторых перидотитовых
409
Таблица 192. Петрохимические типы ультраосновных и родственных им пород различных ассоциаций
Компоненты
SiO,
ТЮ2
А12О3
Сг2О3
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na,O
K2O
MgO/SiO2
MgO/FeO*
Число
анализов
43,78
0,05
1,17
0,40
8,31
0,13
0,29
45,07
0,67
0,10
0,03
1,03
5,43
990
44,05
0,11
2,53
0,37
8,43
0,13
0,25
41,42
2,46
0,20
0,05
0,94
4,91
41,08
0,02
0,74
0,47
7,92
0,15
0,29
48,91
0,34
0,05
0,03
1,19
6,18
55,16
0,09
1,47
0,51
8,22
0,17
0,07
32,63
1,56
0,08
0,04
0,59
3,97
54,37
0,02
1,96
0,31
4,14
0,14
—
19,15
19,61
0,23
0,07
0,35
4,63
54,36
0,07
2,07
0,41
6,50
0,13
0,08
23,74
12,43
0,16
0,05
0,44
3,65
40,51
0,03
0,66
0,60
9,45
0,16
0,23
47,94
0,28
0,11
0,03
1,18
5,05
310
152
41
24
51
Компоненты
16
17
18
19
20
21
SiO2
ТЮ2
A12O3
CrA
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
MgO/SiO2
MgO/FeO*
Число
анализов
45,57
0,41
7,84
0,33
10,83
0,18
0,16
27,53
6.66
0,41
0,13
0,60
2,54
76
45,17
0,62
6,28
0,28
10,82
0,16
0,16
29,85
5,99
0,41
0,26
0,66
2,76
357
43,92
0,04
1,79
0,38
8,06
0,13
0,30
44,25
0,95
0,14
0,04
1,01
5,49
31
44,95
0,13
3,02
0,37
8,16
0,14
0,28
39,80
2,94
0,19
0,02
0,89
4,88
111
51,28
0,22
4,63
0,63
5,38
0,14
0,14
23,71
13,36
0,48
0,03
0,46
4,41
27
47,96
0,34
10,59
0,36
6,57
0,15
0,24
23,22
9,75
0,79
0,03
0,48
3,53
57
1, 2 — перидотиты ультрабазитового комплекса офиолитов: 1 — гарцбургит, 2 — лерцолит;
3—6 — жильные ультрамафиты того же комплекса: 3 — дунит, 4 — ортопироксенит, S — клинопиро-
ксенит, 6 — вебстернт; 7—IS — ультрамафиты габброидного комплекса офиолитов: 7 — дунит,
8 — ферродунит, 9 — верлит, 10 — оливиновый клинопироксенит, 11 — клинопироксенит, 12
—лерцолит, 13 — вебстерит, 14 — ортопироксенит, 15 — горнблендит—пироксеновый горнблендит;
16 — пикрит дайкового и лавового комплексов офиолитов; 17 — пикрит автономных пикритовых
и пикрит-базальтовых ассоциаций складчатых поясов; 18—23 — ультрамафиты высокобарических
перидотитовых комплексов: 18 — гарцбургит, 19 — лерцолит, 20 — магнезиальный
низкоглиноземистый пироксенит (вебстерит—оливиновый вебстерит) ,21— магнезиальный
высокоглиноземистый пироксенит (клинопироксенит—вебстерит со шпинелью или гранатом) , 22 — Fe-Ti пироксенит
(вебстерит—клинопироксенит) , 23 — субщелочной Fe-Ti пироксенит (преимущественно
глиноземистый вебстерит с роговой обманкой и флогопитом) ; 24-27 - ультрабазиты океана: 24 -
гарцбургит, 2S — лерцолит, 26 — железистый перидотит, 27 — пикрит; 28, 29 — перидотитовые коматии-
ты: 28 — зоны закалки и разновидности со структурой спинифекс, 29 — кумулятивные части
потоков; 30—40 — ультрамафиты расслоенных интрузивов: 30 - ферродунит, 31 — гарцбургит, 32 —
оливиновый ортопироксенит, 33 — ортопироксенит, 34 — плагиоклазовый гарцбургит, 3S — плагио-
410
8
41,14
0,07
0,48
0,34
14,47
0,22
0,12
42,61
0,36
0,16
0,03
1,04
2,94
31
9
46,05
0,13
2,57
0,34
10,18
0,16
0,10
31,67
8,55
0,20
0,05
0,69
3,11
106
10
50,24
0,13
2,60
0,32
6,44
0,15
0,05
22,34
17,38
0,30
0,05
0,44
3,47
74
11
50,98
0,20
2,86
0,21
5,89
0,12
0,03
18,75
20,54
0,33
0,09
0,37
3,18
40
12
44,52
0,11
3,24
0,44
10,79
0,19
0,16
36,32
4,06
0,14
0,03
0,82
3,37
24
13
54,30
0,06
2,59
0,32
8,05
0,19
0,04
23,62
10,63
0,16
0,04
0,43
2,93
26
14
53,97
0,07
1,25
0,44
7,08
0,12
0,10
33,98
2,84
0,09
0,06
0,63
4,80
9
15
45,19
1,24
12,13
0,05
12,53
0,16
0,01
13,47
13,69
1,35
0,18
0,30
1,08
21
22
45,77
0,75
11,00
0,19
9,69
0,19
0,15
19,48
11,93
0,82
0,03
0,43
2,01
23
42,82
2,57'
13,21
0,09
10,57
0,13
0,13
17,72
9,86
2,18
0,72
0,41
1,68
24
45,24
0,11
2,14
0,45
8,25
0,15
0,23
42,22
0,95
0,20
0,06
0,93
5,12
25
45,38
0,14
2,95
. 0,47
8,41
0,16
0,23
39,31
2,58
0,31
0,06
0,87
4,67
26
44,20
0,14
3,08
0,36
12,29
0,16
0,22
37,30
1,97
0,30
0,08
0,84
3,03
27
45,86
0,47
11,82
0,20
9,59
0,20
0,09
21,06
8,99"
1,57
0,15
0,46
2,20
28
46,39
0,37
6,64
0,41
11,51
0,19
0,18
26,81
7,17
0,23
0,10
0,58
2,33
29
43,90
0,18
3,12
0,47
9,72
0,17
0,30
38,99
3,11
0,10
0,04
0,89
4,01
49
20
45
76
20
19
304
348
клазоливиновыи ортопироксенит, 36 — плагиоклазовый ортопироксенит, 37 — верлит, 38 — оливи-
иовый клинопироксенит, 39 — клинопироксенит, 40 — вебстерит; 41—47 — ультрамафиты
конфокальных дунит-пироксенит-габбровых (платиионосных) массивов: 41 — дунит, 42 — ферродунит—
оливинит, 43 — верлит, 44 — оливиновый клинопироксенит, 45 — клинопироксенит, 46 — рудный
(титаномагнетитовый) клинопироксенит, 47 — гориблендит; 48—54 — ультрамафиты щелочно-
ультраосиовных комплексов: 48 — дунит, 49 — ферродунит, 50 — оливинит, 51 — верлит, 52 —
клинопироксенит, 53 — меймечит, 54 — пикрит; 55—60 — ксенолиты упьтрамафитов в базальтах (шпине-
левая фация глубинности) : 55 — гарцбургит, 56 — лерцолит, 57 — "зеленый" магнезиальный
низкоглиноземистый пироксенит (вебстерит—оливиновый вебстерит), 58 — "зеленый" магнезиальный
высокоглиноземистый пироксенит (вебстерит—клинопироксенит), 59 — "черный" Fe-Ti пироксенит
(вебстерит—клинопироксенит—верлит), 60 — "черный" субщелочной Fe-Ti пироксенит (роговооб-
манковый пироксенит—горнблендит с флогопитом); 61—66 — ксенолиты ультрамафитов в
кимберлитах (гранатовая фация глубинности): 61 — гарцбургит, 62 — лерцолит, 63 —магнезиальный
низкоглиноземистый вебстерит, 64 — магнезиальный высокоглиноземистый вебстерит, 65 — Fe-Ti
вебстерит, 66 — флогопит-ильменитовыи пироксенит.
411
Таблица 192 (окончание)
Компоненты
30
31
32
33
34
3S
36
SiO2
ТЮ2
А1,Оз
Сг2О3
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na2O
K,O
MgO/SiO2
MgO/FeO*
Число
анализов
40,83
0,11
1,34
0,51
13,16
0,17
0,26
42,78
0,65
0,14
0,06
1,05
3,25
101
42,70
0,21
2,36
0,47
12,18
0,18
0,26
39,60
1,67
0,29
0,08
0,93
3,25
72
49,23
0,21
2,89
0,45
10,76
0,17
0,22
33,42
2,19
0,36
0,10
0,68
3,10
29
54,35
0,22
2,82
0,57
9,17
0,17
0,10
29,86
2,32
0,32
0,10
0,55
3,26
61
44,27
0,35
4,33
0,45
11,98
0,17
0,24
34,62
2,95
0,49
0,15
0,78
2,89
37
50,72
0,23
4,42
0,41
10,94
0,19
0,19
28,10
4,11
0,53
0,16
0,55
2,57
29
53,66
0,32
4,54
0,45
9,45
0,18
0,16
26,75
3,70
0,58
0,21
0,50
2,83
43
Компоненты
45
46
47
48
49
SO
51
SiO2
ТЮ3
A12O3
Cr2O3
FeO
МпО
NiO
MgO
CaO
Na2O
K3O
MgO/SiO2
MgO/FeO*
Число
анализов
50,02
0,37
3,24
0,20
6,95
0,06
0,02
17,58
21,31
0,21
0,04
0,35
2,53
34
41,39
1,02
4,25
0,10
19,57
0,14
0,02
16,12
17,21
0,17
0,01
0,39
0,82
40
40,52
1,40
14,19
0,01
14,24
0,14
0,01
13,87
13,84
1,60
0,18
0,34
0,97
9
40,49
0,02
0,50
0,62
7,32
0,16
0,21
50,11
0,34
0,10
0,13
1,24
6,85
37
39,66
0,45
0:51
0,60
13,87
0,20
0,32
43,29
0,84
0,15
0,11
1,09
3,12
42
37,49
0,80
0,45
0,20
15,48
0,35
0,14
43,95
0,87
0,14
0,13
1,17
2,84
72
42,56
1,49
0,56
P,37
Ь,77
0,20
0,20
33,40
6,98
0,26
0,21
0,78
2,43
32
Компоненты
60
61
62
63
64
65
66
SiO2
TiOs
Al^O,
Cr2O,
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO
Na2O
K2O
MgO/SiO2
MgO/FeO*
Число
анализов
44,59
1,97
8,63
0,14
11,69
0,16
0,07
18,17
12,21
1,68
0,69
0,41
1,55
12
44,69
0,10
1,27
0,33
7,72
0,12
0,29
44,50
0,79
0,11
0,08
1,00
5,76
221
45,06
0,15
3,10
0,38
8,38
0,14
0,24
39,40
2,76
0,26
0,13
0,87
4,70
98
50,34
0,17
4,19
0,51
6,82
0,17
0,11
26,07
10,92
0,52
0,18
0,52
3,82
21
48,52
0,25
10,98
0,41
7,27
0,16
0,12
23,58
7,55
0,96
0,20
0,49
3,24
25
46,60
1,35
8,14
0,36
11,79
0,21
0,12
22,82
7,56
0,87
0,18
0,49
1,94
14
44,69
1,42
8,09
0,35
10,00
0,21
0,12
26,53
6,79
0,61
1.19
0,59
2,65
25
412
37
38
39
40
41
42
43
44
45,21
0,33
2,63
0,25
11,59
0,21
0,14
30,64
8,74
0,22
0,04
0,68
2,64
48,68
0,42
3,22
0,19
8,04
0,18
0,05
22,35
16,48
0,37
0,06
0,46
2,78
51,29
0,46
3,39
0,16
6,57
0,08
0,03
17,56
19,95
0,43
0,08
0,34
2,67
51,68 .
0,38
3,36
0,13
9,78
0,20
0,04
22,44
11,47
0,41
0,11
0,43
2,29
40,17
0,03
0,56
0,52
8,87
0,19
0,17
49,03
0,37
0,06
0,03
1,22
5,53
39,40
0,07
0,85
0,28
14,92
0,24
0,13
43,36
0,66
0,08
0,01
1,10
2,91
42,24
0,25
2,72
0,26
14,07
0,20
0,10
32,23
7,76
0,14
0,03
0,76
2,29
48,61
0,26
2,68
0,27
7,95
0,10
0,03
21,68
18,27
0,12
0,03
0,45
2,73
52
32
12
18
56
25
27
36
52
1
S3
54
55
56
57
58
59
41,92
3,49
4,13
0,29
15,37
0,17
0,10
13,59
19,43
1,00
0,51
0,32
0,88
39
40,91
1,66
2,44
0,37
12,69
0,18
0,22
36,86
4,27
0,21
0,19
0,90
2,90
52
40,86
3,45
4,58
0,18
15,00
0,22
0,12
24,36
9,47
0,66
1,10
0,60
1,62
51
42,94
0,06
1,19
0,34
7,95
0,12
0,31
45,27
0,66
0,12
0,04
1,03
5,69
103
44,54
0,14
3,02
0,41
8,42
0,14
0,27
40,05
2,74
0,24
0,03
0,90
4,76
267
51,40
0,32
3,43
0,74
5,88
0,13
0,10
21,60
15,68
0,66
0,06
0,42
3,67
27
47,07
0,22
10,71
0,43
6,36
0,15
0,09
22,75
11,11
1,00
0,11
0,48
3,58
16
46,11
0,82
7,72
0,21
10,51
0,17
0,10
21,71
11,49
1,05
0,11
0,47
2,07
82
коматиитов со структурами закалки и немногих афировых пикритов фанерозоя можно
считать доказанным соответствие состава закристаллизовавшейся породы составу
материнского расплава. Такие вулканиты содержат по 5—7% СаО и А12О3 при
отношении этих окислов, близком к единице.
Ультраосновные вулканиты различаются содержаниями ТЮ2. Самые низкие
концентрации ТЮ2 выявлены в коматиитах, промежуточные — в пикритах фанерозойских
подвижных областей, а наиболее высокие — в платформенных образованиях (меймечитах,
пикритах щелочно-ультраосновных комплексов, кимберлитах). Эту зависимость
состава излившихся ультрабазитов от их структурной позиции неоднократно подчеркивал
Б.Г. Лутц (1975, 1980 и др.), связывавший ее с глубинностью выплавления
соответствующих магм.
Генетически самостоятельную группу, представители которой в объемном отношении
доминируют среди ультрабазитов, залегающих в земной коре, образуют гарцбургиты
и лерцолиты низов офиолитовых комплексов, а также их аналоги в современных
океанах (типы 1, 2, 24, 25). К ним близки высокобарические алышнотипные
перидотиты и мантийные ультрабазиты, попадающие на дневную поверхность в виде ксеноли-
413
тов в базальтах и кимберлитах (типы 18, 19, 55, 56,61,62). Главные петрохимические
черты этих пород, которые в большинстве своем являются, по-видимому, в разной
степени истощенными реститами, — высокая магнезиальность и низкое содержание СаО,
А12 О3 и ТЮ2. Отношение MgO/FeO *, представляющее собой упрошенный критерий
Хесса, не опускается в них ниже 4,6, превышая аналогичные отношения в огромном
большинстве кумулятивных и вулканических улырабазитов. Особенно бедны
легкоплавкими окислами гарцбургиты. В то же время отдельные образцы богатых клино-
пироксеном лерцолитов данной группы, содержащих около 4% А12О3 и ~ 3,5% СаО,
близки к общепринятым модельным составам первичной недифференцированной
мантии Земли (А. Рингвуд, Э. Ягутц и др., X. Банке, С. Сан, X. Пальме и К. Никкель,
С. Харт и А. Циндлер и др.). Это позволяет считать такие породы потенциальным
источником различных базальтовых и ультраосновных магм, при выплавлении которых
из лерцолитового субстрата образуются более истощенные ультрабазиты.
Средние составы гарцбургитов и лерцолитов различных конкретных комплексов
(см. табл. 1, 117, 163, 181) довольно стабильны, хотя в них все же ощущаются
колебания железистости и содержаний СаО и А12О3, т.е. компонентов, наиболее
чувствительных к вариациям степени частичного плавления. Примечательно, что все без исключения
рассчитанные средние составы в той или иной мере обеднены легкоплавкой фракцией по
сравнению с предполагаемой примитивной мантией.
Наконец, в последнюю, небольшую по объему, но довольно пеструю по химизму
и, по-видимому, гетерогенную группу входят жильные ультрамафиты ультрабазитового
комплекса офиолитов и высокобарических перидотитовых массивов (типы 3—6, 20—
23). Это прежде всего магнезиальные дуниты, иногда слагающие в офиолитов ых гарц-
бургитах не только жилы, но и крупные тела, к которым могут быть приурочены
скопления хромитов, и разнообразные, широко варьирующие по составу пироксениты и
горнблендиты. Вероятно, к этой же группе можно отнести гортонолитовые дуниты из
трубок Бушвельдского массива, жильные дуниты Стиллуотерского интрузива, а также
аналоги всех перечисленных пород, наблюдаемые в виде ксенолитов "зеленой" и
"черной" серий в базальтах и кимберлитах (типы 57—60, 63—66). Выделение данной группы
ул&рамафитов, особенно в офиолитах, оправданно прежде всего геологическими
соотношениями: жилы явно секут расслоенность окружающих перидотитов, как
правило, уже претерпевших твердопластическую деформацию к моменту начала их
формирования, т.е. являются более поздними образованиями. В то же время значения отношения
MgO/FeO* в жильных породах, близкие к величинам этого отношения во вмещающих
офиолитов ых перидотитах (реститах) и превышающие их в большинстве ультрабазитов
двух других групп (кумулатов и вулканитов), определенно говорят в пользу
родственности всех членов ультрабазитового комплекса офиолитов. Другие петрохимические
параметры жильных ультрамафитов офиолитов и "зеленых" ксенолитов с низкой
глиноземистостью сильно варьируют. При примерно одинаковой железистости,
отсутствии признаков кумуляции минералов и учете геологических соотношений пород это
затрудняет привычную их интерпретацию как продуктов базальтового или
ультраосновного магматизма. Из всех пород этой группы только "черные" высокоглиноземистые
Fe-Ti ультрамафиты высокобарических перидотитов ых комплексов и ксенолитов
(типы 22, 23, 59, 60, 65,66), близкие по составу к пикритам и пикритобазальтам, можно
с большой долей уверенности считать чисто магматическими образованиями. Для
объяснения природы остальных жильных ультрамафитов, по-видимому, более перспективны
иные механизмы формирования (см. главу 11).
Любопытно, что жильные дуниты офиолитов (тип 3) идентичны по составу дунитам
из основания габброидного комплекса (тип 7), в которые они иногда непосредственно
переходят. Если это можно объяснить одинаковым способом формирования тех и
других пород, то причины конвергенции составов офиолитовых дунитов с их аналогами из
дунит-пироксенит-габбровых и щелочно-ультраосновных комплексов пока не ясны.
Таким образом, сравнительный анализ петрохимических особенностей земных
ультрабазитов с учетом их геологической позиции, внутреннего строения конкретных
414
объектов и структур пород дает определенные основания выделять по крайней мере
четыре их крупных сообщества. Эти петрохимические сообщества (объединяющие
соответственно кумулаты, улыраосновные вулканиты, реститы и жильные ультрама-
фиты) являются одновременно и генетическими группами. В связи с этим для решения
многих проблем происхождения ультрабазитов важное значение приобретает вопрос о
соотношении химизма ультраосновных вулканитов и глубинных улырамафитов,
прежде всего реститового типа. Поскольку неистощенная верхняя мантия в петрохими-
ческом отношении, как принято считать, отвечает пиролиту (фактически
"примитивному" лерцолиту, богатому базальтовыми компонентами), понятно, что чем меньше
SiC>2, АЬ О3, СаО и т.д. и чем больше MgO содержит магма, тем сильнее она
приближается к составу материнского источника (предельной выплавкой при таком исходном
веществе является сам лерцолит в случае полного его плавления). Поэтому поиск
потенциально недифференцированных вулканитов (как аналогов прямых выплавок
из пород верхней мантии) с экстремальными в отношении указанных окислов
параметрами является ключевым моментом для выяснения максимально достижимых в
природе степеней плавления мантийного перидотитового субстрата.
До последнего времени сравнение составов излившихся и глубинных ультрабазитов
проводилось без учета возможного влияния кумулятивных процессов на химизм
вулканитов : петрографы априори считали, что лава петрохимически отвечает исходной магме.
Между тем кумулятивный облик микроструктур многих улыраосновных лав, а также
анализ равновесности пород и вкрапленников оливина в них, как уже отмечено, отнюдь
не дают оснований для подобной параллели. Некритический в прошлом подход к этой
проблеме определенно сказывается на различии предлагаемых оценок состава
предельных мантийных ультраосновных выплавок, которые основаны на изучении химизма
пикритов, меймечитов и коматиитов с признаками обогащения кристаллами оливина.
В связи с этим представляется, что объекты, по которым можно реально оценивать
состав изливающихся ультраосновных магм, достаточно редки. Строго говоря, к ним
относятся только афировые зоны закалки пикритовых и коматиитовых потоков.
К сожалению, уникальность анализов пород зон закалки и обычно высокая степень
их изменения затрудняют использование эндоконтактовых пород в качестве реперов.
До недавнего времени считалось, что коматиитовые лавы со структурами спинифекс
по составу также отвечают исходным расплавам. Однако в новейших схемах
кристаллизации коматиитовых потоков, основанных на моделях интенсивной внутренней
конвекции в них после излияния (Гирниси др., 1987; Arndt, 1986 и др.),
предполагается, что даже эти породы с признаками быстрого охлаждения содержат все же несколько
больше нормативного оливина, чем его могло образоваться при закалке материнского
расплава. Тем не менее последним выводом можно пренебречь, пав тем самым
некоторый допуск в сторону завышения степени "ультраосновности" оцениваемых
параметров мантийных выплавок. Напомним в связи с этим, что коматииты со структурами
спинифекс никогда не содержат более 32—33% MgO.
Результаты сравнения составов быстро закристаллизовавшихся коматиитов и
различных мантийных ультрамафитов иллюстрируются с помощью диаграммы S—А
Л.В. Дмитриева (рис. 126). Поле составов природных улыраосновных вулканитов
расположено в удалении от полей дунитов, гарцбургитов и почти не перекрывается
даже с лерцолитами. Иными словами, все эти породы не имеют излившихся аналогов,
что лишает фактической основы распространенное мнение о существовании в природе
цунитовых, гарцбургитовых и лерцолитовых магм. Ультраосновные расплавы являются
аналогами в лучшем случае некоторых верлитов или богатых оливином пироксенитов.
В свете принятых оценок состава петрохимически недифференцированной мантии
это означает, что ее плавление при образовании даже предельно магнезиальных
жидкостей никогда не бывает полным. Такой вывод хорошо согласуется с результатами
численного моделирования: судя по расчетам (Рябчиков, Богатиков, 1984; Гирнис и
др., 1987), коматиитовые магмы возникают уже при 50—60%-ном частичном плавлении
неистощенного лерцолита (пиролита).
41S
Рис. 126. Соотношение составов высокомагнезиальных вулканитов и глубинных ультрамафитов иа
диаграмме S[SiOa -(MgO + FeO* + MnO + TiO2)] -A(A13 O3 + CaO + Na, О + K3 O)
1 — ультраосновные лавы; 2 — пикробазальты; 3 — средний состав "примитивного" лерцолита,
предположительно отвечающего веществу неистощенной верхней мантии (рассчитан по данным
Э. Ягутца и др., X. Банке, А. Рингвуда, С. Сана, С. Пресс и др.) \I-VI— поля составов ультрамафитов
офиолитовых комплексов, океанических ассоциаций, высокобарических массивов, глубинных
ксенолитов в базальтах и кимберлитах: / — дунитов, II — гарцбургитов, III — лерцолитов, IV — вер-
литов, V — вебстеритов и клинопироксенитов, VI — ортопироксенитов; все анализы пересчитаны
на сухой остаток и приведены к 100%
Геохимические типы ультрабазитов. Геохимическая изученность ультрабазитов и
родственных им пород с точки зрения современных требований недостаточна. Надежные
систематические данные пока получены только для ряда сидерофильных элементов
(Сг, Ni, Co, Ti, V), они частично отражены в табл. 192. Даже определения К20 и Na2O
в стандартных силикатных анализах во многих случаях можно рассматривать лишь
как полуколичественные. Что же касается таких важных для расшифровки петроге-
незиса несовместимых микроэлементов, как TR, Rb, Sr, Ba, Zr, U и др., то информация
об их концентрациях в ультрабазитах пока слишком фрагментарна. Пожалуй, лишь
ксенолиты перидотитов в базальтах, кимберлиты, лампроиты и перидотитовые кома-
тииты изучены в этом отношении достаточно детально. То же можно сказать об
отдельных объектах из офиолитов и высокобарических ультрамафитовых комплексов;
кое-какие материалы имеются по автономным пикритовым ассоциациям и ксенолитам
пироксенитов в базальтах. Многие из опубликованных прецизионных геохимических
данных по перечисленным группам ультрабазитов отражены в предыдущих главах
при характеристике соответствующих пород. Вместе с тем на современном уровне
почти не изучена геохимия ультрамафитов расслоенных интрузивов, дунит-пироксенит-
габбровых (платиноносных) и щелочно-ультраосновных массивов, древнейших гипер-
базитов амфиболитовых и гранулитовых комплексов кратонов, перидотитов Мирового
океана, многих типов ксенолитов ультрамафитов в кимберлитах. С учетом всего
сказанного, а также большого разброса концентраций микроэлементов в однотипных породах
и низкой точности многих определений расчет геохимических типов ультрабаэитов,
подобно петрохимическим, пока не представляется целесообразным. Поэтому анализ
геохимических особенностей ультрабазитов выполнен на качественном уровне.
Проще всего провести подобный анализ на примере РЗЭ. Лантаноиды, как известно,
чутко реагируют на условия петрогенезиса, а распределение их в ультрабазитах изучено
сравнительно детальнее, чем других литофильных микроэлементов (Ю.А. Балашов,
Л. Хзскин и др., К. Аллегр и др., Ф. Фрай и др.). Это позволяет в первом приближении
не только разбраковать ультрабазиты по геохимическим признакам, но и, помня о
важности такой информации для расшифровки процессов петрогенезиса, сопроводить
характеристику выделенных групп пород краткой оценкой вероятных механизмов
накопления в них РЗЭ. Прежде, однако, следует сказать о современных взглядах на
распределение лантаноидов в глубинных сферах Земли, поскольку вопросы РЗЭ типи-
416
зации ультрабазитов особенно тесно связаны с проблемой источников мантийных
расплавов — тех областей мантии, в которых происходит магмообразование.
Существуют геохимические и изотопные свидетельства того, что протовещество
планеты и, следовательно, ее мантии по относительным пропорциям тугоплавких лито-
фильных элементов, в том числе редкоземельных, было близко к хондритам (Рингвуд,
1981; Jagoutz et al., 1979; Anderson, 1983; Hart, Zindler, 1986 и др.). Если принять такую
гипотезу, то на стандартной вариационной диаграмме распределения РЗЭ
нормированный относительно этих метеоритов график концентраций лантаноидов в материале
примитивной мантии должен иметь вид горизонтальной линии. Менее уверенно можно
судить об абсолютных концентрациях РЗЭ. Это связано как с колебаниями их
содержаний в разных группах хондритов, так и с пониженным, по-видимому, количеством
лантаноидов в веществе ядра Земли по сравнению с мантией (А. Рингвуд, У. Бойнтон,
Ф. Фрай). Современные оценки, базирующиеся на изучении состава земных
ультрабазитов, углистых хондритов С1, а также на космогенических и геофизических
соображениях, позволяют говорить о том, что содержание РЗЭ в первичной ультраосновной
мантии могло быть в 1,5—2,5 раза выше, чем в этих наиболее "примитивных"
метеоритах (Балашов, 1985; Rare..., 1984).
Эволюция мантии должна была сильно изменить первоначальную картину
распределения РЗЭ. Наиболее существенное влияние, безусловно, оказала экстракция из нее
коры. Поскольку последняя в целом обогащена легкими РЗЭ относительно тяжелых,
можно допустить, что ультрабазиты верхней мантии после удаления корового материала
должны были обедняться легкими лантаноидами. Независимые доказательства
правильности такого предположения получены при изучении коэффициентов разделения РЗЭ
(Кр) между минералами глубинных пород и разнообразными расплавами и флюидами:
эти Кр в основном значительно меньше 1 и несколько увеличиваются с ростом
атомного номера элемента (Ч. Шнетцлер и Дж. Филпоттс, У. Хэррисон, И. Николлс и К. Хэррис,
Б. Майсен, Г. Оттонелло, Ф. Фрай и М. Принц и др.). С другой стороны, при неполной
экстракции выплавок и контаминации ими вещества глубинных зон либо при
флюидном массопереносе следует ожидать формирования ультрамафитов, обогащенных
легкими лантаноидами. Действительно, оба этих типа распределения известны уже с
момента появления первых работ по изучению концентраций РЗЭ в ультраосновных
породах (Ю.А. Балашов и др., X. Нагасава и др., Л. Хэскин и др.).
Наиболее ярким примером резкого обогащения ультрабазитов элементами церчевой
группы служат вулканиты зон магматической активизации кратонов — шелочные
пикриты, кимберлиты, ультраосновные лампроиты. По-видимому, по характеру
распределения РЗЭ к ним близки меймечиты и интрузивные ультрамафиты щелочно-ультра-
основных комплексов. Если уровень концентрации тяжелых РЗЭ в этих породах
отвечает в основном 5—10 ед. хондритового стандарта, то легких — в 20—100 раз выше,
иногда даже более (см. главу 2). Если учесть величины Кр и ряд петрологических
соображений, то столь сильное накопление некогерентных элементов в ультрабаэитах,
связанных с магматизмом щелочного профиля, подразумевает выплавление
материнских магм также из резко обогащенного легкими РЗЭ (относительно хондритов)
источника.
В отличие от ультрамафитов зон активизации стабилизированных областей
ультраосновные вулканиты эеленокаменных поясов раннего докембрия — перидотитовые
коматииты — довольно разнообразны по облику спектров РЗЭ. Общим почти для всех
древних вулканитов является примерно одинаковое содержание тяжелых РЗЭ (Ybjv
до 2—5); концентрация же легких лантаноидов варьирует в них в довольно широких
пределах. Во многих случаях элементы иттриевой группы в коматнитах преобладают
над цериевыми землями (легкие РЗЭ/тяжелые РЗЭ < 1); такое же распределение
РЗЭ свойственно немногим изученным фанероэойским пикритам офиолитов. Иногда
соотношение лантаноидов в коматиитах меняется на обратное (легкие РЗЭ/тяжелые
РЗЭ > 1; La^r до 10—15). Однако, вероятно, самая интересная черта этих пород —
присутствие в вулканитах ряда наиболее древних комплексов горизонтальных спект-
27. Зак. 855 417
ров РЗЭ, отвечающих веществу примитивной мантии (Гирнис и др., 1987). Все зто
можно трактовать как свидетельство выплавления материнских коматиитовых магм
из в различной степени обедненного, обогащенного или даже недифференцированного
глубинного субстрата. Положительные и отрицательные Eu-аномалии, наблюдавшиеся
в ряде образцов, связаны, скорее, с высокой подвижностью Еи2+ при вторичном
изменении пород, чем с фракционированием плагиоклаза из исходных расплавов (Sun,
Nesbitt, 1978). Следует, однако, иметь в виду, что строгого количественного изучения
поведения РЗЭ при метаморфизме и выветривании ультрабаэитов пока не проведено,
и поэтому остаются сомнения в такой интерпретации природы Еи-аномалий.
Самыми разнообразными по характеру распределения РЗЭ являются все же не
вулканические, а глубинные ультрамафиты — прямые представители вещества подкоровых
зон. Можно ожидать, что в их составе запечатлелись происходившие в мантии процессы
миграции и перераспределения компонентов ультраосновного субстрата.
Одним из наиболее редких типов распределения РЗЭ в глубинных ультрамафитах
является горизонтальный график на уровне 1—3 ед. хондритового стандарта. Согласно
изложенному, такие породы могут отвечать веществу примитивной мантии, но это
обязательно должно подтверждаться данными Rb-Sr и Sm-Nd изотопии. В петрохими-
ческом отношении они представлены неистощенными лерцолитами с примерно 4%
AI2O3 и 3,5% СаО, которые изредка встречаются среди мантийных ксенолитов (Ф. Фрай
и Д. Грин, Н. Шимизу, X. Штош и X. Зек, В.И. Коваленко и др.).
В большинстве других глубинных лерцолитов и связанных с ними "зеленых"
низкоглиноземистых магнезиальных вебстеритах (ультрабазитовый комплекс офиолитов,
перидотиты океана, высокобарические альпинотипные массивы, ряд ксенолитов в
в базальтах) концентрации средних и тяжелых РЗЭ довольно однообразны. В лерцоли-
тах они составляют 1—3 ед. хондритового стандарта. Легкая часть спектра заметно
обеднена относительно хондритов, но содержания элементов широко варьируют (La^v
1,0-0,01; Cejv 2,0—0,02; в пироксенитах примерно на порядок выше). В результате
нормированные графики РЗЭ имеют вид плавных кривых, правая половина которых
почти горизонтальна, а левая опущена. Разновидностью кривых данного типа можно
считать графики с равномерным спадом концентраций от тяжелых РЗЭ через средние
к легким (см. рис. 21,109,121,125).
Для лерцолитов этой группы выявлена определенная связь между степенью
обеднения легкими РЗЭ и формационной принадлежностью пород. Так, обычно лишь слегка
истощены цериевыми землями лерцолиты высокобарических комплексов и ксенолиты
из базальтов (LaN около 1,0—0,1), а в офиолитах и океанических ассоциациях они
чаще содержат еще меньше легких лантаноидов. Кроме того, как уже отмечалось в
главе 6, в породах прослеживается устойчивая прямая корреляция концентраций Yb
и СаО, которая указывает на преимущественное вхождение тяжелых РЗЭ в клинопирок-
сен. Обе эти зависимости, каждая по-своему, отражают вероятный способ
формирования глубинных перидотитов. Судя по экспериментально установленным величинам
Кр, незначительная потеря породами преимущественно легких лантаноидов при
сохранении близких к хондритовым концентраций тяжелых РЗЭ может быть связана с
малыми (~ 5—10%) степенями частичного плавления недифференцированного мантийного
субстрата или флюидной экстракцией иэ него несовместимых элементов.
Действительно, многие из рассматриваемых лерцолитов совершенно не истощены в отношении
петрогенных компонентов или деплетированы ими в небольшой мере. Другие, менее
богатые РЗЭ лерцолиты содержат меньше и "базальтовых" составляющих - СаО и
А12О3 (1,5—2,0%), что согласуется с более интенсивным плавлением первичного
материала. Иначе говоря, насыщенные легкоплавкой фракцией "примитивные" лерцолиты
не только по петрохимическим, но и по геохимическим особенностям можно
рассматривать в качестве главного потенциального источника пикритовых и толеитовых
базальтов (М.О'Хара, Л.В. Дмитриев, И.Д. Рябчиков, Ф.Фрай и др.). Сильнее истощенные
лерцолиты, приближающиеся по минеральному и химическому составу к гарцбурги-
там, по-видимому, чаще являются производными процесса частичного плавления,
418
чем "стартовыми" породами, хотя они при определенных условиях еще способны
давать выплавки широкого спектра составов (Майсен, Беттчер, 1979; Jaques, Green,
1980; Takahashi, Kushiro, 1983 и др.). Все сказанное подтверждается тем, что пикро-
базалыы и толеитовые базальты современных океанических рифтов по концентрациям
петрогенных компонентов, совместимых и несовместимых микроэлементов с широко
варьирующими коэффициентами разделения в целом комплементарны в разной
степени обедненным легкими РЗЭ перидотитам (Шиллинг, 1973; Дмитриев и др., 1976;
Dick et al., 1984; Michael, Bonatti, 1985 и др.). В связи с этим всю совокупность
рассматриваемых лерцолитов можно считать важнейшим источником мантийных магм.
В некоторых перидотитах, вынесенных базальтами и кимберлитами из подкоровых
областей, а также в ультрабазитах ряда высокобарических комплексов обнаружено
диаметрально противоположное распределение лантаноидов: легкие РЗЭ/тяжелые
РЗЭ > 1 (см. рис. 103, 109, 113). Наиболее обычны графики с опять-таки
горизонтальной правой частью на уровне 0,5—2,0 ед. хондритового стандарта и приподнятой
левой частью (Lajy до 20—25), но известны и породы с равномерным ростом
нормированных концентраций РЗЭ от Lu к La (Frey, Green, 1974; Frey, Prinz, 1978; Ottonello,
1980; Stosch, Seek, 1980; Basaltic..., 1981; Roden et al., 1984; Bonatti et al., 1986 и др.).
Если в кимберлитовых ксенолитах подобное распределение РЗЭ во многих случаях
можно связать с контаминацией образцов вмещающим расплавом, то обогащение
ксенолитов в базальтах цериевыми землями определенно вызвано мантийными
процессами (Rare..., 1984; Stosch et al., 1986). Петрохимически такие породы, как правило,
отвечают бедному клинопироксеном лерцолиту или даже гарцбургиту, причем уровень
накопления легких РЗЭ в них повышается пропорционально уменьшению содержаний
легкоплавких окислов. Отсутствие четкой корреляции содержаний легких РЗЭ и СаО
вместе с результатами изучения мономинеральных фракций доказывает, что в
перидотитах, сложенных стандартным парагенезисом Ol + Opx+Cpx+Cr-Sp, РЗЭ входят не
только в клинопироксен. Они приурочены к поверхности зерен, сосредоточены во
флюидных включениях или в интерстициальном веществе ксенолитов. Предполагается,
что носителями лантаноидов могут быть микроскопические, резко обогащенные
цериевыми землями выделения минералов типа апатита, монацита, уитлокита и др. (С. Васе
и Н. Роджерс, М. Роден и. др., X. Штош и В.И. Коваленко и др.). Кроме того, во многих
случаях повышение концентраций легких РЗЭ сопровождается усложнением
модального состава пород: в ксенолитах появляются визуально диагностируемые амфибол,
который и сам может быть носителем РЗЭ, и (или) флогопит (Varne, Graham, 1971;
Menzies, Murthy, 1980; Continental..., 1983). Это служит фундаментальным отличием
таких перидотитов от "сухих" лерцолитов предыдущей группы.
Поскольку при частичном плавлении примитивного мантийного материала
невозможно получить обогащенный легкими РЗЭ остаток, необходим особый механизм
формирования таких ультрабазитов. Наиболее приемлемой выглядит популярная сейчас
двухстадийная модель (Frey, Green, 1974; Frey, Prinz, 1978). Согласно этой модели,
рассматриваемые породы являются гибридными образованиями, состоящими из двух
геохимически различных компонентов (подробнее об этом см. главу 6). Основой,
определяющей валовой химический и минеральный состав ксенолитов, можно считать
частично потерявшие легкоплавкую фракцию лерцолиты предыдущей группы. Второй,
наложенный, компонент присутствует в образцах в качестве новообразований клино-
пироксена, амфибола, флогопита и микроскопических фаз, очень богатых цериевыми
землями, но не поддающихся визуальной диагностике. Соединение этих компонентов
в одно целое в рамках любого глубинного процесса автоматически ведет к
возникновению обогащенных несовместимыми элементами, но петрохимически уже слегка
истощенных перидотитов. Такие породы, независимо от их происхождения, представляют
собой идеальный источник для выплавления ультраосновных и базальтовых магм
повышенной щелочности.
Весьма своеобразен характер распределения лантаноидов в сильно истощенных
ультрабаэитах — гарцбургитах и дунитах офиолитовых комплексов и некоторых пери-
419
дотитах океана, а также в ряде жильных пироксенитов из офиолитов. Нормированные
графики РЗЭ во всех этих породах имеют желобо- или трогообразный облик (см.
рис. 16,23) с минимумом в области Sm—Gd (на уровне 0,05—0,001 ед. хондритового
стандарта). Концентрации тяжелых РЗЭ колеблются в пределах 0,5—0,05, а легких -
0,5—0,01 ед. хондритового стандарта (Rare..., 1984; Prinzhofer, Allegre, 1985 и др.).
В некоторых образцах установлены незначительные Еи-аномалии.
Наблюдаемую форму кривых распределения лантаноидов в ультрабазитах этой
группы, часто сильно измененных, также нельзя объяснить одностадийным эндогенным
механизмом (например, частичным плавлением или фракционной кристаллизацией).
Поэтому до последнего времени при генетической трактовке таких графиков
предпочтение отдавалось влиянию на состав пород вторичных процессов — серпентинизации,
ниэкоградиентного метаморфизма или метасоматоза (Rare..., 1984). Действительно,
подвижность легких РЗЭ при низкотемпературном изменении ультрабазитов
относительно повышенна по сравнению с тяжелыми РЗЭ, а их концентрации в потерявших
легкоплавкую фракцию породах настолько ничтожны, что даже незначительная
миграция элементов способна привести к контаминации ультрабазитов легкими
лантаноидами и возникновению U- или V-образных кривых распределения. Однако недавнее
обнаружение в слабо измененных гарцбургитах Новой Каледонии и практически
несерпентинизированных перидотитах Войкар-Сыньинского массива аналогичных
распределений РЗЭ (см. главу 1) доказывает, что и они имеют глубинную природу.
Сейчас вырисовываются две альтернативные возможности возникновения таких
графиков. Одна из них сводится к последовательному "неравновесному частичному
плавлению" неистощенного лерцолита в условиях разных фаций глубинности — гранатовой,
шпинелевой и плагиоклазовой. Расчеты подтвердили возможность реализации такой
модели в природе (Prinzhofer, Allegre, 1985). Другой механизм подобен
предполагаемому для обогащенных РЗЭ перидотитов предыдущей группы. Для этого сильно
истощенная порода должна бьша подвергнуться незначительной контаминации веществом
с преобладанием легких РЗЭ над тяжелыми. Элементарный расчет показывает, что,
например, для "загрязнения" гарцбургитов Войкар-Сыньинского массива (см. табл. 10
и рис. 16) требуется ничтожно малое (< 0,1%) количество материала, геохимически
сходного с "обогащенными" океаническими толеитами или субщелочными оливиновы-
ми базальтами островов (Магматические горные..., 1985; Rare..., 1984). Не вдаваясь
в детали петрогенетических схем, отметим только, что, судя по присутствию
микровключений в минералах офиолитовых ультрабазитов (Симонов, 1981; данные Е.Е. Лазь-
ко), таким контаминантом мог быть глубинный флюид. Вопрос о причинах появления
"прогнутых" графиков распределения лантаноидов в истощенных ультрабазитах
остается открытым, и для его решения необходимы дополнительные исследования тщательно
очищенных мономинеральных фракций.
Самостоятельную по характеру накопления РЗЭ группу пород составляют глубинные
ультрамафиты повышенной глиноземистости с варьирующими железистостью и
щелочностью (гранатовые или шпинелевые клинопироксениты и вебстериты
преимущественно "черной" серии, а также роговообманковые ультрамафиты). Они известны в виде
ксенолитов в базальтах или образуют секущие жилы в массивах высокобарических
перидотитов. Нормированные графики концентраций лантаноидов в этих породах
имеют вид пологих кривых с максимумом в области средних РЗЭ (на уровне 5—15 ед.
хондритового стандарта) и равномерным спадом содержаний и легких, и тяжелых
РЗЭ до 3—5 ед. хондритового стандарта или даже ниже (для легких РЗЭ) (Rare...,
1984). Подобное распределение лантаноидов лучше всего согласуется с глубинным
флюидно-магматическим происхождением пироксенитов. Судя по величинам
коэффициентов разделения РЗЭ между их минералами и насыщенным летучими базальтовым
расплавом при высоких давлениях (И.НиколлсиК.Хэррис, Р. Уэндлендт и У. Хэр-
рисон), породы представляют собой кумулятивные сегрегации из кристаллизовавшихся
непосредственно в мантии щелочнобазальтовых магм или высококонцентрированных
флюидов с (La/Yb)jv > I (Frey, 1980; Irving, 1980; Kurat etal., 1980; Continental..., 1983
420
+/2D
%7/Z
"Srl*Sr
Рис. 127. Изотопный состав Sr и Nd в ультраосновных породах и их минералах
1 — "зеленые" ксенолиты хромдиопсидовой серии в базальтах (Continental..., 1983; Menzies et al.,
I98S; Stosch et al., 1986; Stosch, Lugmair, 1986 и др.); 2 — "черные" ксенолиты Al-Ti-авгитовой
серии в базальтах (Menzies et al., 1985) ; 3 — ксенолиты в кимберлитах (Continental...,:1983; Kramers
et al., 1983; Richardson et al., 1985); I—VII — поля составов: I — пикриты о-ва Горгона (по Л. Эче-
веррии и др.), //— перидотиты офиолитов и высокобарических комплексов (Ophiolites..., 1984;
данные Г. Вассербурга и др.) , III — ультрамафиты комплекса Ронда (Reisberg, Zindler, 1986), IV —
перидотиты о-ва Сан-Паулу (Roden et a!., 1984), V — базальтоидные кимберлиты (Smith et a!., 1985;
данные Дж. Крамерса и др.), VI — слюдяные кимберлиты (Fraser et al., 1985; Smith et al., 1985),
VII — ультраосновные лампроиты (Vollmer et al., 1984; Fraser et al., 1985) ; A — отношения 8 7 Sr/8 6 Sr
и l*3Nd/***Nd в предполагаемой современной примитивной мантии (0,7047 и 0,51264
соответственно) ; Б — границы области главного мантийного тренда
к веществу предполагаемой примитивной мантии (строго говоря, в нем е§г = ^Nd = О,
но среди фанерозойских ультрабазитов слабо дифференцированными можно считать
породы, в которых eSr не превышает ± 10, a eNd = ± 3). Пока, однако, нет однозначных
доказательств того, что они не являются изотопно-гибридными образованиями,
возникшими в процессе смешения гетерогенных (обедненных и обогащенных) мантийных
источников. Самыми распространенными ультрабазитами в этой группе на сегодня
являются наиболее глубинные породы — базальтоидные кимберлиты; сюда же
попадают некоторые мантийные ксенолиты (см. рис. 127). Грубая корреляция возраста и
степени изотопного истощения кимберлитов (Basu et al., 1984;данные А.З.Журавлева)
дает основание считать, что резервуары ультраосновного субстрата, близкого к
примитивной мантии, долгое время сохранялись на больших глубинах, постепенно вовлекаясь
в процесс дифференциации. Так, докембрийские породы трубки Премьер обладают
практически хонцритовыми характеристиками (ем^ = 0—0,5), а фанерозойские
кимберлиты образуются из все более истощенного в изотопном отношении субстрата (eNd
до 3 и выше).
Наиболее распространены в природе изотопно обедненные ультрабазиты (е§г ^ 0;
^Nd > 0). Они выявлены в офиолитах и высокобарических комплексах, а также
преобладают среди ксенолитов в базальтах. К этой же группе относятся некоторые
океанические перидотиты и практически все ультраосновные вулканиты нормального ряда.
Изотопные характеристики этих пород объясняются тем, что их глубинные
резервуары на относительно раннем этапе эволюции потеряли значительную часть несовместимых
элементов и длительно развивались как истощенные системы (Геохимия изотопов...,
1983; Continental..., 1983; Stosch et al., 1986). Действительно, оценки модельного Sm-Nd
возраста деплетирования чаще всего оказываются древними (~1—3 млрд лет). Логично
бьшо бы связать возникновение материнских источников такого типа с
крупномасштабной экстракцией вещества земной коры из мантии, близкой к хондритам.
Парадоксально, однако, что по концентрациям петрогенных компонентов даже сильно обедненные
422
в изотопном отношении породы (например, многие ксенолиты ультрамафитов из
базальтов и высокобарические перидотиты, в клинопироксенах которых ека достигает
13—15, а в некоторых случаях еще выше) часто отвечают богатым легкоплавкой
фракцией лерцолитам с хондритовой величиной отношения СаО/А12О3 (Ophiolites..., 1984;
Stosch et al., 1986). Это позволяет многим исследователям не только отождествлять их
с материнским субстратом толеитов океанических рифтов1, но и предполагать, что
подобные перидотиты петрохимически близки к примитивному мантийному веществу,
из которого удалена лишь незначительная по объему (1—5%) щелочная выплавка
(или флюид), обогащенная несовместимыми элементами (Балашов, 1985; Basaltic...,
1981;Rare..., 1984и др.).
Другой геохимический парадокс, связанный с ультрабазитами этой группы,
заключается в том, что они иногда наряду с изотопным обеднением обогащены теми же
несовместимыми литофильными элементами. Это противоречие исчезает, если допустить,
что породы с eSr < 0 и eNd > 0, но с (Rb/Sr)^ > 1 и (Sm/Nd)Ar< 1 происходят из
древнего истощенного мантийного резервуара, вещество которого подверглось обогащению
в сравнительно недавнем прошлом (не более 200 млн лет назад), так что изотопные
системы еще не успели отреагировать на изменение состава среды.
Некоторые глубинные ультрабазиты (слюдяные кимберлиты, ультраосновные ламп-
роиты, ксенолиты протогранулярных гранатовых перидотитов и метасоматизированных
ультрамафитов из кимберлитов) содержат не только много несовместимых элементов:
(Rb/Sr)^ £» 1, (Sm/Nd)^ < 1, но и обладают комплементарными "обогащенными"
изотопными характеристиками: esr ^* 0, eNd < 0 (см. рис. 127). Очевидно, они
сформировались в мантийном резервуаре, который в течение длительного времени был
насыщен несовместимыми элементами, или по крайней мере содержат вещество подобного
резервуара. Время обогащения, как правило, датируется докембрием, однако оно
может быть и сравнительно недавним, хотя все же превышающим 0,5 млрд лет
(Continental..., 1983; Kramers et al., 1983; Richardson et al., 1985). Это доказывает, что процессы
дифференциации связаны не только с удалением из мантии выплавлявшихся магм
и флюидов, но и с их миграцией внутри последней. Геохимические аномалии в областях
фиксации несовместимых элементов могли сохраняться на глубине в течение
длительного времени.
