ПРОКСЕНИТОВЫЕ КСЕНОЛИТЫ ЧЕРНОЙ СЕРИИ ИЗ ВУЛКАНОВ ШПИЦБЕРГЕНА – СВИДЕТЕЛЬСТВО ЭВОЛЮЦИИ ПЕРВИЧНЫХ РАСПЛАВОВ В ВЕРХНЕЙ МАНТИИ

Боровков Н.В.  

Во многих районах проявления щелочно-базальтового вулканизма принято выделять две серии мантийных ксенолитов по цвету и по химическому составу моноклинного пироксена [Frey, 1978; Litasov, 2000; Ashchepkov, 2011]: (1) «зеленую» (хром-диопсидовую) и (2) «черную» (алюмо-титанавгитовую). Серия (1) представлена породами собственно перидотитового ряда (гарцбургиты, лерцолиты, верлиты) и пироксенитового ряда (вебстериты, клинопироксениты, оливиновые вебстериты). Серия (2) включает только породы пироксенитового ряда (оливиновые вебстериты, вебстериты, клинопироксениты, их амфиболсодержащие разновидности). Поскольку пироксениты (2) серии отличаются от пироксенитов (1) серии и от перидотитов по составу моноклинного пироксена и других породообразующих минералов, то такое отличие существует и по валовому химическому составу. В настоящее время принято считать, что перидотиты представляют собой либо примитивное вещество верхней мантии, либо рестит после ее плавления. Происхождение пироксенитов как (1), так и (2) серии является дискуссионным вопросом. В большинстве моделей [Irving, 1974; Wilkinson, 1976; Sen, 1988; Pearson et al, 2005; Копылова, 1996; Amundsen et alt, 1986; Gonzaga, 2010] пироксениты образуются в результате кристаллизационной дифференциации первичных расплавов или их полной кристаллизации в условиях верхней мантии. Эти процессы происходят на разных глубинах, что приводит к образованию различных по химическому составу пироксенитов. Наличие жил пироксенитового состава, рассекающих перидотитовые ксенолиты, подтверждает кристаллизацию первичных расплавов в мантии. При этом первичные расплавы могут кристаллизоваться как в форме жил, так и с образованием обширных линз во вмещающем перидотитовом материале на разных уровнях верхней мантии. О происхождении вещества пироксенитов существуют и другие представления, которые отдают предпочтение процессам высокотемпературного и высокобарического метаморфизма застывших на границе с корой расплавов основного состава. С этим связано еще одно представление, предлагающее рассматривать пироксениты как рестит от плавления погружающейся океанической коры. В работе [Sobolev, 2005] предлагается гипотеза, согласно которой пироксениты образовались в результате взаимодействия перидотитов с обогащенными SiO₂ расплавами, образовавшимися в результате плавления субдуцирующих эклогитов.  Цель настоящей работы состоит в том, чтобы определить петрологические и геохимические особенности пироксенитовых ксенолитов (2) серии из четвертичных вулканов Шпицбергена и, используя эти данные, определить подходящую гипотезу для объяснения происхождения этих пород в данном регионе. 
В пределах (2) серии Шпицбергена выделены следующие петрографические разновидности: амфибол-гранатовые клинопироксениты (Amph: 20-50%; Cpx: 50-80%; Grt: 0-15%; Sp: 10-15%), вебстериты (Cpx: 70%; Opx: 25%; Amph: 0-5%; Sp: 5-10%), гранатовые вебстериты и клинопироксениты (Срx: 70-80%; Opx: 0-15%; Grt:5-20%; Sp: 10%; Amph: 5-10%). Структура пород - полигональная гранобластическая (наличие полиэдрических изометричных зерен породообразующих минералов). В некоторых случаях гранат образует узкие каймы вокруг шпинели на границе с клинопироксеном. Можно предполагать, что эти каймы образовались в результате реакции клинопироксена и шпинели при понижении температуры. Порфиробласты граната в гранатовых вебстеритах могут представлять завершающую стадию этого процесса. В крупных кристаллах клинопироксена происходит распад твердых растворов с образованием ламелей и более крупных вростков ортопироксена. Особый интерес представляют собой мелкозернистые зоны перекристаллизации, состоящие из плагиоклаза, оливина, шпинели, пироксенов и ильменита.
Химический состав.
Пироксенитовые ксенолиты по содержанию SiO₂ (38.7-48.5 масс. %), MgO (14,0-16,9 масс.%) и Na₂O+K₂O (1.22-2.49 масс.%) сходны с пикробазальтовыми или базальтовыми магмами.
