Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Эволюция состава породообразующих минералов при формировании Киваккского массива

ВАК РФ 04.00.02, Геохимия

Автореферат диссертации по теме "Эволюция состава породообразующих минералов при формировании Киваккского массива"

0 -л

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ им.М.В.ЛОМОНОСОВА ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ КАФЕДРА ГЕОХИМИИ

На правах рукописи

АЗЗУЗ Абделатиф

ЭВОЛЮЦИЯ СОСТАВА ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ ПРИ ФОРМИРОВАНИИ КИВАККСКОГО МАССИВА (СЕВЕРНАЯ КАРЕЛИЯ)

Специаль ость 04.00.02 - геохимия

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва 1997

Работа выполнена на геологическом факультете Московского Государственного Университета им.М.В.Ломоносова

Научные руководители: доктор геолого-минералогических наук, профессор Ярошввский A.A.

кандидат геолого-минералогических наук Коптев-Дворников Е.В.

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

луканин O.A. (Институт геохимии и аналитической химии

им.В.И.Вернадского РАН) кандидат геолого-минералогических наук Семенов B.C. (Институт геологии и геохронологии докембрия РАН)

Ведущая организация: геолого-разведочный факультет Московской ГорноГеологической академии

Защита диссертации состоится " 26 " декабря 1997 г. в 14-30 в ауд.829 на заседанщ диссертационного совета К.053.05.08 по петрографии, геохимии и геохимически», методам поисков месторождений полезных ископаемых геологического факуль-тетг Московского Государственного Университета.

Адрес: 119899, Москва, Воробьевы горы, МГУ, геологический факультет.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГЪ (зона "А", 6 этаж).

Автореферат разослан "&<9 " ноября 1997 г.

Ученый секретарь диссертационного совета ст.научн.сотрудник

Батанова A.M.

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Для интерпретации минеральной и скрытой расслоенное™ расслоенности интрузивных тел основных и ультраосновных пород предложен целый ряд гипотез, представляющих весь арсенал петрологических концепций: последовательное внедрение псрций магмы различного (изменяющегося во времени) состава [например, Лебедев, 1957], внедрение уже расслоенной магмы [Буссен, Сахаров, 1962], гравитационная диффузия [Волохов, Иванов, 1961; Масайтис, 1969], термодиффузия [Wahl, 1946], газовый перенос [например, Волохов, 1979], метамагматизм и магматическое замещение [Маракушев, 1979], ликвация силикатных расплавов [Левинсон-Лессинг, 1949; Маракушев, 1979; Маракушев и др., 1982], различные варианты кристаллизационной дифференциации [Боуэн, 1934; Дэли, 1936; Полканов, 1953, Уэйджер, Браун, 1970 и др.]. Практически все эти гипотезы, кроме кристаллизационной дифференциации, не были предметом последовательного физико-химического анализа, поэтому в настоящее время невозможен ни их критический анализ по существу, ни конкретная оценка петрологической значимости. Наиболее продуктивными остаются исследования механизма кристаллизационной дифференциации, для которой уже создана серьезная физико-химическая (экспериментальная и теоретическая) база. Однако проблема выявления главного, ведущего физико-химического механизма, ответственного за магматическую эволюцию пока не имеет однозначного решения, о чем свидетельствуют продолжающее обсуждение в литературе и альтернативных механизмов. Причиной такой ситуации являются остающиеся нерешенными в рамках концепции кристаллизационной дифференциации проблемы, критической из которых является, прежде всего, явление ритмической расслоенности. Понимание того, что расслоенность есть закономерность пространственного строения дифференцированных комплексов, делает актуальным углубленные исследования именно, динамических аспектов механизма дифференциации, поскольку только закономерности перераспределения компонентов магматической системы в объеме интрузивной камеры ответственны за пространственное строение интрузива. И хотя в данной работе проблема ритмичности не была предметом исследований (на сегодня это явление остается полностью загадочным), более глубокое изучение закономерностей динамики кристаллизационной дифференциации, будучи актуальным само по себе, должно пролить свет и на эту проблему.