Вся совокупность приведенной информации об особенностях химизма ультрабазитов
позволяет по-новому осветить традиционную проблему состава и строения верхней
мантии. Поскольку в этой области Земли могут возникать магмы широкого спектра
составов, следует говорить о различных мантийных источниках глубинных расплавов.
Вопросы, связанные с выделением таких источников — самостоятельных вещественных
типов подкоровьи ультрамафитовых субстратов, рассмотрены в заключительной главе.
1 Эта модель, однако, требует допущения о дополнительном привносе ряда компонентов, поскольку
алышнотипные лерцолиты все же не комплементарны океаническим толеитам по концентрациям
литбфильных элементов с особенно низкими коэффициентами разделения (К, Rb, U, Pb, отчасти
Sr и легкие РЗЭ) и летучих компонентов.
423
Глава 10
ТИПОМОРФИЗМ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ
УЛЬТРАБАЗИТОВ
Несмотря на довольно большое количество минералов, известных в ультраосновных
породах, главными первичными фазами последних являются оливин, ромбический и
моноклинный пироксен. Типоморфные особенности их состава, так же как и ведущего
акцессорного минерала этих пород - хромшпинелида, рассмотрены ниже и прежде
всего в аспекте их значимости для расшифровки процессов природного магмо- и петро-
генезиса, которые детально обсуждаются в следующей главе. Другие минералы
(флогопит, амфиболы, плагиоклаз, ильменит и др.) менее пригодны для этой цели,
поскольку в ультрабазитах они мало распространены и отмечаются в редких специфических
видах либо имеют вторичную природу. Они охарактеризованы при описании
естественных ассоциаций пород в предыдущих главах.
Может возникнуть вопрос, почему из выполненных здесь корреляций исключены
данные по химизму породообразующих силикатов гранатовых ультрамафитов. Это
вызвано генетической направленностью проведенного обсуждения. Понятно, что
полноценные выводы можно получить лишь по сопоставимым (в отношении условий
образования) объектам, а в минералах из пород гранатовой фации глубинности, особенно
в пироксенах, распределение компонентов из-за высоких температур кристаллизации
носит специфический характер. Поэтому их сравнение с ультрабазитами, равновесными
в условиях шпинелевой и плагиоклазовой фаций, неправомерно. Вместе с тем объем
приведенной в монографии первичной информации по породообразующим силикатам
особо глубинных парагенезисов достаточен для того, чтобы заинтересованный
читатель смог самостоятельно произвести необходимые корреляции, если в этом возникнет
нео бхо ди мо сть.
Оливин. В ультраосновных породах оливин обычно относится к магнезиальной
части непрерывного изоморфного ряда твердых растворов форстерит—фаялит.
Содержания второстепенных компонентов в минерале незначительны, и для ведущих примесных
элементов (Ni, Mn) жестко коррелируются с концентрацией Mg или Fe. Поэтому
главной характеристикой состава оливинов ультрабазитов, на основе которой возможен их
сравнительный анализ, является железистость, практически почти всегда совпадающая с
содержанием фаялитового компонента. При обсуждении соотношений железистости
оливинов и материнских пород (фактически степени их равновесности)
предполагалось, что после формирования ультрабазиты не подвергались перекристаллизации,
которая могла привести к изменению первоначального состава породообразующего
оливина.
Железистость оливинов различных ассоциаций ультрабазитов отражена на рис. 128.
По характеру трендов изменения f оливина с учетом геологических особенностей в
первом приближении можно выделить три базовых типа объектов: 1) ультраосновные
вулканиты (пикриты, меймечиты и перидотитовые коматииты); 2) расслоенные
интрузивы; 3) ультрабазитовые комплексы офиолитов, перидотиты океана,
высокобарические массивы и глубинные ксенолиты.
Оливин ультраосновных вулканитов содержит от 6 до 20% фаялитового
компонента, причем большинство анализов укладывается в интервал Fa7_i6- Среди этих
пород с генетических позиций наиболее интересны раннедокембрийские
перидотитовые коматииты.
Железистость скелетных кристаллов оливина в типичных коматиитовых лавах со
структурами спинифекс не опускается ниже Fa6 и не превышает Fax6 (см. рис. 128).
В таких породах нет идиоморфных вкрапленников оливина, а концентрация MgO
доходит максимум до 32—33% (чаще 25—28%). Практически таков же диапазон
железистости (Fa6._i6) идиоморфного оливина из нижних частей расслоенных коматиито-
424
/
IIXX IXIX XXI III XI XI XIX I X IXXXI
IIIXXIIXX X IXXXIX X I [XX XX
3\- I i x xxmciiix mix
I II II Illll III! I II I III I I II III! I I I
I I I I I I I II
II II III III! IIINI Illlll I II II III II II I I I
S -
7
У -
ft
fJ\- xx.
О X X XX X
/s -
X X X XX A * A
Si
/7
№
Zl
23
I III! II I I II II III I I
II I III I I
X ••••••
• ЙХ X «O*V*ro««* V • •« *V* V" • XXX
X*<KXXX-V>
XXX VX ДХХХЛЛУД лХХХ ЦТ ц T
▼ А АЛА О А А СквО О АЛ*
ЯХ»ОХцл»лц/<ХЬалллалл А4
X V X W3X A/IAAAV ТА Д в Тд Д Д ДД
хх ев х о в
XXX ХСКО СКСОСКХХОООЛЖЛ ДА Д А X д Д Д
ХХХХХлХХл X ХЛ А А XX XX AAAAAAlAiAi
ХЛХХХХ ХХХХХХХХХХХ X
ХХХХ X XX X X X X XXX
•««гККМОЗИКО • ТТ т »ТТ
О О 0"***|<««КХ» ОКО • X I
x x. •oooocctsiB e 7
• J
О v
XXXXXWXX XX XX XXX*X*bj34H3&>O XX „ J
■ X X XX XXXXX.XWX i4M(>X>OM(~X •
о 0
ХООХО О
Х
О ОХХХХ Х!«~Х1<ОХК XX
11 ._ ,,. .,,
\$ S/ - xo xx>o«»«w»«x box v
1 л
I"
л
/
*
7
00 О- О
СОО'ВКОЮ " у
д//
■ ® 0®OffiCCD TOO
о **оотахадвз"о
• • ОО Д д д Д д
X вСОЭОГОЮО А О О АТАТ А АЛЛ©
лОлСО л» л» лл ала » ала
XX Д Д
ОХО CW8 ОО О А
I-
О Ь 8 П /6 10 R?/(R>+Md),%
Рис. 128. Железистость оливинов ультраосновных и родственных им пород (по материалам авторон
и литературным данным)
1 — перидотитовые коматииты со структурами закалки, пикриты и меимечиты; 2 — дуниты, фер-
родуниты, оливиниты, в том числе из кумулятивных частей коматиитовых потоков; 3 — гарцбур-
гиты; 4 — лерцолиты; 5 — плагиоклазовые перидотиты; 6 — хромититы; 7 — верлиты; 8 —
оливиновые клинопироксениты; 9 — оливиновые ортопироксениты; 10 — оливиновые вебстериты; 11 —
плагиоклазовые пироксениты. Природные ассоциации ультрабазитов: 1—3 — перидотитовые
коматииты: 1 — Канада, 2 — Западная Австралия, 3 — Южная Африка; 4, 5 — автономные пикритовые
ипикрит-базальтовые1 ассоциации складчатых поясов: 4 — Тихоокеанского, 5 —
Урало-Монгольского; 6 — пикриты офиолитов массива Троодос и о-ва Горгона; 7 — пикриты и меимечиты Гулии-
ского щелочно-ультраосновного комплекса; 8 — пикриты траппов о-ва Баффинова Земля; 9—15 —
расслоенные интрузивы: 9 — Мончегорский, 10 — Бушвельдский, 11 — Стиллуотер, 12 — Великая
Дайка, 13 —Брейди-Глейшер, Аляска, 14— Байкало-Становой области, 15—о-ва Рам; 16—21 — габ-
броидные комплексы офиолитов: 16 — Хабарнинский, 17 — Корякского нагорья, 18 — Монголии,
19 — Бей-оф-Айлендс, 20 — Новой Гвинеи, 21 — Семейл; 22 — дунит-пироксенит-
габбровые комплексы Урала и Аляски; 23—25 — щелочно-ультраосновные комплексы:
23 — Гулинский, 24 — Маймеча-Котуйской провинции, 25 — Алданской и
Карело-Кольской провинций; 26—38 — массивы ультрабазитового комплекса офиолитов: 26 — Вой-
кар-Сыньинский, 27 — Кемпирсайский, 28 — Крака, 29 — Нурали, 30 - Красногорский, 31 —
Чирынайский, 32 — Тамватиейский, 33 — Монголии, 34 — Кузнецкого Алатау, 35 — Папуа, 36 — Ред-
Маунтин, 37 — запада США, 38 — Лигурии; 39—45 — ультрабазиты Мирового океана: 39 — Аравий-
ско-Индийский хребет, 40 — разлом Оуэн, 41 — Срединио-Атлантический хребет, 43° с. ш., 42 —
экваториальная часть Атлантического океана, 43 — скв. 395,44 — скв. 334, 45 — внутренние склоны
глубоководных желобов; 46,47 — массивы высокобарических ультрамафитов: 46- — Ронда, 47 —
зоны Ив pea; 48—S3 —ксенолиты ультрамафитов в базальтах вулканов: 48— Шаварын-Царам, 49 —
Драйзер-Вайер, 50 — запада Северной Америки, 51 — Юго-Восточной Австралии, 52 — Лэшейн,
53 - о-ва Таити
вых потоков, в которых породы обладают типичными кумулятивными структурами и
содержат значительно больше MgO (см. табл. 192). При дезинтеграции древних толщ
нижние кумулаты могут быть отторгнуты от верхних закаленных частей потоков и
метаморфизованы. Не исключено, что именно такие тела в архейских зеленокаменных
поясах, пространственно тяготеющие к участкам развития ультраосновных
вулканитов, описываются как дунитовые интрузии (Nickel..., 1981 и др.).
Несмотря на безусловное генетическое единство коматиитовых "дунитов" с
породами со структурами спинифекс, структурные особенности не позволяют считать такие
"дуниты" образовавшимися при закалке ультраосновных лав. Их кумулятивная
природы выглядит также наиболее реальной, если принять во внимание коэффициент
разделения Fe и Mg между материнским расплавом (ему отвечает валовой
химический состав закаленных пород) и оливином. Коэффициент этот, имеющий вид
^Р = (Fe/Mg)oi/(Fe/Mg)nopoAa или (FeO/MgO) oi/(FeO/MgO) порода , судя по
многочисленным экспериментам, составляет ~0,3 (Антипин и др., 1984; Гирниси др., 1987;
Ford et al., 1983; Jones, 1985 и др.). Простой расчет показывает, что самый
магнезиальный оливин (Fa6), известный в коматиитах, должен быть равновесен с расплавом,
содержащим около 32% MgO при концентрациях FeO до 12%, которые типичны для
высокомагнезиальных лав со структурами спинифекс. Именно таков, верхний предел
содержаний MgO в последних в природе. Более железистые скелетные оливины
равновесны с менее насыщенными MgO жидкостями. В свою очередь, наиболее
магнезиальные коматиитовые "дуниты" Австралии содержат свыше 50% MgO при 6-6,5% FeO
(Nickel..., 1981). Нетрудно подсчитать, что ликвидусный оливин в подобных магмах
должен был бы иметь состав ~Fa2. Принимая во внимание отсутствие столь
магнезиальных оливинов в архейских ультраосновных павах, остается предположить, что либо
наиболее ранние выделения минерала никогда не сохраняются в "дунитах", либо
существование расплавов такого состава в природе малореально. В то же время это
несоответствие хорошо объясняется с помощью модели кумуляции оливина из
коматиитовых магм (Рябчиков, Богатиков, 1984; Arndt, 1986 и др.).
Расчеты показывают, что и фанерозойские пикриты, и меймечиты могут не отвечать
по химизму исходным расплавам. Железистость самых магнезиальных оливинов,
известных в этих породах, составляет 7-8%. Это соответствует максимальным
содержаниям MgO в материнских магмах порядка 23-27%. Между тем очень часто и пикриты,
и меймечиты заметно более магнезиальны, что также можно объяснить "загрязнением"
исходных жидкостей оливином — или ксеногенным мантийного происхождения, или
собственным, выделившимся в промежуточных очагах, либо в процессе подъема
расплава на ранних стадиях его кристаллизации. Такие же несоответствия выявляются и при
анализе вещественного состава кимберлитов.
Другой важный вывод, который, вытекает из подобных расчетов, заключается в том,
что оливин с содержанием Fa > 11-12% может кристаллизоваться уже не из
ультраосновных, а из пикробазальтовых расплавов. Возможность кумуляции оливина в
последних с образованием ультраосновных пород принципиально допустима, например, для
пикритов Урало-Монгольского пояса (см. рис. 128). В них пока не обнаружены
оливины с Fa < 10,5%, а большинство изученных образцов заметно более железисты. Если
зти оливины действительно являются ликвидусными, то исходные магмы должны
были бы содержать < 19% MgO (при 13% FeO). Закристаллизовавшиеся породы,
однако, являются типичными высокомагнезиальными пикритами, богатыми идиоморфным
и субидиоморфным оливином, т.е. обладают признаками кумулятивных образований.
При генетической интерпретации подобных ультрабазитов все же следует помнить о
возможности субликвидусной перекристаллизации ранних, наиболее магнезиальных
оливинов в соответствии с законами равновесной кристаллизации непрерывных
твердых растворов или в соответствии с реакционным принципом Н. Боуэна (Эволюция...,
1983), если рассматривать более приближенные к природным условия.
Очень широк диапазон составов оливина (Fa9_2 7) в ультрамафитовых кумулатах
типичных расслоенных интрузивов (известно единственное определение более магне-
426
зиального оливина Fa7iS в Мончегорском плутоне)1. Изменение химизма минерала в
расслоенных ультрамафитах, по всей видимости, контролируется фракционированием
материнского расплава. Так, самый магнезиальный оливин свойствен ранним, обычно
оливиновым кумулатам (дунитам). Выделяющиеся позже разнообразные оливин-пи-
роксеновые и пироксеновые кумулаты (перидотиты и пироксениты) содержат все
более железистый оливин; зта тенденция развивается в сменяющих ультрамафиты
габброидах. Впрочем, такая зависимость носит, скорее, статистический характер и
выдерживается не во всех случаях из-за широких перекрытий состава минерала в
разных парагенезисах.
Судя по составу наиболее магнезиальных оливинов ультрамафитовых кумулатов,
исходные расплавы многих расслоенных интрузивов не были богаты MgO и по этому
признаку относились, скорее, к пикробаэальтам (12—15% MgO). Лишь материнские
жидкости крупных южноафриканских массивов - Бушвельдского и Великой Дайки —
могли быть более магнезиальными, если судить по железистости оливина в наиболее
ранних кумулатах.
В отличие от ультраосновных вулканитов и расслоенных ультрамафитов состав
оливина в перидотитах ультрабазитового комплекса офиолитов колеблется в очень
узком диапазоне. Подавляющее большинство значений укладывается в интервал Fa7_ ю
для гарцбургитов и Fa8_n для лерцолитов, т.е более богатые легкоплавкими
компонентами породы содержат и несколько более железистый оливин. Практически те
же пределы колебаний f оливина присущи гарцбургитам и лерцолитам океана,
высокобарических комплексов и "зеленых" ксенолитов из верхней мантии (см. рис. 128).
Устойчивый состав оливина в столь разных объектах не противоречит предположению
о сходстве петрологических процессов, обусловивших их формирование. Есть все
основания считать, что в основе этих процессов лежит равновесие твердых фаз и,
жидкости, присущее глубинным магматическим системам. Однако соответствия
железистости оливинов и материнских перидотитов, которого следовало бы ожидать при
прямой кристаллизации последних из расплавов, не наблюдается (например, из
жидкостей гарцбургитового состава с 46—42% MgO и 7—8% FeO должен был бы
формироваться оливин Fa2>s_3)- Правда, возможность субликвидусной перекристаллизации
раннего оливина в глубинных породах более вероятна, чем в вулканитах. Тем не менее,
поскольку в перидотитах признаки кумуляции отсутствуют, это противоречие в
современной петрологии чаще снимается с помощью модели частичного плавления. Согласно
последней и с учетом значений Кр гарцбургиты, содержащие оливин Fa8_i0. могли
возникнуть как тугоплавкий остаток (рестит) при отделении пикритовых жидкостей
с 20-25% MgO от лерцолитов, которые принимаются за исходное вещество, близкое
по составу к неистощенной мантии. С такой моделью, кстати говоря, хорошо
согласуется положение полей составов перечисленных пород и базальтов на диаграмме
рис. 126, отвечающее известным представлениям об их комплементарности
(Дмитриев и др., 1976).
В дунитах ультрабазитового комплекса офиолитов состав оливина колеблется не
только значительно шире, чем во вмещающих перидотитах, но и в необычных для
других ультраосновных пород пределах. Так, если верхняя граница содержаний
фаялита в нем составляет 12% и мало отличается от наблюдаемой в оливинах гарцбургитов, то
нижняя граница в отдельных случаях опускается почти до Fai. Высокомагнезиальный
оливин Fa4_7 свойствен и хромититам рудных тел. Столь низкая железистость
минерала требует специального объяснения, поскольку, как показано выше, оливин земных
магматогенных пород (независимо от способа кристаллизации) вряд ли может быть
1 Экстремально высокие содержания Fa (до 85%) установлены А.С. Осокиным при анализе
монофракций оливина из оруденелых ультрамафитов верхней части разреза массива Гремяха-Вырмес
(см. главу. 2). Это можно связать либо с аномально высокой железнстостью материнского
расплава, приводящей к совместной кристаллизации оливина и титаномагнетита, либо с субсолидусной
перекристаллизацией образовавшихся пород.
427
более магнезиальным, чем Fa^. Если это верно, то появление заметно менее железистых
разностей не связано с равновесиями типа кристаллы—расплав, т.е. такие оливины
имеют немагматическую природу. В этом случае, по-видимому, остается говорить
только о субсолидусном перераспределении компонентов в ультрабазитах. Для
оливина хромититов допускается механизм прямого твердофазового обмена Fe и Mg с
преобладающим в рудных телах хромшпинелидом при высокотемпературной
перекристаллизации (Царицын, 1983; Roeder et al., 1979). Подобная реакция, по-видимому,
действительно осуществима в природе в локальных масштабах, но образование
крупных масс почти чистого форстерита в гипербазитовых массивах таким путем
представить трудно.
Важную роль в расшифровке генезиса высокомагнезиальных ультрабазитов наряду
с очень низкой f оливина сыграли другие их специфические особенности. Напомним о
геологической позиции массивов, содержащих такие породы (преимущественно
палеозойские, они расположены исключительно в высокометаморфизованных толщах),
обычном отсутствии в них хромшпинелида (его место занимает магнетит, и ультраба-
зиты, по существу, являются магнетитовымиоливинитами), специфическом составе
примесей и особом характере микровключений в оливине, повышенной степени
окисления в нем железа и т.д. (Штейнберг, Чащухин, 1977; Агафонов и др., 1978; Белинский
и др., 1980; Меляховецкий, 1982; Офиолитовая..., 1982 и др.)- Если учесть все эти
особенности, то наиболее привлекательным выглядит предположение о вторичной
природе высокомагнезиальных оливинитов, т.е. их образовании из нацело серпенти-
низированных ультрабазитов, претерпевших ранее необратимые химические
изменения (вынос Fe, Ca, Ni и др.) в процессе прогрессивного регионального метаморфизма
(Штейнберг, Чащухин, 1977; Белинский, Банников, 1986).
Жильные оливинсодержащие пироксениты в офиолитовых перидотитах в отличие
от дунитов распространены спорадически и изучены пока лишь в нескольких массивах
(Геохимия изотопов..., 1983; Лазько, 1984; Дмитренко и др., 1985 и др.). Оливии в
них имеет сравнительно стабильный и заметно более железистый состав, чем во
вмещающих гарцбургитах (см. рис. 128). В отличие от пироксенитов офиолитов в
"зеленых" мантийных пироксенитах (жильные оливиновые вебстериты высокобарических
комплексов и глубинных ксенолитов в базальтах) железистость опивина обычно близка
к железистости оливина окружающих лерцолитов.
Представляет интерес сопоставление химизма оливина ультрамафитов из
рассмотренных базовых генетических ассоциаций и объектов не вполне ясной природы.
Большинство последних (габброидные комплексы офиолитов, щелочно-ультраосновные
массивы, платиноносные, дунит-пироксенит-габбровые ассоциации) напоминают
расслоенные базит-ультрабазитовые интрузивы и по общему диапазону колебаний
железистости оливина, и по характеру ее изменения в разных породах (см. рис. 128).
Сходство это иногда настолько велико, что с учетом внутреннего строения объектов его
можно трактовать как неоспоримое свидетельство в пользу единого механизма
образования, т.е. магматической кумуляции иэ расплавов типа пикритов, обедненных MgO.
Оговорку следует сделать лишь для дунитов платиноносных комплексов. Железистость
оливина в некоторых из них так низка (до Fa7), что заставляет предполагать в
качестве исходного высокомагнезиальный пикритовый расплав с содержанием MgO
около 25—27%. Аналогичное кумулятивное происхождение, но уже при фракционировании
пикробазальтовых жидкостей, судя по железистости оливина (Fa > 11), допустимо и
для некоторых ультрабазитов океана (плагиоклазовых перидотитов глубоководной
скв. 334 и Марианского желоба).
Специфическую группу пород составляют ксенолиты мантийных ультрамафитов
"черной" Al-Ti-авгитовой серии в базальтах и жильные Fe-Ti вебстериты из
высокобарических перидотитовых комплексов. Они, особенно "черные" ксенолиты (верли-
ты, вебстериты), по характеру распределения Fa в оливинах также близки к ультра-
мафитам расслоенных интрузивов (см. рис. 128). Однако с учетом геологической
позиции этих образований (они представляют собой секущие жилы в мантийных перидоти-
428
тах) прямая их кумуляция из расплава, которую допускали А. Ирвинг, Дж. Дикки и
М.Обата, Ф.Фрай и другие исследователи, маловероятна. Скорее, они могли
кристаллизоваться при просачивании флюидов и (или) расплавов пикритового типа по
трещинам и ослабленным зонам в мантийных перидотитах. Другая возможность
формирования таких пород — неполное отделение выплавляющихся из лерцолитов магм в
условиях вязкого пластического течения (диапирового подъема?) всей системы на
глубине.
Совершенно иной механизм образования следует предполагать для оливинитов
шел очно-ультраосновных комплексов. Очень высокая магнезиальность их оливинов
(до Fas) в совокупности с рядом других специфических черт (отсутствием хромшпи-
нелида, составом примесей и высокой степенью окисления Fe в оливине) сближает
зти породы с вторичными десерпентинизированными оливинитами и дунитами
ультрабазитовых комплексов офиолитов, что подразумевает и общность
генетической модели (Васильев, 1980; Белинский и др., 1980). Основной проблемой в
данном случае является природа источника тепла, необходимого для дегидратации мета-
морфизованных ультрабазитов.
В заключение остановимся на распределении некоторых примесных компонентов
в оливине. Выше уже отмечено, что концентрации Ni и Мп в огромном большинстве
случаев жестко коррелируются с f минерала. Лишь в оливине дегидратированных
серпентинитов такая зависимость может быть нарушена, и тогда
высокомагнезиальные разности содержат очень мало Ni, но сравнительно много Мп. Эти признаки, по-
видимому, указывают на вторичную природу материнских пород.
Концентрация Са в оливинах не коррелируется с железистостью, но связана с
глубинностью становления ультрабазитов. Впервые отмеченная еще Т.Симкиным и
Дж. Смитом, зта эмпирическая зависимость сейчас статистически подтверждена на
обширном природном материале, и ее даже пытаются применить для разработки
геобарометров (А.Финнерти и Ф. Бойд, Г.Адаме и Ф.Бишоп). В соответствии с
имеющимися данными оливины глубинных ультрабазитов нормальной щелочности1 содержат
минимальное количество Са, а излившихся - наоборот, ощутимую его долю. Иными
словами, повышение давления препятствует вхождению элемента в структуру
минерала. Граница между двумя этими классами пород отвечает содержанию СаО в
оливине порядка 0,10% (Simkin, Smith, 1970). Указанная зависимость выдерживается
довольно четко и во многих случаях позволяет ориентировочно судить о глубинности
становления материнских объектов. Любопытно, что многие оливины-вкрапленники
в породах явно вулканического происхождения (пикритах, кимберлитах) содержат
очень низкие концентрации СаО. Это служит дополнительным свидетельством их
глубинной природы.
Наконец, еще одним элементом, важным для расшифровки условий
кристаллизации оливина ультрабазитов, является Сг. В большинстве ассоциаций он входит в оливин
в исчезающе малых количествах, обычно неулавливаемых при стандартном
микрозондировании. Впервые ощутимо хромсодержащие оливины (до 0,4% Сг2О3) были
обнаружены в лунных базальтах (С. Хзггерти и др., Ф. Бойд и др.). Поскольку Сг может
внедряться в кристаллическую решетку минерала в заметных количествах лишь в виде
Сг2+, присутствие этой примеси обычно связывается с предельно восстановленным
состоянием лунных магм. Тщательные поиски хромсодержащих оливинов в различных
земных породах привели к обнаружению разновидностей с небольшим содержанием
Сг2О3 в кимберлитах и особенно в меймечитах (Соболев, 1974). В последних оливин
иногда содержит более 0,1% Сг2О3 (Соболев, 1978). Однако предельные концентрации
Сг в оливине (до 0,35% Сг2О3) установлены в перидотитовых коматиитах (см. главу 3).
Повышенная хромистость земных породообразующих оливинов по аналогии с лунными,
по-видимому, отражает сильно восстановленный характер и отчасти высокую
температуру глубинных материнских магм.
1 В щелочных и связанных с щелочными породами ультрабазитах растворимость монтичеллитового
компонента в оливине в большой мере контролируется активностью кремнезема.
429
Ромбический пироксен. Главными характеристиками состава этого минерала
являются железистость и содержание ферросилитового компонента, величины которых в
отличие от оливина в ортопироксене слегка не совпадают. По общепринятой
классификации (У. Дир и др., Н.Л. Добрецов и др.) в ультраосновных породах наиболее широко
распространен знстатит (Fs < 10%), реже встречается бронзит (FsiO_3o). Гиперстен
(Fs > 30%) известен почти исключительно в высокожелезистых ультрабазитах.
Причиной незначительных расхождений величин f и количеств Fs-минала является то, что
ортопироксен во многих случаях содержит ощутимые количества примесей в виде
различных чермакитовых и волластонитовой молекул, причем главные из них —
А1, Сг, Са — чутко реагируют на изменение условий равновесия материнской породы.
Это широко используется при реконструкциях Р—Т условий кристаллизации и
перекристаллизации улырабазитов. Так, уровень концентрации Са в ортопироксене,
сосуществующем с клинопироксеном, выраженный в виде отношения Са/(Са + Mg), может
служить геотермометром, слабо зависящим от давления (Б. Дзвис и Ф. Бойд, Ч. Негру и
П. Уайли, Д. Линдсли и С. Диксон). Менее удачными оказались попытки использовать
в качестве геотермометра растворимость А1 в ортопироксене, ассоциирующем с пши-
нелидами (М. Обата, Т. Фуджи, П. Данкверт и Р. Ньютон, Т. Са^тлебен и X. Ззк), или
соотношение в нем А1 и Сг (Б. Майсен, Ж.-К. Мерсье), поскольку на зти параметры
заметно влияют также давление и общий состав системы (Добрецов и др., 1971).
Напротив, примесь А1 в ортопироксене, если он находится в парагенезисе с гранатом, служит
одним из немногих реально "работающих" геобарометров (И. Мак-Грегор, Б. Вуд,
Дж. Акелла, Т. Гаспарик, А. Финнерти и Ф. Бойд, С. Харли, К, Никкель и Д. Грин и др.).
Наконец, в последнее время выяснилось, что в ультрабазитах реститового типа уровень
насыщенности глиноземом ортопироксена, находящегося в ассоциации с шпинелидами
и (или) плагиоклазом, отражает не только Р—Т условия стабилизации обменных
реакций, но и (пожалуй, даже в большей мере) степень истощенности материнских
пород легкоплавкими компонентами.
Наряду с рассмотрением поведения различных катионов в решетках пироксенов
ультрабазитов в зависимости от внешних факторов в литературе достаточно детально
обсуждались и межэлементные корреляции (Добрецов и др., 1971). Это позволяет
акцентировать внимание на генетических аспектах проблемы. Изменчивость
химических характеристик природных ортопироксенов и их связь со способом
кристаллизации материнских пород может быть продемонстрирована с помощью множества
графиков (У. Дир и др., Н.Л. Добрецов и др.). Мы выбрали для этой цели бинарную
диаграмму железистость—концентрация А12О3.
На диаграмме (рис. 129) четко обособились две основные группы полей составов
ортопироксенов. Их конфигурация и положение обусловлены разными трендами
изменения составов минерала в соответствующих материнских породах. Это, в свою очередь,
отражает фундаментальные различия способов кристаллизации последних.
Один из указанных трендов характеризуется слабым накоплением в минерале А12Оз
с ростом железистости. Его образуют ортопироксены ультрамафитов расслоенных
интрузивов. Подавляющее большинство фигуративных точек их составов
укладывается в продолговатое поле, вытянутое почти параллельно оси абсцисс. В пределах поля
f минерала статистически растет в ряду ортопироксенсодержащие дуниты и хромити-
ты—гарцбургиты—ортопироксениты (см. рис. 56). Причины такого изменения составов
пироксенов расслоенных интрузивов (аналогичный тренд присущ и клинопироксенам),
очевидно, связаны с закономерностями кристаллизации расплавов с повышенной
концентрацией MgO в магматических камерах (см. главу 11). В соответствии с этими
закономерностями на ранних стадиях дифференциации подобных магм образуются фазы
с низкой железистостью (оливин, а затем пироксены). Такое направление
фракционирования приводит к заметному росту отношения Fe/Mg в остающемся расплаве при
сравнительно небольшом накоплении А12 О3, а в дальнейшем — к появлению
плагиоклаза, концентрирующего глинозем.
Аналогично ориентированное поле, только сильнее растянутое по железистости,
430
.-**
-х-
Рис. 129. Поля составов ромбических лироксенов ультраосновных и родственных им пород на
Диаграмме Al2 O3 -Fe / (Fe + Щ)
1,2 — ультрабазитовый комплекс офиолитов: 1 — перидотиты, 2 — жильные пироксениты; 3 —
перидотиты срединно-океанических хребтов и океанских плит (а — плагиоклазовые лерцолиты
скв. 334); 4 — перидотиты окраинных морей и внутренних склонов глубоководных желобов;
5,6 — глубинные ксенолиты в базальтах и высокобарические комплексы: 5 — перидотиты и пироксе-
ниты "зеленой" хромдиопсидовой серии, 6 — ультрамафиты "черной" Al-Ti-авгитовой серии; 7 —
расслоенные интрузивы (<> — массив Брейди-Глейшер, Аляска); 8 — габброидный комплекс
офиолитов; 9 — область перехода составов ортопироксена перидотитов от гарцбургитового к лерцолито-
вому типу парагенезиса
образуют ортопироксены расслоенных ультрамафитов габброидного комплекса
офиолитов. Правда, смена парагенезисов в этом случае происходит по иной схеме:
лерцолиты ->■ вебстериты, ортопироксениты ->■ плагиоклазовые пироксениты. Отличия могут
быть вызваны разными причинами — характером фракционирования (набором
кристаллизующихся минералов), составом исходных расплавов, последовательностью
выделения кумулятивных фаз и т.д. Положение же осей обоих полей на диаграмме
практически совпадает, что можно считать доводом в пользу одинакового механизма и
близких условий кристаллизации пород этих объектов.
Повышение Р и Т кристаллизации расслоенных ультрамафитов (иными словами,
рост глубинности становления материнских интрузивов), судя по закономерностям
распределения примесных компонентов в кристаллических решетках пироксенов,
сопровождается увеличением глиноземистости последних, если они выделяются из
расплавов, насыщенных в отношении глиноземсодержащих фаз в условиях плагиокла-
зовой или шпинелевой фации. В этом случае область стабильности соответствующих
пород при сохранении "кумулятивного" диапазона железистости должна расширяться
вверх примерно пропорционально повышению Р-Т параметров кристаллизации.
Действительно, железистость ортопироксенов ультрамафитов высокобарического
расслоенного комплекса Ивреа-Вербано в Альпах лежит в интервале 11,8—26,6%, а содержание
А12О3 меняется от 2,0 до 5,6% (Rivalenti et al., 1981, 1984). Почти все фигуративные
точки их составов (на диаграмме не показаны) лежат заметно выше поля составов
ортопироксенов расслоенных интрузивов. Большей, нежели обычно, глубинностью
становления можно поэтому объяснить и отчасти обособленное положение локального
поля ортопироксенов кумулятивных ультрамафитов массива Брейди-Глейшер на Аляске
(Himmelberg, Loney, 1981).
Другой четкий тренд образуют ортопироксены гарцбургитов и лерцолитов Мирового
океана и офиолитов, магнезиальных ультрамафитов (перидотитов и пироксенитов)
высокобарических комплексов и аналогичных по составу ксенолитов пород "зеленой"
431
серии в базальтах. Фигуративные точки их составов образуют в левой части диаграммы
вытянутые, накладывающиеся друг на друга поля. Оси последних расположены под
большим углом к простиранию полей кумулятивных ультрамафитов, а сами эти две
области почти не перекрываются (см. рис. 129). Для второго тренда при. сравнительно
небольшом интервале железистости ортопироксена характерен очень широкий
диапазон концентраций А12О3. Хотя повышение глиноземистости ортопироксенов и в этом
случае отчасти может быть связано с ростом Т и Р за счет неустойчивости плагиоклаза
(так, самые глиноземистые разновидности встречены в наиболее глубинных
образованиях данной группы - ксенолитах лерцолитов в базальтах), полностью приписать его
влиянию глубинности невозможно. Дело не только в том, что с лерцолитами в природе
всегда тесно ассоциируют гарцбургиты с относительно низкоглиноземистым орто-
пироксеном. Еще более важно то, что в сериях перидотитов из одного объекта (массива,
вулкана, пункта драгировки и др.) между железистостью и глиноземистостью минерала
существует жесткая положительная связь с высоким коэффициентом корреляции
(Лазько, 1984; Dick etal., 1984; Michael, Bonatti, 1985; Press et al., 1986). Иное
объяснение этой зависимости, чем то, что в данном случае изменение глиноземистости в
большой мере контролируется химическим равновесием между ортопироксеном и
расплавом, предложить трудно. Для петрологической интерпретации важно, что лерцо-
литы обычно являются более ранними породами, чем гарцбургиты (судя по
соотношениям перидотитов в ряде офиолитовых и высокобарических массивов), т.е. тренд
направлен от высокоглиноземистых и железистых разностей в сторону магнезиальных
пород с низкой концентрацией А12 Оз. Такое направление изменения составов
рассматриваемых ортопироксенов несовместимо с их кумуляцией из расплава и может быть
истолковано только с позиций прогрессирующего истощения минерала легкоплавкими
компонентами, т.е. частичного плавления материнских пород.
Природа других представленных на рис. 129 ассоциаций ультрамафитов
проблематична. Ортопироксены пород жильной серии в перидотитах офиолитов образуют
трапециевидное поле, перекрывающее низкожелезистую область тренда ультрамафитов
кумулятивных расслоенных ассоциаций. Однако длинная его ось примерно параллельна
простиранию поля ортопироксенов офиолитовых гарцбургитов. Можно предположить,
что жильные пироксениты офиолитов родственны скорее последним, а не
кумулятивным ультрамафитам, тем более что геологические соотношения с вмещающими гарцбур-
гитами не позволяют считать их кумулатами.
Фигуративные точки составов ортопироксенов из ксенолитов "черных"ультрамафитов
Al-Ti-авгитовой серии в базальтах и жильных Fe-Ti пироксенитов высоко барических пе-
ридотитовых комплексов расположены в виде обширного обособленного поля в правой
верхней части диаграммы. Сюда же попадает часть анализов ортопироксенов
высокобарических кумулатов расслоенного комплекса Ивреа-Вербано (Rivalenti et aL, 1981,1984).
Положение и конфигурация поля не дают возможности сделать однозначные выводы
относительно происхождения материнских пород; не исключено, что последние гетерогенны.
Вместе с тем создается впечатление, что эти ультрамафиты в совокупности с пироксе-
нитами офиолитов формируют единый (несмотря на разрыв) тренд, промежуточный
между двумя охарактеризованными выше главными трендами, но тяготеющий все
же к реститовому. Поэтому позиция этого воображаемого тренда на диаграмме опять-
таки наводит на мысль, что его возникновение каким-то образом связано с эволюцией
вещества реститовых ультрабазитов, а не с кумулятивным процессом.
Ортопироксены плагиоклазовых лерцолитов скв. 334 в Атлантическом океане
образуют локальное вытянутое поле на стыке реститовых и кумулятивных ассоциаций (см.
рис. 129). Его позиция лучше согласуется с предположением о кристаллизации пород
в магматической камере.
В заключение кратко рассмотрим распределение других примесных элементов в
ортопироксенах. Концентрация Сг2 О3 в них обычно не превышает 1% и связана
сложными зависимостями с содержаниями иных компонентов. Распределение Сг в
ортопироксенах напоминает его поведение в клинопироксенах ультраосновных пород (см. ниже).
432
Примесь Са в ортопироксенах примерно равной железистости, как уже отмечено,
отражает температуру "замораживания" обменных реакций в кристаллической решетке
минерала. В связи с этим СаО, как правило, много в ортопироксенах быстро
вынесенных на поверхность глубинных ксенолитов. Типоморфное значение Ti заключается в
том, что им иногда обогащены железистые ортопироксены из пород неясного генезиса
или магматогенных ультрабазитов. Однако общий уровень накопления этого элемента
невысок: обычно <0,3, но, как правило, <0,1% ТЮ2.
Моноклинный пироксен. Природные клинопироксены, как и другие
породообразующие силикаты, представляют собой широко варьирующие по составу твердые растворы.
В ультрабазитах они почти во всех случаях развиваются на основе диопсида.
Изоморфизм в моноклинных пироксенах проявлен еще шире, чем в ромбических; в
кристаллическую решетку могут входить ощутимые количества Fe2+, Al, Cr, Fe3+, Ti,
Na в виде ферросилитового, жадеитового и различных чермакитовых миналов. Состав
клинопироксена является чутким индикатором физико-химических условий
равновесия материнских пород, прежде всего температуры, что многократно использовалось
в геотермобарометрии. Особенно чувствительна к изменению температуры
концентрация в нем знстатитовой молекулы. Это послужило основой для разработки пироксено-
вых геотермометров, учитывающих либо непосредственные вариации величины
отношения Са/ (Са + Mg) в минерале, либо сложные взаимосвязи железистости с содержанием
ряда компонентов в клинопироксене и сосуществующих с ним ортопироксене, гранате,
шпинелидах (Б. Дэвис и Ф. Бойд, Д. Линдсли и С. Диксон, Б. Вуд и Ш. Банно, П. Узллс,
Д. Эллис и Д. Грин, Т. Мори, Л.Л. Перчук и многие другие). Давление также ощутимо
сказывается на составе клинопироксена, поскольку на больших глубинах он наряду с
амфиболом является главным концентратором Na и содержит повышенную примесь
жадеитового мигала.
Типоморфизм клинопироксенов из различных ассоциаций ультрабазитов рассмотрим
с помощью той же диаграммы железистость—концентрация А12 О3 (рис. 130). Даже при
беглом взгляде на нее видно, что в составах клинопироксенов ультраосновных пород
проявлены все те тенденции и закономерности, которые присущи ортопироксенам.
Поэтому, не повторяя аналогичных выводов, остановимся только на отличиях
диаграмм.
Прежде всего следует обратить внимание на единый, тренд составов
клинопироксенов ксенолитов "черных" ультрамафитов в базальтах, Fe-Ti пироксенитов
высокобарических перидотитовых комплексов и жильных вебстеритов в гарцбургитах офиоли-
тов. В данном случае поле клинопироксенов первых двух ассоциаций сильно растянуто
и четко ориентировано практически параллельно полю составов клинопироксенов
вмещающих эти породы перидотитов. В магнезиальной области тренда оно перекрывается
небольшим, аналогично ориентированным полем клинопироксенов офиолитовых
пироксенитов, которое служит как бы его продолжением. Эти совпадения подтвержают
высказанное при рассмотрении ортопироксенов предположение о родственности всех
жильных ультрамафитов вмещающим их перидотитам.
Составы клинопироксенов двух новых ассоциаций, показанных на рис. 130, — пла-
тиноносной дунит-пироксенит-габбровой и щелочно-улыраосновной — вписываются
в единый тренд с составами клинопироксенов расслоенных интрузивов и габброидно-
го комплекса офиолитов. Расположение соответствующих полей служит доводом в
пользу изначально кумулятивного происхождения всех этих пород независимо от
их последующей субсолидусной эволюции.
Наконец, очень, изменчивы (и по железистости, и по содержанию А12О3)
клинопироксены основной массы улыраосновных вулканитов — перидотитовых коматиитов,
различных пикритов, меймечитов. Фигуративные точки их составов не образуют единого
четкого тренда, а разбросаны по большей части площади диаграммы без видимых
закономерностей. Столь широкие и беспорядочные вариации химизма минерала в
породах заведомо магматического происхождения, скорее всего, можно объяснить тем,
что при закалке улыраосновных лав состав выделяющегося пироксена не контроли-
28. Зак. 85 S 433
те -
е -
4 -
г -
-
1
i
А
/ ^
/ .#
('/
— i
..•••■'
.-ix*
^-
" "^^ ..•■**""* .
^—-г"
i
-х-7
к г
7^.. ..
\ /
I i
Рис. 130. Поля составов моноклинных пироксенов ультраосновных и родственных нм пород на
диаграмме Al, O3 -Fe/ (Fe + Mg)
1 — Дунит-пироксенит-габбровая ассоциация; 2 — щелочно-ультраосновные комплексы; 3 —
ультраосновные вулканиты; остальные условные обозначения те же, что на рис. 129
руется равновесием между твердыми фазами и расплавом. Иначе говоря, минерал,
по-видимому, является продуктом метастабильной кристаллизации.
Заслуживает также внимания распределение в клинопироксенах Ti, Cr и Na. Роль
титана определяется различным уровнем накопления элемента в клинопироксенах улыра-
базитов разного происхождения. В небольших количествах (до 0,5, редко до 1%ТЮ2)
он присутствует в клинопироксенах перидотитов Мирового океана, офиолитов,
высокобарических комплексов, "зеленых" ксенолитов в базальтах, т.е. во всех тех породах,
которые являлись или могут являться потенциальным источником магматических
расплавов. При этом наиболее обогащены Ti клинопироксены лерцолитов, близких
по валовому химическому составу к модельному "примитивному" мантийному
субстрату, а в резко истощенных породах (например, в гарцбургитах офиолитов)
минерал зачастую содержит лишь исчезающе малые количества TiO2.
Также невысоки (редко выходят за пределы 0,5—1,25%) концентрации TiO2 в
клинопироксенах магматогенных ультрабазитов нормальной щелочности, независимо от
того, формировались они кумулятивным путем (упырамафиты в расслоенных
интрузивах, габброидных комплексах офиолитов и дунит-пироксенит-габбровых массивах)
или в результате закалки улыраосновного расплава (улыраосновные вулканиты
докембрия и фанерозоя). К этой же группе пород тяготеют те ксенолиты "черных" улыра-
мафитов в базальтах и жилы Fe-Ti вебстеритов в высокобарических перидотитах,
которые содержат минимальные количества щелочей, особенно К2О.
Титан ощутимо (> 1, обычно 1,5—4,0% ТЮ2) накапливается только в
клинопироксенах пород повышенной щелочности. Как следствие, в ультрамафитах щелочно-улыра-
основных массивов, меймечитах, щелочных пикритах, ряде "черных" ксенолитов в
базальтах, в жильных роговообманковых пироксенитах и пироксеновых горнбленди-
тах высокобарических комплексов клинопироксен представлен титанавгитом.
Закономерности вхождения Ti в клинопироксен ультрабазитов хорошо объясняются
результатами экспериментов в силикатных системах с участием Н2 О и СО2. Исходя из
данных И.Д. Рябчикова (1982) о высокой подвижности элемента в глубинных
подщелоченных флюидах, можно предположить, что с процессами флюидного массопереноса
связано крупномасштабное перераспределение TiO2 в подкоровом субстрате. По этой
434
причине в перидотитовой верхней мантии могут возникать зоны, обогащенные
несовместимыми литофильными элементами (щелочами и др.) и компонентами с амфотер-
ными свойствами, в том числе титаном. Плавление такого субстрата приведет к
возникновению субщелочных или щелочных высокотитанистых магм (И. Куширо и др.,
Р. Уэндлендт и Д. Эгглер). Процессы выплавления и кристаллизации образовавшихся
жидкостей контролируются обычными равновесиями типа минерал—расплав и могут
быть описаны с помощью соответствующих коэффициентов разделения.
Одновременно аналогичные расчеты показывают, что для выплавления улыраосновных и
базальтовых магм нормальной щелочности достаточно того количества ТЮ2, которое входит
в минералы "примитивных" или частично истощенных неметасоматизированных
перидотитов.
Содержание Сг2О3 в клиногшроксене улырабазитов редко превышает 2,0%, причем
в вулканитах и кумулатах оно, за немногими исключениями, не поднимается выше
1,0% (в большинстве случаев ниже 0,5%). В клинопироксенах мантийных пород
содержание Сг2О3 сложным образом связано с концентрациями ряда других компонентов,
прежде всего А^Оз, хотя, на первый взгляд, оно незакономерно варьирует в разных
ассоциациях. В магматических процессах Сг и А1, как известно, являются
антагонистами из-за резкого различия величин Кр. Однако в некоторых детально изученных
объектах (массив Крака, ксенолиты вулкана Шаварын-Царам) по мере снижения глинозе-
мистости пироксенов перидотитов отрицательная корреляция Сг2О3 с А12О3 меняется
на положительную и в соответствующих полях составов проявляется слабый
экстремум (рис. 131). Как для клино-, так и для ортопироксенов участок перегиба примерно
совпадает с областью перехода от лерцолитов к гарцбургитам, т.е. намечается
дифференцированное поведение Сг в гшроксенах неистощенных и сильно истощенных пород.
При анализе более полных материалов вполне очевидной становится закономерность,
в соответствии с которой в гшроксенах лерцолитов Сг и А1 связаны, как правило,
обратной корреляцией, а в гшроксенах гарцбургитов — прямой. Иными словами, при
особенно интенсивном плавлении улырабазитов кристаллические решетки пироксенов,
по-видимому, перестают удерживать Сг по отношению к А1.
Сложным образом меняется в клинопироксене и концентрация натрия. Наиболее
интересны для анализа особо глубинные породы, ибо в ультраосновных вулканитах и
кумулатах нормальной щелочности минерал содержит, как правило, очень мало Na2O
(< 0,25% или < 3% Na-компонента). Лишь в клиногшроксене улырамафитов щелочно-
улыраосновных комплексов количество Na2 О изредка достигает 1%, что вызвано
вхождением натрия в кристаллическую решетку минерала в виде эгиринового компонента.
В клинопироксене мантийных улырамафитов Na связан преимущественно с А1 (в
меньшей степени с Сг) и входит в его решетку в виде жадеита и юриита, суммарное
количество которых иногда превышает 15% (> 2% Na2O). Это сильно усложняет
выявление возможных зависимостей состава минерала от параметров минералообразования,
так как в условиях плагиоклазовой и шпинелевой фаций глубинности клиногшрок-
сен содержит еще и значительную долю чермакитовых молекул (Дж. Хейс, И. Куширо,
Б. Вудидр.).
Проведенный Ж. Корнпробстом с сотрудниками анализ распределения Na и Сг в
клинопироксене высоко барических улырамафитов, ксенолитов в базальтах и
кимберлитах, перидотитов океана и офиолитов позволил предположить, что изменение
концентраций этих компонентов в природных клинопироксенах контролируется Р—Т
условиями кристаллизации материнских пород, их фациальным характером, частичным
плавлением, фракционированием и метасоматозом (Kornprobst et al., 1981).
Применительно к клинопироксену шпинелевых и плагиоклазовых улырамафитов, по-видимому,
реально говорить о двух главных петрогенетических процессах, определяющих уровень
накопления натрия в минерале, — частичном плавлении и высокобарическом
метаморфизме, обычно понимаемом как субсолидусная перекристаллизация. Хотя
количественная оценка роли каждого из этих процессов пока затруднительна, эмпирически
установленные вариации содержаний Na2O в природных клинопироксенах могут служить
435
Рис. 131. Соотношение концентраций А1,ОЭ и СгаОэ в ромбических (в) и моноклинных (б) пиро-
ксенах перидотитов некоторых ассоциаций ультраосновных пород
1—4 — массивы ультрабазитового комплекса офиолитов: 1 — Крака, 2 — Войкар-Сыньинский,
3 — Корякского нагорья, 4 — Лигурид; 5 — высокобарические ультрамафиты массивов Бальмуччия
и Бальдиссеро; 6—10 — глубинные ксенолиты в базальтах вулканов: 6 — Шаварын-Царам, 7,8 —
Драйзер'Вайер (7 — без амфибола, 8 — амфиболсодержащие), 9 — Юго-Восточной Австралии, 10 —
Сан-Кар лос, США
основой для следующих заключений, которые хорошо согласуются с
экспериментальными данными И. Куширо по растворимости жадеитового и чермакитового
компонентов в диопсиде при высоких РпТ.