Разновидности пироксенитов различаются по содержанию Al2O3. (от 7.48 - 8.78 масс. % в вебстеритах до 10.9 – 14.7 масс. % в гранатовых пироксенитах и до 15,5-17,6 масс. % амфиболовых разновидностях).
Составы пироксенитов (2) серии сравнивались по содержанию Al₂O₃, MgO, CaO с составами перидотитов Шпицбергена [Гончаров, 2008], примитивной мантии [Palme, O’Neill, 2003] и с составами расплавов, полученных в результате экспериментов по плавлению шпинелевого лерцолита при P = 1ГПа и Т = 1260-1390С [Schwab, Johnston, 2001; Hirschmann et al., 1998] и гранатового перидотита при Р = 3-7ГПа и Т = 1500-1900С [Walter M.J., 1998]. Здесь же  показаны составы пикритов и оливиновых толеитов.
Ксенолиты (2) серии обогащены Al₂O₃, CaO и обеднены MgO по сравнению с перидотитами и примитивной мантией. Гранатовые пироксениты соответствуют составам экспериментальных расплавов, полученных при плавлении шпинелевого лерцолита при 1ГПа и Т=1290-1390С. Вебстериты и амфиболовые разновидности расположены в близи к составам экспериментальных расплавов. Вещество, из которого образовались пироксениты, сходно по составу с выплавками из примитивных перидотитов. Данные по химическому составу пироксенитов свидетельствуют о том, что они могли кристаллизоваться из расплавов, образовавшихся при частичном плавлении неоднородного субстрата. Само частичное плавление его могло происходить при различных объемах, температурах и давлениях, что и объясняет различие в составе  расплавов, в результате кристаллизации которых могли образоваться пироксениты. Либо это могут быть кумулаты, образовавшиеся при разной степени дифференциации первичных расплавов в условиях верхней мантии.
Минералогия.
Ортопироксен представлен энстатитом с примесью ферросиллитового минала (MgO = 25.37-25.84 ; FeO = 14.56-15.08 ; Al₂O₃ = 4.50 – 6.50 мас%). Клинопироксен - диопсид с примесью жадеитовой и чермакитовой молекулы (MgO = 12.45-13.04; FeO = 6.12-6.47; Al₂O₃ = 7.38-7.63; Na₂O = 1.48-1.80 мас%; Jd: 6%; CaTs: 4%; Wo: 41%; En: 38%; Fs: 11%). Гранат относится к ряду пиропа-альмандина и является пиропом с примесью альмандиновой и гроссуляровой молекулы (MgO =14.76-15.49, FeO=4.05-14.58, CaO=5.33-5.76 мас%; Pyr: 56%; Alm: 30%; Gross: 14%). Шпинель – герцинит (Al₂O₃= 62,50; Cr₂O₃=1,50; FeO = 18,50 мас%), амфибол – керсутит (Ca^VII=1,84-1,90; (Na+K)^XII=0,92-0,98; Ti=0,50-0,54; Si=5,85-6,01 ф. е., Mg/(Mg+Fe²⁺)=0,66-0,69). Пироксены, гранаты и шпинели (2) серии обогащены Al₂O_3, FeO и обеднены MgO по отношению к таковым в (1) серии. Также эти минералы во (2) серии почти не содержат Cr₂O₃. по сравнению с (1).
Геотермобарометрия.
Условия равновесия парагенезисов оценены с помощью геотермобарометрических инструментов (Grt-Opx геотермобарометр, Срх-Орх геотермометр), которые представлены в работах [Никитина и др. 2010]. Геотерма для ксенолитов пироксенитов (2) серии, расположена вблизи кривой перехода гранат-шпинель в системе CMAS [Walter et al, 2002], что согласуется с петрографическими наблюдениями, показывающими равновесие граната и шпинели. Ксенолиты пироксенитов (2) серии и перидотитовой серии представляют мантию разных уровней по глубине, поскольку геотермы для этих комплексов различаются по положению.
Изменения в структуре пироксенитов.
В крупных зернах клинопироксена наблюдаются структуры распада с образованием ламелей ортопироксена.
Образование мелкозернистых зон перекристаллизации является важным процессом в изменении структур пироксенитов. На границе с этими зонами зерна клинопироксена имеют реакционную кайму. В этих зонах присутствуют лейсты плагиоклаза, иногда окруженные коронкой из кристалликов ильменита. Пироксены и оливины имеют хорошо выраженные кристаллографические очертания. В некоторых случаях структура зон перекристаллизации такова, что в общую плагиоклазовую массу погружены хорошо раскристаллизованные оливины, клинопироксен и ильменит. Плагиоклаз соответствует  битовниту (An: 71-76).  Оливин представлен форстеритом с повышенным содержанием FeO (Fa 27-32 %). Шпинель соответствует герциниту, и его состав отличается от породообразующих зерен в сторону обеднения FeO и обогащения Al₂O₃. Ильменит характеризуется наличием в своем составе гейкелитового (MgTiO₃ – 10%)  минала (MgO от  2,01 до 5,42 мас%).