В 1970-1980 гг. А.А.Ярошевским, М.Я.Френкелем и Е.В.Коптевым-Дворни-ковым была разработана количественная модель динамики кристаллизационной дифференциации. Опыт моделирования простейших объектов - долеритовых силлов трапповой формации - оказался положительным [см. Коптев-Дворников, 1982, Френкель и др., 1988] и позволил распространить эти исследования на другие классы магматических объектов, в частности крупные расслоенные интрузивы. В группе исследователей, работающих под руководством А.А.Ярошевского и Е.В. Коптева-Дворникова на кафедре геохимии МГУ, исследован целый ряд магматических массивов Северной Карелии и продемонстрирована возможность количественной интерпретации их строения на базе разработанной модели. Однако оставалась практически неизученной одна сторона этой проблемы - количественное моделирование закономерностей эволюции химического состава породообразующих минералов. Конечно, успешное моделирование распределения по разрезу дифференцированных комплексов химических элементов и нормативных минералов предполагает, что природе должны соответствовать и модельные составы минералов, но в этом надо было убедиться конкретно, поскольку составы лик-видусных фаз и их изменение в пределах расслоенной серии являются еще одной независимой системой наблюдений, которые должны служить доказательством петрологической реалистичности разработанной модели. Эта задача и стояла перед данной работой.

Цель исследований заключалась в демонстрации возможности количественной интерпретации закономерностей эволюции состава главных породообразующих минера-

лов в разрезе выбранного для изучения объекта - Киваккского интрузива в Северной Карелии - на базе указанной ЭВМ-модели динамики кристаллизационной дифференциации.

Задачи исследований:

- освоение геолого-петрографического материала по строению Киваккского интрузива и характеристика опорного его разреза;

- полученные данных по химическому составу породообразующих минералов;

- выполнение обширной серии расчетов на ЭВМ для обоснования выбора оптимальных параметров модели кристаллизационной дифференциации;

- доказательство возможности интерпретации на основе использованной модели эволюции состава минералов.

Фактический материал и методика исследований. Основой работы послужил материал по геологическому строению массива Кивакка и геохимической характеристики его пород, представленный диссертанту Б.В.Коптевым-Дворниковым и Н.Ф.Пчелинцевой; систематическое описание нескольких десятков шлифов для выявления закономерностей структурной позиции породообразующих минералов; микрочон-довый анализ главных породообразующих минералов из 18 горизонтов разреза интрузива (частично представленный диссертанту Б.В.Коптевым-Дворниковым и частично выполненный автором на геологическом факультете МГУ). Основной объем работы составило выполнение нескольких сотен вариантов расчетов процесса затвердевания интрузива Кивакка, результаты которых и послужили автору основанием для выбора оптимальных параметров процесса и решения проблемы количественного моделирования поведения минералов в ходе кристаллизационной дифференциации массива Кивакка.

Новизна работы заключается в том, что в ней впервые в науке продемонстрировано методами прямого ЭВМ-моделирования динамики кристаллизационной дифференциации полное соответствии природных данных и теоретических расчетов и, тем самым, получено новое (дополнительное) доказательство петрологической реалистичности седиментационно-конвекционной модели кристаллизационной дифференции. Получение части геохимических данных и выполнение всей серии моделирующих расчетов являются личным вкладом автора диссертации.

Практическое значение исследований определяется сделанным в работе шагом в понимании свойств и возможностей использованной ЭВМ-модели динамики кристаллизационной дифференциации, которая в настоящее время все в большей мере используется при решении различных проблем геохимии и петрологии магматических комплексов, включая и проблемы магматического рудообразования.

Материалы диссертации докладывались на семинаре кафедры геохимии геологического факультета МГУ.

Автор благодарит руководителей работы профессора А.А.Ярошевского и старшего научного сотрудника Е.В.Коптева-Дворникова за постановку проблемы и всестороннюю помощь, Е.В.Коптева-Дворникова и Н.Ф.Пчелинцеву за разрешение пользоваться материалами, а также А.А.Арискина, С.В.Болиховскую, Б.С.Киреева и Г.С.Николаева за помощь входе выполнения работы и написания диссертации.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА И СТРОЕНИЕ МАССИВА КИВАККА.