1. В поле устойчивости шпинелевых перидотитов истощение их легкоплавкими
компонентами ведет лишь к незначительному уменьшению концентраций Na и связанного
с ним А1 в клинопироксене: количества жадеита в минерале чаще всего соизмеримы
и в гарцбургитах, и в лерцолитах (тренд глубинных ксенолитов в базальтах). Гораздо
сильнее снижается при этом содержание в клиногшроксене Ti и A1IV; одновременно
резко растет величина отношения Сг/(Сг + А1) в сосуществующей хромшпинели. Иначе
говоря, истощение перидотитов при плавлении на больших глубинах идет,
по-видимому, преимущественно за счет чермакитовых составляющих гшроксенов и шпинелевого
компонента шпинелидов.
2. При понижении давления в субсолидусной области количество Na2OB
клиногшроксене разнофациальных ультрамафитов ощутимо падает (тренд высокобарических
комплексов) . Количество A1IV в решетке остается при этом значительным. В то, же время
несколько повышается хромистость равновесной с гшроксенами хромшпинели и в
парагенезисе появляется реакционный плагиоклаз. Отсюда следует, что клиногшроксен
реагирует на понижение давления совершенно иначе, чем на повышение температуры,
"сбрасывая" при этом жадеитовый компонент и удерживая чермакитовые молекулы.
3. В поле устойчивости плагиоклазовых перидотитов изменения состава клиногшро-
ксенов с невысоким содержанием Na2O при истощении пород аналогичны
охарактеризованным выше (тренд океанических и офиолитовых ультрабазитов). Одновременно
в расплав переходят плагиоклаз и шпинелевый компонент хромшпинелида. Конечным
продуктом являются сильно истощенные гарцбургиты.
436
По-видимому, в природе декомпрессия и плавление перидотитов тесно связаны,
и потому выделить эти процессы в "чистом" виде при анализе химизма клинопироксена
улыраосновных пород удается редко.
Хромшпинелиды. Минералы группы шпинели представляют собой двойные окислы
с общей формулой R2+О'R32+O3 или R2+Rf*O4. Двухвалентные катионы в шпинелидах
представлены обычно Mg, Fe2+ , Mn, Ni или Zn, а трехвалентные — Al, Cr, Fe3+, V .
Заметную роль в минерале иногда играет Ti4+. В ультраосновных породах шпинеле-
подобные фазы содержат, как правило, довольно много СггО3, откуда и проистекает их
общее название (хромшпинелиды); количество ТЮ2 в минерале нередко грубо кор-
релируется с содержанием Fe2O3.
Пределы изоморфизма в природных хромшпинелидах в обеих
структурных позициях очень широки, особенно в ряду Mg—Fe2+, а также
между Cr, Al, Fe3+ и Ti. Все зги особенности предопределили выбор диаграмм для
сравнительного анализа химизма хромшпинелидов (рис. 132, а, б).
На диаграммах Al-Cr-(Fe3+ + Ti) и Fe2+ /(Fe2+ + Mg)-Cr/(Cr + A1 + Fe3+ )
оконтурены фигуративные поля составов акцессорных и рудных хромшпинелидов из тех
же сообществ улырабазитов, которые при анализе породообразующих силикатов
были охарактеризованы как кумулаты, реститы, вулканиты и жильные образования.
Хотя тренды вариаций химизма минерала проявились достаточно четко, поля составов
хромшпинелидов из разных групп пород ощутимо перекрываются, особенно на второй
диаграмме, и слегка "размыты". Это связано с высокой чувствительностью
хромшпинелидов к вариациям буквально всех интенсивных параметров петрогенезиса —
Т, Р, химических потенциалов большинства компонентов, режима летучих, а также
к характеру фракционирования, величинам Кр, степени полимеризации и вязкости
расплава, скоростям твердофазовых реакций, вторичным преобразованиям и т.д.
(Т. Ирвайн, Э. Джексон, Г. Ульмер, Р. Хилл и П. Редер, Б. Эванс и Б. Фрост, Г. Дик,
Д. Генри и Л. Медарис, С. Хэггерти, X. Сигурдссон, М. Энги и др.). Строгий
количественный учет роли всех этих факторов пока невозможен, и поэтому генетические
интерпретации особенностей химизма хромшпинелидов не только менее убедительны,
чем, например, силикатов, но и носят в известной степени предварительный характер.
С многообразием влияющих на состав шпинелидов параметров, по всей видимости,
связаны и трудности применения геотермобарометров, основанных на распределении
компонентов между сосуществующими шпинелидами и силикатами (Henry, Medaris,
1980; Sachtleben, Seek, 1981; Engi, 1983 и др.).
Тренды составов хромшпинелидов офиолитовых и океанических ультрабазитов,
высокобарических перидотитов и "зеленых" ксенолитов в базальтах близки к
линейным. В акцессорных хромшпинелидах всех этих пород содержания Ti и Fe3+
минимальны, а величина отношения Сг/(Сг + А1) варьирует очень широко (0,05—0,95).
В соответствующих узких фигуративных полях, сильно вытянутых вдоль стороны
Al—Cr треугольника составов (см. рис. 132, а), низкохромистые шпинели лерцолитов
закономерно сменяются хромшпинелидами гарцбургитов с Сг/(Сг + А1) > 0,4—0,5.
Железистость минерала растет пропорционально его хромистости, причем также в
пределах четкого линейного тренда (см. рис. 132, б), хотя в большинстве случаев
рассматриваемые хромшпинелиды остаются довольно магнезиальными (f < 50%).
Физико-химический анализ вариаций составов хромшпинелидов в ряду лерцолит—гарц-
бургит (Dick, Bullen, 1984) лучше всего согласуется с предположением о том, что они
возникли при частичном плавлении лерцолитов с низкохромистой шпинелью в условиях
постепенного повышения температуры. Напомним, что к аналогичному выводу привело
и рассмотрение возможных причин изменения химизма породообразующих силикатов
перидотитов. Поля составов хромшпинелидов гарцбургитов и дунитов практически
полностью перекрываются, но статистически фигуративные точки последних все же
тяготеют к высокохромистой области трендов, что отмечалось и ранее (Павлов,
Григорьева, 1973; Царицын, 1977). По диапазону хромистости хромшпинелидам дунитов
437
Al
S0
ZO FeJ*+Ti
'■•-..
Рис. 132. Поля составов хромшпинелидов ультраосновных и родственных им пород на диаграммах
Al- (Fe3* + Ti) -Сг (в) н Fe"/ (Fe2+ + Щ) -Сг/S R3+ (б)
1,2— хромититы: 1 — ультрабазитового комплекса офиолитов, 2 — расслоенных интрузивов;
остальные условные обозначения те же, что на рис. 129, 130; цифры на диаграммах — ассоциации
ультрабазитов: 1 — скв. 334, 2 — желоб Яп, 3 — массив Брейди-Глейшер, 4 — комплекс Ивреа-Верба-
но, S — фанерозойские пикриты, 6 — докембрииские коматииты, 7 — пикриты о-ва Горгона
и гарцбургитов аналогичны рудные хромититыофиолитов, однако они по большей части
менее железисты и одновременно иногда содержат больше Fe3+ (см. рис. 9).
Хромшпинелиды жильных пироксенитов в офиолитовых гарцбургитах изучены
пока в единичных случаях. Точки их составов образуют вытянутые поля, параллельные
главным "реститовым" трендам, и перекрывают их. Эти поля лишь незначительно
смещены в сторону повышенных концентраций Fe34" и более высоких значений отношения
Fe2+ / (Fe2+ + Mg) при одинаковом уровне хромистости (см. рис. 132, б).
Полному ориентированы тренды предположительно кумулятивных пород. В
акцессорных шпинелидах расслоенных интрузивов, платиноносных дунит-пироксенит-габбро-
вых и щелочно-ультраосновных-комплексов величина отношения Сг/ (Сг + А1) остается
относительно постоянной (при преимущественно низком содержании А12О3), а
концентрации Fe3* и Ti широко варьируют вплоть до появления почти чистых магнетитов
или титаномагнетитов. Соответствующие фигуративные поля протягиваются вдоль
стороны Сг—(Fe3+ + Ti) треугольника составов (см. рис. 132, а), но форма их заметно
отклоняется от линейной. Это приписывается комбинированному влиянию на химизм
кристаллизующихся шпинелидов целого ряда переменных, главными из которых
считаются температура и состав расплава (Э. Джексон, Т. Ирвайн, Г. Дик и др.).
Железисто сть минерала в кумулатах в целом повышенна (почти всегда более 50%) и связана
с отношением Сг/(Сг + Al + Fe3+) отрицательной, хотя и не вполне четкой зависимостью
(см. рис. 132,6).
Состав шпинелидов кумулятивных пород (дунитов, перидотитов и пироксенитов)
достаточно близок; лишь рудные хромиты отчетливо более магнезиальны, чем
акцессорные, в одних и тех же ассоциациях (см. рис. 57). Иными словами, степень
фракционирования материнского расплава не сказывается на химизме шпинелидов столь же
явно, как на составе породообразующих силикатов, что, скорее всего, вызвано субсо-
лидусной перекристаллизацией их мелких выделений. Влияние других переменных
(давления, летучести кислорода) на состав шпинелидов, вероятно, взаимосвязано
(Р. Хилл и П. Редер, Г. Риваленти и др.), но пока до конца не ясно, и учесть его
довольно сложно. Это можно проиллюстрировать на примере ультрамафитов расслоенного
комплекса Ивреа-Вербано, формировавшегося при довольно высоком давлении, по-
видимому, порядка 10 кбар. Шпинелиды комплекса образуют вытянутое разорванное
поле в низкохромистой области диаграмм (см. рис. 132), ориентированное
перпендикулярно основному тренду объектов этого типа. В пределах этого поля шпинелиды
самых ранних в кумулятивной серии пород — пироксенитов — наиболее богаты
MgAl2O4-компонентом, и только в более поздних перидотитах состав минерала
приближается к стандартному для расслоенных интрузивов (Rivalenti el al., 1981, 1984).
Поскольку давление не является главным параметром, прямо влияющим на глинозе-
мистость шпинелидов (Т. Мори, Т. Фуджи, Д. Генри и Л. Медарис, М. Энги), а
кристаллизацию в первом приближении можно считать изотермическим процессом, остается
предположить, что в данном случае определяющую роль играют другие факторы. Это
может быть связано с особенностями фракционирования базальтовых расплавов при
повышенных давлениях, когда ведущей ликвидусной фазой становится моноклинный
пироксен (Йодер, 1979; Рингвуд, 1981; Гирнис и др., 1987). Хотя Kv между клино-
пироксеном и хромшпинелидом при разных Р, Т и /о, точно не определены,
существование реакционных соотношений между ними (Т. Ирвайн, Дж. Дикки) позволяет
предполагать, что в рассматриваемом случае Кр > 1,0. Как следствие, Сг будет входить
преимущественно в клино пироксен, а не в хромшпинелид и ассоциирующие шпинеле-
вые фазы обогатятся шпинелевым компонентом. Падение давления ниже ~10 кбар
сильно расширяет поле кристаллизации оливина за счет клинопироксена, приводя
к появлению парагенезисов с участием хромшпинелида. Одновременно понижение
давления ведет к некоторому уменьшению летучести кислорода, что также способствует
росту хромистости. шпинелевых фаз (Р. Хилл и П, Редер, Г. Дик и Т. Баллен).
Рассмотренные зависимости, несмотря на их сугубо качественный характер, могут иметь
значение и при анализе состава шпинелидов других ассоциаций.
439
а
Cr
Рис. 133. Поля составов шпинелидов метаморфизованных ультраосновных пород на диаграммах
Cr-(Fe3+ +Ti)-Al (a) nFe"/(Fe2+ +Mg)-Cr/ER3+ (б)
1—3 — зональные шпинелиды серпентинитов (б — центр зерна, б — промежуточная зона, в — край;
соединены фигуративные точки разных зон одного зерна) : 1 — Урал (по В.Н. Сазонову и Б.Л. Виго-
рову), 2 — Восточные Альпы (по С. Тишлеру), 3 — массив Блю-Ривер, Канада (Pinsent, Hirst, 1977) ;
4, 5 — незональные хромшпинелиды ультраосновных метаморфитов: 4 — массивы Рай-Из и Войкар-
Сыньинский (по В.Ю. Алимову и Н.В. Вахрушевой, И.С. Чащухину и др.), 5 — массивы Центральных
Альп, данные Б. Эванса и Б. Фроста (Chromium , 197S) ; 6 — тренд изменения состава (от центра
к периферии) зонального зерна хромшпинелида нз апокоматиитового (?) антигоритового
серпентинита, пояс Манитоба, Канада (данные Н. Блисса и У. МакЛина, Chromium..., I97S) ; 7 — границы
полей составов хромшпинелидов из ультрабазитов реститового типа (а), кумулятивных ультра-
мафитов (б) и ультраосновных вулканитов (в) ; 8 — генерализованный тренд эволюции химизма
хромшпинелидов при метаморфизме ультрабаэитов
Особую позицию на диаграммах занимают шпинелиды ксенолитов "черных" улыра-
мафитов в базальтах и аналогичных жильных Fe-Ti-пироксенитов высокобарических
комплексов. На треугольнике составов (см. рис. 132, а) их фигуративные точки
образуют близ вершины А1 двучленное поле, одна ветвь которого совпадает с трендом
реститовых ультрабазитов, а другая вытянута вдоль стороны треугольника
А1—(Fe^* + Ti). Сходным образом ориентировано поле этих шпинелидов и на
бинарной диаграмме (см. рис. 132, б):оно протягивается примерно параллельно ее осям в
низкохромистой области. Сложная форма полей наводит на мысль о гетерогенности
шпинелидов этой разновидности. Некоторые из них, судя по частичному перекрытию
полей составов, могут быть в принципе просто унаследованы пироксенитами из лерцо-
литов, по которым зти пироксениты развиваются, но более окисленные шпинелиды,
по-видимому, либо кристаллизовались в условиях повышенной /о3, либо их
появление обусловлено спецификой химизма среды, например повышенной щелочностью
пород. Независимым доказательством относительно высокого окислительного
потенциала при формировании "черных" ульграмафитов является частое присутствие
в породах амфибола или флогопита.
Хромшпинелиды двух других ассоциаций, показанных на рис. 132, — улыраоснов-
ных вулканитов и ультрамафитов габброидного комплекса офиолитов — образуют
широкие поля сложной формы, перекрывающие большую часть полей составов шпинели-
440
дов реститовых и кумулятивных пород. В связи с этим не исключено, что и такие
хромшпинелиды гетерогенны. Если зто предположение верно, то часть зерен
следует, по-видимому, считать ксеногенными, а другую, идентичную по составу
кумулятивным шпинелидам, — продуктом кристаллизации из расплава.
Метаморфизм улырабазитов, как отмечено выше, является фактором,
дополнительно осложняющим генетическую интерпретацию химизма хромшпинелидов, особенно
тех, которые входят в состав ультраосновных вулканитов и некоторых кумулятивных
пород. При низкотемпературной петельчатой серпентинизации вокруг зерен
хромшпинелидов в улырабазитах большинства природных ассоциаций появляются тонкие магне-
титовые или хроммагнетитовые оторочки (см. рис. 53), которые, разрастаясь, могут
полностью их заместить. Особенно интенсивно такое замещение развивается при
прогрессивном метаморфизме серпентинитов с петельчатой структурой — десерпентиниза-
ции. Ее признаком служит появление в породах антигорита, талька, хлорита,
магнезиальных амфиболов, а также вторичных оливина, энстатита, диопсида (Штейнберг,
Чащухин, 1977; Trommsdorf, Evans, 1972, 1974). Высокожелезистые фазы в
ассоциации с Cr-хлоритом неизменно являются конечным продуктом преобразования раннего
глиноземистого хромшпинелида при относительно умеренной температуре, но если
минерал сохраняется до начала стадии десерпентинизации, то иногда в ходе
прогрессивного метаморфизма образуются зональные его зерна. В них от центра к периферии
Mg-Al хромит сменяется феррохромитом, а затем магнетитом (В.Н. Сазонов и Б .Л. Ви-
горов, И.С. Чащухин и др., В.Ф. Смолькин, Н. Блисс и У. Мак-Лин, С. Тишлер). Хотя
такое строение зерен часто рассматривается как однозначное доказательство
десерпентинизации ультрабазитов, аналогичная зональность в принципе может возникнуть и при
регрессивном метаморфизме, как, например, в офиолитах Полярного Урала и пикритах
Печенги. В любом случае при изменении первичного хромшпинелида из него выносятся
сначала А1 и Mg, а затем Сг и Mg по схеме: (Mg, Fe) (Cr, Al) 2 04 -> (Fe, Mg) (Cr, Fe) 2 04 ->
->FeFe2O4 (Сазонов, 1978; Chromium..., 1975; Pinsent, Hirst, 1977 и др.).
На рис. 133 можно видеть, что тренды составов хромшпинелидов метаморфизован-
ных ультрабазитов, развиваясь от довольно широкого диапазона составов, полностью
перекрывают поля хромшпинелидов кумулятивных ультрамафитов и ультраосновных
вулканитов. Природа мелких незональных выделений шпинелидов в серпентинизиро-
ванных породах становится при этом проблематичной. Скорее всего, с разнотемпера-
турными вторичными изменениями пород связаны также довольно широкие вариации
состава зерен хромшпинелидов разного размера в одном образце, отмечавшиеся во
многих ультраосновных ассоциациях (Лазько и др., 1984; Pinsent, Hirst, 1977; Obata,
1980 и др.).
В заключение отметим, что обобщение информации по составу минералов
ультраосновных и родственных им пород позволяет выделить несколько крупных сообществ
ультрабазитов, различия между которыми предположительно обусловлены
генетическими причинами. Эти сообщества, к которым сводится практически все
разнообразие природных улырабазитов, выше условно названы кумулатами, вулканитами,
реститами и жильными ультрамафитами. Результаты детального анализа данных о
составе минералов как будто не противоречат идее о том, что возникновение
выделенных групп пород с присущими им независимыми эволюционными трендами вызвано
соответствующими петрогенетическими процессами, конкретные особенности которых
обсуждаются в следующей главе.
441
Глава 11
ПРОБЛЕМЫ ГЕНЕЗИСА УЛЬТРАБАЗИТОВ
Вопросы формирования ультраосновных пород долгое время не привлекали особого
внимания петрологов. В отечественной литературе было принято априори считать,
что крупные массы ультрабазитов, прежде всего в складчатых поясах, являются
типичными интрузивными телами, образовавшимися непосредственно из улыраоснов-
ных магм — дунитовой, гарцбургитовой и т.д. (А.Н. Заварицкий, А.Г. Бетехтин, В.Н.
Лодочников, Г.А. Соколов, Н.Д. Соболев, Н.П. Михайлов и др.). Длительное время, по
существу, не предпринималось даже попыток критического анализа основных
постулатов этой гипотезы, которая и ныне пользуется в нашей стране довольно широкой
поддержкой (А.А. Маракушев, Н.В. Павлов, Г.Г. Кравченко, Г.В. Пинус, О.М. Глазунов,
Ф.П. Леснов и др.). В свою очередь, зарубежные исследователи еще со времен Н. Боуэна
считали ультрабазиты либо кумулатами крупных стратиформных интрузивов, либо,
не вдаваясь в детали, наиболее вероятным источником базальтовых магм. И только
в последние годы в результате углубленного изучения строения и вещественного
состава верхней мантии, открытия природных высокомагнезиальных лав, разработки
глобальных петрологических и геодинамических моделей и ряда других проблем
петрология ультраосновных и родственных им пород обрела самостоятельное значение.
Некоторые наиболее важные достижения в этой области рассмотрены в данной главе.
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ ДАННЫЕ И Р-Т УСЛОВИЯ РАВНОВЕСИЯ
ПРИРОДНЫХ УЛЬТРАБАЗИТОВ
Процессы формирования ультраосновных пород в природе, судя по материалам,
изложенным в предшествующих главах, исключительно разнообразны. Наши представления
об зтих процессах базируются, однако, не только на результатах изучения геологической
позиции и вещественного состава пород. Пожалуй, не меньшую роль в решении
генетических вопросов играют экспериментальные исследования и прежде всего те из них, кото-
. рые посвящены изучению условий плавления и кристаллизации важнейших
ультраосновных парагенезисов при высоких давлениях. Хотя такие работы были направлены в
основном на выяснение природы базальтового магматизма, в ходе их выполнения получена
разнообразная информация о поведении на глубине ультрабазитов в зависимости от их
состава, Р-Т условий и режима летучих компонентов (Майсен, Беттчер, 1979; Рингвуд,
1981; Кадик, Френкель, 1982; Рябчиков, 1982; Эволюция..., 1983; Гирниси др., 1987;
My sen, Kushiro, 1977; Jaques, Green, 1980 и др.).
Уже первые опыты по нагреву образцов природных перидотитов в отсутствие летучих
(К. Ито и Г. Кеннеди, И. Куширо и др., К. Скарф и др.) показали, что даже при
небольших давлениях переход пород в жидкую фазу начинается при температурах плавления
(Гпл), значительно превышающих 1000 °С. При этом сходные по минеральному
составу, но отличающиеся по химизму (железистости, суммарному содержанию
легкоплавких компонентов, величине отношения СаО/А12Оз и т.п.) ультрамафиты плавятся
при различных Гпл (Майсен, Беттчер, 1979; Mysen, Kushiro, 1977; Jaques, Green, 1980).
Поскольку линии плавления главных породообразующих минералов имеют
положительный градиент в Р-Т координатах (т.е. Тпп растет с повышением давления), для
достижения поверхности солидуса с глубиной требуется все более сильный разогрев
перидотитов. Ликвидус "сухих" пород достигается только при очень большом превышении
существующих геотерм по температуре, и поэтому в условиях современного теплового
режима Земли полное расплавление ультрабазитов не выглядит реальным (см, рис. 107).
Более того, ни одна из рассчитанных к настоящему времени геотерм не подходит
близко к безводному солидусу перидотитов. Это означает, что расплавы в мантии в
отсутствие летучих, по-видимому, вообще могут возникать лишь при сильном перегреве
442
Рис. 134. Положение линий солидуса шпине-
левого лерцолита в Р—Т координатах, по
Б. Майсену и А. Беттчеру (1979), с
дополнениями по П. Уайли (Эволюция..., 1983)
1 — линии солидуса (цифры на
диаграмме) : 1 — в отсутствие летучих компонентов,
2 — при избытке СОг, 3 — при избытке HSO,
4—6 — при избытке сложного флюида с
величиной отношения HjO/(HsO—COS) : 4 —
0,75, 5 - 0,50, 6 - 0,2 5; 2,3 -
геоизотермы: 2 — континентальных платформ; 3 —
океанов
Р.кВар
30
20
10
S
3
-
s
, 6/
i\l
\ >
"" ^^^v It
/ )
\ A -
i
ns
100
»\
25
WO BOO BOO 1000 1100 JtOD 1В00
/ 2 3
ультраосновного субстрата (например, при адиабатическом подъеме диапиров с
больших глубин).
В присутствии флюидов, особенно Н2О, 7"пл ул£трабазитов понижается, а наклон
линии появления жидкой фазы в области давлений до 20 кбар меняется на
противоположный по сравнению с "сухой" системой, т.е. на поверхности солидуса возникает
температурный минимум (рис. 134). По данным Б. Майсена и А. Беттчера, при
избытке водного флюида Тха1 лерцолитов при 20 кбар уменьшается на 500—600 °С.
Линия солидуса в Р—Т координатах в этом случае может пересечься не только с
океанической, но и с континентальной геотермой. Это приведет к появлению расплава в тех
участках мантии, для которых геотерма будет располагаться выше кривой солидуса
(см. рис, 134). Следует, однако, иметь в виду, что на больших глубинах, согласно
опытам И.Д. Рябчикова по растворимости силикатов в сверхкритическом водном
флюиде, исчезает четкая фазовая граница между таким флюидом и насыщенным Н2О
расплавом (Магматические горные..., 1987), в связи с чем температура начала
плавления перидотитов при избытке Н2О становится неопределенной. Видимо, именно этим
вызваны существующие значительные расхождения в оценках положения солидуса
водонасыщенного мантийного субстрата (Майсен, Беттчер, 1979; Эволюция..., 1983
и др.).
Другие летучие компоненты (важнейший из них — СО2) понижают Тпл ультрабази-
тов в меньшей степени, чем Н2О. Одновременно они подавляют активность воды в
смесях сложного состава, играя роль инертных разбавителей флюида, что также ведет к
росту температуры солидуса (см. рис. 134). Состояние полного насыщения расплавов
флюидом в мантии достигается, по-видимому, редко (исключая некоторые ситуации
в зонах субдукции), поэтому реальные значения снижения Тпл ультрабазитов почти
всегда много меньше максимально допустимых.
Другая важная сторона взаимодействия летучих с плавящимся ультраосновным
субстратом заключается в том, что состав флюида оказывает заметное влияние на
химизм образующихся жидкостей, особенно в отношении их насыщения SiO2 и
щелочами (Магматические горные..., 1987). Согласно экспериментам И. Куширо, Б. Майсена
и А. Беттчера, Д. Эгглера, А. Эдгара и других исследователей, при избытке С02
расплав, равновесный с перидотитовой минеральной ассоциацией, является ларнит-норма-
тивным (сильно недосыщенным SiO2), тогда как при преобладании во флюиде Н2О
он становится кварц-нормативным вследствие инконгрузнтного разложения ортопирок-
сена. Однако не меньшее значение при этом имеет количество образующейся в системе
жидкости, т.е. степень частичного плавления материнской породы. Так, исследования
Д. Грина с сотрудниками, а также Б. Майсена и И. Куширо показали, что при
незначительном плавлении мантийных лерцолитов, когда их фазовый состав остается
неизменным, даже при высоком парциальном давлении Н2О возникают недосыщенные
кремнеземом магмы повышенной щелочности (нефелиниты, оливиновые мелилититы и др.).
443
Лишь при интенсивном плавлении водонасыщенных перидотитов могут формироваться
высокомагнезиальные кварц-нормативные расплавы нормальной щелочности типа
марианит-бонинитовых и родственных им андезитовых.
Субсолидусные реакции с участием летучих компонентов значительно осложняют
относительно простую ("вогнутую" в присутствии свободного флюида) форму кривой
плавления перидотитов. При недостатке Н2О и СО2 в верхней мантии эти компоненты
могут быть полностью "законсервированы" в кристаллических решетках амфибола,
флогопита, карбонатов и ряда других менее распространенных минералов. При
отсутствии свободного флюида линия солидуса, по П. Уайли, совпадает с границами
устойчивости этих фаз, выше которых они разлагаются с выделением летучих,
стимулирующих плавление. Как следствие, на кривой солидуса возникают
дополнительные экстремумы и характер плавления перидотитов в Р—Т координатах становится
довольно сложным (Кадик, Френкель, 1982; Эволюция..., 1983).
Приведенные данные характеризуют граничные условия плавления мантийного
вещества, которыми, собственно, и контролируются составы возникающих жидкостей
и твердых остатков (реститов). Однако для уточнения генетических моделей еще
более важное значение имеют те пока немногочисленные работы, в которых
рассматривались динамика плавления пород и особенности химизма образующихся продуктов.
В одной из первых таких работ исследовалась кинетика равновесного плавления
гранатового лерцолита PHN-1611 из кимберлитов Лесото, близкого по химизму к
модельному неистощенному субстрату верхней мантии, и Fe-Ti оливинсодержащего
гранатового вебстерита 66SAL-1 из нефелинитового туфа серии Гонолулу (см. табл. 159,
168). Исследование проводилось в широком диапазоне температур при давлениях
20 и 35 кбар (Mysen, Kushiro, 1977). Оказалось, что в интервале плавления обоих
парагенезисов при 20 кбар существуют три широких поля разного фазового состава:
О1 + Орх + Срх + L(±Sp), О1 + Орх + L и О1 + L, т.е. породобразующие силикаты
переходят в расплав в последовательности Срх -»■ Орх -> О1, каждый в определенных
температурных пределах. Плавление носит непрерывный, но как бы ступенчатый характер,
так что кривая плавления на границах фазовых полей "переламывается", приобретая
более крутой наклон (рис. 135). С каждой минеральной ассоциацией сосуществует
своя, отличающаяся по составу жидкость, которая становится богаче MgO и беднее
SiO2 по мере роста температуры и величины отношения расплав/твердые фазы.
. Солидусная минеральная ассоциация обоих ультрамафитов (О1 + Орх + Срх) при
20 кбар равновесна с жидкостью типа толеитового базальта, причем ее плавление
происходит в очень узком температурном интервале (менее 40°С), что позволяет
рассматривать этот процесс как псевдоинвариантный. Клинопироксен исчезает из
перидотита при достижении 25%-ной степени плавления породы при температуре несколько
выше 1500 °С, и с парагенезисом О1 + Орх сосуществует жидкость типа пикробазальта,
или бедного MgO пикрита. При Т> 1570 °С и более чем 45%-ном плавлении лерцолита
с жидкостью, близкой по составу к перидотитовому коматииту (богатому MgO пикри-
ту), сосуществует только оливин. В присутствии воды Тип перидотита несколько
понижается, интервал плавления увеличивается и соответственно расширяются
фазовые поля (см, рис. 135).
Аналогичные закономерности выявлены и при плавлении вебстерита, с той лишь
разницей, что температуры процесса в этом случае заметно ниже, а клинопироксен
устойчив даже при почти 60%-ном плавлении породы (см. рис. 135). Близкий к
инвариантному характер плавления вебстерита в столь широком диапазоне позволяет
предположить, что он по составу отвечает жидкости, образовавшейся при обширном частичном
плавлении материнского субстрата, близкого к лерцолиту.
На кривых плавления обоих парагенезисов вблизи солидуса наблюдается резкий
излом, не связанный с изменением фазового состава ультрамафитов. Вероятно, его
появление обусловлено влиянием на процесс начального плавления небольших
количеств щелочей, действующих как деполимеризаторы (Mysen, Kushiro, 1977; Takahashi,
Kushiro, 1983).
444
О 10 30 SO 7ff BO
Степень плавления. 'A
WOO
1500
1200
20 30 4D P,Kffap
1 2
Рис. 135. Кривые плавлении ультрамафитов (по Б. Майсену и И. Куширо)
1—3 - лерцолит: 1 — при 20 кбар в отсутствие летучих, 2 — при 20 кбар в присутствии 1,9% Н,О,
3 — при 35 кбар в "сухих" условиях; 4 — вебстерит в отсутствие летучих; L — расплав
Рис. 136. Схематическая диаграмма плавления неистощенного лерцолита (по И.Д. Рябчикову и др.)
1 — границы фазовых полей; 2 — изоплеты концентраций MgO в расплаве (в%); L - расплав
При 35 кбар на солидусе перидотита появляется фазовое поле 01 + Орх + Срх + Gr.
Гранат сохраняется в парагенезисе примерно до 25%-ной степени плавления породы.
Сосуществующая жидкость приближается по составу к подщелоченному пикриту.
По мере роста температуры она обогащается MgO, а пироксены исчезают в том же
порядке, что и при 20 кбар (см. рис, 135).
Данные Б, Майсена и И. Куширо существенно дополняются материалами
экспериментов других исследователей, особенно в части, касающейся состава минералов рести-
тов. Так, А, Джейке и Д. Грин установили, что при плавлении смесей пиролитового типа
(но с избыточным содержанием базальтовых компонентов) в сухих условиях при
давлении 0—15 кбар солидусная минеральная ассоциация сложена оливином, орто- и
клинопироксеном с небольшим количеством глиноземистой фазы (Jaques, Green,
1980). Последняя при низких давлениях представлена плагиоклазом, а при
повышенных — шпинелью. В отличие от плагиоклаза шпинелевая фаза при прогрессирующем
плавлении не исчезает, а преобразуется в хромшпинелид, который входит и в другие
минеральные ассоциации, наблюдаемые в интервале между солидусом и ликвидусом
(О1 + Орх + Срх + Crt + L; O1 + Орх + Crt + L; Ol + Crt + L). Состав минералов
перечисленных ассоциаций закономерно меняется при увеличении степени плавления.
Оливин и ортопироксен становятся более магнезиальными, в хромшпинелиде наряду с
уменьшением железистости растет величина отношения Сг/ (Сг + А1), пироксены
обедняются глиноземом. Все эти соотношения, однако, не являются строго линейными,
особенно при минимальных давлениях. В то же время концентрации А12 О3 в
сосуществующих ортопироксенах и хромшпинелидах связаны четкой прямой зависимостью с
высоким коэффициентом корреляции (Jaques, Green, 1980). Сам процесс плавления
неистощенного лерцолита при умеренных давлениях, по данным А. Джейкса и Д. Грина,
Т. Фуджи и К. Скарфа, отклоняется от инвариантного.
Таким образом, результаты экспериментального изучения динамики частичного
плавления природных ультрамафитов доказывают, что в ходе такого процесса в мантии
могут возникать разнообразные магмы, включая ультраосновные, и комплементарные
им твердые ультрабазиты — реститы. Одновременно наглядно иллюстрируются те
особенности плавления глубинного вещества (см. рис. 135), о которых уже говорилось
445
(повышение Тпп при росте давления и понижение ее в присутствии летучих, заметное
влияние состава плавящейся породы на температуру солидуса и др.). Главным
параметром, определяющим химизм выплавок и твердых остатков, является зависящая
в общем случае от температуры степень плавления материнского субстрата: чем она
выше, тем более магнезиальными становятся образующиеся жидкости и более
истощенными — равновесные с ними реститы (рис. 136). Получил экспериментальное
подтверждение и предсказанный М. О'Харой (Physics,.., 1975 и др,) эффект повышения
ультраосновности выплавляющихся в мантии магм (возрастание в них доли нормативного
оливина) с глубиной (см. рис. 107), который послужил в свое время предметом
оживленной дискуссии о химизме материнского расплава океанических базальтов (А. Ринг-
вуд и Д. Грин, Д. Преснолл и др., Д. Уолкер и др„ Э. Столпер, Д. Элтон и К. Скарф,
Л.В. Дмитриев и др., И.Д, Рябчиков и др., Э. Такахаши и И. Куширо и др.),
Следует отметить, что точность количественных оценок параметров частичного
плавления (Р, Т, /os и др.) в экспериментах проблематична из-за ряда принципиальных
трудностей, связанных с проведением опытов в экстремальных условиях (возможное
отсутствие равновесия между расплавами и кристаллами из-за недостаточной
продолжительности опытов; неизбежность химического взаимодействия между изучаемым
веществом и стенками капсул, в которых проводятся эксперименты; несоответствие
состава жидкости составу стекла из-за появления метастабильных фаз при закалке и
др,). Однако общая топология фазовых диаграмм, по-видимому, адекватно отражает
направление изменений плавящегося на глубине ультрамафитового субстрата. Это
доказывается не только принципиальным сходством результатов, полученных в разных
лабораториях, но и независимым теоретическим моделированием минеральных
равновесий в надсолидуснои области ультраосновных систем на основе термодинамических
расчетов (Рябчиков, Богатиков, 1984; Магматические горные..., 1987).
Собственно магматические ультраосновные породы могут образоваться и
непосредственно из расплава, причем разными способами: при излияниях высокомагнезиальных
недосыщенных SKb жидкостей на поверхность, при близкой к эвтектической
кристаллизации таких жидкостей на глубине, либо при дифференциации магм довольно
широкого спектра составов в промежуточных камерах. Поэтому некоторые ликвидусные
фазовые равновесия в природных ультраосновных и базальтовых магмах имеют
прямое отношение к обсуждаемым проблемам и заслуживают специального рассмотрения.
Экспериментальным исследованиям таких равновесий посвящена обширная
литература (Йодер, 1979; Рингвуд, 1981; Эволюция..., 1983; Гирнис и др., 1987;
Basaltic..., 1981; Komatiites, 1982 и др.). Основные их результаты сводятся к следующему.
Ликвидусным минералом высокомагнезиальных пикритов и перидотитовых коматии-
тов в широком интервале давлений является оливин, к которому после определенного
снижения температуры присоединяется ортопироксен. По данным Н. Арндта, М. Бикля,
И.Д. Рябчикова и других исследователей, оливин на ликвидусе таких составов
вытесняется ортопироксеном только при особо высоких давлениях (> 30—40 кбар в
зависимости от химизма пород). Однако по мере снижения концентраций MgO в расплавах
ортопироксен кристаллизуется раньше оливина при все более низких давлениях, и в
пикробазальтовых жидкостях он появляется на ликвидусе уже начиная с 10—15 кбар.
В подобных магмах оливин является ранней фазой только при минимальных
давлениях; вслед за ним в этих условиях в зависимости от физико-химических параметров
и состава системы могут образоваться ортопироксен, клинопироксен или плагиоклаз
(Рингвуд, 1981). Повышение давления и (или) величины отношения Ca/(Mg + Fe)
в расплаве расширяет поле кристаллизации клинопироксена, но в базальтах минерал
все же появляется на ликвидусе только при Р > 15 кбар, а в высокомагнезиальных
породах — при еще больших давлениях. Гранат в базальтовых жидкостях становится
ликвидусной фазой лишь при Р > 25 кбар; в ультраосновных системах для его ранней
кристаллизации требуются еще более высокие давления (Н. Арндт и др.).
Результаты перечисленных экспериментов служат основой для суждений об условиях
выплавления и фракционирования ультрабазитовых и базальтовых магм в мантии.
446
В целом эти данные согласуются с выводами, полученными при исследовании
упрощенных модельных систем с ограниченным числом компонентов, которые изучены на
сегодняшний день значительно детальнее и поэтому обычно используются при
расшифровке закономерностей кристаллизации в расслоенных ультрамафит-мафитовых
плутонах (Шарков, 1980, 1983; Эволюция..., 1983). Некоторые материалы о
последовательности выделения минералов из расплава в таких системах и их соответствии
природным кумулятивным процессам приведены ниже. Следует иметь в виду, что
добавочные компоненты могут сильно влиять на топологию модельных систем, смещая
границы фазовых полей и меняя тем самым ход кристаллизации магм. В качестве
примера напомним о недавних экспериментах К. Онумы по исследованию систем
Fo—An—Di и Fo—An—Q с небольшими добавками Сгг О3.
Субсолидусные фазовые отношения в ультрабазитах кратко рассмотрены выше
(см, рис. 107); дополнительную информацию можно найти в сводках Н.Л. Добрецова
(1980), А, Рингвуда (1981) и других исследователей. Для анализа процессов
природного петрогенезиса субсолидусные превращения менее интересны, чем равновесия с
участием расплава, так как они определяют прежде всего минеральный состав
разноглубинных, но уже химически сформировавшихся пород. Тем не менее одно из направлений
изучения поведения ультраосновных систем в субсолидусной области — выяснение
Р-Т параметров стабилизации ультрабазитов — всегда было важным этапом их
исследования. Долго считалось, что зти величины, оцениваемые с помощью различных гео-
термобарометров (Wells, 1977; Engi, 1983; Harley, 1984; Nickel, Green, 1985; Carswell,
Gibb, 1987 и др.), отражают условия кристаллизации пород на глубине. Однако по мере
разработки все новых геотермобарометров и сравнения Р-Т параметров равновесия
одних и тех же образцов, рассчитанных разными способами, стало ясно, что
получаемые значения (особенно Тр) во многих случаях характеризуют не условия
кристаллизации, а завершающий этап перекристаллизации глубинных ультрамафитов (Лазько,
1984; Roeder et al., 1979; Henry, Medaris, 1980 и др.). Иными словами, они не отражают
какое-то геологическое событие, а просто фиксируют момент "замораживания"
обменных реакций между сосуществующими минералами при охлаждении пород. Хорошо
иллюстрируют сказанное многочисленные определения Тр перидотитов и жильных
пироксенитов офиолитов, океанов и высоко барических комплексов. Температуры
равновесия двупироксеновых ультрамафитов в этих ассоциациях удивительно
однообразны: подавляющее их большинство укладывается в узкий интервал (900—950° С,
геотермометр П. Уэллса), несмотря на явные различия способов и условий образования
пород. Ощутимый разрыв между температурами кристаллизации и окончательного
уравновешивания сосуществующих минералов установлен в ультрамафитах
расслоенных интрузивов (Roeder et al., 1979 и др.).
Перекристаллизация пород при охлаждении и стимулируемое ею перераспределение
компонентов в сосуществующих фазах резко снижают петрологическую значимость
определений Р—Т параметров медленно остывавших ультрамафитов, если их оценка
проводится обычным методом анализа состава гомогенных участков минералов,
например пироксенов, претерпевших твердофазовый распад. Конкретные данные,
полученные таким способом, малозначимы для выяснения условий формирования пород.
Гораздо более перспективны в этом плане расчеты Тр по валовым составам
центральных участков тех же пироксеновых зерен, богатых продуктами распада
высокотемпературных твердых растворов (Obata, 1980 и др.). Такие выделения должны быть
гомогенными и равновесными с расплавом в момент его отделения от твердого перидотито-
вого остатка, и, следовательно, они представляют интерес для расшифровки
особенностей внутримантийного магматизма.
Полезная геологическая информация запечатлена и в ультрамафитах мантийных
ксенолитов из кимберлитов и базальтов. В связи с быстрым подъемом таких образцов
в составах их минералов как бы "замораживаются" Р— Т параметры, при которых
породы были равновесны на глубине. Благодаря этому они могут служить основой для
построения региональных и обобщенных разрезов коры и верхней мантии в различных
447
типах тектонических структур (Глубинные..., 1975; Добрецов, 1980; Рингвуд, 1981).
Рассчитанные по ксенолитам палеогеотермы иногда близки к современным, а в других
случаях они не совпадают (например, кимберлитовые геотермы "с изломом" Ф. Бойда).
Природа таких расхождений дискуссионна. Вероятно, они связаны с нарушением
стационарного состояния вещества верхней мантии в ходе глубинного магматизма (см. гла-
ву7).
Диапазон оценок Р-Т равновесия ксеногенных ультрамафитов в вулканитах
довольно широк (Соболев, 1974; Глубинные..., 1975; Кепежинскас, 1979; Доусон, 1983;
Каминский, 1984; Lesotho..., 1973; Physics..., 1975; The mantle..., 1979; Tracy,
1980; Basaltic..., 1981; Continental..., 1983; Kimberlites..., 1984; Extended..., 1986
и др.), Это позволяет думать, что в качестве ксенолитов присутствуют фрагменты пород
с разных уровней тектоносферы. Напомним, что некоторые перидотиты извлечены
кимберлитами из-под древней континентальной коры с глубин, составляющих по
меньшей мере 180—200 км (Тр таких образцов колеблется в пределах 1100-1450°С), хотя
большая часть ксеногенного материала, по-видимому, захвачена на глубинах 100—
150 км при температурах 900—1100°С Верхняя мантия под молодыми складчатыми
поясами и рифтовыми зонами континентов, вероятно, термически возбуждена:
ксенолиты шпинелевых и гранат-шпинелевых перидотитов, вынесенные базальтами с
глубин порядка 40-75 км, были нагреты также до 900-1100°С, Аналогичные оценки
состояния вещества верхней мантии получены и при изучении глубинных ксенолитов
в вулканитах океанических регионов.
ГЛУБИННЫЕ УЛЬТРАМАФИТОВЫЕ СУБСТРАТЫ
И ВОЗМОЖНЫЕ ПРОЦЕССЫ ИХ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ
Уже более полувека большинство специалистов в области наук о Земле
придерживается той точки зрения, что верхняя мантия имеет существенно перидотитовый состав.
Эта гипотеза подтверждается несколькими независимыми системами доказательств,
основанными на геофизических, петрологических и геохимических данных.
Превосходный обзор проблемы выполнен X. Йодером (1979); дополнительные сведения по
этому вопросу можно найти в монографиях Н.Л. Добрецова (1980) и А. Рингвуда
(1981). Вместе с тем среди глубинных пород, имеющих предположительно мантийное
происхождение (алышнотипных и океанических ассоциаций, глубинных ксенолитов),
наряду с преобладающими перидотитами встречаются дуниты, пироксениты, зклогиты
и другие экзотические образования. Если вспомнить, что в течение всей геологической
истории Земли верхняя мантия являлась источником огромных объемов
разнообразных магм, то станет ясно, что вещество этой области планеты, попадающее в руки
исследователей, дифференцировано и вряд ли отвечает ее исходному составу.
■ Важность воссоздания состава первичного мантийного субстрата для построения
общей схемы эволюции Земли стимулировала множество попыток подобных
реконструкций. Не останавливаясь на деталях, напомним, что наиболее достоверным
модельным веществом недифференцированной мантии долгое время считалась силикатная
фракция хондритов, а позднее пиролит А. Рингвуда (смесь истощенного перидотита и
толеитового базальта в пропорции от 3 : 1 до 4 : 1). По мере накопления
геохимических и изотопных данных представления о пиролите трансформировались в идею о
более конкретной породе — "примитивном" (primitive, fertile, undepleted) мантийном
лерцолите (Магматические горные. . . , 1987; Jagoutz et al., 1979;Hart, Zindler, 1986).
Этот гипотетический неистощенный перидотит, отвечающий по
количественно-минеральному составу шпинелевому лерцолиту, содержащему приблизительно 55% 01,
27% Орх, 15% Срх и 3% Sp, или гранатовому лерцолиту с 53% 01, 15% Орх, 15% Срх и
17% Gr наиболее близок к теоретически рассчитанному на основе хондритовой модели
протовеществу мантии, которое должно было образоваться в результате отделения
ядра Земли после аккреции (табл, 193).
Следует отметить, что, несмотря на интенсивные поиски, среди мантийных образова-
448
Таблица 193. Модельный химический состав "примитивной" мантии
Компоненты
SiO2
ТЮ2
А1,ОЭ
Сг2Оэ
FeO
МпО
№0
MgO
СаО
Na2O
К20
Автор
расчета
1
45,22
0,20
3,97
0,46
7,82
0,13
0,27
38,27
3,50
0,32
0,03
Э. Ягутц
ндр.
2
45,1
0,22
4,14
0,45
7,82
0,13
0,27
38,0
3,54
0,36
0,03
X. Банке
3
44,5
0,22
4,31
0,39
8,37
0,14
0,25
38,0
3,54
0,40
0,04
С. Сан
4
45,96
0,18
4,06
0,47
7,54
0,13
0,28
37,78
3,50
0,33
0,03
С. Харт,
А, Циндлер
S
44,7
0,17
4,34
0,41
7,72
0,13
0,24
37,7
3,21
0.26
0,02
С. Пресс н
др. (обр.
МНР-79/2)
6
45,1
0,2
3,3
0,4
8,0
0,15
-
38,1
3,21
0,4
0,03
А.Ринг-
вуд (пи-
ролит)
ний подобные породы пока достоверно не установлены. Все изученные до сих пор
земные лерцолиты с подходящим минеральным и петрохимическим составом, например
обр. МНР-79/2 (Press et al, 1986), не соответствуют "примитивному" лерцолиту по
уровню концентраций ряда редких и радиоактивных элементов либо по изотопным
характеристикам. Иначе говоря, даже наименее дифференцированное вещество
современной мантии уже слегка преобразовано в сравнении с первичным материалом
(Basaltic..., 1981; Hart,Zindler, 1986идр.),
Для дальнейших рассуждений примем, однако, за отправную точку предположение
о том, что гипотетический примитивный лерцолит являлся тем исходным субстратом,
при дифференциации которого образовался весь спектр пород, наблюдаемых ньше в
тектоносфере. Какими же путями шло преобразование изначально гомогенной мантии?
В принципе для возникновения ее вещественной неоднородности достаточно всего двух
фундаментальных процессов — избирательного выноса определенных компонентов из
исходного материала и их привноса в него.
Вынос компонентов из глубинных ультрабазитов, по-видимому, осуществлялся
в природе в основном посредством частичного плавления. Физический смысл процесса
предельно прост и наиболее адекватно описывается с помощью понятия о
коэффициентах разделения элементов. По этой схеме при подплавлении пород легкоплавкие
компоненты должны накапливаться в жидкой фазе, а тугоплавкие — в твердом остатке.
Частичное плавление может быть равновесным или фракционным (Йодер, 1979;
Эволюция,,., 1983); представление о его развитии в конкретных системах можно
получить, решая известные уравнения Д. Шоу, Дж. Хертогена и Р. Гийбелса, Б. Вуда и
Д, Фрейзера и др. Излияние огромных масс базальтов с "мантийными" изотопными
характеристиками на протяжении всей геологической истории является решающим
доказательством реальности крупномасштабного плавления в подкоровых областях и,
следовательно, удаления из этих зон легкоплавкой фракции. Другим потенциальным
механизмом избирательного выноса компонентов из мантийных ультрабазитов
является просачивание сквозь них флюидов (кислотное выщелачивание, по Б.Г. Лущу) или
расплавов (зонная плавка, по А.П. Виноградову; паратексис, по Н.Л, Добрецову),
Масштабы развития этих процессов в природе, однако, не установлены.
Привнос компонентов в глубинные ультрабазиты в широком плане понимается
исследователями, особенно зарубежными, как явление мантийного метасоматоза.
29. Зак. 8SS
449
Представления о нем первоначально были сформулированы вработахД,Бейли,С.Санаи
Г. Хэнсона, М. Мензиса и В. Мерти, А, Беттчера и других исследователей в виде
гипотетической идеи для объяснения ряда геохимических особенностей подкоровых щелочных
пород разной основности. Постепенно наполняясь конкретным содержанием (см.
главы 6, 7), сейчас эти представления превратились уже в своего рода парадигму. Однако
в хорошо известной ортодоксальной схеме мантийного метасоматоза (суть ее состоит
в переработке поцкоровых пород флюидными потоками, возникающими в ходе
глобальной дегазации Земли, и, как следствие, в формировании геохимически аномальных
зон в мантии) остается пока много неясного, что связано прежде всего с неоднозначным
толкованием фазового состояния метасоматизирующего агента. Признавая, что
внедрение дополнительных компонентов в твердые породы возможно в виде расплава или
флюида, исследователи расходятся в вопросе о том, какой из этих механизмов следует
называть метасоматическим. Так, П. Уайли по аналогии с хорошо изученными,
сравнительно низкотемпературными коровыми процессами предлагает относить к
категории мантийно-метасоматических только явления флюидного массопереноса, а привнос
вещества в форме расплава называть гибридизмом. Правда, полная неопределенность
критериев отличия разных потенциальных способов миграции компонентов на
больших глубинах, обусловленная в значительной степени небольшими размерами
изучаемых ксенолитов, делает зто здравое по сути предложение малоплодотворным. Более
того, пока вообще неясно, можно ли даже в принципе разграничить магматические и
метасоматические процессы в мантии при избытке летучей фазы, так как в
экстремальных условиях практически стирается грань между флюидизированными расплавами и
высококонцентрированными флюидами (Рябчиков, 1982; Магматические горные...,
1987). Существо проблемы четко выразил Б. Харт: по его меткому замечанию, выбор
фазового состояния метасоматизирующего агента для больших глубин пока
определяется, скорее, вкусом исследователя, чем твердым знанием (Continental..., 1983).