Из экспериментальных данных по плавлению пироксенитов [Irving, 1974; Lambart, 2009] известно, что ассоциации зон перекристаллизации, в которых стабилен плагиоклаз, могли возникнуть при существенном понижении давления до 1ГПа при температуре 1000-1100С. Таким образом, можно предполагать, что образование мелкозернистых зон связано с понижением температуры и декомпрессией. Вероятно, что процесс перешел границу солидуса, и появлялись участки расплава, который в последствии не удалялся, а кристаллизовался в пределах ксенолита. Последнее подтверждается морфологией зон перекристаллизации.
Вывод.
В настоящей работе принимается, что пироксениты (2) серии образуют слои и линзы в верхах мантии, подстилающей структуры Шпицбергена. Вещество, из которого кристаллизовались пироксениты, образовалось в результате плавления примитивных перидотитов. Этот процесс был связан с декомпрессией, возникшей при поднятии литосферы. Это подтверждается термобарометрическими данными. Петрографические особенности пород (2) серии свидетельствуют о сложной эволюции этого комплекса (гранобластические структуры, распад твердых растворов, реакционные взаимоотношения граната и шпинели, мелкозернистые зоны перикристаллизации). Эксперименты [Putirca et al., 1996; Рингвуд, 1981] по плавлению базальтовых магм показывают нам, что в пределах 2-3 ГПа и 900-1200°С с расплавом равновесен клинопироксен, который в точности по составу совпадает с таковым в исследуемых пироксенитах. На рис. 1 показано сходство состава пироксенитов с выплавками из примитивных перидотитов при P = 1ГПа и Т = 1260-1390С. Это может указывать на образование пироксенитов в результате различной степени фракционирования первичных расплавов в верхах мантии или полной кристаллизации таких расплавов, но разного состава. Понижение температуры после кристаллизации привело к появлению структур распада твердых растворов в клинопироксене, образованию реакционных кайм граната вокруг шпинели в результате реакции последней с клинопироксеном. Геотерма, полученная для пироксенитов, соответствует тому этапу, в котором происходили эти процессы. Дальнейшее поднятие литосферы и связанная с этим процессом декомпрессия приводит к появлению вторичных мелкозернистых зон перекристаллизации, в которых стабильной фазой является плагиоклаз. Исследование пироксенитов (2) серии принесет новые данные о генерации магм, поскольку плавление этого комплекса также может порождать новые порции расплавов [Hirschmann, 1996].

Работа выполнена при поддержке РФФИ (Проэкты: 08-05-00861-а и 10-05-01017-а)

Автор выражает благодарность своему научному руководителю главному научному сотруднику ИГГД РАН профессору Л. П. Никитиной. Глубокую признательность хочется высказать аспиранту ИГГД РАН А. Г. Гончарову, предоставившему для исследований коллекцию ксенолитов.

Литература:
Ashchepkov I. V., André L., Downes H., Belyatsky B. A. Pyroxenites and megacrysts from Vitim picrite-basalts (Russia): plybaric fractionation of rising melts in the mantle?, Journal of Asian Earth Sciences (2011), doi: 10.1016/j. jseaes. 2011.03.004
Amundsen H. E. F., Griffin W. L., O’Reilly Suzanne. The lower crust and upper mantle beneath north western Spitsbergen: evidence from xenoliths and geophysics // Tectonophysics. 1987. V. 139. P. 169-185.
Bundy F. R., Bovenkerk H. P., Strong H. M., and Wentorf, R. H.  Jr. “Diamond–Graphite Equilibrium Line from Growth and Graphitization of Diamond,” J. Chem. Phys. 35, 383–391 (1961).
Frey A. F., Prinz M. Ultramafic inclusions from San Carlos, Arizona: petrologic and geochemical data bearing on their petrogenesis // Earth and Planet Sci. Lett. 1978. V. 38. P. 129-176.
Gonzaga R. G., Lowry D., Jacob D. E., LeRoex A., Schulze D., Menzies M. A. Eclogites and garnet pyroxenites: similarities and differences // Journal of Volcanology and Geothermal Research. 2010. V. 190. P. 235-247.