Базит-гипербазитовый массив Кивакка находится в зоне сочленения беломорид и карелид Балтийского щита, представляющей собой синклинорий, сложенный метамор-фзоваными осадочно-вулканогенными образованиями. Киваккский массив входит е комплекс расслоенных перндотит-габбро-норитовых интрузивов Олангской группы внедрившихся вдоль системы субширотных глубинных разломов в период орогенной активизации. Они имеют средние размеры (11-28 кв.км ), характеризуются овально-удлиненной лопполитообразной формой и являются восточной ветвью протяженной:

пояса расслоенных интрузивов, следующих в субширотном направлении через территорию Финляндии до Ботнического залива.

Вмещающими породами для этих интрузивов являются мигматизированные био-титовые и амфиболовые гнейсы, гранито-гнейсы и гранодиорито-гнейсы верхнего ар-хея. По отношению к ним интрузивы дискордантны. Они обладают автономной внутренней структурой и стратиформно-гравитационной расслоенностью, свидетельствующими об их формировании в условиях тектонической стабилизации вмещающей среды. В поздние этапы геологического развития массивы испытали частичную блокировку .частичное рассланцевание и амфиболизацию краевых частей.

Киваккский массив представляет собой первоначально полого залегавшее лоп-политообразное тело, вторично наклоненное на северо-запад под углом 30-40 градусов. В настоящее время массив хорошо обнажен от подошвы до кровли, что позволяет получить полное представление о его внутреннем строении. В центральной части мощность массива достигает 2000 метров. В пределах массива наблюдается ряд разломов северо-западного простирания .

В вертикальном разрезе Киваккского плутона с юго-востока на северо-запад выделяются нижняя приконтактовая зона, собственно расслоенная серия, слагающая основной объем интрузива ,и верхняя приконтактовая зона. В плане слои в виде дугообразных полос сменяют друг друга от подошвы к кровле (с ЮВ на СЗ).

Таким образом, массив Кивакка представляет собой удобный объект для решения поставленных в работе задач. Во-первых, он сформирован в эпоху достаточной тектонической стабильности в условиях жесткой рамы. Это явилось причиной минимальной степени взаимодействия с вмещающими породами и их влияния на процессы становления интрузива, в первом приближении, рассматривать закономерности внутреннего строения массива как отражающие процессы внутрикамерной дифференциации.

Во-вторых, массив Кивакка относится к дифференцированным комплексом и характеризуются всеми основными особенностями их строения - в нем выделяется расслоенная серия. Нижняя и верхняя приконтактовые зоны: расслоенная серия сложна большим разнообразием пород (от оливинитов до кварцсодержащих габбро и габбро -норитов). Детальное опробование и исследование такого массива может дать информацию, необходимую для разработки модели формирования расслоенных магматических комплексов основных и ультраосновых пород.

В основу систематики пород Киваккского массива положены арагенезисы минералов 1-ой структурной группы, так как кумулативные парагенезисы отражают порядок кристаллизации магмы и заполнения камеры интрузива твердой фазой.

Главными дифференциатами интрузива являются оливиниты, гарцбургиты, брон-зититы, нориты, габбро-нориты и габбро.

Оливиниты сложены оливином (70-90%), ортопироксеном (10-15%), клинопиро-ксеном (7-10%), плагиоклазом (5-10%). Акцессорные минералы представлены апатитом, биотитом и магнетитом. Оливин образует идиоморфные, большей частью изометрич-ные или удлиненные кристаллы размером от 0,5 до 4,5 мм, обычно 2-3 мм. Химический состав оливина характеризуется относительным постоянством и не зависит от положения породы в разрезе интрузива. Он колеблется в пределах Роаз-85. Ортопироксен (бронзит) наблюдается в виде более мелких изометричных неправильных, ксеноморф-ных относительно оливина кристаллов размером до 1 мм. Состав бронзита в оливини-тах Еп82Р5,4\Уо4. Плагиоклаз ксеноморфный, выполняет интерстиции между зернами оливина и бронзита. Размер зерен 0,2- 1 мм. Специфической чертой плагиоклаза (характерной для всех дифференциатов массива) является почти полное отсутствие зональности. Состав плагиоклаза отвечает Ап«2«4. Клинопироксен резко ксеноморфен, образует неправильные зерна размером 0,5-1,5 мм. Он представлен либо относительно крупными неправильными зернами, содержащими пойкилитовые включения оливина и бронзита, либо более мелкими зернами, выполняющими интерстиции между этими минералами. Состав клинопироксена - \V036En54Fs10. Структура породы гипидиоморфно-зернистая. Текстура массивная.