Другая серия вопросов о природе мантийного метасоматоза связана с тем, что, если
и удается выделить явления, вызванные, скорее, флюидным, а не магматическим массо-
переносом (например, привносом крупноионных литофильных элементов в
истощенные перидотиты без заметного изменения концентраций петрогенных окислов), то
нет возможности доказать их ювенильный и "глобальный" характер, т.е. прямую связь
с процессами общей дегазации Земли, Всегда остается вероятность того, что
микрокомпоненты привносились в контаминируемые породы локальными порциями "вторичных"
флюидов, которые отщеплялись от кристаллизовавшихся поблизости мантийных
магматических очагов (аналогичный процесс в земной коре известен как пневматолиз).
Однако даже и в этих, казалось бы, очевидных случаях нельзя твердо говорить об
именно флюидном, а не магматическом массопереносе, поскольку подобный
"микроэлементный метасоматоз" фиксируется обычно в отожженных, т.е. полностью
перекристаллизованных, породах. v
Дополнительные проблемы, связанные с рассматриваемым явлением, заключаются в
том, что на больших глубинах процессы взаимодействия вещества могут отличаться
от тех, которые хорошо изучены в приповерхностных зонах. Эти различия могут быть
вызваны не только экстремальными Р—Т условиями, но и ограниченным количеством
флюида, малой контрастностью состава реагирующих масс, минимальным количеством
фаз, устойчивых в таких условиях, и др. Следует, наконец, учитывать и то, что контами-
нированные породы какое-то время остаются на глубине и неизбежно подвергаются
перекристаллизации, что должно отражаться на их первоначальном облике. Не
исключено, что при этом их вещественные характеристики изменятся таким образом, что
метасоматизированные ультрамафиты невозможно будет отличить от слабо
дифференцированного мантийного материала без тонких геохимических исследований.
Несмотря на все перечисленные неясности, привнос дополнительных компонентов
в ранее истощенные или недифференцированные подкоровые ультрабазиты до начала
их подъема из мантии является твердо установленным на основании геохимических и
изотопных данных фактом вне зависимости от фазового состояния контаминирующего
450
агента (см. главы 6, 7). Для пород, предположительно подвергшихся проработке
флюидами, Дж, Доусон предложил выделять две контрастные разновидности метасоматоза —
модальный и "скрытый" (Kimberlites..., 1984). В первом случае в глубинных
перидотитах возникают новообразования амфибола, флогопита, ильменита, рутила, апатита,
сульфидов и других минералов, являющихся концентраторами несовместимых лито-
фильных, рудных и летучих компонентов. При "скрытом" метасоматозе зти элементы
рассеиваются в решетках породообразующих минералов. Впоследствии
перекристаллизация может привести к превращению модально метасоматизированных ультра-
мафитов в "скрыто" метасоматизированные, В любом случае, однако, переработка
мантийного субстрата способствует возникновению разномасштабных вещественных
неоднородностей в подкоровых зонах,
Привнос вещества в глубинные породы вероятен, как отмечено выше, и в форме
расплава. Принципиальные предпосылки для этого создает миграция сквозь верхнюю
мантию разнообразных магм. Их кристаллизация на глубине, увеличивающая наряду с
флюидным массопереносом степень гетерогенности мантийного субстрата,
доказывается при изучении ряда жильных ультрамафитов в высокобарических перидотитовых
комплексах (см. главу 8), Аналогичные образования известны и в глубинных
ксенолитах (Frey, 1980; Irving, 1980; Menzies et al., 1985).
Процессы привноса и выноса в природе, по-видимому, часто неразрывно связаны.
Это легко представить, если вспомнить, что поступление флюидов в глубинные
породы способно вызвать их плавление. В свою очередь, образовавшийся расплав может
быть не полностью удален из системы. Если оставшаяся жидкая фракция
закристаллизуется в породах, окружавших мантийный магматический очаг, это приведет к
дальнейшему усложнению строения и состава соответствующей подкоровой области.
Все сказанное позволяет осветить проблему состава и пространственных
соотношений глубинных сфер дифференцированной Земли несколько иначе, чем это делалось
прежде. Ранее на основе преимущественно петрохимического и минералогического
изучения ультрабазитов и комплементарных им базальтов из главных типов
глобальных тектонических мегаструктур планеты были сформулированы представления о
субокеанической мантии и ее вещественном антиподе — мантии субконтинентальной;
состав последней под древними платформами и фанерозойскими складчатыми
поясами, в свою очередь, принимался различным (Л-В. Дмигриев и др., Ю.М. Шейнманн и
Б.Г. Лутц, В.В. Белоусов, В.В. Белинский, Н.Л. Добрецов, А. Рингвуд, Ж. Корнпробст
и др., А. Николя и Э. Джексон и др.). По мере детализации исследований и накопления
тонких геохимических данных выяснилось, что материал, который можег быть
источником базальтов срединно-океанических хребтов, обладающих ярко выраженными
"истощенными" изотопно-геохимическими характеристиками ("субокеаническая"
мантия), присутствует и под континентальной корой (высокобарические перидотиты,
ксенолиты "сухих" лерцолитов в базальтах). С другой стороны, геохимически
обогащенная "субконтинентальная" мантия — источник субщелочных и прочих
вулканитов континентов — является также источником и внутриплитного океанического
магматизма. Поскольку сейчас стало ясно, что состав конвектирующих глубинных зон не
зависит от типа коры, правильнее, по-видимому, говорить не о "субокеанической" и
"субконтинентальной" мантии, а о недифференцированной мантии и ее производных —
геохимически и изотопно обедненных или обогащенных по отношению к ней глубинных
субстратах1 (см. главу 9). Этот вопрос уже обсуждался в работах Ю.А. Балашова,
И.Д. Рябчикова, Дж. Смита, У. Финни и других исследователей. Сегодняшние
представления авторов о вещественных типах подкоровых субстратов, вероятно, играющих
роль самостоятельных мантийных источников магм, отражены в табл. 194.
Среди глубинных ультрамафитовых субстратов (эклогитовые субстраты не
рассматриваются) можно выделить главные и второстепенные типы. К главным типам
1 Геохимические характеристики пород Могут быть не сбалансированы с петрохимическими.
451
Таблица 194. Типы ультрамафитовых субстратов мантии Земли
"ипы мантийных субстратов
1
ч
м
Я
CD
а
f^
а
•£
К
<D
С
QJ
Н
О
О
сх
о
со
Перидотитовый,
неистощенный или слабо
дифференцированный ("хондритовый")
1. Перидотитовый, обедненный
НЛЭ
А. "Срединно-океанический",
подвергшийся
незначительному истощению 1—3 млрд
лет назад
Б. "Окраинно-океанический",
предельно истощенный
П.Перидотитовый,
обогащенный НЛЭ
А. Длительно (> 1 млрд
лет) развивавшийся как
обогащенный
Б. Длительно
развивавшийся как обедненный,
подвергшийся обогащению НЛЭ
менее 1 млрд лет назад
V. Дунит-пироксенитовый
(ннзкотитанистая
магнезиальная "зеленая"
серия)
А. Низкоглиноземистый
Б. Бысокоглиноземистый
Типоморфные особенности состава
петрохимические
2
MgO/SiO, -0,85; f-18%:
А12О3~4%;СаО~3,5%;
ТЮ2 ~ 0,20%;
К20~ 0,03-0,05%
Mg0/SiO2 ~ 0,8-0,9;
f ~ 16-18%; А1гО3 ~ 3-5%;
СаО~ 3-4%; ТЮ, -0,10-
0,20%; К2О < 0,03%
MgO/SiO2-0,9-1,1;
f - 14-16%; А12О3 ~ 1-3%;
СаО-0,5-2%; ТЮ2 < 0,10%
К2О < 0,01%
MgO/SiO2-0,9-1,1;
f ~ 14-16%; А12О3 - 1-3%;
СаО - 0,5-2%; ТЮ, - 0,05-
0,15%, иногда выше; К2О
до 0,10%нвыше
MgO/SiO2 -0,85-1,0;
f= 15-18%; А12ОЭ -2,5-5%;
СаО - 1-4%; ТЮ, - 0,10-
0Д0%, иногда выше; К2О
до 0,10% и выше
MgO/SiO2-0,5-1,2;
f~ 15-25%; А12О,-« СаО;
ТЮ2~ 0,10-0,40%;
К,О< 0,05%
MgO/SiO2-0,5-0,7;
f -15-25%; А1,О3 « СаО;
ТЮ2 - 0,10-0,40%;
К2О< 0,10%
геохимические
3
1
Lajv~Smjv~YbjV;
умеренные концентрации НЛЭ на
уровне хондритовых
Lajv < Smjv < Ybiv; низкие
концентрации НЛЭ
Lajv* Smjv<Ybw, крайне
низкие концентрации НЛЭ
Lajv> Sm^> Ybrf,
повышенные концентрации
НЛЭ
Тоже
LajV* Snijy< Yb^; низкие
и умеренные концентрации
НЛЭ
Law< Smjv> Yb№
умеренные концентрации
НЛЭ
452
изотопные
4
Породы
Возможные выплавки
(частичные или полные)
6
с gr~ ± 10; Достоверно не установлены; возможно, некоторые Внутриплитные субщелочные и
е Nd ~ * 3 ксенолиты "примитивных" лерцолитов в кимберли- толеитовые базальты океанов
тах и базальтах и континентов (?), базалыоид-
ные кимберлиты (?) перидоти-
товые коматииты (?)
egj « 0; Богатые Срх лерцолиты высокобарических комп-
eNd > 0 лексов, океанических и офиолитовых ассоциаций;
ксенолиты богатых Срх неметасоматизированных
("сухих") лерцолитов в базальтах и кимберлитах
eSr"^ 0; Бедные Срх перидотиты (лерцолиты и гарцбурги-
eNd > 0 ты) °кеана, офиолитовых ассоциаций и
высокобарических комплексов
Толеиты океанических рифтов,
перидотитовые коматииты и
низкощелочные пикриты
Вулканиты марианит-бонинито-
вой серии, островодужные
толеитовые базальты (?)
eNd
esr.
eNd
ь 0;
< 0
< 0;
% 0
Ксенолиты бедных Срх гранатовых перидотитов
(в том числе с небольшим количеством Am и
РЫ) в кимберлитах и близких к ним породах
Ксенолиты гранатовых перидотитов в
кимберлитах, "сухих" и метасоматизированных (с Am и
Phi) перидотитов хромдиопсидовой серии в
базальтах; роговообманковые перидотиты
высокобарических комплексов
Слюдяные кимберлиты,
ультраосновные лампроиты,
внутриплитные континентальные
толеитовые базальты (траппы),
субщелочные базальты
Базальтоидные кимберлиты,
внутриплитные субщелочные и
толеитовые базальты океанов
и континентов, в том числе
толеитовые базальты островов
и долерит-базальтовой
ассоциации, карбонатиты
eSr ■* 0;
eNd > 0
eSr * 0;
> 0
Жильные ультрамафиты (дуниты, пироксениты)
в перидотитах офиолитов и высокобарических
комплексов; ксенолиты бедных Sp и Gr ультра-
мафитов (преимущественно вебстеритов)
хромдиопсидовой серии в базальтах и кимберлитах
Жильные шпинелевые и гранатовые пироксениты
(преимущественно вебстериты) в перидотитах
высокобарических комплексов; ксенолиты
аналогичных пироксенитов в базальтах и
кимберлитах
Низкотитанистые пикриты (?)
453
Таблица 194 (окончание;
1
о
s
в
в
о
с
<и
о
о
£Ь
Q
н
со
V. Верлит-пироксенит-горн--
блендитовый
(высокотитанистая железистая
"черная" серия)
А. Низкощелочной
Б. Щелочной
2
MgO/SiO, -0,3-0,7;
f ~ 20-60%; А12О3 » СаО;
ТЮ2 - 0,5-1,5%;
К20-0,05-0,40%
MgO/SiO2 -0,3-0,7;
f~20%-60%;
А12О3 •» СаО;ТЮ2> 1,0%;
К2О > 0,5%
Примечание. НЛЭ — несовместимые литофильные элементы
3
Lajv< Smjv> Ybjv;
умеренные и высокие
концентрации НЛЭ
Ьадг> SmN> YbN;
очень высокие
концентрации НЛЭ
f = FeO *У (FeO * + MgO)..
наряду с гипотетическим "примитивным" материалом недифференцированной мантии
(тип I) относятся перидотиты, претерпевшие на каком-то этапе геологической истории
частичное плавление или (и) контаминацию. Именно эти, геохимически обедненные
(тип II) и обогащенные (тип III) перидотиты, по-видимому, слагающие обширные
области в тектоносфере, — наиболее вероятная "питательная среда" современного
вулканизма. Они, скорее всего, формируются в процессе глобальной дифференциа-
ции мантии из "примитивного" субстрата путем перераспределения1 ряда компонентов,
которые мигрируют в виде расплавов или высококонцентрированных флюидов.
Перидотитовые субстраты — производные "примитивной" мантии, в свою очередь,
можно разделить на два подтипа. Среди геохимически обедненных субстратов
различаются слабо истощенный (в любых глубинных ассоциациях пород он представлен
богатыми клинопироксеном лерцолитами) и сильно истощенный (ему отвечают бедные
клинопироксеном перидотиты) подтипы. Обогащенные в геохимическом отношении
субстраты удобнее классифицировать в зависимости от давности привноса
несовместимых компонентов. Субстрат, длительно (> 1 млрд лет) развивавшийся как
обогащенный, представлен преимушественно ксенолитами бедных клинопироксеном гранатовых
перидотитов (в том числе с амфиболом и флогопитом) в кимберлитах и близких
к ним вулканитах. От субстратов этого подтипа по изотопным характеристикам резко
отличаются сходные по минеральному и (или) химическому составу породы в
кимберлитах, базальтах и высокобарических комплексах. Они длительно развивались
как геохимически истощенные замкнутые системы (подобно субстрату типа II), но
сравнительно недавно, менее 1 млрд лет назад, подверглись обогащению
несовместимыми литофильными элементами.
К второстепенным типам глубинных ультрамафитовых субстратов отнесены дунит-
пироксенитовый (тип IV) и верлит-пироксенит-горнблендитовый (тип V) субстраты.
Каждый из них, в свою очередь, можно разделить на два подтипа. В типе IV (жильные
ультрамафиты "зеленой" магнезиальной серии в любых глубинных ассоциациях)
выделены низко- и высокоглиноземистый подтипы субстратов, а в типе V (жильные
454
eSr < 0; Жильные ультрамафиты (преимущественно
6Nd > 0 шпинелевые и гранатовые клинопироксениты и
вебстериты) в перидотитах высокобарических
комплексов; ксенолиты ультрамафитов
(преимущественно оливиновых клинопироксенитов,
верлитов и вебстеритов с Sp и Gr) Al-Ti-авгитовой
серии в базальтах; ксенолиты гранатовых
вебстеритов в кимберлитах
egr > 0; Жильные роговообманковые пироксениты и горн-
eNd > 0 блендиты в перидотитах высокобарических
комплексов; ксенолиты флогопит-амфибол-
клинопироксеновых ультрамафитов> с
ильменитом, рутилом, апатитом и т.п. (ильменит-флогопи-
товые и роговообманковые пироксениты, слюдиты,
мариды, горнблендиты и др.) в кимберлитах и
базальтах
Низкощелочные пикриты
Субщелочные и щелочные
пикриты
ультрамафиты "черной", Fe-Ti серии) — низкощелочной и щелочной (см. табл. 194).
Характерной особенностью второстепенных субстратов является их петрографическая
гетерогенность. По-видимому, среди них преобладают разнообразные пироксениты.
При этом представители субстратов IV типа не соответствуют по химизму известным
вулканитам, а многие породы субстратов V типа, напротив, идентичны пикритам и
пикробазальтам варьирующей щелочности.
Судя по ориентировочным оценкам объемов разных ультрамафитов в глубинных
ассоциациях, второстепенные субстраты развиты в мантии спорадически и, скорее
всего, локально. Наблюдения в офиолитах, высокобарических комплексах, а также
находки глубинных ксенолитов сложного строения дают основания полагать, что в
подкоровых областях второстепенные субстраты формируют мелкие жилы, дайки,
отдельные небольшие тела в ранее образованных перидотитах. Все это не позволяет
согласиться с идеей о пироксенитовом составе "примитивной" мантии (В.А. Кутолин и
др.). Такому предположению противоречат и некоторые экспериментальные данные
(Майсен, Беттчер, 1979; Mysen, Kushiro, 1977), а также отклонения составов пиро-
ксенитов от генеральных трендов изменения концентраций петрогенных окислов в
перидотитах на корреляционных графиках, на что указал И.Д. Рябчиков
(Магматические горные ..., 1987). По всей видимости, второстепенные субстраты, в том числе и
пироксениты, имеют вторичную природу и возникают при локальном
перераспределении вещества главных мантийных субстратов на глубине.
Наименее определенна роль выделенных субстратов в генерации магм. В табл.194
показаны возможные выплавки из различных ультрамафитовых субстратов, однако в
этом вопросе остается много неясного. Дело в том, что петро-и геохимические
характеристики многих глубинных пород не сбалансированы в том смысле, что породы, будучи
обогащенными несовместимыми литофильными элементами и радиогенными
изотопами (т.е. в геохимическом отношении), одновременно обеднены легкоплавкими петро-
генными окислами, и наоборот (см. главу 9). Этот дисбаланс создает трудности при
попытках отождествлять такие ультрамафиты с источниками подкоровых магм. Возь-
455
мем для примера бедные клинопироксеном протогранулярные гранатовые
перидотиты из кимберлитов (см. табл. 194, подтип III, А). Их можно рассматривать как рести-
ты, потерявшие легкоплавкую фракцию при дифференциации древней мантии и
вошедшие затем в состав консолидированной литосферы под кратонами. Если в
дальнейшем они подвергались воздействию просачивавшихся снизу (из отступившей вглубь
астеносферы?) флюидов или флюидизированных расплавов, то вещественные их
характеристики с большой долей вероятности могли стать противоречивыми в указанном
выше смысле. Такие породы являются хорошей редкоэлементной и изотопной
моделью материнского субстрата многих платформенных вулканитов варьирующей
щелочности и основности. Однако они слишком бедны легкоплавкими окислами, чтобы
генерировать большие объемы распространенных магм (хотя незначительное
количество жидкости типа щелочного пикрита, судя по экспериментальным данным И. Куширо с
сотрудниками, может быть получено из самых богатых клинопироксеном
разновидностей этой серии пород). Поэтому альтернативной возможностью образования
изотопно и геохимически обогащенных субконтинентальных мантийных магм является их
выплавление из источника с высокой концентрацией "базальтовых" компонентов,
близкого по этому параметру к "примитивному" или слегка истощенному лерцолиту,
но такие расплавы по пути к поверхности обязательно должны были обогатиться
микроэлементной составляющей древнего обогащенного субстрата.
Другим примером глубинных пород с несбалансированными петрохимическими
и геохимическими характеристиками являются богатые клинопироксеном шпинеле-
вые лерцолиты, известные в офиолитах, океанических ассоциациях, высокобарических
комплексах и среди глубинных ксенолитов в базальтах. Многие из них петрохими-
чески идентичны модельному примитивному субстрату недифференцированной мантии
или даже еще более обогащены СаО и А12О3, но в то же время практически все они
истощены в геохимическом и изотопном отношении (подтип II, А). Широко
распространено мнение, что подобные лерцолиты являются источником толеитовых базальтов
океанических рифтов, и они действительно годятся на роль такого источника по
содержанию петрогенных компонентов, РЗЭ и изотопным характеристикам. Однако
концентрации ряда литофильных элементов — К, Rb, Sr,, Th, P, отчасти Ti и др., а также
летучих компонентов в них слишком малы, чтобы при приемлемых степенях плавления
могла быть получена искомая выплавка. По мнению М.Мензиса с сотрудниками
(Basaltic..., 1981), при генерации даже сильно истощенных океанических базальтов
к плавящимся "сухим" лерцолитам должно быть добавлено какое-то количество керсу-
тита или флогопита и, возможно, апатита.
Роль второстепенных субстратов в генерации мантийных магм вообще
проблематична. Мономинеральные ультрамафиты (дуниты, орто- и клинопироксениты) не могут
перейти в жидкую фазу до начала плавления окружающих перидотитов. Другие (в
основном это разнообразные пироксениты V типа) в принципе могут служить
источником глубинных магм в силу своего полного химического соответствия пикритам
и пикробазальтам. Однако при полном плавлении таких пород должна частично
расплавляться и вмещающая перидотитовая матрица. При движении к поверхности
соответствующие жидкости неизбежно перемешаются.
Выделенные типы мантийных субстратов довольно уверенно намечаются при
анализе всей совокупности данных по вещественному составу ультрамафитов
предположительно подкорового происхождения. Что же касается расположения соответствующих
глубинных зон в тектоносфере, то оно, как и роль этих субстратов в генерации магм,
остается предметом дискуссии. В наиболее популярной слоистой модели строения
мантии (Д.Де Паоло и Г. Вассербург, Г. Хэнсон, Р.О' Найонс с сотрудниками, Д. Андерсон,
К.Аллегр и др., Ю.А. Балашов) предполагается, что конвектирующая часть верхней
мантии (астеносфера) сложена преимущественно в разной степени истощенными лер-
цолитами. Подстилающая ее зона близка к недифференцированному "примитивному"
мантийному материалу, а перекрывающая — литосфера — представлена широким
спектром пород, которые в основном бедны легкоплавкими петрогенными компонентами.
456
Действительно, с учетом всего изложенного и опираясь на геофизические данные, можно
определенно говорить о позиции древней обогащенной (но истощенной петрохими-
чески!) мантии (подтип III,А). Такой субстрат, по данным изучения ксенолитов в
кимберлитах, подстилает древние платформы, образуя под ними мощную, геодина-
мически "мертвую" субкратонную литосферу. Геохимически и изотопно обедненная
мантия (тип II), по-видимому, входит в состав и астеносферы, и литосферы как под
океанами, так и под континентами, причем предельно истощенный во всех отношениях
субстрат подтипа II,Б маркирует области островных дуг в современных активных
зонах перехода океан—континент и их палеоаналоги в складчатых поясах. Менее
определенно положение источников изотопно неистощенных и слегка обедненных внутри-
плитных щелочных вулканитов, исключительно богатых многими несовместимыми
литофильными элементами (тип I и подтип III,Б). Считается, что вещество таких пород
выносится из глубоких зон верхней мантии, подстилающих астеносферу, или даже из
нижней мантии. Однако в последнее время в локальных сериях глубинных
ксенолитов (Basaltic..., 1981; Menzies et al., 1985) и в породах небольшого массива Ронда
(Hart, Zindler, 1986) выявлены широкие вариации изотопных и геохимических
отношений, которые перекрывают значительную часть диапазона соответствующих
характеристик базальтов Мирового океана (см. рис. 127). В связи с этим общепринятые
взгляды о вертикальной разобщенности источников внутриплитных вулканитов и
базальтов океанических рифтов требуют дополнительного обоснования. Второстепенные же
субстраты, как отмечено выше, скорее всего, спорадически рассеяны в главных.
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ УЛЬТРАБАЗИТОВ
И РОДСТВЕННЫХ ИМ ПОРОД
Приведенные в предыдущих разделах данные по геологической позиции, строению и
составу упьтрабазитов позволяют предполагать, что породы этой группы возникли
из материала подкоровых областей Земли. Представляется, что ведущим способом
формирования материнского вещества ультраосновных и родственных им пород в
мантии является частичное плавление перидотитовых субстратов. В ходе такого
процесса из них образуются две составляющие, полярно противоположные по своей природе —
жидкая выплавка (магма) и твердый остаток (рестит). Дальнейшая их эволюция
ведет к возникновению принципиально различных в генетическом отношении пород.
Расплавы изливаются на поверхность, формируя толщи вулканитов, либо подвергаются
фракционированию в промежуточных очагах, давая начало кумулятивным сериям.
Рестит после отделения жидкой фракции может претерпеть деформацию,
перекристаллизацию и, по-видимому, дальнейшую дифференциацию уже в твердом состоянии.
Ниже эти группы пород и создающие их петрогенетические процессы, являющиеся
базовыми для разработки генетических моделей конкретных объектов, рассмотрены
наряду с некоторыми альтернативными механизмами образования ультрабазитов.
Ультраосновные вулканиты. Открытие коматиитов в конце 60-х годов положило
конец не прекращавшейся со времен Н. Боуэна дискуссии о возможности
ультраосновного вулканизма в природе. Действительно, только в этих породах в отличие от
известных и раньше пикритов и меймечитов были обнаружены бесспорные признаки закалки
материнских высокомагнезиальных ультраосновных расплавов при их излиянии на
земную поверхность (см. главу 3). Вместе с тем возникли многочисленные вопросы
об условиях образования таких расплавов на глубине, их эволюции при подъеме,
параметрах консолидации ультраосновных лав, их соотношениях с базальтами, составе
магмогенерирующих субстратов и др. Все это стимулировало проведение специальных
петрологических и экспериментальных исследований ультраосновных вулканитов, что
позволило дать ответы на некоторые из перечисленных выше вопросов и наметить
пути решения — для других.
Главное в проблеме вулканизма рассматриваемого типа — выяснение условий
зарождения ультраосновных жидкостей в мантии, ибо в земной коре их потенциальные
457
источники отсутствуют. Существуют две принципиально различные возможности
образования таких магм: 1) при обширном плавлении перидотитового субстрата; 2) за
■ счет увеличения глубинности выплавок, т.е. давления. Второй путь указан М.О'Харой
(Physics..., 1975 и др.), который на основе теоретического моделирования
минеральных равновесий предсказал, что при относительно небольших (не более 20—25%)
степенях плавления мантийных перидотитов содержание нормативного оливина в вьшлавках
должно повышаться с глубиной (см. рис. 107). Хотя этот вывод подтвержден
экспериментально (Arndt, 1977; Mysen, Kushiro, 1977), исключительная роль давления в
генерации ультраосновных магм нормальной щелочности все же выглядит
сомнительной. Прежде всего высокомагнезиальные коматиитовые жидкости равновесны с рести-
товой минеральной ассоциацией 01 + Орх, а не с 01 + Орх + Срх (±Gr), чего следовало
бы ожидать при незначительном плавлении лерцолитового субстрата. Малая вероятность
этого пути подтверждается и близкими в большинстве случаев к хондритовым
величинами отношений нелетучих литофильных элементов (Ti/Zr, Ti/Y, Zr/Nb, Zr/Hfnflp.)
и практически всеми экспериментальными данными (Гирнис и др., 1987). Кроме того,
расплавы, полученные Б.Майсеном и И.Куширо из лерцолита PHN-1611 в интервале
плавления 0—25% при 35 кбар, по составу соответствуют, скорее, субщелочному пикро-
базальту, а не коматииту. Здесь возникают трудности и тектонофизического плана. Дело
в том, что в стационарной мантии, согласно расчетам Р. Коуторна, Д. Грина и их
сотрудников, коматиитовые жидкости могли бы образоваться лишь на глубинах порядка
первых сотен километров. В таких условиях, по оценкам Э.Отани, Э.Нисбета и др.,
ультраосновной расплав становится более плотным, чем равновесная с ним твердая
матрица. Это делает в высшей степени проблематичным попадание расплава на
поверхность Земли. Преодолеть эту трудность можно, по-видимому, только привлекая
космические причины (Д. Грин).
Альтернативой модели формирования ультраосновных магм за счет начального
плавления подкорового вещества в условиях очень больших глубин является
гипотеза далеко продвинутого плавления (40—70%) мантийных перидотитов при меньших
давлениях. В настоящее время этой концепции, многократно подтвержденной
экспериментально (Гирнис и др., 1987; Mysen, Kushiro, 1977; Jaques, Green, 1980; Taka-
hashi, Kushiro, 1983), в той или иной мере придерживается большинство петрологов.
Ключевым ее моментом является представление об экстремальных температурах,
необходимых для достижения высоких степеней плавления глубинного субстрата.
Теоретическое моделирование минеральных равновесий на основе
термодинамических расчетов, проведенное И.Д. Рябчиковым, и эксперименты, выполненные под
его руководством, свидетельствуют о том,что материнские расплавы наиболее
распространенных коматиитов йилгарнского типа (СаО/А12О3 « 1,0), содержащих около 30%
MgO, могли образоваться при 50%-ном равновесном плавлении примитивного
мантийного лерцолита (Рябчиков, Богатиков, 1984; Гирнис и др., 1987; Магматические
горные..., 1987). Давление при этом составляло 35—37 кбар.а температура достигала 1775-
1825°С. Предельные по магнезиальное™ жидкости (32—33% MgO), судя по расчетам,
возникали в условиях еще более интенсивного плавления лерцолитового субстрата
(60-65%) при давлениях до 50 кбар и температурах 1875-1975°С. В обоих случаях
остаточная равновесная минеральная ассоциация отвечала гарцбургиту. Коматиитовые
магмы барбертонского типа (СаО/А12О3 ^1,5), состав которых определяется
присутствием в рестите граната в парагенезисе с оливином и ортопироксеном, судя по
характеру фазовых диаграмм (Магматические горные..., 1987), формировались на
глубинах порядки 180—200 км. Приведенные оценки хорошо согласуются с данными
экспериментов Р.Коуторна, Д.Грина, Н.Арндта, М.Бикля и других петрологов. Они
указывают, что выплавление коматиитовых магм действительно происходило в
условиях резко повышенного по сравнению с современным теплового потока, при котором
соответствующие области мантии были на 350—400° С перегреты по отношению к
нынешним (см. рис. 107).
Столь интенсивный прогрев мантии в зонах зарождения коматиитов требует спе-
458
циального объяснения. Правда, температуру ликвидуса коматиитов можно значительно
понизить, добавив в расплав некоторое количество воды (см. выше). На этом
основывался К.Аллегр, когда связывал образование коматиитов с процессом субдукции
(Komatiites, 1982). Роль Н2О, однако, при кристаллизации этих пород вряд ли была
велика, о чем свидетельствуют отсутствие в них первичных водосодержащих
минералов, морфология и температура лавовых потоков (см. главу 3). По оценке И.Д. Рябчи-
кова (Магматические горные..., 1987), материнские расплавы были практически
"сухими", т.е. содержание Н2О в них не превышало 0,5%, что способно снизить температуру
безводного ликвидуса всего на ~50°С. В связи с этим некоторые исследователи
склонны объяснять крайне высокие температуры образования коматиитов резко
повышенным (по сравнению с современным) геотермическим градиентом Земли в докембрии.
Действительно, верхняя мантия на ранних этапах эволюции могла быть значительно
горячее, чем сегодня, что независимо вытекает и из ряда энергетических расчетов (Доб-
рецов, 1980; Рингвуд, 1981). Поэтому широкое развитие коматиитов исключительно
в докембрии, послужившее даже основой для гипотезы Э.Нисбета и др. о
существовании в древней мантии "океана" коматиитовой магмы (Komatiites, 1982),
по-видимому, не случайно, и само по себе является серьезным аргументом в пользу гипотезы
постепенно остывающей Земли.
Тем не менее представления об экстремальном тепловом режиме докембрийской
мантии еще требуют доказательств. Оценки условий метаморфизма гранулитовых
толщ свидетельствуют о том, что плотность теплового потока в архее была не
намного выше современной. По мнению М. Бикля, это явно не согласуется с гипотезой об
очень горячей стационарной мантии. Плодотворной альтернативой модели
"перегретой" Земли являются модели образования коматиитов, в основе которых лежат
представления о мантийном диапиризме. Под ним, как известно, понимается адиабатическое
всплывание горячего пластичного глубинного вещества к поверхности, которое
сопровождается декомпрессией восходящих масс, что ведет к их интенсивному плавлению.
Большинство схем формирования коматиитов в той или иной мере учитывают это,
так как иначе трудно объяснить возникновение очень горячих ультраосновных магм. Так,
модель полибарической ассимиляции (Bickle et al., 1977) предполагает, что при
изобарическом равновесном плавлении ультраосновного материала могут образоваться
лишь магмы, содержащие не свыше 24% MgO. Более магнезиальные расплавы
появляются позже, в процессе подъема ранних жидкостей со взвесью кристаллов оливина
и ортопироксена, которые плавятся при падении давления. Практически полное
переплавление мантийного субстрата, изначально представленного смесью перидотитов
и пироксенитов, предусматривает и декомпрессионно-диссипативнаямодель (В.С.Шкод-
зинский и др.). Согласно последней, плавление происходит в ходе выжимания по зонам
глубинных разломов смеси жидкости и кристаллов, растворяющихся в результате
спада давления и нагрева системы за счет трения вязкого течения (Малюк, 1985).
Р.Коуторн, Д.Грин и другие исследователи также считают диапиризм мантийного
субстрата главным фактором ультраосновного магматизма. Высокие степени плавления
мантии и в модели Л.Д. Рябчикова проще всего объяснить адиабатическим всплыва-
нием глубинного материала.
Согласно расчетам Д.Грина, Р.Коуторна, Э. Налдретта и А.Тернера, высокие степени
плавления ультраосновного вещества могут быть достигнуты только в том случае, если
подъем диапиров даже при несколько повышенном архейском теплопотоке начинался
с уровней не менее 200-300 км. Это привело Д. Грина к выводу о необходимости при-
вноса дополнительной энергии в области зарождения диапиров. В частности, он
допускает, что в образование и всплывание диапиров определенный вклад внесли метеоритные
удары. По этому поводу трудно что-либо сказать, кроме, разве, того, что более
конструктивным представляется все же чисто "земной" подход к данной проблеме Г. Джар-
виса и Я.Кэмпбелла. Они видят причины диапиризма в нестационарности конвекции
архейской мантии, вызванной некоторым перегревом последней (на ~100°С)
относительно современной. В таких условиях, по расчетам этих исследователей, диапиры
459
должны спорадически возникать на нижней кромке конвективной ячейки. Еще одним
эффективным "пусковым механизмом" может быть привнос летучих в область
зарождения диапира, вызывающих незначительное подплавление ультраосновного
субстрата. В результате последний становится гравитационно неустойчивым по
отношению к окружающей толще и начинает всплывать (Добрецов, 1980). В основе этих
представлений лежит концепция флюидных потоков из глубин дегазирующейся мантии,
развитая в работах Д.С. Коржинского, А.А. Маракушева, Л.Л. Перчука, В.В. Велин-
ского и других петрологов.
Общим слабым местом диапировых моделей генезиса коматиитов является, однако,
недоучет того, что при высоких степенях плавления жидкая фаза легко отделяется
от твердого каркаса (К. Менерт и др., Н. Арндт, В.Н. Шарапов и др.) и прогрессирующее
равновесное плавление перидотитов становится невозможным. Судя по
экспериментальным данным (Arndt, 1977), обособление маловязкой ультраосновной жидкости от
кристаллов становится эффективным уже при 30—35%-ном содержании ее в системе,
а достижение 50—70%-ных степеней плавления требует каких-то особых условий.
Н. Арндт разработал двухстадийную систему генерации коматиитов, которая, по
существу, является разновидностью процесса фракционного плавления. Он полагает, что
при 25—30%-ном плавлении источника пиролитового типа от него отделяется
базальтовая магма, а в дальнейшем из истощенного остатка также при 25—30%-ном его
плавлении возникает коматиитовая выплавка. Модель двух стадийного последовательного
плавления, однако, тоже не лишена недостатков, на что в отечественной литературе
указывали Б.И. Малюк (1985) и А.В. Гирнис и др. (1987). Главное возражение сводится
к тому, что по такой схеме нельзя получить коматииты с хондритовыми отношениями
нелетучих литофильных элементов и тем более с "обогащенными" характеристиками.
По-видимому, образование коматиитов по модели Н. Арндта можно считать лишь
частным случаем. Более правдоподобным представляется предположение об
образовании ультраосновных магм при интенсивном равновесном плавлении примитивного или
слегка дифференцированного лерцолита (см. главу 9).
Нетрудно видеть, что, несмотря на большой прогресс в исследовании коматиитов
в последние годы, все еще не достигнуто согласия по вопросу об их зарождении и
глубинной эволюции. В оценке условий консолидации пород на поверхности
исследователи более единодушны. Считается, что температура расплавов была не ниже 1550
(Гирнис и др., 1987), а по некоторым оценкам достигала 1650—1700°С (Д. Грин и др.).
Столь сильный разогрев определял высокую подвижность лав, которые в первый
момент были практически лишены вкрапленников. Кристаллизация маломощных
массивных подушечных потоков происходила в условиях резкого переохлаждения и
носила, по-видимому, не фронтальный, как в расслоенных интрузивах (см. ниже), а
объемный характер. В связи с перегревом и низкой вязкостью ультраосновных лав в них,
однако, возможен чисто гравитационный механизм сепарации ранних порфировых
вкрапленников оливина, чего обычно не бывает в более кислых вулканитах.
Строение более мощных расслоенных коматиитовых потоков определяется, по
современным представлениям, не только явлениями отсадки оливина, но и интенсивной
внутренней конвекцией (Arndt, 1986 и др.). В связи с этим обращает на себя внимание
появление в них пластинчатых структур спинифекс. Первые исследователи считали
такие структуры доказательством закалки переохлажденного расплава. Впоследствии,
однако, было доказано, чт"о они формировались под закаленной коркой потоков при
довольно медленном охлаждении и перемешивании жидкостей с низкой вязкостью в
отсутствие центров кристаллизации (К. Дональдсон, Н. Арндт). Морфологически эти
структуры очень напоминают образования приконтактовых зон транскристаллизации
в промышленных отливках, для которых характерен резко удлиненный, часто девдри-
товидный облик кристаллов, ориентированных преимущественно поперек контакта
с изложницей (Шарков, 1983). Подобное строение иногда проявлено в краевых частях
крупных интрузивов, например в "зоне покоя" Скергаардского плутона (Уэйджер,
Браун, 1970). По-видимому, конвекция в охлаждающихся коматиитовых потоках не
460
только замедляла остывание последних, но и способствовала притоку вещества к
растущим кристаллам. Согласно принципу геометрического отбора, в условиях
повышенной скорости охлаждения этим обеспечивался преимущественный рост тех
кристаллов, которые были ориентированы в направлении температурного градиента, т.е.
перпендикулярно верхней кромке лавового потока.
Кристаллизация зоны пластинчатого оливина должна была приводить к изменению
состава остающейся жидкости. Поэтому по химизму коматииты со структурами спи-
нифекс несколько отличаются от валового состава материнского расплава: такие
породы обогащены оливиновой составляющей. Лучшим приближением к составу
исходной жидкости являются коматииты из зоны закалки и расположенные
непосредственно под ней породы с беспорядочно ориентированным спинифексом (Гирнис и др.,
1987; Arndt, 1986).
Характеристика процессов формирования коматиитов будет не полной, если не
упомянуть о возможности контаминации последних при подъеме. Очень горячие кома-
тиитовые расплавы должны активно взаимодействовать с окружающими толщами,
изменяя первоначальный состав. Правда, поскольку коматиитовые жидкости
соприкасаются преимущественно с мантийным субстратом, эти изменения должны были в
первую очередь сказаться не на химическом, а на микроэлементном и особенно
изотопном составе пород. Последние работы (А. Кэттелл и др.) недвусмысленно
указывают на возможность такой избирательной контаминации.
Коматииты, как уже отмечено, являются типоморфными образованиями раннего
докембрия. Для фанерозоя они крайне нехарактерны, и пока известен только один
пример проявления молодых ультраосновных лав, структурно идентичных коматиитам, —
третичные вулканиты о-ва Горгона (см. главу 1). На поздних этапах эволюции Земли
вместо коматиитов получили распространение разнообразные пикриты, в том числе
субщелочные и щелочные, и другие родственные им, сильно недосыщенные породы —
меймечиты, кимберлиты, лампроиты и пр. (Марковский, Ротман, 1981;
Магматические горные.... 1987).
Для объяснения возникновения пикритов нормальной щелочности (Na2 О + К2 О <
< 0,5%) в принципе применимы те же генетические модели, что и для коматиитов.
Однако следует иметь в виду, что между этими видами, вероятно, существует
принципиальное отличие, природа которого стала проясняться только в самое последнее время
(Гирнис и др., 1987). Составы их широко перекрываются, поэтому по химизму провести
четкую границу между ними трудно. Надежные отличия коматиитов от пикритов для
представленных выборок анализов ни по петрогенным окислам, ни по микропримесям,
ни по показательным отношениям компонентов пока не установлены. Это
обстоятельство долго служило основанием для утверждений о том, что коматииты являются лишь
особой структурной разновидностью низкощелочных пикритов. Между тем очевидны
различия в формах проявления пород. Коматииты представлены, как правило,
протяженными потоками и покровами, что свидетельствует о высокой текучести
материнских расплавов. Для пикритов же характерно обилие глыбовых лав и пирокластики,
отражающих их повышенную вязкость. Последнее в определенной мере вызвано
ощутимой долей протогенетических вкрапленников оливина в лавах. В цементе пикритов
в отличие от коматиитов часто отмечается значительное количество газовых пузырьков.
Показательна и разница в минеральном составе пород: в пикритах встречаются
первичные гидроксилсодержащие фазы, чего не бывает в коматиитах; шпинелиды пикритов,
как правило, более окислены (см. рис. 47).
Перечисленные факты позволили А.В. Гирнису, И.Д. Рябчикову и О.А. Богатикову
(1987) высказать предположение о том, что фундаментальное различие между пикрита-
ми и коматиитами кроется во флюидном режиме образования пород, т.е. имеет
генетическую природу, а не определяется лишь условиями их кристаллизации на поверхности.
Родоначальные пикритовые магмы в отличие от "сухих" коматиитовых, по всей
вероятности, выплавлялись в условиях повышенного потенциала Н2 О, что и предопределило
их более высокую эксплозивность при излияниях. Кроме того, вода, как известно, слу-
461
жит наиболее эффективным средством понижения температуры ликвидуса, и
расплавы, содержащие Н2О, должны быть менее горячими, чем безводные. Это хорошо
согласуется с оценками температур начала кристаллизации ряда фанерозойских
ультраосновных вулканитов методом гомогенизации первичных расплавных включений в ранних
вкрапленниках. Так, определенная B.C. Соболевым с сотрудниками, а затем и А. В.
Соболевым (1978) температура кристаллизации оливинов меймечитов не превышала
1450°С. Первые оливины в пикритовых лавах массива Троодос, по данным А.В.
Соболева и др., образовались при 1420°С. Примерно таков же температурный уровень
начала кристаллизации кимберлитов в мантии (И.В. Попивняк и Е.Е. Лазько). Наконец,
прямые доказательства участия Н2 О в продуцировании фанерозойских ультраосновных
магм получены А.В. Соболевым и В.Б. Наумовым, описавшими в оливинах кипрских
пикритов первичные расплавные включения с содержанием Н2 О около 2%.
Все это послужило основой для принципиального вывода о том, что в условиях
последокембрийского снижения теплового потока генерация ультраосновных магм
стала возможной исключительно в зонах повышенных концентраций флюидов (Гир-
нис и др., 1987), т.е. что различия между коматиитами и пикритами действительно
имеют генетическую природу. Причины же- широкого перекрытия составов коматиитов,
низкощелочных пикритов и меймечитов, особенно по магнезиальности, следует,
видимо, искать в кумуляции оливина при образовании многих фанерозойских
ультраосновных вулканитов. Судя по имеющимся данным, их родоначальные магмы в ряде
случаев были не ультраосновными, а пикробазальтовыми (см. главу 10).
Особой проблемой является происхождение кимберлитов и родственных им
вулканитов щелочного профиля (пикритов, пикробазальтов, лампроитов, оливиновых мели-
лититов и др.). Несмотря на множество существующих гипотез образования
кимберлитов (Лазько, 1979; Доусон, 1983), вопрос об их генезисе до сих пор не решен, что в
значительной мере связано с неустойчивостью и противоречивостью их вещественных
характеристик (см. главу 2). Напомним, что в петрохимическом отношении
кимберлит, по существу, соответствует субщелочному пикриту, к которому, однако,
необходимо добавить определенное количество кальцита; одновременно порода сильно
обогащена несовместимыми литофильными элементами субщелочных базальтов (Ti, К,
Р, Rb, Sr, Ва, легкими РЗЭ и др.).
Принципиальная возможность генерации субщелочных пикритов из гранатовых
лерцолитов при особо высоких давлениях и незначительной степени плавления
доказана экспериментально; с предполагаемой большой глубинностью выплавок
согласуется присутствие в кимберлитах вкрапленников высокобарических минералов и
мантийных ксенолитов. Повышенное содержание карбоната в соответствии с опытами
Д. Эгглера и др., Г. Брая и Д. Грина, И.Д. Рябчикова, А.А. Кадика, П. Уайли и др.
вызвано влиянием СОг на фазовые равновесия. Главными следствиями присутствия этого
компонента в областях зарождения протокимберлитовых магм должны быть
повышенная основность и известковистость выплавок, усиливающиеся с глубиной. Из-за
снижения активности Са в ультраосновных расплавах, насыщенных углекислотой, последняя
при высоких давлениях легко растворяется в них с образованием ассоциатов типа
карбонатов (Магматические горные..., 1987). Декомпрессия таких магм из-за сложной
формы солидуса (см. рис. 134) может привести к появлению несмесимого
карбонатного расплава и отделению части флюида. Это, в свою очередь, может служить причиной
катастрофически быстрого подъема кимберлитов с больших глубин (СВ. Соболев и
Е.В. Артюшков, Ф. Спера). Что же касается высоких концентраций несовместимых
литофильных элементов, то они играют важную роль при оценке химизма и степени
плавления материнского источника кимберлитов. Дело в том, что формирование сильно
обогащенных такими элементами магм в принципе возможно прямо из неистощенного
мантийного субстрата при крайне низких степенях его плавления. Расчеты,
проведенные Р. Митчеллом и А. Брунфельтом (Physics..., 1975) и Ф.В. Каминским, показали,
что из гранатового лерцолита при менее чем 1%-ном его плавлении можно получить
жидкую фракцию с "кимберлитовым" отношением La/Yb. Эта модель особенно привле-
462
кательна в связи с "примитивностью" изотопных характеристик многих кимберлитов
(см. главу 2). Уязвимым ее местом является то, что для разных элементов
необходимая степень плавления неистощенного лерцолита варьирует в зависимости от величин
Кр. Не известен также эффективный механизм отделения ничтожных количеств
пленочной жидкости от кристаллического каркаса1 (Arndt, 1977 и др.)- Многие
исследователи поэтому отдают предпочтение модели предварительного обогащения
материнского субстрата кимберлитов несовместимыми и летучими компонентами — модели
мантийного метасоматоза, которая снимает ограничения степени плавления источника
(П. Гаст, С. Сан и Г. Хэнсон, И.Д. Рябчиков и др.).
Альтернативная гипотеза образования кимберлитов, в основе которой лежат
представления о зонной плавке, предложена еще в 1969 г. П. Хэррисом и Э. Миддлмоустом.
По их мнению, в медленно поднимающемся в мантии расплаве (состав его не
уточняется) содержания петрогенных компонентов буферируются составом окружающих
пород, а несовместимые элементы непрерывно накапливаются. Эта гипотеза имеет
много привлекательных сторон, особенно если допустить, что сквозь мантию
просачивается жидкость силикатно-карбонатного состава, находящаяся в головной части
мантийного диапира; возможность такого процесса подтверждена расчетами Д. Мак-
Кензи (McKenzie, 1985). Разновидностью модели "зонной плавки" можно считать также
не опровергнутую пока модель "кислотного выщелачивания" (Лутц, 1975). Согласно
последней, извлечение несовместимых элементов из глубинных пород производится не
расплавом, а сосуществующей с ним восстановленной флюидной фазой.
Таким образом, наиболее признанный на сегодня способ образования протоким-
берлитовых магм — умеренное плавление сильно метасоматизированного мантийного
источника (типа флогопитизированного гранатового перидотита) в присутствии СО2.
Из-за большой глубинности процесса (150—300 км, по разным оценкам) температуры
его довольно высоки (заведомо выше 1400°С, по данным И.В. Попивняка и Е.Е. Лазь-
ко). Следует, однако, учитывать, что зта относительно простая модель может оказаться
недостаточно адекватной реальному процессу из-за появления множественных
магматических очагов на путях подъема протокимберлитовых расплавов (Н.П. Похиленко,
СВ. Соболев и Е.В. Артюшков). Гибридная природа кимберлитов, образующихся, по
минералогическим данным, при смешении материала сразу нескольких мантийных
источников, показана ранее (Лазько, 1979). По данным АДжейкса и др. (Kimberlites...,
1984), сходный механизм может быть ответствен и за формирование материнских магм
ультраосновных лампроитов. Отличия в последнем случае, вероятно, сводятся к еще
более локальному плавлению предельно метасоматизированного, но петрохимически
сильнее истощенного субстрата и несколько иному составу равновесного флюида
(В.Н. Зырянов и В.А. Жариков, А.В. Соболев и др., ИД. Рябчиков и др.).
Кумулятивные ультрамафиты. Выплавившиеся на глубине магмы могут, не
достигнув поверхности, закристаллизоваться в виде интрузивных тел или до излияния
подвергнуться фракционированию в промежуточных камерах, по существу,
представляющих собой затвердевающие интрузивы. В обоих случаях формируются серии
расслоенных магматических пород (Уэйджер, Браун, 1970). В понимании очень сложных,
многоплановых процессов кристаллизационной дифференциации в последние годы достигнут
значительный прогресс, связанный с именами Т. Ирвайна, А. ДанхемаиУ. Уодсворта,
Е.В. Шаркова, А. Мак-Берни, Дж. Тернера и Я. Кэмпбелла, С. Тейта, Р. Спаркса и X. Хап-
перта, М.Я. Френкеля и А.А. Ярошевского и других исследователей. Новые данные
позволили существенно уточнить представления основоположников кумулятивной теории.