Hirschmann M. M., Ghiorso M. S., L. E. Wasylenki, P. D. Asimow and E. M. Stolper. Calculation of Peridotite Partial melting from Thermodynamic Models of Minerals and Melts. I. Rewiew of Methods and Comparison with Experiments // J. Petrol. 1998. V.39. P. 1091-1115.
Hirschmann M. M., Stolper E. M. A possible role for garnet pyroxenites in the origin of the ”garnet signature” in MORB// Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 124. P. 185-208.
Irving A. J. Geochemical and High Pressure Experimental Studies of Garnet Pyroxenite and Pyroxene Granulite Xenoliths from the Delegate Basaltic Pipes, Australia //   J. Petrol. 1974. V. 15. P. 1-40.
Lambart S., Laporte D., Schiano P. An experimental study of pyroxenite partial melts at 1 and 1,5 GPa: Implications for the major-element composition on Mid-Ocean Ridge Basalts // Earth Planet. Sci. Lett. 2009. V. 288. P. 335-347.
Litasov K. D., Foley S. F., Litasov Y. D. Magmatic modification and metasomatism of the subcontinental mantle beneath the Vitim volcanic field (East Siberia): evidence from trace element data on pyroxenite and peridotite xenoliths from Miocene picrobasalt // Lithos. 2000. V. 54. P. 83-114.
Nesbitt R. W., Hamilton D. L. Crystallization of an alkali-olivine basalt under controlled pO2, pH2O conditions // Phys. Earth Planet. Interiors. 1970. V. 3. P. 309-315.
Palme H., O’Neill H. St. C. Cosmochemical estimates of mantle composition // Treatise on Geochemistry. 2003. V. 2. 2.01. P. 1-38.
Pearson D. G., Canil D., Shirey S. B. Mantle samples included in volcanic rocks: xenoliths and diamonds. In: Carlson, R. W. (Ed) The mantle and core. 2005. V. 2. Elsevier. P. 171-125.
Pollack, H. N., Chapmann, D. S. On the regional variation of heat flow, geotherms and Lithospheric thickness // Tectonophysics. 1977. V. 38. P. 279-296.
Putirka K., Johnson M., Kinzler R., Longhi J., Walker D. Thermobarometry of mafic ignous rocks based on clinopyroxene-liquid eqilibria, 0-30 kbar// Contrib. Mineral. Petrol. 1996. V. 123. P. 92-108.
Schwab B. E., Johnston A. D. Melting systematics of modally variable compositionally intermediate peridotites and the effects of mineral fertility // J. Petrol. 2001. V. 42. № 10. P. 1789-1811.
Sen G. Petrogenesis of spinel lherzolite and pyroxenite suite xenoliths from the Koolau shield, Oahu, Hawaii: implications for petrology of the post-eruptive lithosphere beneath Oahu // Contrib Minersl Petrol. 1988. V. 100. P. 61-91.
Sobolev A. V., Hofmann A. W., Sobolev S. V., Nikogosian I. K. An olivine-free mantle source of Hawaiian shield basalts // 2005. Nature. V. 434 (7033). P. 590-597.
Walter M. J. Melting of garnet peridotite and the origin of komatiite and depleted lithospere // J. Petrol. 1998. V. 39. P. 29-60.
Walter M., Katsura T., Kubo A., Nishikawa O., Ito E., Lesher C., Funakoshi K. Spinel-garnet transition in the system CaO-MgO-Al2O3-SiO2 revisited: An in situ X-ray study // Geochim. Cosmochim. Acta. 2002. V. 60. N.12. P. 2109-2121.
Wilkinson J. F. G. Some ultracalcic clinopyroxenites from Salt Lake Crater, Oahu, and their petrogenetic significance // Contrib. Mineral. Petrol. 1976. V. 58(2). P. 181-201.
Гончаров А. Г. «Окислительно-восстановительное состояние континентальной литосферной мантии, подстилающей фанерозойские складчатые области»/ Магистерская диссертация. СПбГУ. Каф. геофизики. 2008.
Евдокимов А. Н. Вулканы Шпицбергена. СПб: ВНИИОкеангеология. 2000. 123С.
Копылова М. Г., Геншафт Ю. С., Дашевская Д. М. Петрология верхнемантийных и нижнекоровых ксенолитов северо-западного Шпицбергена // Петрология .1996. Т. 4. №. 5. С. 533-560.
Никитина Л. П., Гончаров А. Г., Салтыкова А. К., Бабушкина М. С. Окислительно-восстановительное состояние континентальной литосферной мантии Байкало-Монгольской области // Геохимия. 2010. № 1. С. 17-44.
Рингвуд А. Е. Состав и петрология мантии Земли. М., Недра, 1981.-584с

Файл с полным текстом: Боровков Н.В.