На основании структурных взаимоотношений между минералами в оливинитах можно выделить две структурные группы. В I группу входит оливин, образующий высокие по степени идиоморфизма зерна. Повидимому, он первым кристаллизовался из расплава, накапливаясь в кумулятивной фазе. Ко II структурной группе относятся бронзит, клинопироксен и плагиоклаз, образующие ксеноморфные зерна. Эти минералы кристаллизовались, вероятно, из поровой жидкости. Кристаллизацией из интеркумулятивной жидкости в условиях низких температур можно объяснить относительно низкую основность плагиоклаза.

Главными породообразующими минералами гарцбургитов являются оливин (2070%), бронзит (70-20%),клинопироксен (5-7%). Второстепенный плагиоклаз (3-5%). Акцессорные -магнетит, биотит.

Оливин образует идиоморфные изометричные зерна размером 0,5-2 мм, преимущественно 1 мм. Его состав аналогичен составу оливина в оливинитах. Бронзит представлен идиоморфными и субидиоморфными зернами размером 0,5- 3 мм, в среднем 1,5 мм. По сравнению с оливинитами степень идиоморфизма зерен бронзита возрастает. Состав ортопироксена - Еги^^Чь. Форма и соотношение остальных минералов подобны оливинитам. Составы минералов: клинопироксен - аналогичен клинопироксену в оливинитах, плагиоклаз - АПб5-б7. Структура гипидиоморфнозернистая, текстура массивная. К минералам I структурной группы можно отнести оливин и ортопироксен, во II группу входят плагиоклаз и клинопироксен. Гарцбургиты являются переходной разновидностью оливинитов к пироксенитам.

Пироксениты (бронзититы) макроскопически представляют собой среднезернис-тые породы. Зерна пироксена имеют длиннопризматический габитус, отчетливо видна интерстициальная позиция плагиоклаза, цементирующего призмы пироксена. Наблюдается выраженная трахитоидность пород.

Главным минералом является бронзит (75-90%), в переменном количестве присутствуют плагиоклаз (3-15%) и клинопироксен (1-10%). Акцессорные минералы - биотит и магнетит. Бронзит образует идиоморфные и субидиоморфные изометричные или удли-неннопризматические зерна размером 1-3,5 мм. Преобладающий размер 2 мм. По составу он отвечает ЕтивоРви-н'УЛ'о«. Плагиоклаз распределен неравномерно. Встречаются разновидности, почти не содержащие плагиоклаза, и отдельные прослои пород, приближающихся по количеству плагиоклаза к норитам. Он образует ксеноморфные зерна размером 1-2 мм, выполняющие интерстиции между зернами бронзита. Встречаются отдельные ойкокристаллы плагиоклаза, содержащие вростки бронзита. Состав плагиоклаза - АПб9-7з. Клинопироксен распределен неравномерно и в среднем составляет 5-6 %. Он образует мелкие ксеноморфные зерна интерстициального выполнения размером 0,21,5 мм. и овальные вкрапленники размером до 2 см. Вкрапленники включают многочисленные зерна бронзита и плагиоклаза. Состав клинопироксена - \Уоз8ЕЛ52р5ю. Структура породы гипидиоморфнозернистая, текстура трахитоидная и массивная. Ортопироксен можно отнести как к первой, так и ко второй структурной группе - наряду с явно кумулятивными идиоморфными зернами присутствуют субидиоморфные кристаллы, образовавшиеся, по-видимому, вследствие совместной кристаллизации с интеркумулятивными минералами - клинопироксеном и плагиоклазом.