Кумулятивные ультрамафиты в принципе могут образоваться как из
ультраосновных, так и из базальтовых жидкостей. Состав магмы, равно как и физико-химические
Д. Мак-Кензи (McKenzie, 1985) недавно предположил, что благодаря предельно низкой вязкости
крайне малые количества (до 0,1%) флюидонасыщенной магмы типа карбонатитовой могут
отделяться от твердой матрицы. Многие химические и физические аспекты такого процесса тем
не менее пока не ясны.
463
параметры системы, во многом определяет характер фракционирования (порядок
кристаллизации минералов), но не влияет непосредственно на возникновение раэно-
. образной расслоенности, цикличности, кумулятивных структур и текстур пород.
Поскольку вопросы формирования этих главных элементов строения кумулятивных
серий довольно детально рассматривались нами ранее (Шарков, 1980, 1983;
Магматические горные ..., 1987), ниже мы остановимся лишь на ключевых моментах.
Определяющим признаком природных кумулятивных процессов является
магматическая расслоенность, которая, как известно, может быть фазовой, скрытой и
ритмичной» Первые ее исследователи (Г. Клоос, А.А. Полканов, Н.А. Елисеев)
связывали возникновение фазовой расслоенности с сортировкой выделяющихся кристаллов
по удельному весу в ламинарно текущем расплаве. При этом ^читалось, что внутренняя
структура интрузивов, образованная "слоями течения", конформна их контактам.
Хотя такая гравитационно-кинетическая сепарация вкрапленников возможна в
маломощных интрузивных телах, выполненных расплавами низкой вязкости (в
небольших базальтовых силлах она хорошо изучена и успешно моделируется с помощью
ЭВМ коллективом исследователей под руководством А.А. Ярошевского и М.Я.
Френкеля), крупные расслоенные плутоны, как выяснилось, образуются совершенно иначе.
Еще в конце 30-х годов на примере Скергаардского интрузива в Гренландии Л. Уэйд-
жером и У. Диромбыло доказано, что объектам этого типа присуща воронкоообразная
форма и автономная по отношению к контактам внутренняя структура (см. рис. 55).
Именно в этом массиве впервые было обнаружено явление скрытой расслоенности.
Л. Уэйджер и У. Дир показали также, что затвердевание интрузива происходило
направленно — снизу вверх. Однако возникновение ритмичной расслоенности они
связывали все же с конвективными процессами: предполагалось, что охлажденный у кровли
расплав с зародышами кристаллов периодически увлекался нисходящими токами и
ритмичность возникала при растекании обогащенной кристаллами магмы по дну
камеры, т.е. посредством все той же гравитационно-кинетической дифференциации.
Следующие шаги в расшифровке природы расслоенных тел были сделаны в начале
60-х годов Э. Джексоном. Исследуя Ультрамафитовую зону Стиллуотерского массива,
он показал, что затвердевание интрузива происходило путем продвижения снизу вверх
маломощной зоны кристаллизации, формирующейся у дна магматической камеры в
застойных условиях. Явление ритмичности Э. Джексон связывал с периодическим
прекращением выделения минералов вследствие накопления скрытой теплоты
кристаллизации.
В 70—80-х годах внимание исследователей привлекли аналогии между становлением
интрузивов и затвердеванием крупных промышленных отливок. Первоначально
рассматривался главным образом круг процессов, связанных с появлением усадок при
кристаллизации (М.А. Осипов, Д.М. Орлов и др.). Впоследствии была разработана
более общая модель происхождения расслоенности, позволившая объединить сильные
стороны гипотез Л. Уэйджера и Э. Джексона (Шарков, 1980). Согласно этой модели,
затвердевание расслоенного плутона происходит путем продвижения внутри него
сравнительно маломощной (~ 3 м, судя по анализу явлений оползания, нарушающих
расслоенность) зоны кристаллизации, внешняя граница которой — фронт начала
кристаллизации — представляет собой овеществленную изотерму ликвидуса расплава, а тыльная —
солидуса. Таким образом, в затвердевающем интрузиве одновременно существуют
три зоны: полностью жидкая, полностью твердая и частично консолидированная — зона
кристаллизации. Во внутренних частях тел эта зона вследствие различий в величинах
адиабатического градиента (~ 0,3° С/км) и градиента точки плавления (~3°С/км)
может существовать лишь у дна магматической камеры, так как выше расплав перегрет
относительно ликвидуса. В связи с непрерывным охлаждением интрузива зона
кристаллизации непрерывно движется снизу вверх, погребая ранее выделившиеся кристаллы
и лишая их возможности вступать в реакцию с главным объемом расплава. Вспльшания
кристаллов ни в одном случае доказано не было. В краевых частях интрузивов
вследствие существования резкого перепада температур процессы затвердевания подчиняются
464
г г o,s b,zj
г /
00
го
Рис. 137. Размерность зерен минералов кумулуса в различных породах горы Сопча Мончегорского
плутона
/ — гранулярный гарцбургит; Я — дунит; Ш — гранулярный гарцбургит из рудного пласта Сопчи;
IV — оливиновый бронзитит из цемента эруптивной брекчии в кровле "рудного пласта Сопчи"
другим закономерностям: фронт кристаллизации движется от краев внутрь тела, а
возникающие при этом текстуры конформны контактам. Общая схема процесса
затвердевания интрузива показана на рис. 138.
Из рассмотренной модели следует, что все петрологически важные явления
происходят в пределах зоны кристаллизации. Основной ее объем слагают ликвидусные фазы,
выделяющиеся на фронте начала затвердевания; в итоговой породе они отвечают
минералам кумулуса. На долю остаточного расплава, выполняющего промежутки между
ними, приходится не более 20—30% объема (интеркумулусный материал). Однако это
только малая часть остаточной жидкости, возникающей в процессе кристаллизации;
в основном она отжимается в главный объем расплава, состав которого выравнивается
конвекцией. Такой характер массообмена на фоне затвердевания, обеспечивающий
постоянное удаление из магмы наиболее высокотемпературных фаз, приводит к тому,
что в главном объеме расплава непрерывно накапливаются легкоплавкие компоненты.
Это ведет к появлению на ликвидусе все более низкотемпературных минералов, т.е.
к фазовой расслоенности. Соответственно разрез тела в целом можно рассматривать
как растянутую по вертикали последовательность продуктов фракционной
кристаллизации материнского расплава. С такой моделью полностью согласуются результаты
детального изучения текстур и структур пород, а также данные экспериментов.
Характерной особенностью рассматриваемых объектов является их ритмичная
расслоенность (см. главу 2). Первые исследователи этого феномена объясняли его,
как отмечалось, гравитационно-кинетическими эффектами. Однако детальные
гранулометрические исследования пород не подтвердили эту точку зрения (Шарков, 1980).
Они показали, что зерна всех минералов кумулуса имеют логнормальное распределение
по размеру (рис. 137). Коэффициенты сортировки зерен в изученных породах обычно
составляют 1,4—1,7. Это указывает на высокую степень однообразия зерен по
величине, близкую к наблюдаемой в таких хорошо отсортированных образованиях, как
береговые пески. В отличие от последних в расслоенных породах сосуществующие
минералы кумулуса не являются гидравлически эквивалентными. Часто более тяжелые фазы
30. Зак. 8SS 465
Рис. 138. Схема строения затвердевающего
интрузива (Шарков, 1980)
1 — зона кристаллизации; 2 — главный
объем расплава; 3 — затвердевшие части
интрузии; 4 — зона закалки; 5 — очаги
остаточного расплава; 6 — жильные
породы; 7 — вмещающие породы; 8 —
конвекционные токи; прямыми стрелками
показано направление движения фронта
затвердевания
имеют и больший размер, т.е. наблюдается картина, противоположная той, которая
характерна для пород, возникших в условиях движущейся среды. Иными словами, рост
минералов происходил в застойных условиях, так как любые движения магмы
неизбежно привели бы к сортировке зерен по гидравлическим свойствам.
О том, что такая сортировка при течении действительно происходит,
свидетельствуют наблюдения под породами с линейной текстурой, возникшими на участках
оползания полужидкого осадка кристаллов. На рис. 137 показаны результаты изучения
двух таких образцов из рудного пласта Сопчи в Мончегорском плутоне. Хорошо видно,
что оливин и бронзит здесь весьма близки по гидравлическим свойствам в отличие от
аналогичных пород, имеющих трахитоидную текстуру.
Таким образом, гранулометрические данные говорят об отсутствии заметных
перемещений минералов в зоне кристаллизации. Это подтверждается и преобладанием в
породах плоскостных текстур без ощутимой ориентировки зерен в плоскости расслоенное™.
О том, что подобные условия существовали в масштабе всего интрузива,
свидетельствует удивительная выдержанность слоев по простиранию, невозможная в условиях
движущейся среды. Следовательно, ритмичная расслоенность вряд ли возникла в ^ре^
зультате гравитационной или гравитационно-кинетической дифференциации. С другой
стороны, особенности ритмичной расслоенности: наличие трех- или четырехчленных
ритмов; резких границ между ритмами и часто постепенных переходов внутри ритмов;
строение ритмов, в пределах которых высокотемпературные минеральные
ассоциации снизу вверх сменяются более низкотемпературными; эволюция пачек ритмичного
переслаивания, где в нижних ритмах преобладают высокотемпературные члены, а в
верхних — более низкотемпературные и т.д., не согласуются с идеей происхождения
ритмичности за счет ликвации, выдвинутой А.А. Маракушевым, которая не объясняет
и периодического повторения слоев. В то же время последовательность смены куму-
латов в разрезе ритмов отвечает порядку выделения соответствующих минеральных фаз
из расплава, и потому ритмичную расслоенность можно рассматривать как температур-
но-концентрационные волны. Известно, что подобные волны (автоволны) возникают
в диссипативных системах, т.е. в системах, характеризующихся направленным потоком
вещества или энергии в окружающую среду (И.Р. Пригожий, Б.П. Белоусов и др.). К
числу таких объектов относятся и кристаллизующиеся интрузивы, отдающие тепло во
вмещающие породы. В этом случае возникновение волн связано с тем, что тепло
удаляется из системы быстрее, чем главный объем расплава успевает ассимилировать
выделяющийся в процессе кристаллизации остаточный расплав. В результате последний
накапливается перед фронтом кристаллизации, образуя так называемую диффузионную
зону. Ее появление, в свою очередь, приводит к тому, что фронт начала кристаллизации
соприкасается уже не с главным объемом расплава, а с более низкотемпературным
расплавом диффузионной зоны. Такое "концентрационное переохлаждение" фронта
466
начала кристаллизации приводит к замедлению скорости его перемещения и в конечном
итоге вызывает появление перед ним второй, более высокотемпературной зоны
кристаллизации ("возврат" раннего парагенезиса), т.е. ведет к формированию ритмичной
расслоенности.
Во многих интрузивах наряду с охарактеризованной ритмичной расслоенностью
намечается повторяемость разрезов в значительно более крупном масштабе — так
называемая цикличность (или макроритмичность). Она выражается в неожиданном
появлении высокотемпературных минеральных ассоциаций после больших интервалов
разреза, сложенных сравнительно низкотемпературными породами (в качестве примера
можно привести уже упоминавшийся рудный пласт Сопчи, риф J-M в массиве Стиллуо-
тер и риф Меренского- в Бушвельдском) .Характер разреза при этом может несколько
меняться от цикла к циклу: мощность макроритмов варьирует в широких пределах
(от десятков до первых сотен метров), а их количество достигает 10 и более (массив
о-ва Рам). На примере Мончегорского и Бушвельдского интрузивов установлено,
что начало нового цикла может сопровождаться изменением морфологии камеры
плутона, что приводит к многочисленным следам оползания осадка кристаллов и
"трансгрессиям" магмы. Из этого следует, что формирование обычной ритмичной
расслоенности и цикличности вызвано разными причинами.
Возможную природу макроритмичности в расслоенных интрузивах рассмотрим на
примере рудного пласта Сопчи. По-видимому, ключом к ее расшифровке может
служить факт внедрения дополнительной порции исходной магмы во время формирования
бронзитовых кумулатов. Это привело к ряду важных следствий для кристаллизации
интрузива. Во-первых, новый расплав, по-видимому, был более горячим и плотным, чем
расплав главного объема магматической камеры, поскольку из последнего уже успели
выделиться значительные объемы оливина и ортопироксена, сформировавшие нижнюю,
улырабазитовую, часть плутона. Последнее обстоятельство весьма существенно, так
как, согласно экспериментальным данным, подобный более плотный расплав, несмотря
на то что он и более горячий, должен был растекаться по дну интрузивной камеры, а
не смешиваться с главным объемом более легкого расплава, который вытеснялся вверх
(рис. 140). Во-вторых, этот расплав как более тяжелый не мог вовлекаться в процессы
конвекции, а должен был образовать самостоятельный застойный слой в нижней части
камеры. С момента появления этого слоя он начинал кристаллизоваться, в результате
чего появились кумулаты, в- целом аналогичные развитым в нижней части плутона.
Поскольку этот слой расплава в процессы конвекции не вовлекался, массообмен на
фронте затвердевания происходил с минимальной скоростью, что, по-видимому, и
обусловило появление микроритмичности в рудном пласте (см. главу 2). Такая
ситуация могла сохраняться только до момента, пока плотность придонного расплава не
сравнялась с плотностью главного объема расплава. Только после этого благодаря
конвекции в камере плутона произошло смешение магм, и расплав снова стал гомог
генным. Поскольку масса дополнительной порции магмы в данном случае не превышала
1—2% главного объема расплава, тренд кристаллизации вернулся на прежнюю котекти-
ку и возобновилось выделение ортопироксена.
. С внедрением дополнительных порций расплава связывается возникновение
цикличности и в интрузиве о-ва Рам (Dunham, Wadsworth, 1978), хотя смешение магм,
очевидно, происходило здесь через большие интервалы времени, благодаря чему мощность
циклов достигает десятков—первых сотен метров. При этом в главном объеме расплава
шло накопление несовместимых литофильных элементов и изменение изотопных
отношений, что недостижимо при одноактной кристаллизации расплава в камере плутона.
С повторным внедрением более основного расплава в камеру кристаллизовавшегося
интрузива о-ва Рам связывается необычная, хотя и довольно плохо проявленная в нем
скрытая расслоенность (Dunham,Wadsworth, 1978; Tait, 1985).
До недавнего времени считалось, что большинство крупнейших расслоенных
интрузивов образовалось при фракционировании базальтовых магм. Однако детальными
исследованиями последних лет показано, что материнские расплавы ультрамафит-
«67
а
Cpi
а
Dl
Срх
Dl
Рис. 139. Тренды кристаллизации исходных расплавов интрузивов при различных давлениях в
системе Ol-Cpx-H-Q
а — 1 кбар, Иоко-Довыренский массив; б — 5—6 кбар, Лысогорский массив (1), массивы друзи-
тового комплекса (2) ; в — 1 — 8 кбар, Мончегорский плутон; стрелками показано направление
эволюции исходных расплавов
габбровых расслоенных серий, скорее, отвечали пикробазальтам (табл. 195). Это
согласуется с развиваемыми в настоящее время представлениями о более магнезиальном
составе первичных мантийных выплавок по сравнению с базальтами (М. О*Хара,
И.Д. Рябчиков и др.). С таких позиций интрузивы могли представлять собой
промежуточные очаги, где подобные магмы претерпевали частичную дифференциацию,
превращаясь в конечном итоге в базальтовые. Широкое же развитие в эндоконтактовых зонах
468
в
pi-a
Cpi
01
Рис. 139 (окончание)
плутонов мезократовых габброидов, послужившее основанием для выбора базальтовой
модели исходного расплава, по-видимому, может иметь и другое объяснение. Не
исключено, в частности, что оно связано с поступлением из внутренних частей камеры к
охлаждающемуся контакту низкотемпературных компонентов по принципу Соре, хотя
этот вопрос требует специального изучения.
С материалами петрохимических, минералогических и экспериментальных
исследований хорошо согласуются и результаты изучения последовательности выделения
твердых фаз при кристаллизации материнских расплавов расслоенных интрузивов
(Шарков, 1983; Магматические горные..., 1987). Рассмотрим эволюцию парагене-
зисов минералов кумулуса в Иоко-Довыренском интрузиве с использованием четырех-
компонентной системы 01- Срх—PI—Q. Для этого состав исходного расплава интрузива
был пересчитан на нормы CIPW (см. табл. 195) и нанесен на фазовую диаграмму,
отвечающую давлениям не выше 1 кбар. Как следует из рис. 139, кристаллизация
расплава должна начаться с выделения 01. Затем образуются ассоциации Ol+Sp, 01+Pl±Sp,
О1+Р1+Срх, Pl+Cpx, Pl+Cpx+Opx (троктолитовый тренд фракционирования), что
соответствует реальной последовательности минералообразования в этом интрузиве.
Аналогичная картина устанавливается и в других интрузивах, формировавшихся в условиях
невысоких давлений, например, в массиве о-ва Рам.
При повышении давления до 4—5 кбар, когда взаимоотношения между 01 и Орх
из реакционных превращаются в котектические, устойчивыми становятся парагенезисы
оливина с пироксенами и плагиоклазом. Подобного рода кумулаты установлены в
Златогорском интрузиве в Северном Казахстане (Шарков, 1980), в друзитовом
комплексе Беломорья и в Лысогорском интрузиве. Существование повышенных давлений
при кристаллизации пород друзитового комплекса и Златогорского интрузива
подтверждается широким развитием в них субсолидусных коронарных (венцовых, коро-
нитовых) пироксен-шпинелевых структур вдоль границ оливина и плагиоклаза,
возникающих при Р = 6 ± 2 кбар (Green, Hibberson, 1970). Давление при кристаллизации
Лысогорского массива, очевидно, было ниже 6 кбар, поскольку коронарные структуры
там не встречены.
Последовательности вьщеления твердых фаз при кристаллизации друзитового
комплекса Беломорья и Лысогорского интрузива несколько различны. В первом случае
469
Таблица 195. Состав исходных расплавов некоторых интрузивов основных и ультраосновных пород
"
Компоненты
SiO2
ТЮ2
MiO3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
П.п.п.
Сумма
Ol
Ну
Di
An
Ab
Ort
Mt
Ilm
l
52,31
0,45
13,30
0,50 1
9,80 1
0,19
13,42
5,76
2,13
0,33
1,38
99,56
1,68
47,16
2,26
25,87
17,83
1.67
0,70
0,76
2
52,20
0,69
9,80
10,30*
0,20
16,70
8,18
1,68
0,58
-
100,33
11,31
35,85
15,45
17,52
14,16
3,34
-
1,37
3
53,17
0,36
11,36
10,72*
0,20
14,98
7,47
1,57
0,17
-
100,00
2,40
48,00
11,01
23,64
13,11
1,11
-
0,76
4
50,68
0,65
10,86
2,08 |
9,18 j
0,17
16,36
7,80
1,65
0,57
-
100,00
14,49
29,19
14,47
20,58
14,16
3,34
3,01
1,21
S
50,00
0,58
11,65
10,53*
0,16
16,20
8,11
1,83
0,51
-
99,56
22,60
20,70
14,37
22,25
15,73
2,78
-
1,21
6
46,72
0,76
12,33
3,481
7,29 j
0,19
16,61
9,96
1,42
0,16
1,02
100,00
19,70
14,77
18,10
26,70
12,06
1,21
5,09
1,52
7
44,54
0,07
10,64
10,05*
0,16
26,57
7,35
0,54
0,07
-
100,00
47,40
11,47
8,00
26,42
4,72
0,56
—
0,15
Суммарное железо в форме FeO.
1 —меланократовый мелкозернистый норит, эндоконтакт Мончегорского плутона, скв. 93 S,
глубина 92,3 м (коллекция Е.В. Шаркова); 2 — мелкозернистый норит, дайка в эндоконтакте
Стиллуотерского интрузива (по Дж. Лонгхи и др.); 3 — меланократовый норит, эндоконтакт
Бушвельдского интрузива (по М. Шарпу) ; 4 — средневзвешенный состав комплекса лерцолитов—
оливиновых габброиоритов Беломорья (по Н.Д. Малову, Е.В. Шаркову); s — коматиитовый
базальт (Гирнис и др., 1987) ; 6 — средневзвешенный состав Лысогорского интрузива (по
материалам И.М. Волохова и В.М. Иванова); 7 — состав исходного расплава Иоко-Довыренского
массива (по Д.А. Ионову).
это 01 -»■ 01 + Орх -»■ 01 + Орх + Срх ->■ Орх + Срх -»■ Орх + Срх + PI ± 01 (лерцолит-вебсте-
ритовый тренд), а во втором — 01 -»■ Срх(± 01) -»■ Срх + 01 + Р1 -»■ Срх + Орх + PI ± Hbl-»■
-»■ PI + Hbl + Q (верлит-клинопироксенитовый тренд, заканчивающийся появлением
кварцевых диоритов). Эти последовательности также отвечают теоретически
ожидаемым (см. рис. 139).
При Р > 7 кбар поле совместной кристаллизации оливина и плагиоклаза исчезает
и соответственно такие породы, как троктолиты и оливиновые габброиды, отсутствуют
в разрезах интрузивов, кристаллизовавшихся в подобных условиях. Правда, в
небольших количествах они отмечаются в верхних горизонтах тех же интрузивов,
формирующихся уже при более низких давлениях (при мощности интрузивов 7—10 км разница
по давлению в процессе затвердевания их верхних и нижних частей может достигать
2—3 кбар). Это характерно для таких массивов, как Бушвельдский, Мончегорский,
Стиллуотерский, Великая Дайка. Последовательность выделения фаз (кумулатов)
при кристаллизации их исходных расплавов следующая: 01 + Crt -»■ 01 + Орх ± Crt -»■
-*■ Орх -»■ Орх + Р1 (гарцбургит-ортопироксенитовыйтренд).Только после этого иногда
появляются парагенезисы кумулатов с оливином и плагиоклазом (01 + Р1, 01 + Орх +
+ Срх + Р1), выше которых, как правило, развиты мономинеральные плагиоклазовые
кумулаты (анортозиты). Как следует из диаграммы рис. 139, последовательность
выделения фаз и здесь в целом отвечает теоретически ожидаемой. Тем не менее
некоторые исследователи полагают, что эти интрузивы возникли в результате последователь-
470
Рис. 140. Схема, иллюстрирующая характер
внедрения дополнительной порции расплава
при становлении Мончегорского плутона
1 — дополнительная порция расплава; 2 —
главный объем расплава; 3 — зона
кристаллизации; 4 — ортопироксеновые кумулаты;
5 — оливин-ортопироксеновые кумулаты; 6 —
породы зоны закалки; 7 — образования
Кольской серии
ного внедрения расплавов разных типов: более раннего магнезиального типа бонинита—
марианита и более позднего железистого типа толеитового базальта (Sharpe, 1982; Wilson,
1982). Однако закономерное воспроизведение одной и той же ситуации в совершенно
различных регионах, в разной геологической обстановке и в разное время
представляется маловероятным. Скорее всего, состав исходного расплава этих интрузивов отвечал
коматиитовому базальту, и лейтмотивом эволюции их вещественного состава являлась
кристаллизационная дифференциация именно этого расплава. Сказанное, конечно,
не отвергает возможности подпитки кристаллизующихся интрузивов новыми порциями
расплава, который по составу вряд ли существенно отличался от исходного.
Обращает на себя внимание еще одно обстоятельство: в нормативном составе
исходного расплава дунит-гарцбургит-ортопироксенитовых интрузивов преобладают оливин
и ортопироксен, дунит-троктолитовых (Иоко-Довыренский) — оливин и плагиоклаз,
дунит-верлит-клинопироксенитовых (Лысогорский) — оливин, клинопироксен и в
меньшем количестве ортопироксен (см. табл. 195). Такая специфика исходных
расплавов наряду с давлением очень заметно сказывается на составе ультрамафитовых куму-
латов, так как она влечет за собой совершенно разные тренды фракционирования и,
как следствие, ведет к формированию различных типов расслоенных серий в условиях
одинаковой глубинности. В то же время определяющая роль общего повышения
давления, как отмечено выше, состоит в появлении пироксеновых кумулатов за счет оливин-
плагиоклазов ых. К этому следует добавить, что в том же направлении действует и
рост содержаний Н2О, что видно на примере Лысогорского массива. Это хорошо
согласуется с экспериментами X. Йодера и И. Куширо, доказывающими значительное
расширение полей кристаллизации пироксенов в водонасыщенных системах.
Подводя итог, следует сказать, что в большинстве природных магм повышенной
основности магнезиальный оливин в условиях умеренных давлений является
минералом ликвидуса. Поэтому оливиновые кумулаты в подавляющем большинстве случаев
располагаются в нижних частях разрезов расслоенных интрузивов, в том числе и трап-
повых, что объясняется не гравитационной дифференциацией, а их принадлежностью
к наиболее высокотемпературным парагенезисам, выделившимся на ранних стадиях
кристаллизации. Как было показано на примере интрузива Гремяха-Вырмес (см.
главу 2), сравнительно низкотемпературные гортонолитовые перидотиты, наоборот,
развиваются в верхних частях разрезов расслоенных тел.
Хорошо вписывается в рассмотренную модель и скрытая расслоенность, весьма
характерная для подобных интрузивов. Вместе с тем обращает на себя внимание тот
факт, что скрытая расслоенность часто слабо проявлена в нижних, наиболее
высокотемпературных ультрамафических частях разрезов. Она почти не ощущается в
Мончегорском плутоне, в Улырамафитовой зоне Стиллуотерского массива, в Базальной — Буш-
вельдского интрузива и слабо проявлена в ультрамафических частях разреза Иоко-
Довыренского интрузива, массивов о-ва Рам, Маскокс и др. В настоящее время
рациональное объяснение этого факта отсутствует, хотя Л. Рейдеке и И. Мак-Каллум (Raede-
ke, McCallum, 1984) полагают, что это связано с непрерывной подпиткой
("открытостью") кристаллизующегося интрузива новыми порциями родоначальной магмы,
471
приводящей, по их мнению, к появлению ритмичной расслоенности в Стиллуотерском
массиве. Этот механизм, однако, вряд ли объясняет устойчивость состава ортопироксе-
на в макрослое бронзититов, где ритмичность не наблюдается. Поскольку устойчивость
состава минералов в разрезах ультрамафических зон является, скорее, правилом, чем
исключением, ее, возможно, следует объяснять физико-химическими причинами,
например кинетикой процессов массообмена в области высокотемпературных котектик.
Ультраосновные реститы (перидотиты улырабазитов ых комплексов офиолитов,
океанических ассоциаций и глубинных зон Земли). В понимании природы особо
глубинных улырабазитов в отличие от рассмотренных выше вулканитов и кумулатов
существует гораздо меньше ясности. Они выносятся из верхней мантии подкоровыми
магмами или присутствуют в земной коре в виде крупных тел, механизм подъема которых
гипотетичен. Поскольку первичные структуры и текстуры в них практически не
сохранились, а оценки Р-Т условий их образования весьма приблизительны, при генетических
построениях приходится опираться в основном на косвенные данные, которые, как
правило, не позволяют принимать однозначные решения.
Трудности расшифровки природы мантийных улырабазитов наиболее ярко
проявляются при попытках интерпретации петрогенезиса офиолитовых перидотитов, но
они в полной мере относятся ко всем родственным породам. Нашу задачу — обсудить
имеющиеся предположения и проблемы — облегчает существование в отечественной
литературе ряда обзоров, часть которых (Белинский, 1979; Лазько, 1984) еще не
утратила своей актуальности.
Наиболее крайняя из популярных точек зрения на происхождение перидотитов
ультрабазитового комплекса офиолитов — трансформистская метасоматическая
гипотеза, пользовавшаяся широким распространением до середины 60-х годов (Н.М.
Успенский, Г.М. Виноградская, СВ. Москалева, А.Г. Бакиров и др.), ныне практически
оставлена, ибо предлагаемые ею объяснения структурно-текстурных характеристик
и вещественного состава офиолитовых гарцбургитов крупномасштабными метасома-
тическими процессами (пироксенизацией оливинитов, оливинизацией пироксенитов,
магнезиальным метасоматозом основных эффузивов и др.) как минимум
неоднозначны. Главным является то, что эта концепция не в состоянии объяснить устойчивость
среднего состава пород. Существование "мирового типа" офиолитовых гарцбургитов,
стабильно содержащих около 20% ортопироксена, трудно понять с метасоматических
позиций, так как одной из главных особенностей высокотемпературных метасоматитов
является невыдержанность их состава (Д.С. Коржинский).
Приведенные в главе 10 данные убедительно говорят о том, что вариации химизма
минералов мантийных перидотитов контролируются равновесиями типа кристаллы-
расплав, т.е. магматическими процессами. Однако это можно интерпретировать по-
разному. Одним из решений является предположение о кристаллизации пород
непосредственно из лерцолитовых или гарцбургитовых магм в коровых очагах (in situ) —
гипотеза, традиционно пользующаяся широкой популярностью среди отечественных петроло-
гов. В последние годы, в частности, ее энергично отстаивает А.А. Маракушев. У
"магматической" гипотезы, однако, много уязвимых мест, из которых отметим лишь главные.
Во-первых, тела альпинотипных гипербазитов, нередко очень большие по площади,
должны были формироваться в обширных магматических камерах. Как показано выше,
закономерности кристаллизации расплавов в таких камерах предопределяют появление
в образующихся массивах крупномасштабной фазовой и скрытой расслоенности,
которая отсутствует в рассматриваемых объектах. Во-вторых, отчетливо проявленные в
микроструктурах пород признаки деформации указывают на интенсивное твердо-
пластическое течение перидотитов на большой глубине, что исключает возможность их
кристаллизации в коровых очагах. В-третьих, и зто наиболее существенно, из
неистощенной лерцолитовой мантии нельзя выплавить гарцбургитовую магму (Лаэько, 1984).
Ее появление возможно лишь при интенсивном плавлении либо перидотитов,
лишившихся клинопироксена (т.е. предварительно истощенных), либо оливин-ортопироксе-
новых кумулатов.
472
Плавление ассоциации форстерит—протоэнстатит при атмосферном давлении
начинается при 1557 ± 2°С (Добрецов и др., 1971). В сложных природных системах Гпл
-значительно ниже, однако состав образующейся жидкости не имеет ничего общего с
гарцбургитом. Для получения гарцбургитовой магмы плавление ортопироксен-оли-
винового парагенезиса должно быть близким к полному; температура жидкости в
этом случае будет приближаться к точке плавления оливина Fai 0 - Судя по
экспериментальным данным (Mysen, Kushiro, 1977; Jaques, Green, 1980), в верхних уровнях коры
(Р < 5 кбар) она должна быть не менее 1800°С. Хотя такая экстраполяция довольно
приблизительна, порядок цифр хорошо согласуется с оценками температуры излияний
наиболее магнезиальных коматиитов (Гирнис и др., 1987). Понижением температуры
расплава за счет присутствия в нем растворенной воды при столь обширном плавлении
перидотитового субстрата можно пренебречь, поскольку при реальных содержаниях
Н2 О в мантии оно не превысит 20° С.
Сильный перегрев подкорового материала в условиях теплового потока,
характерного для фанерозоя, в принципе возможен при условии адиабатического всплывания
мантийного диапира, если не принимать во внимание соображений о проблематичности
полного переплавления крупных масс глубинных пород из-за оседания кристаллов в
магме после того, как количество расплава в системе достигнет 30—40% (Arndt, 1977).
Оценить глубины, с которых должен подниматься расплавляющийся диапир, можно
лишь ориентировочно, так как распределение температур в мантии точно не известно
и сильно зависит от принимаемой модели потери тепла недрами Земли. Понятно, что
чем выше геотермический градиент, тем короче предполагаемый путь расплава к
поверхности. Опираясь на самые "горячие" геоизотермы, рассчитанные на основе
модели теплопередачи (Е.А. Любимова), и принимая адиабатический градиент равным
0,5°С/км, уровень "старта" гарцбургитового диапира можно оценить приблизительно
в 400 км. В более реальной модели конвектирующей (несколько охлажденной)
мантии область начала подъема диапира расположена на глубинах, превышающих 800 км
(Эволюция..., 1983). С учетом поправок на скрытую теплоту плавления вещества
диапира и потери тепла в окружающую среду (Р. Коуторн) эти значения должны быть
увеличены еще на 200—300 км. Во всех случаях оцениваемые области находятся далеко
за пределами подошвы астеносферы, что делает проблематичной возможность
всплывания диапиров с таких глубин в фанерозойской мантии, даже если не учитывать данные
о слишком высокой плотности ультраосновных магм на этих уровнях, препятствующей
их подъему (Э. Нисбет, Э. Отани).
Помимо приведенных косвенных соображений, есть и прямые доводы против
концепции гарцбургитовой магмы. Более всего ей противоречит отсутствие в природе
эффузивных эквивалентов гарцбургитов, дайковых комплексов аналогичного состава
и первичных расплавных включений в минералах перидотитов (Симонов, 1981; Офио-
литовая..., 1982; Лазько, 1984); дополнительные аргументы выдвигались В.В. Велин-
ским (1979) и Е.Е. Лазько (1984). Все зто касается и генезиса лерцолитовых магм,
хотя и в несколько "ослабленном" виде из-за более низких температур ликвидуса
лерцолитов.
Более реалистичной представляется модель частичного плавления (рестирования).
Как показано выше, при отделении от петрохимически "примитивного" лерцолита
базальтовых или пикритовых жидкостей возникают в различной степени истощенные
перидотиты, причем состав комплементарных выплавок и реститов жестко
контролируется химизмом исходного субстрата, степенью его плавления и величинами
коэффициентов разделения элементов. Некоторые гарцбургиты и истощенные лерцолиты, в
свою очередь, могут служить источником марианит-бонинитовых и толеитовых
расплавов (Магматические горные..., 1987). С реститовой моделью, проверенной
экспериментально (Jaques, Green, 1980; Takahashi, Kushiro, 1983), наилучшим образом согласуются
вещественные характеристики мантийных перидотитов — устойчивость их
минерального состава, истощенность базальтовыми компонентами, высокая магнезиальность
породообразующих фаз, тренды вариаций состава последних, характер зональности
473
пироксенов и шпинелидов и др. В том, что перидотиты равновесны с сосуществующими
выплавками и, следовательно, могут быть продуктами различных степеней частичного
плавления мантийного материала, убеждают и очень четкие линейные корреляции
следующих переменных: 1) магнезиальности пород с содержаниями в них петрогенных
компонентов и некоторых рассеянных элементов; 2) ряда параметров состава
минералов (железистость всех фаз, глиноземистость пироксенов, хромистость шпинелидов
и пр.) между собой, а также с химическим и модальным составом перидотитов; 3)
химизма перидотитов и слагающих их минералов с составом комплементарных
базальтов и др. (Лазько, 1984; Frey, Prinz, 1978; Dick, Bullen, 1984; Dick et al., 1984; Kimber-
lites..., 1984; Ottonello et al., 1984; Frey et al., 1985; Michael, Bonatti, 1985; Press et al.,
1986 и др.). Особенно важно то, что подобные зависимости выявлены и при
экспериментальных исследованиях по частичному плавлению ультрабазитов (Mysen, Kushiro,
1977; Jaques, Green, 1980).
Из-за обратимости магматических равновесий в идентичных по составу плавящихся
и кристаллизующихся системах реститовая концепция образования истощенных
мантийных перидотитов, однако, хотя и наиболее реальна, все же не является единственно
возможной. Альтернативой ей теоретически может служить кумулятивная модель.
Хотя возникновение крупных гомогенных в первом приближении гарцбургитовых или
лерцолитовых массивов вряд ли осуществимо при кристаллизации магмы в коровых
очагах, формирование мощных однородных перидотитовых горизонтов в глубинных
расслоенных сериях не выглядит столь уж невероятным, если принять во внимание
упоминавшиеся ликвидусные фазовые равновесия в базальтовых и ультраосновных
системах (Рингвуд, 1981; Гирнис и др., 1987). Остается лишь подыскать подходящий
способ мобилизации соответствующих кумулатов и их выведения к поверхности в
твердом состоянии или в присутствии небольшого количества интерстициальной
жидкости (модель "кристаллической каши" Н. Боузна) с преобразованием кумулятивных
структур и текстур в деформационные в процессе подъема.
В случае полной перекристаллизации пород однозначными критериями
распознавания реститов и кумулатов могут быть лишь их вещественные характеристики. К
сожалению, достоверные геохимические признаки отличия генетически различных
ультрабазитов пока не выявлены. Ф. Фрай, правда, предлагал использовать в качестве такого
критерия концентрацию в породах Ni (Frey, Prinz, 1978; Frey et al., 1985). Из-за высоких
значений Кр содержания этого элемента в перидотитах слабо меняются при частичном
плавлении, но в процессе фракционирования они должны уменьшаться в более поздних
членах кумулятивных серий в связи с прогрессирующим обеднением расплава никелем.
Однако это верно только для закрытых систем; при непрерывной же подпитке очага
новыми порциями магмы количество Ni в ней стабилизируется и данный критерий
становится неработоспособным. В связи с этим при решении вопроса о природе
глубинных ультрабазитов приходится опираться на особенности их геологической позиции и
соотношения с ассоциирующими породами, которые не всегда поддаются однозначной
трактовке.
Вполне допустима кумуляция перидотитовых парагенезисов офиолитов из расплава
в мантии. Возникновение парагенезисов может быть двояким.
Во-первых, они могут слагать отдельные части обычных, но весьма глубинных
кумулятивных разрезов бушвельдского типа. Фактологической основой такого
предположения служит известное сходство гарцбургитов расслоенных интрузивов и
офиолитов (см. главы 1, 2). В этом случае, однако, возникает вопрос, куда деваются
сопутствующие ультрабазитам основные породы, которые в условиях мантии должны быть
представлены пироксенитами и эклогитами. Офиолитовые габброиды на эту роль не
годятся, так как в них часто сохраняются типичные кумулятивные структуры. Кроме
того, в ненарушенных разрезах они непосредственно переходят в дайки, т.е. вся
ассоциация носит хотя и единый, но малоглубинный характер. Следовательно, приходится
искать такой механизм подъема, при котором на поверхность неизменно попадали бы
только гарцбургитовые части мантийных плутонов, которые затем по каким-то причи-
474
нам образовали бы закономерную ассоциацию с относительно малоглубинными бази-
тами. Поскольку примеры фрагментов типичных стратифицированных офиолитов в
изобилии имеются практически во всех складчатых поясах, искусственность такой
схемы представляется очевидной.
Вторая возможность возникновения кумулятивных перидотитов вытекает из
гипотезы Э. Нисбета и Д. Уолкера о существовании в раннедокембрийской мантии Земли
"океана" коматиитовой магмы. В ходе его фракционирования, судя по экспериментам,
действительно можно ожидать формирования очень мощных монотонных толщ гарц-
бургитов. Мобилизация этих кумулатов в принципе также допустима, хотя этот вопрос
глубоко в литературе не обсуждался. Однако даже без учета проблематичности
существования самого "океана" у этой гипотезы остаются все недостатки предыдущей модели
в части, касающейся тесной связи перидотитов с базитами в составе офиолитовой
ассоциации. Гораздо проще и естественнее трактовать материнские магмы офиолитовых
базитов как частичные выплавки из подстилающих гарцбургитовых блоков
(Магматические горные..., 1987). С этим согласуется и то, что с лерцолитами (т.е. со слабо
истощенными породами) в офиолитах сопряжены сильно редуцированные базитовые
комплексы.
Таким образом, несмотря на неоднозначность аргументов, совокупность данных
по геологической позиции и вещественному составу мантийных перидотитов все же
лучше согласуется не с кумулятивной, а с реститовой моделью их формирования.
Принятие последней ставит, однако, вопрос о положении таких пород в
петрографической иерархии. Традиционно считающиеся магматическими такие перидотиты, в
соответствии с приведенными данными, возникают, скорее всего, в процессе
селективного выплавления базальта или пикрита из исходного ультраосновного субстрата.
Строго говоря, реститы не являются собственно магматическими образованиями,
поскольку они не кристаллизовались непосредственно из расплава. Формально их
следовало бы вьщелить в особый генетический тип горных пород, специфика которых
обусловлена частичным плавлением мантии и ее дальнейшей эволюцией при высоких
температурах и давлениях. По существу же, их возникновение неразрывно связано с
магматизмом, так как одновременное формирование комплементарных выплавок и
твердых остатков составляло сущность глобального процесса дифференциации под-
корового вещества на протяжении всей геологической истории Земли. Иными словами,
мантийные перидотиты — конечный продукт такой дифференциации, идущей без
полного расплавления мантии.
После отделения жидкой фазы ультраосновные реститы подвергаются различным
преобразованиям, связанным с пластическим течением мантийного субстрата на
глубине. Они сводятся к деформации и перекристаллизации пород, а также к образованию
расслоенности. Хотя последняя внешне напоминает ритмичную слоистость в ультра-
мафитах кумулятивных плутонов бушвельдского типа, ее появление в
рассматриваемых породах, если исходить из концепции их реститового генезиса, связано с
твердофазными процессами. Судя по известным опытам С. Бхаттачарджи и экспериментам с
металлами и сплавами (Nicolas, Poirier, 1976), возникновение такой расслоенности
может быть вызвано локальной механической сегрегацией первоначального
гомогенного материала в анизотропной среде под действием поля напряжений. Физический смысл
модели "дифференциации течения" заключается в возникновении в деформируемом
веществе обособленных участков (доменов) с разной степенью концентрации
сдвиговых напряжений, что связано с различной компетентностью сосуществующих
минералов. Длительная проникающая деформация подобной среды приведет к ее твердофазо-
вому расслоению из-за градиентов скорости течения и образованию прослоев разного
минерального состава (Н.Г. Судовиков, С.А. Щербаков, Д. Йоргенсон и др.).
Эффективность процесса будет зависеть от его продолжительности, интенсивности стресса,
степени нагрева пород и других факторов (Меляховецкий, 1982; Nicolas, Poirier, 1976),
в частности присутствия в системе пленочного расплава (Dick, Sinton, 1979). В связи
с этим можно предположить, что формирование расслоенности в мантийных перидоти-
475
тах является реакцией ультраосновного вещества на его перемещение (диапировое
всплывание?) в условиях больших глубин.
Жильные ультрамафиты. В это пестрое сообщество условно объединены дуниты,
всевозможные пироксениты и горнблендиты офиолитовых ассоциаций и
высокобарических комплексов, а также аналогичные породы, наблюдаемые в виде ксенолитов
в базальтах и кимберлитах. Общими их особенностями являются незначительные
объемы проявлений и наложенный характер: как правило, они образуют секущие
жилы и тела во вмещающих перидотитах. К этой группе относятся и своеобразные
дуниты, образующие жилы и трубки в ряде расслоенных интрузивов. Широко
варьирующие химический и минеральный составы всех этих образований являются веским
аргументом в пользу их гетерогенности; для объяснения их природы привлекаются
магматические, метаморфические и метасоматические процессы.
Одним из наиболее реальных способов возникновения жильных ультрамафитов
является прямая кристаллизация расплавов пикритового и пикробазальтового типов
на глубине. Основанием для такого утверждения служит практически полное петрохи-
мическое соответствие многих "черных" пироксенитов высокобарических комплексов
и ксенолитов (см. табл. 194, V тип мантийных субстратов) высокомагнезиальным
вулканитам варьирующей щелочности (см. табл. 192). Возможность выплавления
пикритовых магм из лерцолитового источника с ростом давления доказана
экспериментально (см. выше); полная раскристаллизация магм в небольших полостях или узких
трещинах (т.е. в отсутствие фракционирования) должна привести к формированию
Fe-Ti вебстеритов и клинопироксенитов с гранатом и (или) шпинелью из расплавов
нормальной щелочности, а из подщелоченных и щелочных расплавов — роговообман-
ковых пироксенитов, горнблендитов и других высокоглиноземистых существенно
пироксеновых ультрамафитов с амфиболом, флогопитом, ильменитом, рутилом,
апатитом и т.д.1 Подтверждения реальности такой модели получены при изучении глубинных
ксенолитов сложного строения и прямых геологических наблюдениях в массивах
высокобарических перидотитов. Особой разновидностью ультрамафитов
рассматриваемого типа являются мощные согласные пироксенитовые прослои в высокобарических
комплексах. Они, скорее всего, представляют собой выплавку из окружающих лерцо-
литов, претерпевшую частичную дифференциацию in situ, но по каким-то причинам
не отделившуюся от перидотитовой матрицы (Dickey, 1970; Obata, 1980).
Важную дополнительную информацию о природе "черных" ультрамафитов дают
геохимические данные. Так, распределение лантаноидов в ряде Fe-Ti пироксенитов
указывает на то, что схема непосредственной кристаллизации их из расплава является
слишком упрощенной (см. главу 9). Для объяснения формы наблюдаемых в породах
спектров РЗЭ приходится привлекать дополнительные предположения: 1)
материнские магмы до начала кристаллизации в полостях претерпели незначительное
фракционирование; 2) при консолидации жильные ультрамафиты частично обменялись
веществом (особенно микроэлементами) с окружающими перидотитами; 3)
затвердевшие пироксениты подверглись впоследствии начальному плавлению с удалением
легкоплавкой фракции, богатой элементами цериевой группы (Frey, Prinz, 1978; Irving,
1980; Kurat et al., 1980; Rare..., 1984 и др.). Более того, Ф. Фрай (Frey, 1980) при
геохимическом изучении гавайских гранатовых вебстеритов и клинопироксенитов показал,
что куполообразные графики распределения РЗЭ можно объяснить отсадкой пироксе-
нов и граната из щелочнобазальтовых магм с величиной отношения La/Yb > 1 при их
образовании.
Вообще фракционированию кристаллов из пикритовых и базальтовых жидкостей,
выплавившихся из материнских перидотитов, в генезисе жильных ультрамафитов,
прежде всего мономинеральных, придается большое значение. Такая точка зрения,
1 Другая возможность образования жильных щелочных и субщелочных ультрамафитов "черной"
верлит-пироксенит-горнблендитовой серии (см. табл. 194, подтип V,E) — флюидный метасоматоз
перидотитов (см. ниже).
476
особенно популярная среди зарубежных петрологов, основывается на пионерских
экспериментах X. Йодера, К. Тилли, Д. Грина, А. Рингвуда и последующих работах
по изучению дифференциации мантийных магм на глубине (Йодер, 1979; Рингвуд,
1981; Эволюция..., 1983 и др.). Эти исследования показали возможность
формирования дунитов, орто- и клинопироксенитов, вебстеритов и других пород путем кумуляции
оливина и (или) пироксенов в подкоровых магматических очагах. Очевидно, в ряде
случаев эта возможность реализуется в. природе. Так, весьма правдоподобно выглядит
кумулятивный генезис железистых дунитов, изредка наблюдаемых в виде ксенолитов
в кимберлитах и базальтах, а также редких глиноземистых ортопироксенитов, в
которых иногда фиксируются явные признаки субсолидусной перекристаллизации,
сопровождаемой выделением шпинели или граната из исходного высокотемпературного
пироксенового твердого раствора (см. главу 7). Те же процессы, видимо, лежат в
основе механизма генерации широко распространенных "зеленых" глиноземистых
пироксенитов, в основном шпинелевых и гранатовых вебстеритов (см. табл. 194,
подтип IV,B; см. табл. 192, типы 21, 58, 64).Слишком низкие железистость и титанистость
не позволяют считать их прямыми выплавками из мантии, закристаллизовавшимися
на глубине, подобно рассмотренным выше "черным" пироксенитам. В то же время
еще в упомянутых опытах Д. Грина и А. Рингвуда были изучены ликвидусные и суб-
ликвидусные клинопироксены (высокоглиноземистые субкальциевые авгиты),
практически идентичные по валовому химическому составу "зеленым" глиноземистым вебсте-
ритам. Субсолидусное охлаждение подобных пироксенов, кристаллизующихся в
экспериментах при Т » 1200—1400°С, должно приводить к их распаду с образованием
парагенезиса Срх + Орх + А1-фаза (шпинель или гранат в зависимости от давления) ± 01.
Возможность появления рассмотренных пород при распаде и перекристаллизации
анхимономинеральных клинопироксеновых кумулатов, выделившихся из пикритово-
го расплава при давлениях порядка 20—30 кбар, подтверждается и термодинамическим
анализом субликвидусных равновесий, выполненным И.Д. Рябчиковым
(Магматические горные..., 1987). Непременным условием реализации такой модели является
существование на таких глубинах небольших магматических очагов.
Попытки объяснить магматическими процессами возникновение жильных ультра-
мафитов с низкой концентрацией А1гО3 (см. табл. 194, подтип IV,A) сталкиваются с
серьезными трудностями. В основном это касается мономинеральных пироксенитов и
дунитов в перидотитах офиолитов и высокобарических комплексов, которые не могли
образоваться путем распада и перекристаллизации высокотемпературных кумулатов.
Эти породы разительно отличаются по составу от любых первичных выплавок из пери-
дотитовой мантии.
Особняком среди "зеленых" низкоглиноземистых ультрамафитов стоят предельно
обогащенные оливином вебстериты высокобарических комплексов, аналоги которых
известны также в виде ксенолитов в базальтах и кимберлитах. Валовой состав
некоторых из них приближается к вмещающим лерцолитам, в которых они слагают согласные
прослои (Ernst, 1978; Shervais, 1979 и др.). Одной из главных возможностей
формирования таких вебстеритов является механическая твердофазовая дифференциация
гомогенного перидотита при пластическом течении с образованием в нем линейных зон,
обогащенных пироксенами. В обоснование этой точки зрения можно привести
следующие данные. При изучении ксенолитов ультрабазитов вулкана Шаварын-Царам была
выявлена корреляция между составом сосуществующих минералов и количеством
клинопироксена в породах (Press et al., 1986), справедливо истолкованная как
отражение магматического равновесия кристаллов и расплава при частичном плавлении
перидотитов. Однако указанная зависимость выдерживается только до содержаний
клинопироксена не более 15% (что отвечает "примитивному" лерцолиту), а дальнейшее
повышение его содержания в породе уже не сопровождается изменением химизма
сосуществующих фаз. Нарушение тренда было интерпретировано С. Пресс с соавторами
с позиций чисто механического привноса избыточного клинопироксена в материнские
перидотиты. Подобный процесс "разгонки" пироксенов, возможный при пластическом
477
течении пород в верхней мантии, в крайнем его проявлении в принципе должен
приводить к образованию оливиновых вебстеритов.
Однако возникновение таким путем мономинеральных жильных ультрамафитов,
особенно в офиолитах, невозможно. Объяснить его кумуляцией оливина, хромшпи-
нелида и ромбического пироксена из "офиолитовых" магм, как часто делается в
зарубежной литературе при генетической интерпретации дунитов, ортопироксенитов и
хромититов, также трудно по следующим причинам: 1) по содержанию Al, Fe и Ti пи-
роксены жильных ультрамафитов резко отличаются от экспериментально изученных
и расчетных составов ликвидусных фаз, выделяющихся из ультраосновных и
базальтовых расплавов при высоких давлениях; 2) тесная пространственная сопряженность
дунитов и ортопироксенитов в офиолитах, их взаимопереходы по простиранию и дру- ■
гие морфологические особенности (см. главу 1), указывающие на единый механизм
кристаллизации пород, при отсутствии жильных гарцбургитов несовместимы с
данными экспериментов и результатами изучения расслоенных интрузивов бушвельдско-
го типа.
Это привело к появлению немагматических гипотез генезиса жильных
ультрамафитов в офиолитах. Наиболее реальна флюидно-метасоматическая гипотеза,
базирующаяся на результатах экспериментов Н. Боуэна и О. Таттла, подтвержденных И.Д.
Рябчиковым (Рябчиков и др., 1982). Опираясь на зти данные и принимая во внимание
особенности залегания пород, можно думать, что проникновение высокотемпературного,
существенно водного флюида (из зоны субдукции?) в истощенные мантийные
перидотиты приводит к крупномасштабному перераспределению в них SiO2, А12 О3, СаО и
ряда других компонентов и формированию жильной серии дунитов и пироксенитов;
побочным продуктом подобной дифференциации могут быть скопления хромитов.
Существенным условием реализации такого процесса в природе является
интенсивная пластическая деформация перидотитов, синхронная развитию жильных пород
(Офиолитовая..., 1982; Геохимия изотопов..., 1983). Эта относительно простая модель,
детали которой рассмотрены в работе Е.Е. Лазько (1984), может осложняться за счет
многократного повторения процессов перераспределения вещества и возникновения
нескольких генераций жил, а также "вторичных" лерцолитов. Подтверждение флюид-
но-метасоматического способа формирования жильных ультрамафитов можно видеть
в их морфологии и широком развитии газовых включений в породообразующих
минералах; хорошо согласуются с такой моделью и геохимические данные, в частности
распределение в породах типичных реститовых злементов (С г, Ni) и платиновых
металлов, концентрации которых наряду с величиной отношения Pt/Pd возрастают в самых
поздних пироксенитах (см. рис. 15). В случае магматических процесов эти
закономерности были бы диаметрально противоположными.
Высокотемпературные флюидно-метасоматические явления играли, по-видимому,
решающую роль и при формировании дунитовых жил и трубок в крупных
расслоенных интрузивах. Эти необычные образования наиболее широко развиты в Бушвельд-
ском массиве (Вагнер, 1932; Schiffries, 1982 и др.), где они формируют линейно
вытянутые цепочки тел, секущих расслоенность кумулатов Критической зоны. Ряд
исследователей считает, что трубки дунитов являлись подводящими каналами, по
которым летучие компоненты поступали в породы рифа Меренского.
Вмещающими трубки породами являются бронзититы, меланократовые и мезократо-
вые нориты, хромититы. Последние, как следует из материалов по трубкам Онвервахт и
Мойхук, сохранились в дунитах в виде реликтовых блоков (см. рис. 63); остальные
же кумулаты подверглись глубоким преобразованиям. Обращает на себя внимание
то, что в ходе этих преобразований из них выносились сравнительно легкоплавкие
компоненты — SiO2, А12О3, щелочи, частично СаО. Это напоминает процесс частичного
плавления с железистым дунитом в качестве рестита. Однако, судя по тому, что
трубки расположены только в пределах Критической зоны и по времени возникновения
близки к моменту кристаллизации рифа Меренского, их формирование происходило в
субсолидусных условиях: в еще горячей,но уже затвердевшей части интрузива при
478
Г»500—750°С (Schiffries, 1982), т. е. путем метасоматоза. При этом в контактах
дунитов с норитами возникла клинопироксенитовая оторочка (трубки Мойхук, Дри-
коп), отсутствующая вокруг трубок, расположенных в бронзититах (Онвервахт).
Состав метасоматического флюида, если принять во внимание интенсивную
наложенную серпентинизацию и карбонатизацию пород, был, вероятно, существенно углекис-
ловодным, но с некоторой долей С1 и F. Присутствие хлора необходимо, так как он
обеспечивает образование растворимых в воде хлоридных комплексов различных
металлов. Значительные концентрации С1 в апатитах, флогопитах и амфиболах
некумулятивных пород платиноносных трубок обнаружены при специальных исследованиях
(Boudreau et al., 1986). Источником флюида, скорее всего, был магматический очаг
под Бушвельдским интрузивом (Э. Мэтьюз и И. Мак-Каллум).
Детали метасоматической трансформации ортопироксенитов и норитов в гортоно-
литовые дуниты рассмотрены К. Шиффрисом и А. Будро. По их представлениям, при
этом процессе осуществлялся' комплекс химических реакций, которые вели к деси-
ликации ортопироксена с переходом его в оливин и растворению плагиоклаза.
Первый процесс — 2(Mg,Fe)SiO3 -» (Mg, Fe)2SiO4 + SiO2(aq), согласно экспериментам
Н. Боуэна и О. Таттла, происходил при Г«*725°С и Рн2о ^ 1,5 кбар (данные для чисто
магнезиальной системы). Повышение f оливина в гортонолитовых ядрах трубок,
вероятно, связано с реакцией типа Mg2 SiO4 + 2FeCl2 (aq) -»Fe2SiO4 + 2MgCl2 (aq).
Растворение плагиоклаза шло более сложным путем. Сначала основность этого минерала
повышалась по схеме 2Nao>5CaOj5AlliSSi2,sO8 + 6Н2О-*СаА12Si2O8 +Na+ {aq) + AlOJ(aq) +
+ 3H4SiO4, что действительно устанавливается в породах. В дальнейшем,
по-видимому, осуществлялась реакция 2СаА12 Si2 О8 + 4Н2 О + Mg2+ + Fe2+ -»2Ca(Mg, Fe)SiO3 +
+ 2A12O3+2H4SiO4, в конечном счете с полным выносом глинозема и
образованием зоны клинопироксенита. Параллельно шли реакции СаА12 Si2O8 + 2HC1 + ЗН2О -*
-»СаС12(aq) + А12О3 + 2H4Si04 и NaAlSi3O8 + НС1 + 5,5Н2О-*-NaCl(ag) + 0,5А12О3 +
+ ЗН» SiO4, приводившие к выносу из реакционной зоны глинозема, извести и
щелочей, т. е. главных компонентов плагиоклаза. С таким механизмом происхождения
дунитов согласуется характер платинового оруденения, которому свойственны высокие
отношения (Pt + Pd) /Ir, поскольку Pt и Pd более растворимы в хлорсодержащем
флюиде, чем Ir (Boudreau et al., 1986).
Возможно, что сходные процессы имели место и при формировании трубообраз-
ных тел плагиоклазовых перидотитов повышенной железистости и титанистости в габ-
бронорит-анортозитах анортозит-рапакивигранитных комплексов (см. главу 3). Все
это заставляет с вниманием отнестись к проблеме внутриинтрузивного субсолидус-
ного метасоматоза, являющегося, по существу, своеобразным аналогом
постмагматического метасоматоза, характерного для интрузивов более кислого состава (Д.С. Кор-
жинский). Его роль в создании рудных концентраций в ультрамафитах, безусловно,
заслуживает серьезного изучения.
В заключение отметим, что тот же процесс высокотемпера1урного флюидного
метасоматоза, но уже на основе существенно углекислого флюида, может, как отмечено
выше, приводить к формированию субщелочных и щелочных жильных ультрамафитов
"черной" верлит-пироксенит-горнблендитовой серии высокобарических комплексов
и глубинных ксенолитов. Просачиваясь по трещинам и ослабленным зонам в мантии,
такой флюид, обогащенный Ti, Fe, Ca, Al, P, щелочами и несовместимыми литофиль-
ными элементами, в условиях высоких Р и Т будет взаимодействовать с веществом
окружающих перидотитов, изменяя их состав и приводя к появлению новообразованных
фаз и парагенезисов (Irving, 1980 и др.). В пустотах при этом могут возникать друзо-
вые агрегаты, которые являются потенциальным источником мегакристаллов (В.И.
Коваленко и др., Е.В. Щарков).
Прочие ультрамафиты. В этом разделе рассмотрены породы, происхождение
которых вызывает, пожалуй, наибольшие разногласия, — ультрамафиты дунит-пироксенит-
габбровой (платиноносной) ассоциации, щелочно-ультраосновных массивов и габбро-
идного комплекса офиолитов. Несмотря на различия геологической позиции, строе-
479
ния и вещественного состава, их объединяют проявленные в той или иной степени
признаки кристаллизации из расплавов повышенной основности в магматических
камерах. Это и элементы магматической расслоенности, и сохранившиеся местами
кумулятивные структуры, и четкие тренды вариаций химизма пород и минералов,
совпадающие с наблюдаемыми в типичных расслоенных интрузивах. Однако формирование
таких объектов нельзя объяснить лишь одной кумуляцией. На наш взгляд, в их
становлении значительную роль играли и другие процессы.
Наиболее разнообразны представления о генезисе платиноносной пунит-пироксенит-
габбровой ассоциации. Подробно рассматривать существующие гипотезы нет
необходимости, так как они хорошо известны из литературы (Воробьева и др., 1962; Ефимов,
Ефимова, 1967; Петрография..., 1971; Тэйлор, Нобл, 1973; Магматические горные...,
1979 и др.). Отметим только, что уральские геологи долгое время вслед за А.Н. Зава-
рицким считали, что массивы Платиноносного пояса возникли при дифференциации
габбровой магмы в интрузивных камерах, т.е., по существу, являлись расслоенными
плутонами. Согласно этим представлениям, развитым в работах Г.Л. Падалки, Е.П. Мол-
даванцева, В.М. Сергиевского, первыми кристаллизовались цуниты,а затем из
остаточного звтектоидного расплава — габброиды; пироксениты же являются гигантскими
реакционными каймами, образованными при воздействии габбровой магмы на ранее
затвердевшие оливиновые породы. Дальнейшие уточнения в магматическую гипотезу внесла
О.А. Воробьева, которая считала все три главные составляющие массивов — габброиды,
пироксениты и дуниты — собственно магматическими, генетически родственными
образованиями, возникшими при глубинной дифференциации основной магмы по кине-
тически-ликвационному принципу. В то же время она признавала определенную роль
реакционных процессов при формировании подчиненных по объему пород, в частности
верлитов (Воробьева и др., 1962).
Еще до появления трудов О.А. Воробьевой на базе тех же уральских материалов
сформировались крайние трансформистекие взгляды на ассоциацию как на продукт
магнезиального метасоматоза вмещающих толщ (Н.М. Успенский, СВ. Москалева);
впоследствии зти идеи развивались рядом исследователей применительно к офиолитам.
Одновременно при изучении аляскинских комплексов была предложена столь же
"экстремистская", но уже чисто магматическая концепция их становления из четырех
последовательно внедрявшихся в габбровые тела ультрамафитовых расплавов — магне-
тит-роговообманково-пироксенитового, оливин-пироксенитового, перидотитового и ду-
нитового (Тэйлор, Нобл, 1973). Исчерпывающую критику крайних взглядов дал
Н.П. Михайлов, который подчеркнул, что наблюдаемые в массивах соотношения
пород находят более простое и логичное объяснение в модели камерной дифференциации
габбровой магмы с возможным развитием в очаге перитектических реакций
(Петрография..., 1971).
Действительно, набор и последовательность формирования пород в существенно
ультрамафитовых блоках платиноносных комплексов, сохранившиеся местами
фрагменты типичной магматической расслоенности, петрохимические особенности и тренды
вариаций составов минералов сближают эти объекты с расслоенными интрузивами
дунит-верлит-пироксенит-габбрового типа. Это сходство, явившееся причиной
многочисленных недоразумений при формационном анализе (Кузнецов, 1964 и др.),
позволяет говорить о вероятности кумулятивного генезиса ультрамафитов. Правда, судя по
химизму наименее железистых оливинов в дунитах (до Fa7), они должны были
кристаллизоваться не из габбрового, а из высокомагнезиального расплава пикритового
типа. Чисто магматической интерпретации генезиса ультрамафитов, однако, противоречат
данные о макроструктурах тел, в частности об отсутствии "корней" у некоторых ду-
нитовых ядер, которые, по геофизическим данным, выклиниваются на глубинах от
нескольких сот метров до первых километров, и интенсивной пластической деформации
пород, бесспорно, являющихся высокотемпературными тектонитами (Ефимов, 1977,
1984; Нечеухин и др., 1979). Устранить зто противоречие, на наш взгляд, можно с
помощью предположения о двухэтапном становлении дунит-пироксенит-габбровых ком-
480
плексов. По такой схеме ранний этап должен был протекать в сравнительно глубоко
залегающих коровых магматических камерах, где материнский расплав подвергался
стандартной дифференциации в соответствии с описанными выше закономерностями.
На втором этапе консолидированные расслоенные пунит-пироксенит-габбровые
интрузивы были мобилизованы в твердом состоянии и выдавлены в верхние горизонты
коры подобно соляным диапирам. А.А. Ефимов предполагает, что это могло быть
вызвано рифтогенезом в эволюционирущем подвижном поясе. При подъеме ультрама-
фиты и сопутствующие им габброиды приобрели структурно-текстурные признаки ди-
намометаморфических пород, а сами тела — своеобразное конфокальное строение,
которое на современном эрозионном срезе картируется как концентрически-зональное; с
этим же этапом, по-видимому, связано локальное метасоматическое преобразование
пород, сопровождавшееся перераспределением платиновых металлов с формированием
промышленных их скоплений.
Предлагаемая схема, несмотря на свою гипотетичность, учитывает всю совокупность
данных, полученных при изучении массивов дунит-пироксенит-габбровой ассоциации.
Похожие соображения о природе рассмотренных объектов высказываются и в
зарубежной литературе (Himmelberg et al., 1986).
Проблемы, аналогичные обсуждавшимся, приходится решать и при попытках
расшифровки генезиса ультрамафитов габброидного комплекса офиолитов. В зарубежной
литературе этот комплекс традиционно трактуется как кумулятивный (Колман, 1979;
Oman ophiolite, 1981; Rassios et al., 1983; Komor et al., 1985 и др.), тогда как в
отечественных публикациях немалая роль в его формировании придается немагматическим
процессам (Пинус и др., 1973, 1984; Белинский, 1979; Ефимов, 1984; Лазько, 1984).
Обе точки зрения опираются на конкретные факты.
С одной стороны, многие особенности габброидного комплекса офиолитов сближают
его с расслоенными интрузивами. Помимо тех признаков, о которых шла речь в начале
раздела, особенно показательны в этом плане широкие параллели в строении массивов
обоих типов и генерального порядка кристаллизации минералов и пород в природных
объектах и модельных системах. Некоторые различия в характере расслоенности страти-
формных интрузивов и их офиолитовых аналогов (в последних нередки нарушения
направленности чередования парагенезисов, присущей кумулятивному процессу,
регулярный "возврат" к высокотемпературным минеральным ассоциациям на все более
высоких уровнях разреза расслоенных серий, слабо проявленная скрытая расслоен-
ность) можно связать, хотя лишь отчасти, с полной "открытостью" магматических
камер в офиолитах, т.е. с практически непрерывным их пополнением новыми порциями
недифференцированного материнского расплава.
С другой стороны, в ультрамафитах габброидного комплекса офиолитов отмечаются
особенности, не характерные для расслоенных интрузивов консолидированных
областей. К их числу относятся постоянная интенсивная пластическая деформация пород и
иногда наблюдаемая в сильно тек тонизированных разрезах вторичная (?) зональность,
бесспорно твердофазовая по происхождению, но идентичная генеральной кумулятивной
зональности габброидного комплекса по характеру. Эта концентрическая зональность
развивается в будинированных фрагментах отдельных ультрамафитовых прослоев
(см. рис. 26, г).
По нашему мнению, это свидетельствует об ощутимой роли субсолидусного бимета-
соматоза в окончательном оформлении облика разрезов расслоенных ультрамафитов в
офиолитах. В условиях высоких температур и интенсивной деформации локальное
перераспределение компонентов соприкасающихся контрастных пород представляется
при наличии флюида почти неизбежным. Хотя подобный процесс вряд ли может быть
крупномасштабным (т.е. ответственным за формирование всей толщи расслоенных
ультрамафитов), он способен привести к значительному усложнению строения
изначально неоднородных кумулятивных серий. Постинтрузивным биметасоматозом, на наш
взгляд, можно объяснить и многие противоречивые особенности строения комплексов,
о которых шла речь выше. Симптоматично, что в последнее время аналогичным явле-
31. Зак.855 481
ниям начинает придаваться значение и при интерпретации локальных аномалий рас-
слоенности в типичных кумулятивных плутонах (Дж. Фэйсфулл, А. Бетчер и др.).
В настоящее время происходит постепенная переоценка еще недавно незыблемых
свидетельств магматического происхождения ультрамафитов, таких как расслоенность,
кумулятивные структуры и текстуры и др. (Nicolas, Prinzhofer, 1983; Evans, 1985).
В связи с этим закономерным выглядит появление моделей формирования габброид-
ного комплекса, существенно отличных от традиционной, чисто кумулятивной модели.
В одной из них, разработанной на основе синтеза данных по многим разновозрастным
офиолитам, ультрамафиты (прежде всего мощные зоны дунитов) в основании габбро-
идного комплекса трактуются как продукты предельного рестирования верхней части
гарцбургитового блока просачивающимся сквозь него новообразованным базальтовым
расплавом (Nicolas, Prinzhofer, 1983). Сходные взгляды были высказаны ранее
Н.Л. Добрецовым (1980). Инконгруэнтное плавление ортопироксена и переотложение
его компонентов в вышележащих породах, неравномерная пропитка остаточного дунита
базальтовой жидкостью либо проникновение последней в зону рестирования в виде
конформных силлов и даек, подвергающихся затем расслоению и метасоматозу в условиях
пластического течения, являются наряду с чисто кумулятивными процессами
непременными атрибутами подобного механизма формирования ультрамафитовой толщи.
Нетрудно видеть, что от такой модели недалеко до, по существу, аналогичной метасома-
тической гипотезы образования краевых дунитов, в которой роль базальтового
расплава играет высокотемпературный водный флюид. Несмотря на определенную
перспективность нетрадиционных представлений о петрогенезисе расслоенных ультрамафитов в
офиолит'ах, окончательную оценку им давать все же рано.
Несколько иные проблемы возникают при рассмотрении контрастных по составу ще-
лочно-ультраосновных комплексов1, главной особенностью которых является гомо-
дромная последовательность кристаллизации слагающих их пород: ультрабазиты -*
щелочные породы -»карбонатиты. Существуют две основные гипотезы о происхождении
этих комплексов. Первая из них связывает всю пестроту петрографического состава
массивов с дифференциацией исходного щелочно-ультраосновного расплава в
интрузивной камере. Такая модель хорошо согласуется с результатами экспериментальных
исследований систем, близких по .составу к предполагаемым исходным магмам, хотя
и недостаточно полно объясняет соотношения ультраосновных и щелочных пород в
интрузивах. Кроме того, в ряде случаев использование модели камерной
дифференциации для объяснения происхождения щелочно-ультраосновных комплексов было
затруднено из-за отсутствия в конкретных регионах, как, например, в Алданской провинции,
подходящих материнских расплавов. С накоплением фактов эти трудности постепенно
снимаются. Так, новейшие материалы И.Л. Махоткина свидетельствуют о том, что
исходной магмой алданских щелочно-ультраосновных комплексов мог быть расплав типа
оливинового лампроита, давший ряд субвулканических тел в этом регионе. В других
случаях таким расплавом мог быть щелочной пикрит (Маймеча-Котуйская и другие
провинции). Меймечиты вряд ли подходят на эту роль, так как они содержат слишком
мало щелочей и в большинстве щелочно-ультраосновных провинций в виде
самостоятельных проявлений неизвестны.
Согласно второй гипотезе, ультрамафиты (дуниты, перидотиты, оливиниты, пи-
роксениты) представляют собой самостоятельную интрузивную фазу, с которой более
поздние щелочные расплавы генетически не связаны. Допускается, что становление
ультраосновных и щелочных пород разделено длительными интервалами времени,
соизмеримыми с геологическими периодами или даже зрами. Эта гипотеза лучше
объясняет наблюдаемые соотношения пород разного состава, но ставит под сомнение
закономерность их пространственного сонахождения.
На наш взгляд, случайное совмещение ультрабазитов и щелочных пород в рассмат-
1 Раздел написан по матесиалам Ю.Р. Васильева.
482
риваемых объектах малореально, так как они никогда не встречаются раздельно, а
образуют закономерные ассоциации, особенности которых повторяются во времени и в
пространстве. Логичнее считать эти породы связанными единым процессом глубинной
магматической дифференциации с более ранней кристаллизацией оливинсодержащих
членов. В этом щелочно-ультраосновные комплексы сходны с расслоенными
интрузивами и платиноносными дунит-пироксенит-габбровыми ассоциациями.
По мнению Ю.Р. Васильева, формирование щелочно-ультраосновных комплексов
происходило в результате закономерной эволюции долгоживущей вертикальной очаговой
магмогенерирующей структуры вулканического типа, имевшей на разных этапах
развития канальную связь с поверхностью. Примером полного развития подобной
структуры может служить гулинский комплекс (см. главу 2). В его составе широко
проявлены доинтрузивные ультраосновные вулканиты, прорванные крупной интрузией
ультрабазитов, в свою очередь, содержащей интрузивные щелочно-ультраосновные,
щелочные и карбонатитовые породы. Массив окружен многочисленными
разнообразными по составу постинтрузивными дайками. Реакционные взаимоотношения между
ультрабазитами и флюидизированными щелочными расплавами обусловили появление
серии реакционно-метасоматических пород сложного состава и концентрацию в них
полезных компонентов.
Разномасштабность, неполнота или отсутствие проявлений того или иного ряда
пород в составе вулкано-плутонических щелочно-ультраосновных комплексов, скорее
всего, связаны с редуцированным развитием очаговой зоны и величиной современного
эрозионного среза.
НЕКОТОРЫЕ АСПЕКТЫ МЕТАМОРФИЗМА УЛЬТРАБАЗИТОВ
В ЗЕМНОЙ КОРЕ
Исключительно разнообразные ультраосновные породы, описанные в I—III частях
монографии, обладают одной общей особенностью: почти всегда они попадают в руки
исследователей в сильно измененном виде. Поэтому характеристика ультрабазитов
останется неполной без хотя бы краткого рассмотрения их преобразований после
подъема из глубин мантии. В верхах земной коры начинается, образно говоря, вторая жизнь
этих пород. Она не менее богата событиями, чем глубинная предыстория, и во многих
случаях природу ультрабазитов в разных геодинамических обстановках трудно понять
без расшифровки и "снятия" наложенных процессов.
Специальный анализ вторичных изменений ультраосновных пород, важнейшим из
которых является серпентинизация, тем не менее не входил в нашу задачу.
Рассмотрение тонкостей минералогии серпентинитов, кристаллохимии слагающих их фаз,
вариаций объема пород при гидратации, стадийности низкотемпературных реакций,
специфики окислительно-восстановительной обстановки, компонентного состав а метиморфи--
зующих флюидов и других вопросов, не имеющих прямого отношения к интерпретации
свежих ультрабазитов, —предмет отдельной работы,поскольку это уже петрология чисто
метаморфических пород и процессов. Поэтому ниже обсуждаются лишь те аспекты
проблемы, без понимания которых трудно реконструировать первоначальный облик и
химизм материнского субстрата. Главные из них, на наш взгляд, следующие: 1)
факторы метаморфизма, Р—Т режим и последовательность гидратации и дегидратации
ультрабазитов в природе; 2) влияние серпентинизации на состав исходных пород; 3)
источники метаморфизующих агентов. Не рассматриваются процессы метасоматического
изменения ультрабазитов — амфиболизация, хлоритизация, ослюденение, карбонатизация,
лиственитизация, оталькование и т.п., поскольку они ведут к необратимым нарушениям
химизма исходных пород. Интересующимся специальными вопросами вторичного их
преобразования следует обратиться к обзорным работам (Маракушев, 1975; Штейнберг,
Чащухин, 1977; Колман, 1979; Moody, 1976; Serpentine..., 1979; Trommsdorf, 1983 и др.).
Гидратация безводных силикатов Mg и Fe с замещением их водосодержащими
фазами составляет сущность универсального процесса регрессивного изменения ультра-
483
Р,кбар
200
400
600
1 — _•• _•• ^
Рис. 141. Моновариантные равновесия и поля устойчивости
ультрабазитов в системе CaO—MgO— SiO,—Н2О при Рц q =
еоо r°z
серпентинов и других минералов
)
р р
(по В. Троммсдорфу и Б. Ивенсу)
1 — данные экспериментов; 2 —расчетные данные; цифры — номера реакций (пояснения в тексте)
основных пород в природе, затрагивающего практически любые их виды. По
экспериментальным данным, она происходит в широком интервале температур (~ 900—350° С)
при давлениях, отвечающих условиям земной коры. Более того, почти все водосодержа-
щие силикаты стабильны и при давлениях, присущих верхам мантии (Jenkins, 1981
и др.), так что температура является главным регулятором гидратации. В указанном
интервале' температур важнейшие минералы ультрабазитов — оливин и пироксены —
могут быть равновесны с амфиболами, тальком, хлоритом, серпентинами, бруситом и др.
Теоретическое моделирование и экспериментальное изучение гидратации
ультраосновных пород при варьирующих физико-химических условиях (Н. Боуэн и О. Таттл,
X. Гринвуд, У. Джоханнес, С. Китахара и др., К. Скарф и П. Уайли, Э.П. Корыткова и
Т.А. Макарова, Дж. Хемли и др., Дж. Черноски, Д. Дженкинс и др.) показало, что она
носит ступенчатый характер. К сожалению, опыты проводились, как правило, в
упрощенных модельных системах (чаще всего в системе MgO—SiO2 —Н2О), и их результаты
можно экстраполировать на природные ассоциации лишь с некоторым приближением.
Один из наиболее известных вариантов обобщения экспериментальных и расчетных
данных для близкой к перидотитам системы CaO—MgO— SiO2—H2O был выполнен Б.
Ивенсом и В. Троммсдорфом (рис. 141) .При понижении температуры в этой системе
последовательно осуществляются следующие базовые реакции гидратации: 10) ЗЕп + 2Di+
+ Q + Н2О = Тг; 9) 5En + 2Di + Н2О = Tr + Fo; 8) 7En + Q + Н2О = Ant; 7) 3Ant + 4Q +
+ Н2О = 7Та; 6) 9Еп + Н2О = Ant + Fo; 5) 5 Ant + 4Н2О = 9Та + 4Fo; 4) 6Fo + Та +
+ 9Н2О = 5 Srp; 3)Tr + 6Fo + 9H2O = 5Srp + 2Di; 2) 2Fo + 3H2O = Srp + Br; 1) Та +
+ H2O = Spr + 2Q (Evans, Trommsdorf, 1970). Добавление в систему глинозема мало
смещает границы фазовых полей, но почти во всех ассоциациях (исключая наиболее
высокотемпературные) появляется равновесный хлорит (Jenkins, 1981).Температуры
серпентинизации оливина (Fa7 _ 8 ), по данным К. Скарфа и П. Уайли, падают на 30—50° С
по сравнению с чисто магнезиальной системой (см. рис. 141).
Таким образом, важнейшие моновариантные равновесия изохимической гидратации
ультрабазитов, фиксирующие главные ступени их метаморфизма, описываются
реакциями ортопироксен = Mg-амфибол (антофиллит или магнезиокуммингтонит) + оливин,
Mg-амфибол = тальк + оливин, тальк + оливин = серпентин, оливин = серпентин + брусит.
Их температуры при Р = 1— 3 кбар и избытке воды без учета поправки на железистость
пород составляют соответственно 700-750, 620-670, 430-570 и 350-420° С; все они
несколько возрастают при повышении давления (Б. Ивенс и др., Дж. Хемли и др.,
В. Отердум, В. Троммсдорф). Судя по этим данным, в приповерхностных условиях
484
оливин в присутствии воды может быть равновесен лишь до температур не ниже 350—
400°С, и его сохранность в ультрабазитах объясняется либо недостатком Н2О, либо
кинетическими факторами.
Для понимания доминирующих в природе процессов серпентинизации важны данные
о пределах стабильности минералов группы серпентина. В ассоциации с безводными
силикатами они могут быть устойчивы в земной коре и верхах мантии до 600—650° С
(Jenkins, 1981; Trommsdorf, 1983), но верхняя граница по температуре сильно зависит
от их состава и кристаллической структуры. Главными минеральными видами в этой
богатой политипами группе считаются лизардит, клинохризотил и антигорит. Две
первые фазы представляют собой изохимические полиморфные модификации, а последняя
отличается от них как в структурном отношении, так и по составу (Штейнберг, Чащу-
хин, 1977; Wicks, Whittaker, 1977; Serpentine..., 1979).
Одновременно антигорит из всех серпентинов термически наиболее устойчив, и самые
высокие температуры разложения характерны именно для него (моновариантные
кривые равновесий с участием серпентина на рис. 141 приведены для более
распространенных лизардита и клинохризотила). Впрочем, точная диагностика серпентинов остается
нелегкой задачей, требуя комплекса рентгеновских, электронно-микроскопических,
термографических и других методов. Для рутинных петрографических работ в этом,
как правило, нет необходимости, и многие исследователи предпочитают определять
серпентины по морфологическим признакам (петельчатый, ленточный, секториаль-
ный, продольно- или поперечно-волокнистый прожилковый и пр.).
Важной особенностью приведенных реакций гидратации ультрабазитов является
легкая их обратимость. При повышении температуры (в ходе прогрессивного
регионального или контактового метаморфизма) обводненные парагенезисы начинают терять Н2О,
но уже в обратном порядке (реакции 1—10). Иначе говоря, они подвергаются
дегидратации, вплоть до возникновения вторичных "сухих" оливин-энстатитовых пород,
впервые описанных на Урале B.C. Коптевым-Дворниковым и ЕЛ. Кузнецовым. Поэтому
при метаморфизме ультрабазитов логично было бы ожидать стандартную закономерную
смену минеральных ассоциаций (в соответствии с рассмотренной схемой),
направленность которой зависит от характера изменения температуры. Однако такая смена, как
правило, наблюдается лишь при прогреве серпентинитов. Классические случаи сложной
прогрессивной зональности в ультрабазитах детально изучены не только на Урале, но
и во многих других регионах (АЛ. Хмара, В. Троммсдорф и Б. Ивенс, Р. Спрингер,
С. Маттес и Э. Кнауэр).
Что же касается регрессивного метаморфизма, то последовательность реакций
гидратации в природе почти никогда не соответствует наблюдаемой в экспериментах.
Наиболее обычный в реальных земных ультрабазитах процесс — так называемая ранняя
петельчатая серпентинизация, в ходе которой краевые зоны оливиновых зерен
замещаются каймами поперечно-волокнистого плеохроирующего серпентина (лизардита I
генерации, оксисерпентина и др.), образующего в шлифах характерный сетевидный агрегат.
Петельчатый серпентин ассоциирует с бруситом и никогда не сопровождается
магнетитом (Штейнберг, Чащухин, 1977). Появление поперечно-пластинчатого ленточного
серпентина (лизардита П, по ВР.Артемову) в ассоциации с магнетитом, рассекающего
петельчатый в виде прожилков, всегда связано с перекристаллизацией последнего.
Хризотилизация и особенно антигоритизация, как правило, приурочены уже к
прогрессивной стадии, и антигорит нередко равновесен с новообразованным (вторичным)
оливином.
Таким образом, при регрессивном метаморфизме наиболее ранним процессом чаще
всего оказывается относительно низкотемпературная (Wenner, Taylor, 1973, 1974)
петельчатая серпентинизация, а промежуточные реакции с образованием оливин-амфи-
боловых, оливин-тальковых, оливин-антигоритовых и прочих пород не фиксируются.-
Не исключено, что это связано с сухостью ультрабазитов на ранних стадиях их
охлаждения (А.А. Маракушев, Р. Сэнфорд), но такое предположение требует
экспериментальной проверки. Вместе с тем иногда первым из серпентиновых минералов выделяется
485
железистый антигорит, слагающий внутренние части петель; по периферии он окружен
лизардитом (Юркова и др., 1984). Пока неясно, насколько широко такшЬяроцесс
распространен за пределами региона Дальнего Востока, но с его помощью можно объяснить
ту необычную метаморфическую зональность, которая наблюдается, например, в
уральских массивах Рай-Из и Войкар^ыньинском (см. главу 1).
Из-за легкой обратимости реакций гидратации—дегидратации выяснение характера и
последовательности процессов метаморфизма природных ультрабазитов приобретает
большое значение, так как при далеко зашедшей серпентинизации условие изохимич-
ности превращений перестает соблюдаться. В главе 1 отмечено, что соотношения
главных петрогенных окислов в породах остаются неизменными лишь до 75—80%-ного
замещения первичных перидотитовых парагенезисов наложенными низкотемпературными
минералами. После этого происходит необратимое нарушение исходных химических
характеристик ультрабазитов — вынос оснований, накопление железа и др. Это
объясняется прежде всего растворением и удалением брусита, равновесного с петельчатым
серпентином (Штейнберг, Чащухин, 1977). При десерпентинизации первоначальный состав
химически преобразованных пород не восстанавливается.
Критерии распознавания слабо гидратированных ультрабазитов, прошедших стадию
глубокой серпентинизации, находятся в процессе разработки и пока не вполне
достоверны. По-видимому, наиболее многообещающим в этом плане выглядит тонкое
изучение состава минералов, прежде всего хромшпинелидов. Судя по имеющимся данным,
последние в огромном большинстве случаев устойчивы на стадии ранней
серпентинизации, но при прогрессивном метаморфизме начинают разрушаться (см. главу 10). Их
изменение, в отличие от оливина и ортопироксенов, вероятно, необратимо. Во всяком
случае, переходы конечного продукта преобразования хромшпинелида—хроммагнетита
в хромшпинелид пока не известны. Новообразованные пироксены десерпентинизирован-
ных перидотитов практически лишены обычных примесей (А1, Са,Сг в ортопироксенах;
Al, Cr, Na в клинопироксенах). При реконструкциях может оказаться полезным и типо-
морфизм вторичных оливинов (см. главу 10).
Одно из ярких проявлений необратимого изменения химизма гипербазитов при
интенсивной серпентинизации — возникновение родингитов (Колман, 1979). Эти сложные по
минеральному составу высококальциевые парагенезисы, состоящие из гидрограната,
диопсида, везувиана, пренита, хлорита, нефрита и других минералов, неизменно
возникают на контактах апоперидотитовых серпентинитов и любых сопряженных пород, но
неизвестны в связи со свежими перидотитами или другими образованиями.
Формирование родингитов, по представлениям многих исследователей, вызвано выносом СаО
из серпентинитов при разрушении пироксенов. Поэтому особенно показательно то,
что родингиты не образуются при серпентинизации дунитов, не содержащих этих
минералов. Сама родингитизация является локальным низкотемпературным метасомати-
ческим процессом, идущим при повышенных давлениях (Р. Колман, Т. Лич и К. Роджерс,
Р. Лоран). При дегидратации серпентинитов, за счет которых образовались родингиты,
возникают вторичные перидотиты, часто практически лишенные СаО (Белинский,
Вартанова, 1980).
В заключение следует сказать несколько слов об источниках метаморфизующих
флюидов, поскольку с этим связана длительная дискуссия о соотношениях авто- и алло-
метаморфических процессов при серпентинизации. Гидратация ощутимо сказывается
и на изотопном составе ультрабазитов. Приведенные в главах 1 и 4 данные по изотопии
Sr, О и Н недвусмысленно говорят о том, что главным агентом серпентинизации
являются либо гидротермальные растворы, циркулирующие в толще океанической коры,
либо континентальные метеорные и метаморфогенные воды. Особенно убедительна
в этом плане четкая корреляция изотопного состава водорода офиолитовых
серпентинитов с географической широтой (Wenner, Taylor, 1973, 1974; Magaritz, Taylor, 1974).
Никаких достоверных признаков участия мантийной ювенильной воды в реакциях
гидратации ультрабазитов пока не найдено, так что в этом смысле любая серпентиниза-
ция является скорее аллометаморфическим процессом.
486
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В работе суммированы материалы по геологии, строению и вещественному составу
ультраосновных и родственных им пород Земли. Эти данные обобщены на
глобальной морфоструктурно-тектонической основе. Такая систематизация позволила
выделить типичные природные ассоциации ультрабазитов и конкретизировать
представления об их свойствах, происхождении и рудоносности, хронологической
повторяемости в геологической истории, закономерностях их связей с различными
геодинамическими режимами. Главным итогом работы является детадьная
геолого-петрологическая характеристика вьщеленных естественных сообществ ультрабазитов.
Сформулированные в монографии выводы, конечно же, не претендуют на
окончательное решение проблем, связанных с присутствием разнообразных
ультраосновных и родственных им пород в различных тектонических структурах Земли. Хотя
суждения авторов монографии опираются на все доступные современные данные по
геологии, петрографии и вещественному составу ультрабазитов, достаточно
вспомнить, что оригинальная интерпретация микростроения пород и результаты их тонких
геохимических и изотопных исследований заставили пересмотреть в последние годы
многие традиционные представления о природе ультрабазитов, казавшиеся
незыблемыми. Несомненно, что на пути дальнейших исследований нас еще ждут новые
неожиданности и открытия. Вместе с тем собранные воедино, эти данные достаточно
определенно обрисовывают современную концепцию ультрабазитов с ее достижениями
и нерешенными проблемами.
Подводя итоги характеристики ультраосновных пород, следует прежде всего
остановиться на главных особенностях их тектонической позиции. Уступая по
распространенности и масштабам проявления в земной коре другим группам
магматических пород, ультрабазиты тем не менее играют важную роль как индикаторы
различных геодинамических обстановок, что определяет их значение при палеорекон-
струкциях. Они довольно типичны для океанических сегментов современной Земли
и особенно часто наблюдаются в зонах трансформных разломов дна Мирового океана
и в глубоководных желобах. Менее характерны эти породы для континентальных
сегментов, но здесь они имеют очень пестрый состав, распределены крайне
неравномерно и встречены в самых разных тектонических структурах.
Наибольшие объемы "материковых" ультрабазитов сосредоточены1, в
разновозрастных складчатых поясах, где они служат одной из главных составляющих офио-
литов. Выявлено сходство этих ультрабазитов (часто именуемых альпинотипными)
с аналогичными породами и ассоциациями различных морфоструктур
современного океана, которое послужило одним из основных аргументов при интерпретации
офиолитов как фрагментов палеоокеанической коры. В свою очередь, широкое
развитие альпинотипных ультрабазитов в складчатых областях, начиная с поздне-
рифейских, позволяет предполагать, что эволюция последних, по крайней мере в фа-
нерозое, в основном определялась ■ геодинамическими обстановками, близкими
к современным океаническим. Представляется, однако, что нужны дальнейшие
усилия в плане уточнения характера корреляций альпинотипных ультрабазитов. их
аналогами из разных типов морфоструктур Мирового океана — срединных хребтов с
487
варьирующими скоростями спрединга, трансформных разломов, глубоководных
желобов, окраинных морей, междуговых впадин и т.п. Решение имеющихся здесь
проблем может способствовать прогрессу во взглядах на общую геодинамическую
эволюцию Земли и, несомненно, позволит уточнить многие спорные пока аспекты
преобразования океанической коры в континентальную.
Другую важную во многих отношениях континентальную ассоциацию образуют
улыраосновные вулканиты нижнедокембрийских зеленокаменных поясов,
известные как коматииты. Их специфической чертой является широкое развитие лишь на'
ранних этапах геологической истории и практически полное исчезновение к рифею.
Для последующих эпох характерны ультраосновные вулканиты типа пикритов,
исходные магмы которых формировались, вероятно, в иных условиях, что может
быть связано с изменением теплового и флюидного режима недр. В этом опять-таки
отражается индикаторная роль коматиитов в эволюции зеленокаменных поясов,
геодинамический режим формирования которых был, по-видимому, уникальным,
присущим лишь юной разогретой Земле, и в дальнейшем в геологической летописи, по
существу, не повторялся. Сама же закономерная смена коматиитов альпинотипными
ультрабазитами, т.е. вулканитов плутоническими образованиями, в верхнем
протерозое представляет собой одну из наиболее фундаментальных закономерностей
эволюции земного магматизма (Магматические горные..., 1987).
В аспекте геодинамики примечательно также присутствие на древних платформах
и в областях завершенной складчатости многочисленных, хотя обычно и небольших
по объему, разнотипных мафит-ультрамафитовых расслоенных интрузивов,
характеризующихся, однако, сходством внутреннего строения. Их формирование, равно
как и становление шелочно-ультраосновных комплексов и появление в этих же
структурах улыраосновных вулканитов повышенной щелочности (меймечитов,
пикритов, кимберлитов, лампроитов), знаменует наступление этапа тектоно-магма-
тической активизации зрелой консолидированной земной коры. Такая активизация
чаще всего связана с рифтогенезом и вызвана "возбужденным" тепловым состоянием
верхней мантии под соответствуюшими регионами. В случае продвинутого процесса
это может привести к существенному утонению и даже к разрыву коры, что также
сопровождается появлением индикаторных рифтогенных ассоциаций ультрабазитов
и других пород.
В отличие от самых верхов литосферы ультрабазиты доминируют в подкоровых
областях Земли. Этим определяется их исключительная роль в генерации
разнообразных глубинных магм. Предлагаемая в книге классификация мантийных субстратов -
обобщенных групп родственных природных ультрамафитов, которые по своим
вещественным особенностям могут быть материнскими источниками тех или иных
расплавов, — служит основой для разработки единой схемы генетических связей
конкретных вулканитов и подкоровых ультраосновных пород. Здесь, однако,
остается еще много неясных и дискуссионных моментов. Так, если главные и
второстепенные вещественные типы материнских мантийных субстратов вырисовываются
уже достаточно определенно, то их соотношения с реальными вулканитами
намечаются пока лишь в самом общем виде. Эта проблема требует дальнейших
углубленных исследований и, по-видимому, индивидуального подхода при рассмотрении
комплементарных, пар излившихся пород и их потенциальных источников.
Имеющиеся здесь трудности обусловлены тем, что подобные связи вряд ли поддаются
простой трактовке (например, с помощью одних лишь экспериментальных данных
по силикатным системам или на основе известных величин коэффициентов
разделения элементов), поскольку первичные магматические соотношения между
материнским субстратом и расплавом, как правило, осложнены последующими явлениями
магматической дифференциации, ассимиляции подкорового материала,
контаминации, гибридизма глубинных магм и т.п.
Несмотря на неполноту и крайнюю неравномерность сведений о вещественном
составе ультраосновных и родственных пород, принципиально важным является то
488
обстоятельство, что и уже имеющиеся данные позволяют достаточно определенно
говорить о совершенно различной их природе. Анализ приведенной в книге
информации дал возможность выделить по крайней мере четыре крупных сообщества
ультрабазитов, отличия которых, по-видимому, связаны с разными механизмами
кристаллизации. Эти сообщества — по ведущему способу образования их можно
условно назвать кумулатами, вулканитами, реститами и жильными ультрамафитами —
выступают в ранге своеобразных генетических групп, к которым, по существу,
сводится все разнообразие земных ультрабазитов. Разным группам присущи
независимые способы проявления в геологических структурах, индивидуальные наборы пет-
рохимических и геохимических признаков, обособленные тренды эволюции
породообразующих минералов. Выделение их в связи с этим выглядит достаточно
обоснованным. В то же время многие конкретные особенности становления генетически
различающихся ультрабазитов не столь ясны и требуют дальнейшей разработки. Это
касается прежде всего подкоровых ультрабазитов, которые до выведения к
поверхности претерпевают длительную петрогенетическую эволюцию. Узловыми ее
моментами, как показано в работе, служат два фундаментальных петрологических
процесса — частичное плавление, в ходе которого из материнской породы удаляется
легкоплавкая фракция, и мантийный метасоматоз, понимаемый в широком смысле
как привнос несовместимых литофильных элементов и некоторых петрогенных
компонентов в обедненный ими субстрат. Однако если общий ход и физические аспекты
процесса частичного плавления в общих чертах уже относительно понятны, то
проблема мантийного метасоматоза, несмотря на большое количество посвященных ей
работ, на наш взгляд, еще далека от ясности. Пока ее, скорее, можно считать лишь
поставленной на обсуждение.
В заключение еще раз подчеркнем большую сложность комплексной проблемы
ультрабазитов, разные аспекты которой в той или иной мере затронуты в этой книге.
Очевидна также важность дальнейшей ее разработки, ибо она тесно соприкасается
с другими общими проблемами петрологии и геохимии магматических пород,
метаморфизма и рудогенеза.
ЛИТЕРАТУРА
Агафонов Л.В., Поспелова Л.Н., Ж. Баярхуу.
Вторичные дуниты Наранского массива и их ми-
нералого-петрографические особенности //
Материалы по петрологии и минералогии
ультраосновных и основных пород. Новосибирск: Наука,
1978.
Алексеев А.А. Рифейско-вендский магматизм
западного склона Южного Урала. М.: Наука,
1984.
Анортозит-рапакивигранитная формация. Л.:
Наука, 1978.
Антипин B.C., Коваленко В.И., Рябчиков И.Д.
Коэффициенты распределения редких элементов
в магматических породах. М.: Наука, 1984.
Базит-гипербазитовый магматизм и минераге-
ния юга Восточно-Европейской платформы
(платформенная стадия развития). М.: Недра,
1973.
Балашов Ю.А. Изотопно-геохимическая
эволюция мантин и коры Земли. М.: Наука, 1985..
Белоусов В.В., Герасимовский В.И.,
Горячев А.В. и др. Восточно-Африканская рифтовая
система. М.: Наука, 1974. Т. 3.
Берлянд Н.Г. Районирование Урала по типу
строения земной коры // Сов. геология. 1982.
№11.
Бичан Р. Происхождение хромитовых пластов
комплекса Хартли Великой Дайки (Родезия) //
Магматические рудные месторождения. М.:
Недра, 1973.
Богатиков О.А. Петрология и металлогения
габбро-сиенитовых комплексов Алтае-Саянской
области. М.: Наука, 1966.
Богатиков О.А., Биркис А.П. Магматизм
докембрия Западной Латвии. М.: Наука, 1973.
Богатиков О.А., Махоткин И.Л.,
Кононова ВЛ. Лампроиты и их место в систематике
высокомагнезиальных калиевых пород // Изв.
АН СССР. Сер. геол. 1985. № 12.
Богатиков О.А., Кононова В.А.,
Махоткин ИМ. и др. Редкоземельные и редкие
элементы как индикаторы генезиса лампроитов
Центрального Алдана // Вулканология н
сейсмология. 1987. № 1.
Бородин Л.С., Лапин А.В., Пятенко И.К.
Петрология и геохимия даек щелочно-ультраоснов-
ных пород н кимберлитов. М.: Наука, 1976.
Вавилов МЛ., Базарова Т.Ю., Подгорных НМ.
и др. Характеристика и условия формирования
калиевых щелочных пород Ломамского
массива // Геология и геофизика. 1986. № 3.
Вагнер ПА. Месторождения платины и
рудники Южной Африки. М.; Л.: Цветметиздат,
1932.
490
Васильев Ю.Р. Природа оливинов в щелочно-
ультраосновных интрузивных комплексах //
Петрология гипербазитов и базитов Сибири,
Дальнего Востока и МНР. Новосибирск: Наука,
1980.
Васильев Ю.Р., Золотухин В.В. Петрология
ультрабазитов севера Сибирской платформы н
некоторые проблемы их генезиса. Новосибирск:
Наука, 1975.
Васильев Ю.Р., Щербакова М.Я., Истомин В.Е.
Генетические типы оливинов ультраосновных
пород Сибирской платформы // Геохимия. 1981.
№10.
Белинский В.В. Альпинотипные гипербазиты
переходных зон океан—континент.
Новосибирск: Наука, 1979.
Белинский В.В., Банников О.Л. Оливины аль-
пинотипных гипербазитов. Новосибирск: Наука,
1986.
Белинский В.В., Вартанова Н.С.
Закономерности в химизме гипербазитов Тувы // Тр.
ИГиГ СО АН СССР. 1980. № 464.
Белинский В.В., Ковязин СВ., Банников О.Л.
Дегидратация серпентина и роль вторичного ми-
нералообразования в гипербазитах // Геология и
геофизика. 1983. № 6.
Белинский В.В., Щербакова М.Я.,
Банников ОМ., Истомин В.Е. Структурная
неоднородность оливинов в алышнотипных гипербазитах
(по данным ЭПР) // Петрология гипербазитов и
базитов Сибири, Дальнего Востока и МНР.
Новосибирск: Наука, 1980.
Виноградов Л.А. Формация алышнотнпных
гипербазитов юго-западной части Кольского
полуострова (Нотозерский гипербазитовый пояс)
// Проблемы магматизма Балтийского щита. Л.:
Наука, 1971.
Включения в вулканических породах Курило-
Камчатской островной дугн. М.: Наука, 1978.
Владимиров БМ., Волянюк Н.Я., Понома-
ренко А.И. Глубинные включения из
кимберлитов, базальтов и кимберлитоподобных пород.
М.: Наука, 1976.
Воробьева О.А., Самойлова Н.В.,
Свешникова Е.В. Габбро-пироксенит-дунитовый пояс
Среднего Урала // Тр. ИГЕМ АН СССР. 1962. Вып. 65.
Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П., СошкинаА.Г.
Ильменит из кимберлитов. М.: Изд-во МГУ,
1984.