Нориты представляют собой светло-серые мелко и среднезернистые породы. Главные минералы - плагиоклаз и бронзит. Их количественные отношения определяют цветное число породы. Преобладают мезократовые нориты. В количестве до 5 % в них присутствует клинопироксен. Количественные соотношения главных минералов - плагиоклаз 45-65%, ортопироксен 30-55%. Бронзит и плагиоклаз образуют субидиоморфные зерна размером 0,5-2 мм. В меланократовых разновидностях близких к пироксенитам степень идиоморфизма бронзита выше, чем у плагиоклаза. В мезо- и лейкократо-вых породах степени идиоморфизма зерен этих минералов близки. Плагиоклаз слабо зональный. Составы - ортопироксен - ЕшвРв^А^Оз, плагиоклаз -АП77-78. Клинопироксен резко ксеноморфный, выполняет интерстиции и, также как и в пироксенитах, образует крупные овальные вкрапленники - гнезда, содержащие большое количество зерен бронзита и плагиоклаза. Структура пород гипидиоморфнозернистая, текстура трахитоид-

ная. К I структурной группе можно отнести центральные части зерен этих минералов и клинопироксен. По-видимому, плагиоклаз и бронзит продолжали кристаллизоваться в посткумулусную стадию из поровой жидкости, нарастая на кумулятивную фазу.

Габбро- нориты представляют собой мезократовые среднезернистые породы. Главные породообразующие минералы - плагиоклаз (53-70%), бронзит (13-37%), клинопироксен (10-24%.). Аксессорные минералы - биотит, магнетит, кварц, апатит. Размер зерен в среднем составляет 1-2 мм, но встречаются и более крупные 3-4 мм. Зерна всех минералов имеют субпризматический габитус, однако их внешние границы извилистые. Обращает внимание изменение структурной позиции клинопироксена по сравнению с норитами. Составы минералов: ортопироксен - Еп75р52(^о3, клинопироксен -Еп49рБ,3\Уо38, плагиоклаз - Ата«. Структура пород паналлотриаморфная, текстура трахитоидная и массивная. К I структурной группе можно отнести центральные части зерен. Вероятно, все три минерала оседали и накапливались в расплаве, все три минерала дорастали из интеркумулятивной жидкости.

Габбро - породы, практически не отличающиеся по составу и облику от габбро-норитов, однако содержащие ортопироксен преимущественно во II структурной группе. Он представлен здесь крупными ойкокрасталлами, цементирующими идиоморфные индивиды плагиоклаза и клинопироксена. Можно выделить две разновидности габбро-в одной из них низкокальциевый пироксен представлен собственно ортопироксеном, в другой - претерпевшим инверсию пижонитом. В обеих разновидностях I структурная группа представлена плагиоклазом и клинопироксеном.

В вышеописанных горных породах парагенезис I структурной группы интерпретируется как кумулятивный, а зерна II структурной группы кристаллизовались из интеркумулятивного расплава.

Результаты изучения структурных взаимоотношений между главными минералами основных дифференциатов расслоенной серии можно свести в таблицу (Табл.1).

Таблица 1. Структурно-минералогическая характеристика пород интрузива Кйвакка

ПОРОДЫ Минералы 1-ой структурной группы Минералы И-ой структурной, группы

оливиниты 01. ОРх, CPx.PL

гарцбургиты ОЬ, ОРх СРх, РЦ ОРх

пироксениты ОРх ОРх, РЬ, СРх

нориты ОРх+РЬ ОРх, СРх, РЬ

габбро-нориты ОРх+РЬ+СРх ОРх, СРх, РЬ

габбро РЬ+СРх РЦ СРх ОРх ( Рц)

Строение Киваккского интрузива характеризуется последовательной сменой типов пород в разрезе, наличием нижней и верхней приконтактовых зон и расслоенной серии, слагающей основной объем плутона. В плане зоны в виде дугообразно изогнутых полос сменяют друг друга от юго-восточной придонной части массива к северозападной апикальной. Между отдельными типами пород в массиве отсутствуют секущие отношения и следы температурного воздействия. Все вышеперечисленные зоны и отдельные дифференциаты в их пределах сменяют друг друга в разрезе фациально. Это позволяет сделать предположение о том, что расслоенная серия массива является продуктом внутрикамерной дифференциации исходного расплава в результате одноактного внедрения магмы.

Принцип кумулативных парагенезисов положен в основу деления Расслоенной Серии (PC) на зоны, в которой снизу вверх по набору кумулативных фаз можно уверенно выделить Зоны Оливинитов, Норитов, Габбро-норитов и Габбро.