Гаранин В.К., Кудрявцева Г.П., Харькив А.Д.,
Чистякова В.Ф. Минералогия ильменитовых гн-
пербазитов из кимберлитовой трубки
Обнаженная // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1985. № 5.
Гаранин В.К., Жиляева В.А., Кудрявцева Г.П
и др. Минералогические факторы магматизма
кимбердитовых пород Якутии // Изв. АН СССР.
Сер. геол. 1986. № 11.
Геология дна Филиппинского моря. М.:
Наука, 1980.
Геология океана: Осадкообразование и
магматизм океана. М.: Наука, 1979.
Геофизика океана: В 2 т. М.: Наука, 1979.
Геохимия глубинных вулканических пород и
ксенолитов. М.: Наука, 1980.
Геохимия изотопов в офиолитах Полярного
Урала. М.: Наука, 1983.
Гилярова М.А. Спилиты Кончезерского
района Карело-Финской ССР. Л.: Изд-во ЛГУ, 1941.
Гирнис А.В., Рябчиков И.Д., Богатиков О.А.
Генезис коматиитов и коматиитовых базальтов.
М.: Наука, 1987.
Главнейшие провинции и формации
щелочных пород. М.: Наука, 1974.
Глазунов ОМ. Геохимия и рудоносность габ-
броидов и гипербазитов. Новосибирск: Наука,
1981.
Глазунов ОМ., Грудинин М.И.. Горнова М.А.,
Меныиагин Ю.В. Архейские ультрабазиты Ша-
рыжалгайского выступа // VII Всесоюз. петрогр.
совещ.: Путеводитель Байкальской экскурсии.
Иркутск, 1986.
Глубинные ксенолиты и верхняя мантия.
Новосибирск: Наука, 1975.
Голева Н.Б., Рабинович Б.С., Лазъко Е.Е.
Редкие литофильные элементы в минералах
ксенолитов перидотитов из кимберлитов Якутии
// Докл. АН СССР. 1982. Т. 263. № 6.
Горбунов Г.И. Геология и генезис
сульфидных медно-никелевых месторождений Печенги.
М.: Недра, 1968.
Грудинин М.И. Базит-гипербазитовый
магматизм Байкальской горной области.
Новосибирск: Наука, 1979.
Гурулев С.А. Условия формирования
основных расслоенных интрузий. М.: Наука, 1983.
Джексон Э.Д. Хромитовые месторождения
комплекса Стиллуотер в Монтане // Рудные
месторождения США. М.: Мир, 1973. Т. 2.
Дмитренко ГГ., Мочалов А.Г., Паланд-
жян С.А., Горячева ЕМ. Химические составы
породообразующих и акцессорных минералов
альпинотипных ультрамафитов Корякского
нагорья. Магадан, 1985.
Дмитриев Л.В., Шарасъкин А.Я., Гаранин А.В.
Основные черты магматизма дна океана //
Проблемы петрологии. М.: Наука, 1976.
Добрецов Н.Л. Введение в глобальную
петрологию. Новосибирск: Наука, 1980.
Добрецов Н.Л., Ащепков И.В., Карманов Н.С.
Особенности минералогии и генезиса пиропо-
вых перидотитов и эклогитов в породах
кристаллических массивов Центральной и
Юго-Западной Европы // Петрология и минералогия ба-
зитов Сибири. М.: Наука, 1984.
Добрецов Н.Л., Кочкин Ю.Н., Кривенко А.П.,
Кутолин В.А. Породообразующие пироксены.
М.: Наука, 1971.
Додд Р.Т. Метеориты // Петрология и
геохимия. М.: Мир, 1986.
Докучаева B.C. Дуниты из интрузивов пери-
дотит-габбро-норитового формационного типа в
Мончегорском районе // Базит-гипербазитовый
магматизм Кольского полуострова. Апатиты,
1978.
Доусон Дж.Б. Кимберлиты и ксенолиты в
них. М.: Мир, 1983.
Ефимов А.А. Горячая тектоника в гиперба-
зитах и габброидах Урала // Геотектоника.
1977. № 1.
Ефимов АЛ. Габбро-гипербазитовые
комплексы Урала и проблема офиолитов. М.: Наука,
1984.
Ефимов АЛ., Ефимова Л.П. Кытлымский
платиноносный массив. М.: Недра, 1967.
Ефимов М.М., Богданова М.Н., Радченко М.К.
Роговообманковые перидотиты Кандалакшско-
Колвицкой структурно-фациальной зоны //
Основные и ультраосновные породы Кольского
полуострова и их металлогения. Апатиты: Кол.
фил. АН СССР, 1975.
Земная кора восточной части Балтийского
щита. Л.: Наука, 1978.
Зимин С.С., Грановский А.Г., Юсим Э.И.
Парагенезисы офиолитов, палеомантия и
металлогения. М.: Наука, 1983.
Золотухин В.В., Виленекий AM., Дюжи-
ков О.А. Базальты Сибирской платформы:
Особенности геологии, состава и генезиса пермо-
триасовых эффузивов. Новосибирск: Наука,
1986.
Иванов В.М., Волохов ИМ., Полякова З.Г.,
Оболенская Р.В. Основные черты химизма
пород габбро-пироксенит-дунитовой формации
Алтае-Саянской складчатой области.
Новосибирск: Наука, 1972.
Илупин ИМ., Каминский Ф.В., Францес-
сон Е.В. Геохимия кимберлитов. М.: Недра,
1978.
Ионов ДЛ., Абрамов А.В., Ярошевский АЛ.
Геохимия породообразующих минералов Иоко-
Довыренского расслоенного массива //
Геохимия. 1984. № 2.
История развития Уральского палеоокеана.
М.: Ин-т океанологии АН СССР, 1984.
Йодер X. Образование базальтовой магмы.
М.: Мир, 1979.
Кадык АЛ., Френкель М.Я. Декомпрессия
пород коры и верхней мантии как механизм
образования магм. М.: Наука, 1982.
Каледонский комплекс ультраосновных
щелочных пород и карбонатитов Кольского
полуострова и Северной Карелии. М.: Недра, 1965.
Камалетдинов МЛ., Казанцева Т.Т. Аллох-
тонные офиолиты Урала. М.: Наука, 1983.
Каминский Ф.В. Алмазоносность некимбер-
литовых изверженных пород. М.: Недра, 1984.
Карбонатиты. М.: Мир, 1969.
Кепежинскас В.В. Кайнозойские щелочные
базальтоиды Монголии и их глубинные
включения. М.: Наука, 1979.
Кимберлитовые породы Приазовья. М.:
Наука, 1978.
Классификация кимберлитов и внутреннее
строение кимберлитовых трубок. М.: Наука,
1981.
Коваленко В.И., Соловова И.П., Наумов В.Б.
491
и др. Мантийное минералообразование с
участием углекислотво-сульфидно-силикатного
флюида // Геохимия. 1986. № 3.
Колесник Ю.Н., Завьялова И.В., Королюк В.Н.
К петрологии архейских перидотитов
(Алданский шит) // Докл. АН СССР. 1979. Т. 244, № 6.
КолманР.Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979.
Кольская сверхглубокая: Исследование
глубинного строения континентальной коры с
помощью бурения Кольской сверхглубокой
скважины. М.: Недра, 1984.
Костровицкий СИ. Геохимические
особенности минералов кимберлитов (по данным
изучения среднепалеозойских кимберлитов Якутии).
Новосибирск: Наука, 1986.
Кузнецов ЮЛ. Главные типы магматических
формаций. М.: Недра, 1964.
Кулешов В.Н. Изотопный состав и
происхождение глубинных карбонатов. М.: Наука, 1986.
Куликова В.В., Куликов B.C. Новые данные
об архейских перидотитовых коматиитах
Восточной Карелии // Докл. АН СССР. 1981. Т. 259,
№3.
Лазько Е.Е. Минералы-спутники алмаза и
генезис кимберлитовых пород. М.: Недра, 1979.
Лазько Е.Е. Петрология, формационная
принадлежность и критерии рудоносности ультрама-
фитов офиолитов // Роль магматизма в
эволюции литосферы. М.: Наука, 1984.
Лазько Е.Е. Петрохимические типы и
провинции гипербазитов Мирового океана // Твердая
кора океанов. М.: Наука, 1987.
Лазько Е.Е., Серенко В.П. Перидотиты с
зональными гранатами из кимберлитов Якутии:
свидетельство высокотемпературного
глубинного метасоматоза и внутримантийного диапириз-
ма? // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1983. № 12.
Лазько Е.Е., Кашинцев Г.Л., Муравицкая Г.Н.
Перидотиты разлома Хизена (юго-восточная
часть Тихого океана) // Там же. 1984. № 3.
Лазько Е.Е., Лапутина ИМ., Свешникова Е.В.,
Удовкина Н.Г. Вещественный состав и
петрология фрагмента 24182 // Лунный грунт из Моря
Кризисов. М.: Наука, 1980.
Ланда Э.А., Ляпунов СМ. О содержании
редкоземельных элементов в дунитах Тулинского
■ массива и генезисе этих пород // Докл. АН СССР.
1984. Т. 276, №1.
Лесное Ф.П. Петрохимия полигенных базит-
гипербазитовых плутонов складчатых областей.
Новосибирск: Наука, 1986.
Личак ИМ. Петрология Коростеньского плу-
тона. Киев: Наук, думка, 1983.
Лукьянова Л.И., Волынин А.Ф.
Сравнительная характеристика пикритовых комплексов
Урала в связи с вопросом их генезиса // Зап.
Всесоюз. минерал, о-ва. 1979. Вып. 5.
Лутц Б.Г. Химический состав
континентальной коры и верхней мантии Земли. М.: Наука,
1975.
Лутц Б.Г. Геохимия океанического и
континентального магматизма. М.: Недра, 1980.
Лутц Б.Г. Петрохимия и геохимия офиоли-
тового комплекса Папуа Новой Гвинеи // Ти-
хоокеан. геология. 1986. № 1.
Магматические горные породы: Классифи-
492
нация, номенклатура, петрография. М.: Наука,
1983.
Магматические горные породы: Основные
породы. М.: Наука, 1985.
Магматические горные породы: Эволюция
магматизма в истории Земли. М.: Наука, 1987.
Магматические формации раннего докембрия
территории СССР: В 3 т. М.: Недра, 1980.
Магматические формации СССР. Л.: Недра,
1979. Т. 1.
Майсен Б., Беттчер А. Плавление водосодер-
жащей мантии. М.: Мир, 1979.
Малахов И.А. Петрохимия главных форма-
ционных типов ультрабазитов. М.: Наука, 1983.
Малиновский ИМ., Годовиков АЛ., Доро-
шев AM., Ран Э.Н. Силикатные системы при
высоких температурах и давлениях в связи с
петрологией верхней мантии и нижних слоев земной
коры // Физико-химические условия процессов
минералообразования по теоретическим и
экспериментальным данным. Новосибирск: Наука,
1976.
Малое Н.Д., Марков Е.В. Состав исходного
расплава и условия кристаллизации раннедо-
кембрийских интрузий друзитового
комплекса Беломорья // Геохимия. 1978. № 7.
Малюк Б.И. Генезис коматиитовых магм:
Петрохимическая проверка моделей //
Геохимия. 1978. № 7.
Маракушее АЛ. Серпентинизация гарцбурги-
тов // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1975. № 7.
Маракушее АЛ., Безмен Н.И. Эволюция
метеоритного вещества, планет и магматических
серий. М.: Наука, 1983.
Марковский Б.А., Богданов Г.В. Провинции
ультрамафических вулканитов хребта Пекуль-
ней (Северо-ВостокСССР)//Сов. геология.
1985. № 6.
Марковский Б.А., Ротман В.К. Геология и
петрология ультраосновного вулканизма. Л.:
Недра, 1981.
Маршинцев В.К. Вертикальная
неоднородность кимберлитовых тел Якутии.
Новосибирск: Наука, 1986.
Медно-никелевые месторождения
Балтийского щита. Л.: Наука, 1985.
Меляховецкий АЛ. Метаморфизм
гипербазитов Восточной Тувы. Новосибирск: Наука, 1982.
Металлогенические особенности щелочных
формаций восточной части Балтийского щита.
Л.: Недра, 1971.
Милашев ВЛ. Кимберлитовые провинции.
Л.: Недра, 1974.
Михайлов Н.П., Семенов Ю.Л. Эффузивные
и гипабиссальные улырамафиты складчатых
областей // Зап. Всесоюз. Минерал, о-ва. 1976.
Ч. 105, вып. 4.
Нечеухин В.М., Соколов В.Б., Таврин ИФ.
Положение в структуре земной коры Урала
и строение гипербазитовых и гипербазит-габ-
бровых комплексов. Свердловск: УНЦ АН
СССР, 1979.
Одинцов ММ. Геологические условия
проявления кимберлитов // Геология и полезные
ископаемые Восточной Сибири. Новосибирск:
Наука, 1985.
Океанический магматизм: Эволюция,
геологическая корреляция. М.: Наука, 1986.
Офиолитовая ассоциация Кузнецкого Алатау.
Новосибирск: Наука, 1982.
Павлов КВ., Григорьева ИМ.
Закономерности формирования хромитовых месторождений.
М.: Наука, 1973.
Пейве А.А. Строение и структурное
положение офиолитов Корякского нагорья. М.: Наука,
1984.
Перфильев А.С. Формирование земной коры
Уральской эвгеосинклинали. М.: Наука, 1979.
Петрография Центрального Казахстана. Т. 2.
М., Недра, 1971.
Петрология и геохимия островных дуг и
окраинных морей. М.: Наука, 1987.
Петрология и метаморфизм древних
офиолитов (на примере Полярного Урала и Западного
Саяна). Новосибирск: Наука, 1977.
Петрология Талнахской
дифференцированной трапповой интрузии. Новосибирск: Наука,
1975.
Пинус Г.В., Агафонов Л.В., Лесное Ф.П.
Альпинотипные гипербазиты Монголии. М.:
Наука, 1984.
Пинус Г.В.. Белинский В.В., Лесное Ф.П.
и др. Альпинотипные гипербазиты Анадырско-
Корякской складчатой системы. Новосибирск:
Наука, 1973.
Плошко В.В. Петрография и минералогия
океанитов острова Лорд-Хау (Тихий океан).
Киев: ИГН АН УССР, 1980.
Плюснин Г.С, Кузьмин М.И., Сандимиро-
ва Г.П., Зоненшайн Л.П. Изотопы стронция
в породах офиолитового комплекса хребта
Хан-Тайшири (Западная Монголия) // Изв.
АН СССР. Сер. геол. 1979. № 7.
Полканов А.А., Елисеев Н.А., Елисеев Э.Н..
Кавардин Г.Н. Массив Гремяха-Вырмес на
Кольском полуострове. Л.: Наука, 1967.
Поляков Г.В., Кривенко А.П.. Федосеев Г.С,
Богнибов В.И. Дифференцированные габбровые
интрузии каледонид Алтае-Саянской складчатой
области // Тр. ИГиГ СО АН СССР. 1973.
Вып. 213.
Погюлитов Э.И.. Волынец О.Н.
Геохимические особенности четвертичного вулканизма Ку-
рило-Камчатской островной дуги и некоторые
вопросы петрогенезиса. Новосибирск: Наука,
1981.
Предовский А.А., Федотов Ж.А.,
Ахмедов A.M. Геохимия печенгского комплекса:
Метаморфизованные осадки и вулканиты. Л.:
Наука, 1974.
Протерозойские ультрабазит-базитовые
формации Байкало-Сгановой области. Новосибирск:
Наука, 1986.
Редкие элементы в формациях изверженных
пород. М,: Недра, 1975.
Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии
Земли. М.: Недра, 1981.
Рифейско-нижнепалеозойские офиолиты
Северной Евразии. Новосибирск: Наука, 1985.
Рябчиков И.Д. Флюидный массоперенос и
мантийное магмообразование // Вулканология
и сейсмология. 1982. № 5.
Рябчиков И.Д., Богатиков О.А.
Физико-химические условия генерации и дифференциации
карельских коматиитов // Геохимия. 1984.
№5.
Рябчиков И.Д., Шрайер В., Абрахам К. Состав
флюидов в разрезах форстерит—кремнезем-
вода и жадеит—диопсид-вода при параметрах
верхней мантии // Изв. АН СССР. Сер. геол.
1982. №5.
Саблуков СМ. Новые данные о
поверхностных формах проявления кимберлитового
вулканизма // Докл. АН СССР. 1985. Т. 282. № 5.
Савельева Г.Н., Денисова Е.А. Структура
и петрология массива Средний Крака на
Южном Урале // Геотектоника. 1985. №4.
Сазонов В.Н. Хром в гидротермальном
процессе. М.: Наука, 1978.
Свешников К.И. Формационная
принадлежность массивов метабазитов и метаультраба-
зитов, связанных с чарской серией архея
(Восточная Сибирь) // Геология и геофизика. 1982.
№3.
Свешникова Е.В. Магматические комплексы
центрального типа. М.: Недра, 1973,
Семенов Ю.Л. Габбро-перидотитовые и пик-
рит-габбро-диабазовые комплексы Тянь-Шаня
и Памира. Л.: Недра, 1982.
Симонов В.А. Условия минералообразова-
ния в негранитных пегматитах. Новосибирск:
Наука, 1981.
Слодкевич В.В. Параморфозы графита по
алмазу // Зап. Всесоюз. минерал, о^а. 1982.
Ч. 111, вып. 1.
Соболев А.В. Фазовый состав меймечитов
севера Сибири и некоторые вопросы их
генезиса // Проблемы петрологии земной коры и
верхней мантии. Новосибирск: Наука, 1978.
Соболев И.В. Глубинные включения в
кимберлитах и проблема состава верхней мантии.
Новосибирск: Наука, 1974.
Соболев Н.В., Похиленко Н.П.. Ефимова Э.С.
Ксенолиты алмазоносных перидотитов в
кимберлитах и проблема происхождения алмазов //
Геология и геофизика. 1984. № 12.
Степанов B.C. Основной магматизм
докембрия Западного Беломорья. Л.: Наука, 1981.
Сутурин А.Н. Геохимия гилербазитов Ьос-
точного Саяна. Новосибирск: Наука, 1978.
Тарасенко B.C., Металиди СВ. Условия
образования титаномагнетитовых руд в габ-
броидах Чеповичского габбро-анортозитового
массива (Коростеньский плутон) // Геол. журн.
1983. Т. 43, №3.
Ткаченко К.Н., Юдин Б.А. Химические
анализы пород базит-гилербазитовых комплексов
докембрия Кольского полуострова. Апатиты: Кол.
фил. АН СССР, 1982.
Тэплор Х.П., Нобл. ДжА. Происхождение
магнетита в зональных улырамафических
комплексах Юго-Восточной Аляски //
Магматические рудные месторождения. М.: Недра, 1973.
Удовкина КГ. Эклогиты СССР. М.: Наука,
1985.
Уэйджер Л.П., Браун Г. Расслоенные
изверженные породы. М.: Мир, 1970.
Федотов Ж.А., Бакушкин ЕМ., Федотова М.Г.
493
Основной и ультраосновной магматизм
северного обрамления Печенгского синклинория //
Вопросы геологии и металлогении Кольского
полуострова. 1974. Вып. 5, ч. 2.
Фоминых ВТ., Латыш И.И., Шилов В.А, Рев-
динский массив и его титаномагнетитовые
руды // Минералогия и геохимия железорудных
месторождений Урала. Свердловск: УНЦ АН
СССР, 1974.
Царицын ЕМ. Состав акцессорных и рудных
хромшпинелидов в гипербазитах. Свердловск:
УНЦ АН СССР. 1977.
Царицын ЕМ. О вертикальной зональности
в гипербазитах Кемпирсайского массива //
Мантийные ксенолиты и проблема
ультраосновных магм. Новосибирск: Наука, 1983.
Цветков АЛ., Авдейко Г.П. Лерцолитовые
включения в лавах извержения 1980 г.
вулкана Чиринкотан, Курильские острова (первая
находка) // Докл. АН СССР. 1982. Т. 267, № 5.
Цветков А,А„ Шмидт О.А. Глубинные
включения в магматических породах Командорских
островов (первые находки) // Там же. 1982.
Т. 267, №4.
Шарков Е.В. Петрология расслоенных
интрузий. Л.: Наука, 1980.
Шарков Е.В. Петрология магматических
процессов. М.: Недра, 1983.
Шиллинг Дж.Г. Эволюция морского дна
на основе данных по геохимии редкоземельных
элементов // Петрология изверженных и
метаморфических пород дна океана. М.: Мир, 1973.
Штепнберг Д.С. Интрузивные формации //
Геология СССР. М.: Недра, 1969. Т. 12, ч. 1,
кн. 1.
Штейнберг Д.С, Чащухин И.С Серпентини-
зация ультрабазитов. М-: Наука, 1977.
Штейнберг Д.С; Золоев К.К.. Булыкин Л.Д
и др. Проблемы гипербазитов Урала в связи
с его глубинным строением // Обшие вопросы
магматизма Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР,
1980.
Щека С.А. Базит-гипербазитовые интрузии
и включения в эффузивах Дальнего Востока.
М-: Наука, 1983.
Щека С.А., Куренцова Н.А., Волынец О.Н.
Гилербазитовый парагенезис вкрапленников
базальтов // Типоморфные особенности
породообразующих минералов. Владивосток: ДВНЦ
АН СССР, 1978.
Щербаков С.А. Механизм пластических
деформаций ультрабазитов Войкар-Сыньинского
массива (Полярный Урал) // Геотектоника.
1981. №4.
Эволюция изверженных пород. М.: Мир,
1983.
Юркова P.M., Дриц В.А., Слонимская М.В.
и др. Типы серпентинитов и стадийность
процессов серпентинизации ультрабазитов офиоли-
товых комплексов Сахалина и Корякского .
хребта // Минеральные преобразования пород
океанической коры. М.: Наука, 1984.
Яковлев О.Н. Ультраосновные и кислые
породы Луны // Геохимия. 1977. № 12.
Ярошевский А.А., Ионов Д.А., Миронов Ю.В.
и др. Петрография и геохимия Иоко-Довы-
ренского дунит-троктолит-габброноритового
расслоенного массива (Северное Прибайкалье) //
Петрология и рудоносность природных
ассоциаций горных пород. М.: Наука, 1982.
Adams G.E., Bishop Е.С. The olivine-clinopyro-
xene geobarometer: experimental results in the
CaO~ FeO-MgO-SiO, system//Contrib. Mineral,
and Petrol. 1986. Vol. 94, N 2.
Aitken B.G. Echevenia LM. Petrology and
geochemistry of komatiites and tholeiites from
Gorgona island, Colombia // Ibid. 1984. Vol. 86,
N1.
Anderson D. Chemical composition of the
mantle // J. Geophys. Res. 1983. Vol. 88, suppl. 1.
Arndt NT. Ultrabasic magmas and high-degree
melting of the mantle // Contrib . Mineral, and
Petrol. 1977 Vol. 64, N2.
Arndt N. T. Differentiation of komatiite flows//
J. Petrol. 1986. Vol. 27, N2.
Arndt N.T., Francis D., Hynes A.J. The field
characteristics and petrology of archean- and
proterozoic komatiites//Canad. Miner. 1979.
Vol. 17, pt 2.
Arndt N.T., Naldrett A.J., Pyke D.R.
Komatiites and iron-rich thoieitic lavas of Munro
Township, Northeast, Ontario//J. Petrol. 1977. Vol. 18,
N2.
Aumento F, Loubat H. The Mid-Atlantic ridge
near 45° N. XVI. Seipentinized ultramafic
intrusions // Canad. J. Earth. Sci. 1971. Vol. 8, N 6.
Barnes S.J. The petrography and geochemistry
of komatiite flows from the Abitibi greenstone
belt and a model for their formation // Lithos.
1985. Vol. 18 N4.
Basaltic volcanism study project. N.Y.: Per-
gamon press, 1981.
Basu A.R., Rubury E., Mehnert H, Tatsumo-
to M. Sm-Nd, K-Ar age and petrologic study of
some kimberlites from Eastern United States and
their implication for mantle evolution // Contrib.
Mineral, and Petrol. 1984. Vol. 86, N 1.
Beccaluva L., Macciotta G., Piccardo G.B., Ze-
da О . Petrology of lherzolitic rocks from the
Northern Apennine ophiolites // Lithos. 1984.
Vol. 17, N4.
Beeson MM., Jackson E.D. Origin of the
garnet pyroxenite xenoliths at Salt Lake Crater,
Oahu//Mineral. Soc. Amer. Spec. Pap. 1970.
N3.
Beswick A.E. Primary fractionation and
secondary alteration within an archean
ultramafic lava flow (Abitibi)//Contrib. Mineral, and
Petrol. 1983. Vol. 82, N 2/3.
Bielski-Zyskind H., Wasserburg G.J.,
Nixon PM. Sm-Nd systematics in volcanics and
ultramafic xenoliths from Malaita, Solomon
Islands, and the nature of the Ontong Java
Plateau // J. Geophys. Res. 1984. Vol. 89, N 4.
Bloomer S.H., Hawkins J. W. Gabbroic and
ultramafic rocks from the Mariana Trench: an
•sland arc ophiolite // The tectonic and
geologic evolution of sout-heast asian seas and is-
494
lands. Wash. (D.C.): Amer. Geophys. Union,
1983. Pt 2.
Bonatti E.. OttoneUo G., Hatnlyn P.R. Pe-
ridotites from the island of Zabargad (St. John),
Red Sea: Petrology and Geochemistry//'J.
Geophys. Res. B. 1986. Vol. 91, N 1.
Boudreau A.E., Mathez E.A., McCallum IS.
Halogen geochemistry of the Stillwater and
Bushveld complexes: evidence for transport
of, the platinum group elements by Cl-rich
fluids // J. Petrol. 198S. Vol. 27, N 4.
Bourgois J., Desmet A., Tournon J., Aubouin J.
Petrology and geochemistry of mafic and ultrama-
flc rocks drilled during DSDP Leg 84 (Landward
slope of the Middle America trench of
Guatemala) // Ofioliti. 1984. Vol. 9, N 1.
Bowes D.R., Skinner W.R., Skinner D.L.
Petrochemistry of the Stillwater igneous complex,
Montana//Trans. Geol. Soc. S. Afr. 1973.
Vol. 76, pt 2.
Boyd F.R. A pyroxene geotherm // Geochim.
et cosmochim. acta. 1973. Vol. 37, N 12.
Boyd F.R., Finnerty A.A. Conditions of
origin of natural diamonds of peridotite affinity //
J. Geophys. Res. B. 1980. Vol. 85, N 12.
Boyd F.R., Jones R.A., Nixon P.H. Mantle
metasomatism: the kimberley dunites // Carnegie
Inst. Wash. Yb. 1983. Vol. 82.
Cameron E.N. The lower zone of the Eastern
Bushveld complex in the Ohfants River Trough//
J. Petrol. 1978. Vol. 19, N 3.
Cameron E.N. Evolution of the Lower
Critical Zone, Central Sector, Eastern Bushveld
Complex, and its chromite deposits // Econ. Geol.
1980. Vol. 75, N6.
Cameron W.E. Petrology and origin of
primitive lavas from the Troodos ophiolite, Cyprus//
Contrib. Mineral, and Petrol. 1985. Vol. 89,
N2/3.
Carmichael I.S.E. The mineralogy and
petrology of the volcanic rocks from the Leucite Hills,
Wyoming // Ibid. 1967. Vol. 15, N 1.
Carswell D.A., Gibb F.G.F. Geothermometry
of garnet lherzolite nodules with special reference
to those from the Kimberlites of Northern
Lesotho // Ibid. 1980. Vol. 74, N 4.
Carswell D.A., Gibb F.G.F. Evaluation of
mineral thermometers and barometers applicable to
garnet lherzolite assemblages //Ibid. 1987.
Vol.95 ,N4.
Carswell D.A.. Harvey M.A., Al-Samman A.
The petrogenesis of contrasting Fe—Ti and Mg—
Cr garnet peridotite types in the high grade gneiss
complex of Western Norway // Bull. Miner. 1983.
Vol. 106, N6.
Chromium: its physicochemical behavior and
petrologic significance // Geochim. et cosmochim.
acta. Specissue. 1975. Vol. 39, N 6/7. ^
Conquere F. Les pyroxenolites a amphibole
et les amphibolites associe'es, aux lherzolites du
gisements de Lherz (Ariege, France): un exemple
du role de I'eau au cours de la cristallisation frac-
tionee des liquides issus de la fusion partielle de
lherzolites//Contrib. Mineral, and Petrol. 1971.
Vol. 33, N1.
Conrad W.K., Kay R.W. Ultramaflc and mafic
inclusions from Adak Island: crystallization history
and implications for the nature of primary magmas
and crustal evolution in the Aleutian Arc // J.
Petrol. 1984. Vol. 15, N 1.
Continental basalts and mantle xenoliths. Hant-
wich: Shiva publ., 1983.
Coombs D.S., Landis C.A., Norris R.G. et al.
The Dun Mountain ophiolite belt, New Zealand,
its tectonic setting, constitution and origin, with
special reference to the Southern Portion // Amer.
J. Sci. 1976. Vol. 276, N5.
Cox K.J., Jamieson B.G. The olivine-richpo-
libaric lavas of Nuanetsi: a study of polibaric
magmatic evolution//J. Petrol. 1974. Vol. 15,
N2.
Cullers R.L., Ramakrishnan S., Berendsen S.,
Griffin T. Geochemistry and petrogenesis of lam-
proites, Late Cretaceous Age, Woodson County,
Kansas, USA // Geochim. et cosmochim. acta. 1985.
Vol. 49, N 6.
Davies H.L. Peridotite-gabbro-basalt complex
in eastern Papua; an overthrust of oceanic mantle
and crust // Austral. Bur. Miner. Res. Geol. and
Geophys. BulL 1971. N 128.
Dawson J.B., Smith J.V. The MARID (mica-
amphibole—rutile—ilmenite-diopside) suite of
xenoliths in kimberlite // Geochim. et
cosmochim. acta. 1977. Vol. 41, N 2.
Dawson J.B., Hervig R.L., Smith J.V. Fertile
iron-rich dunite xenoliths from the Bultfontein
kimberlite, South Africa: Relationships to other
mantle peridotite xenoliths// Fortschr. Miner. 1981.
Bd. 59, H.2.
Delaney J.S., Smith J. V., Carswell D.A.,
Dawson J.B. Chemistry of micas from kimberlites and
xenoliths. II. Primary and secondary — textured
micas from peridotite xenoliths // Geochim. et
cosmochim. acta. 1980. Vol. 44, N 6.
DeLong S.E., Hodges F.M., Arculus R.J. Ultra-
mafic and mafic inclusions, Kanaga Island, Alaska
and the occurence of alkaline rocks in island arcs //
J. Geol. 1975. Vol. 83.
Desmons J., Delaloye M., Desmet A. et al. Trace
and rare earth element abundances in Troodos lavas
and sheeted dikes. Cyprus//Ofioliti. 1980. Vol. 5,
N1.
Dick H.J.B., Bullen T. Chromian spinel as a pet-
rogenetic indicator in abyssal and alpine-type perido-
tites and spatially assotiated lavas // Contrib.
Mineral, and Petrol. 1984. Vol. 86, N I.
Dick H.J.B., Fisher R.L. Mineralogic studies of
the residues of mantle melting: abyssal and alpine-
type peridotites // Proc. Ill Intern. Kimb. Conf.
1984. Vol. 2.
Dick H.J.B., Sinton J.M. Compositional layering
in alpine peridotites: evidence for pressure solution
creep in the mantle // J. Geol. 1979. Vol. 87, N 4.
Dick H.J.B., Fisher R.L., Bryan W.B. Mineralogic
variability of the uppermost mantle along mid-
ocean ridges//Earth and Planet. Sci. Lett. 1984.
Vol. 69, N1.
Dickey J.S. Partial fusion products in alpine type
peridotites: Serrania de la Ronda and other
examples // Miner. Soc. Amer. Spec. Pap. 1970. N 3.
Dietrich V.J., Gansser A.. Sommerauer J.,
Cameron W.E. Paleogene komatiites from Gorgona
495
island,east Pacific: A primary magma for ocean floor
basalts?// Geothecton. J. 1981. Vol. 15, N 3.
Duke J.M. Petrology and economic geology of
the Dumont sill: an archean intrusion of komatiitic
affinity in northwestern Quebec//Canad. Geol.
Surv. Econ. GeoL Rep. 1986. N 35.
Dunham A.C., Wadsworth W.J. Cryptic variation
in the Rhum layered intrusion // Miner. Mag. 1978.
Vol. 42, N 323.
Dupre" В., Echeverria L.M. Pb isotopes of Gorgo-
na island (Colombia): isotopic variations correlated
with magma type//Earth and Planet. Sci. Lett.
1984. Vol. 67, N2.
Echeverria L.M. Tertiary or mesozoic komatii-
tes from Gorgona Island, Colombia: field relations
and geochemistry // Contrib. Mineral, and Petrol.
1980. Vol. 73, N 3.
Echeverria L.M., Aitken B.G. Pyroclastic Rocks:
another manifestation of ultramafic volcanism on
Gorgona Island, Colombia // Ibid. 1986. Vol. 92,
N4.
Edwards R.L., Wasserburg G.J. The age and
emplacement of obducted oceanic crust in the Urals
from Sm-Nd and Rb-Sr systematics // Earth and
Planet. Sci. Lett. 1985. Vol. 72, N 4.
Ehrenberg S.N. Petrogenesis of garnet lherzo-
lite and megacrystalline nodules from the Thumb
Navajo Volcanic Field//J. Petrol. 1982. Vol. 23,
N4.
Elthon D., Casey J.F., Komor S. Mineral chetnis-
try of ultramafic cumulates from the North Arm
Mountain Massif of the Bay of Islands ophiolite:
evidence for high-pressure crystal fiactionation of
oceanic basalts // J. Geophys. Res. B. 1982. Vol. 87,
N10.
Engi M. Equilibria involving Al—Cr spinel: Mg—
Fe exchange with olivine. Experiment, thermody-
namic analysis, and consequences for geothermomet-
ry // Amer. J. Sci. A. 1983. Vol. 283.
Ernst W.G. Petrochemical study of lherzolitic
rocks from the Western Alps//J. Petrol. 1978.
Vol. 19, N3.
Ernst W.G., Piccardo G.B. Petrogenesis of some
Ligurian peridotites. I. Mineral and Bulk-rock,
chemistry // Geochim. et cosmochim. acta.
1979. Vol. 43, N2.
Evans C.E. Magma tic "metasomatism" in
peridotites from the Zambales ophiolite // Geology.
1985. Vol. 13, N3.
Evans B. W., Trommsdorf V. Regional meta-
morphism of ultramafic rocks in the Central Alps:
paragenesis in the system CaO-MgO-SiO2-H2O//
Schweiz. Mineral. Petrogr.Mitt. 1970. Bd. 50, Ht. 3.
Extended abstracts. 4-th International kimberlite
conference // Geol. Soc. Austral. Abstr. 1986. N 16.
Fiala J., Padera K. The chemistry of the minerals
of the pyrope dunite from borehole T-7 near Stare
(Bohemia) // Tschermaks miner, und petrogr. Mitt.
1977. Bd. 24, N 4.
Field excursion guidebook: VI Ophiolite Field
Conf. Bologna: Tecnoprint, 1980.
Finnerty A.A., Boyd F.R. Evaluation of thermo-
barometers for garnet peridotites // Geochim. et
cosmochim. acta. 1984. Vol. 48, N 1.
Ford C.E., Russell DC, Craven J.A., Fisk M.R.
Olivine-liquid equilibria: temperature, pressure and
496
composition dependence of the crystal-liquid cation
partition coefficients for Mg, Fe2+, Ca and Mn//
J. Petrol. 1983. Vol. 24, N 3.
Francis D. The Baffin Bay lavas and the value
of picrites as analogues of primary magmas //
Contrib. Mineral, and Petrol. 1985. Vol. 89, N 2/3.
Fraser K.J., Hawkesworth CJ., Erlank A.J. et al.
Sr, Nd and Pb isotope and minor element
geochemistry of lamproites and kimberlites // Earth and
Planet. Sci. Lett. 1985. Vol. 76, N 1/2.
Frey F.A. The origin of pyroxenites and garnet
pyroxenites from Salt Lake Crater, Oahu, Hawaii:
trace element evidence//Amer. J. Sci. A. 1980.
Vol. 280, pt 2.
Frey F.A., Green D.H. The mineralogy,
geochemistry and origin of lherzolite inclusions in
Victorian basanites // Geochim. et cosmochim. acta.
1974. Vol. 38, N 7.
Frey F.A, Prinz M. Ultramafic inclusions from
San Carlos, Arizona: petrologic and geochemical
data bearing of the petrogenesis // Earth and Planet.
Sci. Lett. 1978. Vol. 38, N 1.
Frey F.A., Suen CJ., Stockman H. W. The Ronda
ligh temperature peridotite: geochemistry and
petrogenesis // Geochim.. et cosmochim. acta. 1985.
Vol. 49, N11.
Garuti G., Rivalenti G., Rossi A et al. The Ivrea-
Verbano mafic-ultramafic complex of the Italian
Western Alps: discussion of some petrologic
problems and a summary // Rend. Soc. ital. miner, e
petrol. 1980. Vol. 36, N 2.
George R.P. (Jr.). Structural petrology of the
Olimpus ultramafic complex in the Troodos
Ophiolite, Cyprus//Bull. Geol. Soc. Amer. 1978.
Vol. 89, N 6.
Gogineni S.V., Melton Ch. E., Giardini AA
Some petrological aspect of the Prairie Creek
diamond-bearing kimberlite diatreme, Arkansas //
Contrib. Mineral, and Petrol. 1978. Vol. 66, N 3.
Gopel Ch., Allegre C.J., Xu R.H. Lead isotopic
study of the Xigaze ophiolite (Tibet): the problem
of the relationship between magmatites (gabbros,
dolerites, lavas) and „tectonites (harzburgites)//
Earth and Planet. Sci. Lett. 1984. Vol. 69, N 2.
Green D.H. Genesis of archean peridotitic
magmas and constraints on archean geothermal gradients
and tectonics // Geology. 1975. Vol. 3, N 1.
Green D.H., Hibberson W. The instability of pla-
gioclase in peridotite at high pressure // Lithos.
1970. Vol. 3, N3.
Hamelin В., Dupre В., Allegre CJ. The lead
isotope systematics of ophiolite complexes // Earth and
Planet. Sci. Lett. 1984. Vol. 67, N 3.
Hamilton J.O. Sr isotope and trace element
studies of the Great Dyke and Bushveld mafic phase
and their relation to Early Proterozoic magma
genesis inS. Africa //J. Petrol. 1977. Vol. 18, N 1.
Hamlyn P.R., Bonatti E. Petrology of mantle
derived ultramafics from the Owen fracture zone,
northwest Indian Ocean: implication's for the
nature of the oceanic upper mantle // Earth and
Planet. Sci. Lett. 1980. Vol. 48, N 1.
Harley S.L. Comparison of the garnet-ortho-
pyroxene geobarometer with recent experimental
studies and applications to natural assemblages //
J. Petrol. 1984. Vol. 25, N3.
Hart S.R., Zindler A. In search of a bulk-earth
composition // Chem. Geol. 1986. Vol. 57, N 3/4.
Harte B. Rock nomenclature with particular
relation to deformation and recrystallization textures
in olivine-beanng xenoliths // J. Geol. 1977. Vol. 85,
N3.
Henry D.J., Medaris L.G. Application of
pyroxene and olivine-spinel geothermometers to
spinel peridotites in southwestern Oregon // Amer.J.
Sci. A. 1980. Vol. 280, pt 1.
HervigR.L.,. Smith J.V., Steele I.M., Daw-
son J.B.. Fertile and barren Al—Cr-spinel harzbur-
gites from the upper mantle: ion and electron
probe analyses of trace elements in olivine and or-
thopyroxene: relation to lherzolites // Earth and
Planet Sci. Lett. 1980. Vol. 50, N 1.
Hess H.H. Stillwater igneous complex,
Montana: A quantitative mineralogical study//Geol.
Soc. Amer. Mem. 1960. Vol. 80.
Himmelberg G.R., Loney R.A. Petrology of ul-
tramafic and gabbroic rocks of the Brady Glacier
nickel-copper deposit, Fairweater Range,
southeastern Alaska//US Geol. Surv. Profess. Pap. 1981.
N. 1195.
Himmelberg G.R., Loney R.A., Craig J.T. Pet-
rogenesis of the ultramafic complex at the
Blashke Islands, south-eastern Alaska // Bull.
US Geol. Surv. 1986. N 1662.
Hodges F.M., Papike J.J. DSDP site 334: mag-
matic cumulates from oceanic layer 3 // J. Geophys.
Res. 1976. Vol. 81, N23.
Hutchison R., Paul D.K., Harris P.G. Chemical
composition of the upper mantle // Miner. Mag.
1970. Vol. 37, N290.
Initi# reports of the Deep Sea Drilling Project.
Wash. (D.C.): Gov. print, off., 1977. Vol. 37.
Initial reports of the Deep Sea Drilling Project.
Wash. (D.C.): Gov. print, off., 1979. Vol/45.
Irifine Т., Ohtani E., Kumazawa M. Stability
field of knorringite Mg3 Cr2 Si3 О, , at high pressure
and its implications to the occurence of Cr-rich
pyrope in the upper mantle // Phys. Earth and
Planet. Inter. 1982. Vol. 27, N 2.
Irving A.J. Pyroxene-rich ultramafic xenoliths
in the Newer Basalts of Victoria, Australia // Neues
Jb. Mineral. Abh. 1974. Bd. 120, H. 2.
Irving A.J. Petrology and geochemistry of
composite ultramafic xenoliths in alkalic basalts
and implications for magmatic process within
the mantle//Amer. J. Sci. A. 1980. Vol. 280,
Pt2.
Jackson E.D. Primary textures and mineral
associations in the Ultramafic zone of the Stillwater
complex, Montana // US Geol. Surv. Profess. Pap.
1961. N358.
Jackson E.D., Wright T.L. Xenoliths in the
Honolulu volcanic series, Hawaii//J. Petrol. 1970.
Vol. 11, N2.
Jagoutz E., Palme H., Baddenhausen H. et al.
The abundances of major, minor and trace
element,, in the Earth mantle as derived from
primitive ultramafic nodules//Proc. X Lunar. Sci.
Conf. 1979. Vol. 10.
Jacobsen S.B., Wasserburg G.J. Nb and Sr iso-
topic study of the Bay of Islands Ophiolite
Complex and the evolution of the source of Midocean
32. Зак.855
ridge basalts //J. Geophys. Res. B. 1979. Vol. 84,
N13.
Jacobsen S.B., Quick J.E., Wasserburg G.J. A
Nd and Sr isotopic study of the Trinity peridotite;
implications for mantle evolution // Earth and
Planet. Sci. Lett. 1984. Vol. 68, N 3.
Jahn В., Gruau D., Glikson A.Y. Komatiites of
the Onverwacht Group, S. Africa: REE
Geochemistry. Sm-Nd age and mantle evolution // Contrib.
Mineral, and Petrol. 1982. Vol. 80, N 1.
Jakobsson S.P., Jonsson J., Shido F. Petrology of
the western Reykjanes Peninsula, Iceland // J.
Petrol. 1978. Vol. 19, N4.
Jamieson R.A. Metamorphism during ophiolite
emplacement-the petrology of the St. Anthony
Complex // Ibid. 1981. Vol. 22, N 3.
Jaques A.L. Petrology and petrogenesis of
cumulate peridotites and gabbros from the Marum
ophiolite complex, Northern Parua, New Guinea // Ibid.
1981. Vol. 22, N1.
Jaques A.L., Chappel B.W. Petrology and trace
element geochemistry of the Papuan ultramafic
belt//Contrib. Mineral, and Petrol. 1980. Vol. 75,
N1.
Jaques A.L., Green D.H. Anhydrous melting of
peridotite at 0-15 kb pressure and the genesis of
tholeiite basalts // Ibid. 1980. Vol. 73, N 3.
Jaques A.L., Chappell B. W., Taylor S.R.
Geochemistry of cumulus peridotites and gabbros from the
Marum Ofiolite Complex, Northern Papua New
Guinea // Ibid. 1983. Vol. 82, N 2/3.
Jaques A.L., Lewis ID., Smith C.B. The kimber-
lites and lamproites of Western Australia // Bull.
Geol. Surv. West Austral. 1986." Vol. 132.
Jenkins DM. Experimental phase relations of
hydrous peridotites modelled in the system
H2O-CaO-MgO-Al,O3-SiO2 //Contrib.
Mineral. Petrol. 1981. Vol. 77, N 2.
Jones A.P., Smith J.V., Dawson J.B. Mantle
metamorphism in 14 veined peridotites from Bul-
tfontein mine, South Africa //J. Geol. 1982.
Vol. 90, N 4.
Jones J.H. Temperature-and
pressure-independent correlations of olivine-liquid partition
coefficients and their application to trace element
partitioning // Contrib. Mineral. and Petrol.
1985. Vol. 88, N 1/2.
Kay R.W., Rubenstone J.L.. Kay S.M. Aleutian
terranes from Nd isotopes // Nature. 1986. Vol. 322.
Kimberlites and related rocks // Proc. Ill Intern.
Kimberlite Conf. Clermont Ferrand, 1984. Vol. 1,2.
Kimberlites, diatremes and diamonds: their
geology, petrology and geochemistry // Proc. II
Intern. Kimberlite Conf. 1979. Vol. 1..
Kinloch E.D. Regional trends in the platinum-
group mineralogy of the critical zone of the Bush-
veld complex, South Africa // Econ. Geol. 1982.
Vol. 77, N 6.
Komatiites. L.: Allen Unwin, 1982.
Komor S.C., Elthon D., Casey J.F. Mineralogic
variation in a layered ultramafic cumulate sequence
at the North Arm Mountain Massif, Bay of Islands
Ophiolite, Newfoundland // J. Geophys. Res.
1985. Vol. 90, N 9.
Komprobst J., Ohnenstetter D., Ohnenstetter M.
Na and Cr contents in clinopyroxenes from perido-
497
tites: a possible discriminant between
"subcontinental" and "suboceanic" mantle // Earth and
Planet. Sci. Lett. 1981. Vol. 53, N 2.
Kramers J.D. Lead and strontium isotopes in
cretaceous kimberlites and mantle derived xenoliths
from Southern Africa // Ibid. 1977. Vol. 34, N 3.
Kramers J.D., Roddick J.C.M., Dawson J.B.
Trace element and isotope studies on veined, meta-
somatic and "MARID" xenoliths from Bultfontein,
South Africa // Ibid. 1983. Vol. 65, N 1.
Krishnamunhy P., Cox K.G. Picrite basalts and
related lavas from the Deccan Traps of Western
India//Contrib. Mineral, and Petrol. 1977. Vol.62,
N1.
Kuno H. Mafic and ultramafic nodules in basaltic
rocks of Hawaii//Geol. Soc. Amer. Mem. 1969.
N115.
Kuno H., Aoki K. Chemistry of ultramafic
nodules and their bearing on the origin of basaltic
magmas // Phys. Earth and Planet. Inter. 1970. Vol. 3.
Kurat G., Palme H., Baddenhausen H. et al.
Geochemistry of ultramafic xenoliths from Kap-
fenstein, Austria: evidence for a variety of upper
mantle processes // Geochim. et cosmochim. acta.
1980. Vol. 44, N1.
Lesotho kimberlites. Maseru: Lesotho Nat.
Dev. Corp., 1973.
Lindsley D.H., Dixon S.A. Diopside-enstatite
equilibria at 850 to 1400°C, 5 to 35 kbar // Amer. J.
Sci. 1976. Vol. 276, N10.
Маагфе S, Aoki K.I The major element
composition of the upper mantle estimated from the
composition of lherzolites // Contrib. Mineral, and
Petrol. 1977. Vol. 63, N2.
Machart J. Ultramafic rocks in the Bohemian
Part of the Moldanubicum and Central Bohemian
islet zone (Bohemian massif) // Krystalinikum. 1984.
Vol. 17.
Magaritz M., Taylor H.P. Oxygen and hydrogen
isotope studies of serpentinization in the Troodos
ophiolite complex, Cyprus // Earth and Planet.
Sci. Lett. 1974. Vol. 23, N 1.
Malpas J. The dynamothermal aureole of the
Bay of "Islands ophiolite suite // Canad. J. Earth Sci..
1979. Vol. 16, N11.
Mason B. Meteorites//US Geol. Surv. Profess.
Pap. B.I 97 9. N440.
Mathias M., Siebert J.C., Rickwood P.C. Some
aspects of the mineralogy and petrology of
ultramafic xenoliths in kimberlite // Contrib. Mineral,
and Petrol. 1970. Vol. 26, N 1.
McCulloch M.T., Compston W. Sm-Nd age of
Kambalda and Kanowna greenstones and
heterogeneity in the archaean mantle//Nature. 1981.
Vol. 294.
McKenzie D. The extraction of magma from the
crust and mantle // Earth and Planet. Sci. Lett.
1985. Vol. 74, N1.
Melson W.G., Hart S.R., Thompson G. St.Paul's
Rocks, Equatorial Atlantic: petrogenesis, radiomet-
ric ages and implication of sea-floor spreading //
Geol. Soc. Amer. Mem. 1972. Vol. 132.
Menzies M., Allen С Plagioclase lherzolite —
residual mantle relationships within two eastern
Mediterranean ophiolites // Contrib. Mineral, and
Petrol. 1974. Vol. 45, N3.
498
Menzies M., Murthy V.R. Nd and Sr isotope
geochemistry of hydrous mantle nodules and their
host alkali basalts: implications for local
heterogeneities in metasomatically veined mantle // Earth
and Planet. Sci. Lett. 1980. Vol. 46, N 3.
Menzies M., Kempton P., Dungan M. Interaction
of continental lithosphere and asthenospheric melts
below the Geronimo volcanic field, Arizona, USA //
J. Petrol. 1985. Vol. 26, N 3.
Michael P.J., Bonatti E. Peridotite composition
from the North Atlantic: regional and tectonic
variations and implications for partial melting //
Earth and Planet. Sci. Lett. 1985. Vol. 73, N 1.