Нижняя Приконтактовая Зона (НПЗ) сложена главным образом габбро-норитами. На поверхности породы НПЗ встречаются крайне редко, однако они повсеместно отмечены в основании разреза по данным бурения. Непосредственно на контакте наблюдаются апофизы массива во вмещающие гнейсы, габбро-но-риты участками насыщены ксенолитами гнейсов, обычно оплавленными и диспергированными. Мощность этой зоны не превышает 100 м. В верхней части НПЗ через мелкомасштабное переслаивание бронзититов с гарцбургитами, затем гарц-бургитов с оливинитами (общая мощность участка переслаивания 15 м осуществляется переход к Оливинитовой Зоне.

Оливинитовая Зона (ОЗ) залегает в основании Расслоенной Серии. Преобладающим кумулятивным минералом в зоне является оливин. Мощность зоны около 400 м. В нижних 100 м ОЗ в небольших количествах присутствует кумулятивный бронзит, а в верхних 50 м зоны он начинает играть заметную роль и через мелкомасштабное переслаивание гарцбургитов и бронзититов происходит переход к вышележащей Норито-вой Зоне. Мощность зоны переслаивания 20-30 м.

Норитовая Зона (НЗ) достигает мощности 540 м. Кумулятивными минералами в зоне являются бронзит и плагиоклаз, вариациями соотношений и размеров которых и определяется главным образом разнообразие пород в зоне. Преобладающими породами в зоне являются нориты. Нижние 380 м НЗ представлены среднемасштабным ритмическим переслаиванием норитов и бронзититов и выделены в Подзону Переслаивания Бронзититов и Норитов (ПзПБН). В основании ритмов залегают бронзититы, вверх по разрезу постепенно сменяющиеся норитами за счет увеличения содержания кумулятивного плагиоклаза. Переход от норитов к бронзититам основания вышележащего ритма значительно более резкий. Средняя мощность ритмов около 10 м, хотя отмечены значительные колебания мощностей. Мощности бронзититовых и норитовых слоев обычно соизмеримы. В основании ПЗПБН мощности слоев значительно увеличены -самый нижний горизонт норитов, залегающий на гарцбургитах O'i, имеет мощность около 30 м, а перекрывающий его слой бронзититов достигает 130 м мощности.

Выше по разрезу залегает Габбро-норитовая Зона (ГНЗ), сложенная в основном породами с трехминеральным ортопироксен-плагиоклаз-клинопироксеновым кумулятивным парагенезисом. Мощность зоны около 580 м. Нижние 240 м зоны сложены крупномасштабным переслаиванием норитов и габбро-норитов и выделены в Подзону Переслаивания Норитов и Габбро-норитов (ПзПНГН). Снизу вверх мощности габбро-норитовых прослоев увеличиваются от 10-15 м до 40-50 м, а норитовых - уменьшаются от 80 до 20 м.

Самым верхним подразделением Расслоенной Серии является Габбровая Зона (ГЗ), имеющая мощность 320 м. Слагающие ее породы слабо отличаются по составу от нижележащих габбро-норитов, однако в них изменяется структурная позиция ортопиро-ксена, который переходит во II структурную группу, причем в верхних 200 м этой зоны бронзит сменяется претерпевшим инверсию пижонитом, о чем свидетельствуют характерные структуры распада твердого раствора в этой фазе. Кумулятивный парагенезис представлен плагиоклазом и клинопироксеном, и по набору кумулятивных фаз зона названа Габбровой.

Верхние 50 м ГЗ сложены породами с повышенным содержанием титаномагнети-та, биотита, калиевого полевого шпата, апатита - т.е. минералов, обогащающих остаточные расплавы при дифференциации базальтовых магм. Эти породы являются наиболее низкотемпературными дифференциатами массива. Подобные породы в расслоенных интрузивах обычно приурочены к сочленению Расслоенной Серии и Верхней При-контактовой Зоны. Не является в этом отношении исключением и Киваккский плутон.

Выше этого горизонта залегают сильно эпидотизированные габбро Верхней При-контактовой Зоны (ВПЗ) мощностью порядка 50 м.