Mitchell R.H. Garnet lherzolites from the Ha-
naus-I and Louwrensia kimberlites of Namibia //
Contrib. Mineral, and Petrol. 1984. Vol. 86, N 2.
Moody J.B. Serpentinization: a review // Lithos.
1976. Vol. 9, N2.
Moores E.M. Origin and emplacement of
ophiolites // Rev. Geophys. and Space Phys. 1982. Vol. 20,
N4.
Mysen BO., Kushiro I. Compositional variations
of coexisting phases with degree of melting of
peridotite in the upper mantle // Amer. Miner.
1977. Vol. 62, N9/10.
Naldrett A.J., Turner A.R. The geology and
petrogenesis of a greenstone belt and related nickel
sulfide mineralization at Yakabindie, Western
Australia // Precambr. Res. 1977. Vol. 5, N 1.
Nesbitt R.W., Sun Sh.S. Geochemistry of
archaean spinifex-textured peridotites and mag-
nesian and low-magnesian tholeiites // Earth and
Planet. Sci. Lett. 1976. Vol. 31, N 3.
Nesbitt R.W., Sun Sh.S., Purvis A.C. Komatii-
tes: geochemistry and genesis // Canad. Miner. 1979.
Vol. 17,pt2.
Nicholls I.A., Ferguson J., Jones H., Marks G.P.,
Mutter J.C. Ultramafic blocks from the ocean floor
south-west of Australia // Earth and Planet. Sci.
Lett. 1981. Vol. 56.
Nickel deposits and their host rocks in western
Australia//Econ. Geol. Spec, issue. 1981. Vol. 76,
N6.
Nickel K.G., Green D.H. Empirical geothermo-
barometry for garnet peridotites and implications
for the nature of the lithosphere, kimberlites and
diamonds//Earth and Planet. Sci. Lett. 1985.
Vol. 73, N 1.
Nicolas A., Poirier J.P. Crystalline plasticity and
solid state flow in metamorphic rocks. L.: Wiley,
1976.
Nicolas A., Prinzhofer A. Cumulative or residual
origin for the transition zone in ophiolites:
structural evidence // J. Petrol. 1983. Vol. 24, N 2.
Nicolas A., Boudier F., Bouchez J.L.
Interpretation of peridotite structures from ophiolitic and
oceanic environments // Amer. J. Sci. A. 1.980.
Vol. 280, pt 1.
'Nisbet E.G., Bickle M.J., Martin A.- The mafic
and ultramafic lavas of the Belingwe Greenstone
Belt, Rhodesia // J. Petrol. 1977. Vol. 18, N 4.
Nixon PH., Rogers R.W., Gibson I.L., Grey A.
Depleted and fertile mantle xenoliths from southern
african kimberlites // Annu. Rev. Earth and Planet.
Sci. 1981. Vol. 9.
Obata M. The Ronda peridotite: garnet-, spinel-
and plagioclase-lherzolite fades and the P- T
trajectories of a high-temperature mantle intrusion // J.
Petrol. 1980. Vol. 21, N 3.
Oehm J., Schneider A., Wedepohl K.H. Upper
mantle rocks from basalts of the northern
Hessian Depression (N-W Germany) // Tschermarks
miner, und petrogr. Mitt. 1983. Bd. 32, H. 1.
Oman ophiolite//J. Geophys. Res. 1981.
Vol. 80, N 3/4.
Ophiolites // Proc. Intern. Ophiolite Symp.
Nicosia: Printco ltd, 1980.
Ophiolites and oceanic lithosphere. Oxford:
BlackwelL 1984.
Ottonello G. Rare-earth abundances and
distribution in some spinel peiidotite xenoliths from
Assab (Ethiopia) // Geochim. et cosmochim. acta.
•1980. Vol. 44, N11.
Ottonello C, Ernst W.G., Joron J.L. Rare
earth and 3-rd transition element geochemistry
of peridotitic rocks: 1. Peridotites from the
Western Alps // J.Petrol. 1984,. Vol. 25, N 2.
Ottonello G., Joron J.L., Piccardo G.B. Rare
earth and 3-d transition element geochemistry
of peridotitic rocks: II. Ligurian peridotites and
associated basalts//J. Petrol. 19842. Vol.25,
N2.
Ottonello G., Piccardo G.B. Ernst W.G. Pet-
rogenesis of some Ligurian peridotites: II. Rare
earth element chemistry // Geochim. et cosmochim.
acta. 1979. Vol. 43, N8.
Page N.J., Rowe J.J., Haffty J. Platinum metals
in the Stillwater Complex, Montana // Econ. Geol.
1976. Vol. 71, N7.
Palacz Z.A., Tait S.R. Isotopic and geochemi-
cal investigation of unit 10 from the Eastern
Layered Series of the Rhum Intrusion, Nt>rth-
West Scotland // Geol. Mag. L985. Vol. 122, N 5.
Pamic J.. Adib D. High-grade amphibolites and
granulites at the base of the Neyriz peridotites in
south-eastern Iran// Neues Jb. Mineral. Abh. 1982.
Bd. 143, H. 2.
Pamic J., Majer V. Ultramafic rocks of the Di-
naride central ophiolite zone in Yugoslavia //
J. Geol. 1977. Vol. 85. N5.
Physics and chemistry of the Earth. N.Y.:
Pergamon press, 1975. Vol. 9.
Pinsent R.H., Hirst DM. The metamorphism
of the Blue River ultramafic body, Cassiar,
British Columbia, Canada//J. Petrol. 1977. Vol. L8,
N4-
Polve M., AU/gre C.J. Orogenic lherzolite
complexes studies by 87Rb/"Sr: a clue to
understand the mantle convection processes?// Earth and
Planet. Sci. Lett. 1980. Vol. 51, N 1.
Press S., Witt G., Seek H.A., Ionov D.A., Ко-
valenko V.I. Spinel peridotite xenoliths from the
Tariat depression, Mongolia. I: Major element
chemistry and mineralogy of a primitive mantle
xenolith suite // Geochim. et cosmochim. acta.
1986. Vol. 50, N 12. t
Prinzhofer A.. Allegre C.J. Residual
peridotites and the mechanisms of partial melting // Earth
and Planet. Sci. Lett. 1985. Vol. 74, N 2/3.
Руке D.R., Naldrett A.J., Eckstrand O.R. Ar-
chean ultramafic flows in Munto Township,
Ontario // Bull. Geol. Soc. Amer. 1973. Vol. 84, N 3.
Raedeke L.D., McCallum I.S. Investigations
in the Stillwater complex: Pt II. Petrology and
petrogenesis of the ultramafic series // J. PetroL
1984. Vol. 25, N2.
Ramsay W.R.H., Grawford A.J., Foden J.D.
Field setting, mineralogy, chemistry and genesis of
arc picrites, New Georgia, Solomon islands // Cont-
rib. Mineral, and Petrol. 1984. Vol. 88, N 4.
Rare earth element geochemistry. Amsterdam:
Elsevier, 1984.
Rassios A., Moores EM., Green H.W. Magmatic
structure and stratigraphy of the Vourinos
Ophiolite cumulative zone. Northern Greece // Ofiolrti.
1983. Vol. 8, N3.
Reid J.B. (Jr.), Woods G.A. Oceanic mantle
beneath the Southern Rio Grande rift // Earth and
Planet. Sci. Lett. 1.978. Vol. 41, N 3.
Reisberg L., Zindler A. Extreme isotopic
variations in the upper mantle: evidence from Ronda //
[bid. 1986. Vol. 81, N1.
Richardson S.H., Erlank A.J., Hart S.R. Kimber-
lite-borne garnet peridotite xenoliths from old
enriched subcontinental lithosphere//Ibid. 1985.
Vol. 75, N2/3.
Rivalenti G., Rossi A., Siena F., Sinigoi S. The
layered series of the Ivrea-Verbano igneous complex,
Western Alps, Italy // Tschermaks. miner, und
petrogr. Mitt. 1984. Vol. 33. N 2.
Rivalenti G., Garuti G., Rossi A. et al. Existence
of different peridotite types and of a layered igneous
complex in the Ivrea zone of the Western Alps // J.
Petrol. 1981. Vol. 22, N1.
Roden M.F.. Hart S.R.. Frey FA.. Melson W.G.
Sr, Nd and Pb .isotopic and REE geochemistry of
St. Paul's Rocks: the metamorphic and metasomatic
development of an alkali basalt mantle source
Contrib. Mineral, and Petrol. 1984. VoL 85, N 4.
Rodgers K.A. Ultramafic and related rocks from
Southern New Caledonia // Bull. Bur. rech. geoL
et mineres. Sec. IV. 1976. N 1.
Rodgers K.A., Brothers R.N., Searle EJ.
Ultramafic nodules and their host rocks from Auckland.
New Zealand // Geol. Mag. 1975. Vol. 112.
Roeder P.I., Campbell 1.Н., Jamieson H.E.
A re-evaluation of the olivine-spinel geothenno-
meter // Contrib. Mineral, and Petrol. 1979. Vol. 68,
N3.
Ruckmick J.C., Noble J.A. Origin of ultramafic
complex of Union Bay, Southeastern Alaska //
Bull. GeoL Soc. Amer. 1959. Vol. 70, N 8.
Sachtleben Т., Seek H.A. Chemical control of
Al-solubility in orthopyroxene and its implications
on pyroxene geothermometry // Contrib. MtneraL
and Petrol. 1981. Vol. 78, N 2.
Schiffries CM. The petrogenesis of a platmife-
rous dunite pipe in the Bushveld complex:
infiltration metasomatism by a chloride solution // Econ.
Geol. 1982. Vol. 77, N6.
Searle D.L., Vokes TM. Layered ultrabasic
lavas from Cyprus// GeoL Mag. 1969. Vol. 106, N 6.
Serpentine mineralogy, petrology and paragene-
sis // Spec, issue. Canad. Mineral. 1979. Vol. 17,
pt. 4.
Sharpe M.R. Noble metals in the marginal rocks
of the Bushveld complex // Econ. GeoL 1982.
Vol. 77, N 6.
499
Shervais J.W. Thermal emplacement model for
the alpine lherzolite massif at Balmuccia, Italy //
J. Petrol. 1979. Vol. 20, N4.
Shimizu N. Rare earth elements in garnets and
clinopyroxenes from garnet lherzolite nodules in
kimberlites // Earth and Planet. Sci. Lett. 1975.
VoL25.Nl.
Simkin Т., Smith J.V. Minor-element
distribution of olivine // J. Geol. 1970. Vol. 78, N 3.
Sinigoi S., Comin-Chiaramonti P., Demarchi G.,
Siena F. Differentiation of partial melts in the
mantle: evidence from the Balmuccia peridotite,
Italy // Contrib. Mineral, and Petrol. 1983. Vol. 82,
N4.
Sinton J.M. Equilibration history of the basal
alpine-type peridotite, Red Mountain, New Zealand
// J. Petrol. 1977. VoL 18, N 2.
Sinton JM. Petrology and evolution of the Red
Mountain ophiolite complex, New Zealand // Amer.
J. Sci. A. 1980. Vol. 280, pt 1.
Smith C.B., Gurney J.J., Skinner EM. et al.
Geochemical character of Southern African
kimberlites: a new approach based on isotopic constraints //
Trans. Geol. Soc. S. Afr. 1985. VoL 88, N 2.
Stosch H.G., Lugmair G.W. Trace element and
Sr and Nd isotope geochemistry of peridotite xeno-
liths from Eifel (West Germany) and their bearing
on the evolution of the subcontinental lithosphere //
Earth and Planet. Sci Lett. 1986. Vol. 80, N 3.
Stosch H.G., Seek H.A. Geochemistry and
mineralogy of two spinel peridotite suites from Dreiser
Weiher, West Germany // Geochim. et cosmochim.
acta. 1980. Vol. 44, N3.
Stosch H.G., Carlson K.W., Lugmair G.W.
Episodic mantle differentiation: Nd and Sr isotopic
evidence // Earth and Planet. Sci. Lett. 1980.
Vol. 47, N 2.
Stosch H.G., Lugmair G.W., Kovalenko V.I.
Spinel peridotite xenoliths from the Tariat
depression, Mongolia. II. Geochemistry and Nd and Sr
isotopic composition and their implications for the
evolution of the subcontinental lithosphere //
Geochim. et cosmochim. acta. 1986. VoL 50, N 12.
StumpflE.F., Rucklidge J.C. The platiniferous
dunite pipes of the Eastern Bushveld // Econ. Geol.
1982. Vol. 77, N6.
Sturrock D.L., Armstrong R.L., Maxwell R.B.
Age and Sr isotopic composition of the pyroxenite
Creek ultramafic complex south-western Yukon
territory: an alaska-type ultramafic intrusion //
Geol. Surv. Canad. Pap. 1980. N 80-18.
Sun Sh.S., Nesbitt R.W. Petrogenesis of archean
ultrabasic and basic volcanics: evidence from rare
earth elements // Contrib. Mineral, and Petrol.
1978. Vol. 65, N3.
Tait S.R. Fluid dynamic and geochemical
evolution of cyclic unit 10, Rhum, Eastern Layered
Series // Geol. Mag. 1985. VoL 122, N 5.
Takahashi E. Thermal history of lherzolite
xenoliths. I. Petrology of lherzolite xenoliths from Itino-
megata crater, Oga Peninsula, northeastern Japan //
Geochim. et cosmochim. acta. 1980. Vol. 44,
N11.
Takahashi E., Kushiro I. Melting of a dry
peridotite at high pressure and basalt magma genesis //
Amer. Miner. 1983. Vol. 68, N 9/10.
Tethyan ophiolites // Ofioliti. 1980. VoL 1, 2.
Spec. iss.
The mantle sample: inclusions in
kimberlites and other volcanics // Proc. II Intern. Kimberlite
Conf. 1979. Vol. 2.
Todd S.G., Keith D.W., Le Roy L.W, et al. The
J/M platinum-palladium reef of the Stillwater
complex, Montana: 1. Stratigraphy and petrology //
Econ. Geol. 1982. Vol. 77, N 6.
Tracy RJ. Petrology and genetic significance of
an ultramafic xenolith suite from Tahiti // Earth
and Planet. Sci. Lett. 1980. Vol. 48, N 1.
Trommsdorf V. Petrologic aspects of serpentinite
metamorphism // Rend. Soc. Ital. miner, petrol.
1983. Vol. 38, N2.
Trommsdorf V., Evans B.W. Progressive
metamorphism of antigorite schist in the Bergell tonalite
aureole (Italy) // Amer. J. Sci. 1972. Vol. 272,
N4.
Trommsdorf V., Evans B.W. Alpine
metamorphism of peridotitic rocks // Schweiz. miner, und
petrogr. Mitt. 1974. Bd. 54, H. 2/3.
Ultramafic and related rocks. N.Y.: Wiley,
1967.
Vance J.A., Dungan M.A. Formation of perido-
tites by deserpentinization in the Darrington and
Sultan areas Cascade Mountains, Washington //
Bull. GeoL Soc. Amer. 1977. Vol. 88, N 10.
Varne R., Graham A.L. Rare-earth abundances
in hornblende and clinopyroxene of a hornblende
lherzolite xenoliths: implications for upper mantle
fractionation processes // Earth and Planet. Sci.
Lett. 1971. Vol. 13, N1.
Viljoen M.J., Viljoen R.P. Evidence for the
existence of a Mobile extrusive peridotitic magma
from the Komati formation of the Onvervacht group
// Geol. Soc. S. Afr. Spec. Publ. 1969,. N 2.
Viljoen M.J., Viljoen R.P. The geology and
geochemistry of the lower ultramafic unit of the
Onverwacht group and a proposed new class of
igneous rocks // Ibid. 1969,. N 2.
Vollmer R., Ogden P., Schilling J.G. et al. Nd and
Sr isotopes in ultrapotassic volcanic rocks from
Leicite Hills, Wyoming // Contrib. MineraL and
Petrol. 1984. Vol. 87, N 3.
Wells P.RA. Pyroxene thermometry in simple
and complex systems // Ibid. 1977. Vol. 62, N 2.
Wenner D.B., Taylor H.P. D/H and O18/O16
studies of serpentinisation of ultramafic rocks //
Geochim. et cosmochim. acta. 1974. Vol. 38, N 8.
Wenner D£., Taylor H.P. (Jr.). Oxygen and
hydrogen isotope studies of the serpentinization
of ultramafic rocks in oceanic environment and
continental ophiolite complexes // Amer. J. Sci 1973.
Vol. 273, N3.
White R.W. Ultramafic inclusions in basaltic
rocks from Hawaii // Contrib. Mineral, and Petrol.
1966. Vol. 12, N3.
Wicks F.J., Whittaker E.J.W. Serpentine textures
and serpentinization // Canad. Mineral. 1977.
Vol. 15, pt. 4.
Wilshire H.G. Mantle metasomatism: the REE
story// Geology. 1984. Vol. 12, N 7.
Wilson AM. The geology of the Great "Dyke",
Zimbabwe: the ultramafic rocks // J. Petrol. 1982.
VoL 23, N2.
УКАЗАТЕЛЬ НАЗВАНИЙ
ГОРНЫХ ПОРОД
Авгитит (гиаломеланефелинит) 119, 121, 135,
174
Акерит, см. габбро олигоклазовое
Алливалит 164, 165
Алькремит 346, 364, 365
Альнеит 177, 188,190,196, 310, 343, 344
Андезибазальт 121, 132, 340, 341
Андезит 102, 121, 132, 174, 285, 303, 340-342,
444
Анкарамит, см. пикробазальт субщелочной
Анкаратрит, см. пикробазальт щелочной
Анортозит 6, 67, 80, 85, 96, 103, 106, 109, 143,
144, 148, 152, 153, 161, 164, 166, 168, 259,
470, 479
Ариежит 385
Базальт 4, 11, 89, 91, 102, 114, 116, 119-121,
130, 132, 133, 135, 169, 170, 174, 264, 274,
284, 285, 288, 293, 303, 320, 336, 337, 341,
346, 347, 356, 379-381, 385, 393, 406, 414,
416, 419, 420, 422, 425, 427-429, 432-
436, 439, 440, 445-448, 453-457, 460, 463,
467,468, 473-477, 482
-коматиитовый 230, 470
- оливиновый 170
- срединно-океанических хребтов (MORB)
282, 284, 285, 319, 329, 423, 446, 451, 453,
456,457
- толеитовый 124, 155, 237, 239, 285, 287,
310, 311, 333, 339, 343, 418, 419, 444, 448,
453,456,471,473
Базальт субщелочной 130, 196, 282, 283, 310,
311, 313, 332, 333, 339, 343, 344, 351, 403,
453, 476
- оливиновый 297, 310, 333, 342, 345
Базальтоид щелочной 174, 192, 196, 197, 205,
310,311,314,323,333,420
Базанит 310, 319-321, 323, 329, 333, 337, 338
Бонинит 89, 155, 298, 299, 303, 444, 453, 471,
473
Бронзитит 143-148, 151, 152, 155-159, 250,
472,478
-оливиновый 144,146, 151,153, 156-157
Вебстерит 18, 24, 27, 28, 30, 32, 35-42, 50, 56,
67-69, 72, 74, 76-80, 82, 84-87, 159, 254,
260, 266, 271, 301, 310, 312, 340, 342, 345,
348, 359, 379, 382, 385, 396, 398, 409-411,
416, 418, 431, 432, 444, 450, 453, 455, 477
- гранатовый 313, 316, 333-336, 348, 358,
360-362, 369-371, 375, 378, 379, 382, 385,
390, 410, 411, 444,455,476,477
- гранат-шпинелевый 312, 313, 324, 325,
327, 348, 358, 360, 361, 420
- оливиновый 59, 74, 79, 88, 244, 247, 260,
265, 289, 302, 303, 320, 325, 385, 388, 391,
396, 398-400, 409, 411, 425, 428, 477, 488
- Fe-Ti ("черный") 316, 320, 325, 327,
329,382,411,428,434,476
- флогопитовый 311
- шпинелевый 310, 320, 321, 324-327,
358, 382, 385, 390, 391, 396, 410, 411, 455,
477
Верлит 34, 62, 67-85, 96, 98-100, 102-109,
111-113, 119, 124, 127, 132, 137, 139, 140,
143, 153, 155, 159, 160, 162, 166, 167, 175,
177-182, 185, 186, 189, 260, 264-265, 294,
296, 302, 303, 305, 311, 312, 315, 316, 320,
321, 333-335, 337-340, 342-345, 385, 409-
411, 415, 416, 425, 428, 453-455, 470, 471,
476,479, 480
- гортонолитовый 167, 168
- гранатовый 347, 353, 355
- шпинелевый 315, 319, 324, 333
Габбро 8, 18, 66, 71, 79-82, 84, 96-109, 111,
112, 121, 124, 132, 137, 140, 148, 152, 159,
161, 162, 167-169, 264, 274, 284; 288, 293,
294, 306, 332, 333, 337, 385, 392, 396, 397,
409, 414, 416,425, 428,433,434,439,479-483
- меланократовое (тылаит) 97-99, 103-106
- оливиновое 45, 62, 67, 75, 78-80, 96,
103-105, 109, 164-166, 261, 262, 296, 390
- олигоклазовое (акерит) 166,167
- ортоклазовое (пуласкит) 166, 167, 185
- роговообманковое (керсутитовое) 67, 96,
103-105,109,159, 161, 345
- субщелочное 127
Габбро-анортозит 166, 167, 253, 254, 260-262,
479
Габбронорит 34, 67, 71, 78, 79, 85, 96, 98, 99,
103, 106, 109, 132, 143-145, 147, 148, 152,
157, 159, 161, 162, 166, 229, 248, 253, 254,
258, 259, 278
- оливиновый 79, 85, 254, 256, 260, 276, 278,
390
Гавайит (андезиновый базальт) 333
Гарцбургит 9, 16-19, 21, 23-32, 34-37, 39-53,
55, 56, 58-66, 68, 69, 75, 76, 78, 80-86,
142-147, 149, 151-153, 155, 158, 159, 229,
247-251, 253, 257, 258, 260, 264, 267, 268,
270-272, 284, 288, 289, 293-295, 299-306,
311, 315, 316, 318, 319, 321, 330, 337, 340,
342-345, 363, 364, 375, 380, 382, 384, 385,
388, 389, 393, 396-398, 400, 408, 410-411,
413-416, 418-420, 425, 427, 428, 430-
437, 439,442,453,458, 470-475,478,482
- гранатовый, гранат-шпинелевый 316, 330,
501
332, 347-349, 352-356, 358, 470-475, 478,
482
- плагиоклазовый 142, 146, 254, 256, 319,
409-411
- шпинелевый 311, 313, 316, 320, 323-326,
328, 330, 331, 333, 337, 338, 348, 352, 370,
391,398,401,411
Глиммерит, см. слюдит
Горнблендит 4, 18, 66, 73, 74, 96, 98, 99, 101,
103, 105, 107-109, 111-114, 161, 265, 267,
270, 279-283, 312, 315, 316, 320, 321, 343,
383, 386, 389, 403, 410, 411, 414, 453-455,
476,479
- пироксеновый 74, 108, 383, 385, 410,
434
Гортонолитит 154, 167,168
Гранит 102-104, 109, 132, 149,152, 166
- плагиогранит 50, 96, 103, 303
- рапакиви 259-261,479
Гранодиорит 96, 103, 132
ДацитЮ2, 120
Диорит 85, 89, 96, 103, 109, 132, 159, 161, 186,
397,470
Долерит 89, 149, 169, 264, 284, 288, 293, 306,
453
Дунит 4, 6, 8, 9, 16-19, 23-32, 34-43, 45-52,
55, 56, 58-60, 62-69, 71-87, 96-109, 111-
114, 143-149, 151-163, 175-183, 185, 186,
189, 244, 245, 247, 250, 258, 264-266, 272,
273, 293-296, 301-303, 305, 311, 312,
315, 316, 318-320, 330, 332-334, 337, 338,
340-346, 361-364, 382, 396, 398, 400, 403,
408-411, 414-416, 419, 422, 425-430, 433,
434, 437, 439, 442, 448, 452-454, 456, 471,
476-480
- гортонолитовый 153—155,414, 479
- гранатовый 347, 348, 353, 355, 361, 362,
401
- железистый 320, 321, 348, 364, 375
Ингилит190, 196
Ийолит 175-178,181, 182, 188, 189
Казанскит 166, 168, 260
Карбонатит 5, 172, 175, 176, 180-183, 188,
189, 191, 197, 215, 409,453,482, 483
Кимберлит 4, 5, 21, 23, 173, 196-218, 222, 230,
310, 335, 343, 346-358, 361-368, 370-379,
387, 413, 414, 416, 417, 419, 421-423, 429,
435, 447, 448, 453-457, 461-463, 476, 477,
488
- базальтоидный 202, 204-207, 210, 211,
214,216,422,453
- кальцитовый 202, 203, 205
- слюдяной 202-208, 210, 211, 213, 214,
216, 422, 423, 453
Клинопироксенит 18, 24, 27-29, 35-42, 59, 62,
63, 67, 68, 71, 76, 78-80, 98-100, 102-104,
106-109, 111, 119, 124, 139, 143, 155, 159,
160, 166-168, 175-177, 179-183, 185, 187-
189, 258-260, 266, 290, 311, 312, 325, 326,
333, 339-342, 344, 345, 359, 371, 385, 386,
409-411, 416,470, 471,476,477,479
- гранатовый 325, 326, 334, 336, 359, 361,
369, 382, 385-388, 393,420, 455, 456,476
- оливиновый 34, 67, 68, 72, 74, 77, 78, 81,
82, 96, 97-100, 102-109, 111-113, 159,
160, 182, 185, 186, 189, 289, 340, 342,409-
411,425,455
- плагиоклазовый 67, 97, 103, 106, 155,
409
- роговообманковый 67, 96-99
- рудный 74, 96, 98, 100-102, 111, 181,
182,185-187,411
- "черный" 320, 321, 330, 391, 398, 399,
420
- шпинелевый, гранат-шпинелевый 319, 359,
385, 420, 455
Коматиит 92, 135, 229-248, 413, 415, 417,
418, 426, 438, 440,457-461,473, 475,488
- перидотитовый 5, 117, 230, 231, 234,
235, 238-246, 253, 409, 410, 417, 424, 425,
429, 433, 444, 446,453
Косьвит 139, 166, 168, 169, 260
Кугдит 175
Лампроит 217, 220-229, 461,462, 482, 488
- ультраосновной 5, 173, 196, 220, 222,
417,421-423,463
Лампрофир 196, 310, 311, 343
Лейкогаббро 85, 103, 166, 167, 170
Лерцолит 9, 15, 18, 21, 30-32, 35-37, 41-43,
45, 48, 50-53, 55-59, 61, 67, 68, 74-78,
80-82, 84-88, 159, 229, 245-249, 253, 254,
257, 258, 260, 264-268, 270-282, 284, 288-
290, 292-295, 300-304, 306, 311, 312, 315,
316, 321, 337, 340-349, 352-358, 364, 369,
370, 375, 379, 380, 382, 385, 387-389, 391,
393, 409, 411, 413-416, 418, 419, 425, 427-
429, 431, 432, 434-437, 440, 443-445, 451,
453, 454, 457, 458, 460, 470, 472-478
- гранатовый, гранат-шпинелевый 258, 259,
313, 323-326, 330-332, 334, 343, 347-
349, 352-356, 358, 367, 369, 382-384,
388, 391, 393, 397-402,411,444,448,462
- плагиоклазовый 18, 42-44, 55, 59, 77,
86-88, 254, 256, 265-268, 270, 271, 273,
276, 278, 300-302, 333, 337, 382, 384, 388,
389,391,393,403-406
- "примитивный" (неистощенный) 317, 318,
323, 325, 333, 385, 392, 415, 416, 418, 422,
427, 434, 435, 444, 445, 448, 449, 453, 454,
456,460,463,473,477
- слюдистый 328
- шпинелевый 59, 258, 271, 311, 313, 317,
319, 323-326, 328-330, 332-334, 336-339,
343, 345, 346, 348, 353, 356, 358, 367, 370,
380, 382-384, 388, 389, 391, 393, 394, 396-
400, 403-406,411, 443,, 448, 456
Лимбургит 89, 230, 310, 323, 342
Марианит 89, 298, 299, 444, 453,471,473
Марид 346, 365-367, 372, 373, 455
МафуриПЗО, 131, 310
Меймечит 174, 177, 178, 181, 183, 190-195,
214, 409, 411, 413, 415, 417, 424-426, 429,
433,434,457, 461, 482, 488
502
Мелалейцитит флогопитовый 220-225
Меланефелинит 310
Мелилитит оливиновый 215, 443,462
Мельтейгит 175, 176, 178, 181, 189
МинеттаЗЮ, 316
Монцонит 261, 262
Мончикит 177,188, 189, 214, 310
Нефелинит 188, 214, 310, 333, 334,443, 444
Норит 6, 67, 96, 98, 109, 144, 145, 147, 148,
153, 155, 157, 159, 162,470,478, 479
- оливиновый 470
Оливинит 4, 39, 53, 67, 96, 98-100, 102-108,
111, 119, 124, 166, 175-180, 183, 184, 186-
189, 244, 245, 250, 251, 260, 346, 348, 361,
363, 364, 371, 375, 411, 425, 428, 429, 472,
482
- гортонолитовый 166
- гранатовый 376
- регенерированный 53. 428,429, 441
- рудный 187
Ортопироксенит 18, 21, 24, 27-29, 35-42, 50,
59, 63-67, 72-74, 142, 143, 146, 149, 152,
249-251, 260, 261, 265, 266, 271, 311, 325,
326, 342, 348, 359, 385, 390, 391, 408-410,
416,430,431, 456,470,471,477-479
- гранатовый 358, 360-362, 368, 371, 385
- оливиновый 142, 146,408,410, 425
- флогопит-ильменитовый 371, 373, 374
- шпинелевый 362
Перидотит
- гортонолитовый 167
- гранатовый 21, 307, 309, 312, 315, 316,
318, 320, 325, 330-332, 343, 346-355, 358,
367-369, 371, 372, 376-378, 380, 382, 383,
390, 392, 397, 399-402, 406, 423, 448, 453,
454, 456, 463
- десерпентинизированный 486
- железистый 267, 270,410, 471
- плагиоклазовый 162, 164, 261, 267, 307,
332, 388-390, 392, 403,425, 428, 436,479
- роговообманковый (кортландит, шрисгей-
мит) 80, 248, 253, 255-257, 265, 270, 279-
283, 315, 340, 342, 343, 367, 370, 397, 403-
406,453,455
- слюдистый 225, 327, 329, 348, 367, 370,
397
- шпинелевый 267, 290, 307, 309, 311-
313, 315, 316, 318, 319, 322-325, 327,
329, 331-333, 343, 346, 352, 356, 358,
370, 372, 382, 386, 389, 390, 392, 403,
436, 447
Пикрит 5, 8, 88-95, 114-130, 133-136, 138,163,
165, 169-172, 174, 177, 178, 183, 188, 190-
196, 237, 244, 246-248, 255, 270, 285, 286,
288, 290, 291, 297, 298, 337, 339, 347,
373, 385, 386, 409-411, 413-418, 422,
424-429, 433, 438, 444, 446, 453, 455-
457, 460^62, 473, 475-477, 488
- субщелочной 117, 123, 129, 174, 190,
192, 196, 204, 291, 292,297, 372,460, 462
- щелочной 130, 131, 174, 190, 192, 196,
214, 220, 310, 372, 417,434, 456,460, 482
Пикробазальт 89, 91, 94, 119, 124, 130, 132-135,
255, 285-287, 385, 386, 414, 416, 419, 426-
428,444,456,462, 468, 476
- нормальной щелочности (океанит) 290,
297
- субщелочной (анкарамит) 130, 131, 136,
170, 230, 292, 294, 310, 320, 333, 458
- щелочной (аркаратрит) 130, 292, 299, 333
Пикродолерит 149, 163
Пироксенит
- гранатовый, гранат-шпинелевый 323, 333,
334-337, 346, 390, 453
- роговообманковый (керсутитовый) 40,
103, 108, 109, 111-114, 255, 257, 312, 383,
385, 386, 388, 396,411,434, 455,476
- флогопит-ильменитовый, ильменитовый
373,411,455
- флогопитовый 311
- "черный" Fe-Ti 312, 313, 315, 316, 319,
320, 322, 323, 326, 332, 379, 385, 386, 410,
411, 432, 440, 476, 477, 479
- шпинелевый 313, 319, 323, 325, 332, 346,
453
Пиролит 50, 367, 415,445, 448, 453, 460
Пуласкит, см. габбро субщелочное
Риолит 107, 170, 285
Родингит 15, 58, 59, 271,486
Сиенит 121, 166, 168, 175, 185, 188, 189
- нефелиновый 166, 167, 175, 186, 188,
189
Слюдит (глиммерит) 346, 365-367, 373, 455
Спилит 11,13, 14, 102
Тефрит 299, 310
Тешенит 129
Тоналит 57, 237
Трахиандезит 310
Трахибазальт 132
Трахит 170, 174,310
Троктолит 6, 45, 49, 67, 78-80, 85, 96, 103,
143, 148, 160-164, 166, 167, 169, 260-262,
296,409,469-471
Трондьемит 89
Турьяит 175
Угандит 130-132
Ункомпаргит 175
Уртит 175-177
Фергусит 310
Феррогаббро 67, 85, 166, 168, 271
Ферродунит 74, 98-100, 103, 105, 106, 108, 113,
159-161,410,411,422,477
Ферропикробазальт 137
Фонолит 310
Хромитит 25, 45, 46, 61, 62, 80, 82, 84, 86, 107,
142, 147, 149, 152, 153, 159, 216, 425, 427,
438,439,478
Шошонит 339
Эклогит 259, 335, 346, 347, 375, 381, 400, 401,
448, 474
Якупирангит 175-180, 187-189
503
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
МОРФОСТРУКТУР
И НЕКОТОРЫХ
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ
Вулкан (вулканическое плато)
- Авачинский 340-342
-Ахаггар (плато) 313
- Булленмерри i 316
- Витимское (плато) 313
- Дариганга (плато) 316
- Джое (плато) 310
- Драйзер-Вайер 314, 315, 317, 319-324, 325,
436
- Западный Эйфель (плато) 316
- Итиномегата 340, 345
- Ичинский 340
- Казимиро 130, 131
- Канага 341
- Капфенштайн 317
- Килауэа 290, 291
- Килбурн-Хоул 312, 317
-Кьямбо130,131
- Лабаит 130, 131
-Лэшейн 315-317, 319, 320, 330-332, 425
- оз. Маньяра 130,131
- Мауна-Кеа 391
-Моффет 341
- Навайо 318
- Нгоронгоро 130,131
- Окленд (плато) 340, 344
-Олмани314, 315
-Петрилло 317
- Сан-Карлос 316, 317,436
- Солт-Лейк 333, 336
-Там 316
- Удокан (плато) 3 l(j
- Уильяме 314
- Хуалалаи 311
- Центральный Французский массив (плато)
313,316,317
- Чиринкотан 340-342
- Шаварын-Царам 316, 323, 324, 326-331,
425,435,436,477
Высокобарический комплекс (массив) 410,
413, 414, 416, 418-420, 422-425, 427, 428,
431-436,447,451,453-455,476,477
- - Альп-Арами 382, 388, 395, 397-400
- - Бальдиссеро 382, 388, 395, 398-400, 436
Бальмуччия 382, 388, 395-400,436
Бени-Бушера 381, 386, 388
- - Зебергед 381, 387, 389,401-406
- - Лерц 382, 386, 388
- - Ронда 381, 382, 386-388, 390-394, 422,
425,457
Сан-Паулу (скалы Св. Павла) 264, 265,
268,270,279-283,422
- - Финеро 382, 395, 397-400
- - Чешский массив 381, 382, 399, 401, 402
Глубоководная котловина (впадина) 263
- - Айпод 293, 294, 296
Диамантина 268, 288-290
Западно-Австралийская 287, 289
- - Иберийская 268, 289, 290
- - Кайман 292, 294-296
Паресе-Вела 299
Северо-Восточная (Тихий океан) 287
- - Яп 292-296, 299
Глубоководный желоб 263, 425, 431, 488
Восточно-Индийский 266, 288, 289
Идзу-Бонинский 299
- - Марианский 89, 287, 296, 298-302
- - Оби 266, 288, 290
Пуэрто-Рико 288, 299
- - Тонга 296, 298. 299, 303
Центрально-Американский 296, 299, 304,
306
Южно-Сандвичев 299
- - Яп 299-302,438
Дунит-пироксенит-габбровый комплекс 73, 96,
414, 416, 425, 428, 433, 434, 439, 479, 480
- - Аляски 96-98, 107,109-114
Блашке-Айленс 98, 107, 109, 113, 114
Дыок-Айленд 98, 109, 111-114
Юнион-Бей 109, 111, 113
Платиноносного пояса Урала 34, 96—108,
112
Денежкин Камень 99, 103-105, 108
Ивдельский 104
Качканарский 100, 101, 103-105, 107,
108
Кумбинский 105
Кытлымский 100, 104-108
Нижне-Тагильский 100, 103-105, 107,
108
Ревдинский 100, 104,108
Зеленокаменный пояс докембрия 229, 417,
426,488
Абитиби 117, 231, 236, 237, 239, 241,
424
Барбертон 236, 237
Норсмен-Уилуна 236, 237, 241
504
Олодинский 237, 243, 245-248
Зона Ивреа 381, 382, 395-397,425
Интрузив
- Брейди-Глейшер 142, 425, 431, 438, 439
-Бушвельский 142, 148-150, 152-154, 156,
157, 163, 408, 414, 425, 427, 467, 470, 471,
478, 479
-Великая Дайка, Зимбабве 142, 157-159,
163,425,427,470
- Гремяха-Вырмес 166-168,427,471
- Джелтулинский 259
- Златогорский 469
- Ивреа-Вербано 396, 397,431,432,438
- Иоко-Довыренский 149, 160-162, 165, 408,
468,469-471
- Коростеньский 259
- Лысогорский 159,468,469-471
- Маскокский 149, 163,471
-Мончегорский 142-149, 156, 408, 425,
426, 465,466-468,470,471
- Норильский 169,170
- Пильгуярвинский 137, 139
- о-ва Рам 160, 163, 165, 425, 467, 469, 471
- Скергаардский 460
- Стиллуотерский 142, 147-152, 156, 408,
414,425,467,470-472
- Талнахский 169-171
- Шаманский 159,160
- Юдомнаволок—Кузема 253
Кимберлитовая трубка
Айхал 205
- - Беллсбэнк 203, 205, 206, 218, 364, 365
Боббиджан 206, 364
- - Бултфонтейн 204, 211, 347, 356, 358,
361, 363-366, 369, 370, 375
--Весселтон 199, 200, 203, 204, 206, 211,
218, 347, 365
- - Дальняя 204, 212, 346, 347, 355
--Де-Бирс 203, 211, 216, 218, 347, 370,
375
- - Дютойтспейн 203, 211, 347, 365
Загадочная 211, 347
- - Као 214, 358
Кимберли 198, 215, 346, 370
Лихобонг 356, 362
Мацоку203, 346,356, 358-363, 377„378
- - Мир 204, 206, 209-211, 213
Монастери 218, 346
- - Ныолендс 213, 356, 359
- - Обнаженная 212, 346-348, 353, 356-358,
360-362, 366, 369-371
- - Премьер 197, 204, 206, 207, 214, 216,
218, 347,422
- - Робертс-Виктор 211, 218, 346, 347
Сытыканская 346, 347, 355
- - Таба Путсоа 218, 349, 351, 353, 354
- - Удачная 204-206, 209-213, 346-348, 351,
353-355, 358, 360-365, 368, 369, 371,
375-377
Уэлтверден 371, 374
- - Ягерсфонтейн 211, 215, 346, 360, 365,
370
Комплексы ультрабазитов раннего докембрия
Алданского щита 258
аллареченский 250, 251
девладовский 257
друзиторы»"4 (лерцолитов—габбронори-
тов) 248, 253, 256
Западного Беломорья 249, 250
Колвицко-Кандалакшской зоны 256,
257
нотозерский 249, 250
нясюккский 255, 257
Южного Прибайкалья 250, 252
Континентальная рифтовая область 130, 448
- Африкано-Аравийская
(Восточно-Африканская) 130, 131
- Карело-Кольская 132, 136
Лампроитовая трубка
- - Аргайл 221-223, 228, 229
- - Эллендейл 221, 223, 226, 227
Окраинное море 263, 292, 296,431,488
- - Карибское 292, 294
Тасманово 297
Филиппинское 290, 292-294
Остров
- Адак 341
- Гавайи 290, 291, 333
- Исландия 285, 286
- Канага 341, 342
- Кергелен 332
- Кипр 88
Лорд-Хау 297, 298
- Малаита 343, 344
-Мауи 333
- Медный 339
- Новая Зеландия 58, 310, 344
- Нунивак 314
- Оаху 333-336
-Таити 332, 337, 338, 425
- Тасмания 310, 313
- Тристан-да-Кунья 332
- Шпицберген 332
- Ян-Майен 291, 332
Островная дуга
- — Алеутско-Командорская 339—341
- - Индонезийская 343
- — Курило-Камчатская 340—343
- - Соломонова 313, 343
- - Японская 343-345
Островная цепь (архипелаг)
- - Азорская 275, 332
Гавайская 288, 290,311, 332, 333
- - Канарская 332
- — Коморская 332
Офиолитовый комплекс (массив)
- — Баер-Бассит (Бассит) 89
- - Бей-оф-Айлендс 24, 25, 68, 69, 72, 79,
80, 425
- — Британской Колумбии 33
- - Войкар-Сыньинский 19, 24-26, 28, 30,
33-42, 69, 71, 73, 77, 420, 425, 436, 440,
486
- — Восточного Средиземноморья 30, 32
- - Вуринос 33, 67-69, 300
- - Дан-Маунтин 26, 58-60
505
- -о-ва Горгона 88-95, 117, 422, 425, 438,
461
- - Динарид 26, 54-57
- - Запада США 24, 25, 33, 425
- — Западного Средиземноморья 54—58, 299
- — Западных Альп 55—58
- - Калифорнии 33
.- - Карибского района 33, 88, 306
- - Кемпирсайский 10, 18, 24, 25, 33, 34,
42, 45, 46,48, 67, 74, 300, 425
- -Корякского нагорья 24-26, 28, 30, 32,
49-52, 72, 74, 77, 88, 425, 435
Крака 25, 26, 30, 33, 34, 41-44, 425, 435,
436
- - Кузнецкого Алатау 26, 425
- - Ланцо 54, 395
Лигурин 24, 30, 32, 54-57, 59, 425, 436
- - Маленко 54, 57, 60, 395
- -Марам 83-88
- - Новой Календонии 26, 30, 32, 33, 38,
62, 64, 74, 77, 420
- - Норт-Арм 80-85
- - Папуа, Новая Гвинея 24, 26, 28, 30,
62-67, 69, 72, 74, 77, 425
- - Ред-Маунтин 24, 25, 58-62, 425
- - Саянский 26, 28
- - Северных Апеннин 26, 30, 32, 56
- -Семейл 28, 30, 32, 67-69, 71, 72, 74, 77,
79, 80,425
Сюд 62, 64-66
- -Троодос 33, 53, 54, 69, 88-95, 114, 409,
425, 462
- - Хабарнинский 10, 33, 34, 69, 72, 74, 425
- — Эллинид 26
- — Южного обрамления Сибирской
платформы 51-53, 72, 74, 77,425
- — юго-западной периферии Тихого океана
57, 74, 83
Подводная возвышенность
- - Галисийская (банка) 290
- - Горриндж (банка) 288
- - Кюсю-Палау 299
- - Лорд-Хау 297
- - Маккуори 266, 287-289
- — Математиков (хребет) 283
- — Палмер (хребет) 288
Рифтовая структура
- - Кенийская (Грегори) 130, 315
- - Красноморская 263, 381, 403
- - Онежская 135
- -Печенгская 132, 134, 135, 137, 409, 4/11
Скважины глубоководного бурения
№ 332Б 370, 285, 286
№ 334, 266, 268, 270, 275, 276, 278,
279, 285, 425, 438
- - - №395 270,274,277,425
- - - № 566, № 566А, № 566G № 567А,
№570 306
Складчатая (геосинклинальная) область
- - Аппалачская 8, 10, 13
- - Карибская 8, 13
- — Корякско-Камчатская 49
- — Панафриканская 8
- — Средиземноморско-Гималайская 8, 10,
13, 53, 75
- - Тихоокеанская 13, 49, 58, 114, 425
- -Урало-Монгольская 8, 10, 13, 33, 51, 126,
425, 426
Срединно-океанический (срединный) хребет
263-271,286,431,487
- - - Аравийско-Индийский 266, 268, 270,
271, 425
- - - Срединно-Атлантический 266, 279, 285,
425
- - - Западно-Индийский 266, 268, 270
- - - Восточно-Тихоокеанский 287, 295
Трансформный разлом 264, 488
- - Вима 268, 279
- - Гаррет 283, 288
- - Кейн 268, 274, 279
- - Кларион 268, 287-289
- - Оркнейский 264, 266
- - Оуэн 264, 268, 270-274, 279, 425
- -Романш264, 268, 270, 279
- - Сан-Паулу 279
- - Сикейрос 284
- - Хизена 282-284, 288
Чейн 268, 279
- - Элтанин 266, 268, 270, 279, 283
Трапповая провинция
- зал. Баффин-Бей 170, 171
- Деканская 170, 171
- Карру 170, 171
- Сибирская 169, 170
Щелочно-ультраосновной комплекс (массив)
172, 173, 175, 414, 416, 417, 425, 428, 429,
433, 434, 439, 479, 482, 483
- -Африканца 177, 187, 188
- -Бор-Урях 174, 176, 177, 180, 183, 184
- - Гулинский 174, 177-183, 193, 425, 483
Инагли 175-177, 185, 186
- - Ковдорский 175, 187, 188
- - Кондер 175, 185, 186
Кугда 174, 176, 180, 184
- - Лесная Барака 187, 188
- - Маган 174, 180
- - Одихинча 174, 180, 184
- — Палабора 175
- - Песочный 175, 187, 189
- - Шава 175-177, 189
- - Якупиранга 175, 176, 189
ОГЛАВЛЕНИЕ
ВВЕДЕНИЕ. О А. Богатиков, Е.Е. Лазько, ЕМ. Марков. 3
ЧАСТЬ I
УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ СЕГМЕНТОВ ЗЕМНОЙ КОРЫ. ... 8
Глава 1. Ассоциации ультрабазитов складчатых областей 8
Ультрабазиты офиолитовой ассоциации. Е.Е. Лазько •. 8
Ультрабазиты дунит-пироксенит-габбровой ассоциации. Е.Е. Лазько. 96
Пикриты. БА. Марковский. . , 114
Глава 2. Ассоциации ультрабазитов этапа тектоно-магматической активизации
стабилизированных областей 130
Ультрабазиты континентальных рифтовых областей. Е.В. Марков, В.Ф. Смолъкин 130
Ультрамафиты расслоенных интрузивов. Е.В. Марков, О А. Богатиков, ДА. Ионов 140
Ультрабазиты базалы-долеритовой (трапповой) ассоциации. Ю.И. Дмитриев 169
Ультрабазиты щелочно-ультраосновных комплексов. Ю.Р. Васильев 172
Кимберлиты. Е.Е. Лазько , 196
Лампроиты. ОА. Богатиков, ВА. Кононова, ИМ. Махоткин 217
Глава 3. Ассоциации ультрабазитов древнейших областей Земли 229
Ультрабазиты зеленокаменных поясов. И. С. Пухтель, А.К. Симон 230
Ультрабазиты гранулит-гнейсовых областей. Е.В. Марков 248
Ультрабазиты этапа стабилизации фундамента древних платформ. ЕМ. Марков.
О А. Богатиков , 259
ЧАСТЬ II
УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ ОКЕАНИЧЕСКИХ СЕГМЕНТОВ ЗЕМНОЙ КОРЫ 263
Глава 4. Ассоциации ультрабазитов ложа океана 263
Ультрабазиты срединно-океанических хребтов. Е.Е. Лазько, Е.В. Марков 263
Ультрабазиты океанических плит. Е.Е. Лазько, Е.В. Марков 287
Глава 5. Ассоциации ультрабазитов зон активного перехода океан— континент 292
Ультрабазиты окраинных морей. Е.Е. Лазько, Е.В. Марков 292
Ультрабазиты глубоководных желобов. Е.Е. Лазько 298
ЧАСТЬ Ш
УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ ГЛУБИННЫХ ОБЛАСТЕЙ ЗЕМЛИ 307
Глава 6. Глубинные включения ультрамафитов в базальтах 310
Ксенолиты в базальтах континентов. Д.А. Ионов. 311
I Ксенолиты в базальтах океанов. ДА. Ионов 332
• Ксенолиты в вулканитах островных дуг. АА. Цветков 339
Глава 7. Глубинные включения ультрамафитов в кимберлитах. Е.Е. Лазько 346
Глава 8. Высокобарические ультрамафиты в земной коре. Е.Е. Лазько, Н.Г. Удовкина,
Е.В.Марков 380
507
ЧАСТЬ IV
ГЛАВНЫЕ ЧЕРТЫ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА И ПЕТРОЛОГИЯ УЛЬТРАОСНОВНЫХ
ПОРОД 407
Глава 9. Сравнительный анализ петрохимических и геохимических особенностей ультраба-
зитов. Е.Е. Лазько. • 407
Глава 10. Типоморфизм породообразующих минералов ультрабазитов. Е.Е. Лазько 424
Глава 11. Проблемы генезиса ультрабазитов. Е.Е. Лазько, ЕМ. Шарков, Б Л. Марковский . 442
Экспериментальные данные и Р—Т условия равновесия природных ультрабазитов 442
Глубинные ультрамафитовые субстраты и возможные процессы их преобразования 448
Особенности формирования ультрабазитов и родственных им пород 457
Некоторые аспекты метаморфизма ультрабазитов в земной коре 483
ЗАКЛЮЧЕНИЕ. ОЛ. Богатиков, EJS. Лазько, Е.В. Шарков 487
ЛИТЕРАТУРА 490
УКАЗАТЕЛЬ НАЗВАНИЙ ГОРНЫХ ПОРОД 501
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ МОРФОСТРУКТУР И НЕКОТОРЫХ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
КОМПЛЕКСОВ 504