Отмеченная последовательность зон в PC отражает порядок смены кумулятивных парагенезисов в вертикальном разрезе интрузива. Это позволяет предположить что, за-

полнение камеры твердой фазой происходило снизу вверх (именно в этом направлении увеличивается количество фаз в кумулятивных парагенезисах), а порядок кристаллизации исходной магмы следующий: оливин —> (оливин) + ортопироксен + плагиоклаз —> ортопироксен + плагиоклаз + клинопироксен -> (ортопироксен) + клинопироксен + плагиоклаз.

Для общей характеристики вертикального строения интрузива были использованы 87 проб опорного разреза. Распределения петрогенных компонентов и нормативных минералов показывают, что картина химической эволюции пород по разрезу интрузива осложнена разными по масштабу и амплитуде колебаниями содержаний компонентов. Однако общие тенденции и закономерности эволюции содержаний породообразующих окислов по разрезу, а также тренды накопления нормативных минералов проявлены отчетливо, и указывают на, несомненно, кристаллизационную природу дифференциации исходного расплава и заполнение камеры интрузива твердой фазой снизу вверх. К этим закономерностям прежде всего относятся: общее уменьшение вверх по разрезу содержаний РеО и N^0; увеличение содержаний ТЮг, СаО, АЬОз, ШгО и КгО; увеличение железистости пород Ре/(Ре+\^); уменьшение нормативной основности плагиоклаза (А1-Ыа-К)/ /(АИ-Ыа+К).

Наиболее высокие концентрации РеО и MgO наблюдаются в нижней части разреза и отвечают уровню преобладания оливиновых кумулатов. Это согласуется с результатами нормативного пересчета: максимальным содержанием оливина и минимальным остальных породообразующих минералов.

При общей тенденции к уменьшению, небольшой локальный максимум концентраций РеО и N^0 в основании норитовой зоны отвечают переслаиванию гарцбургитов и бронзититов, что также фиксируется появлением оргопироксена и небольшим максимумом содержания оливина.

Выше было отмечено, что норитовая зона характеризуется контрастным переслаиванием норитов и бронзититов, обусловленная вариациями соотношений кумула-тивных плагиоклаза и бронзита. Это выражается в высокоамплитудных колебаниях (по сравнению с другими участками разреза) концентрации СаО, РеО, MgO АЬОз, а также ЫагО и БЮг. Кроме этого следует отметить отчетливо комплементарный характер кривых содержания нормативных плагиоклаза и ортопироксена на этом участке разреза, при относительно постоянном содержании клинопироксена и уменьшающемся олипи-на.

Появление кумулативного авгита в зоне габбро-норитов выражается в повышении содержания СаО при сохранении уровня содержания АЬОз, и резком увеличении содержания нормативного клинопироксена и небольшом уменьшении доли ортопироксена.

Габбровая зона с двухминеральным плагиоклаз-клинопироксеновым кумула-тивным парагенезисом на графиках выражается низкоамплитудными колебаниями петрогенных окислов и имеет четкие тренды: при постоянном содержании БЮг и АЬОз и снижающемся продолжается увеличение концентрации щелочей и ТЮ2. наблюдается небольшое возрастание концентрации железа и снижение концентрации СаО, компенсируемые некоторым ростом N320 и 5Юг (альбито-вого компонента плагиоклаза).

В верхних 50 м разреза наблюдаются максимальные содержания и значительные вариации ТЮг, Р2О5, что отражает появлние пород, обогащенных титаномагнетитом, биотитом, апатитом и другими низкотемпературными минералами характеризующими остаточные расплавы.

Отмеченные закономерности распределения породообразующих окислов по разрезу подтверждают обоснованность выделения на структурно-петрографичес-кой основе оливинитовой, норитовой и габбро-норитовой зон. По всем окислам, а также по распределению нормативных минералов границы выделенных зон четко фиксируются. Однако переход между габбро-норитовой и габбровои зонами плавный и не столь очевиден. Эти закономерности полностью согласуются с предположением о формировании

Киваккского массива путем кристаллизационной дифференциации магматического расплава.

Средние химические составы главных петрохимических типов пород массива Ки-вакка, выделенных по результатам кластерного анализа, приведены в табл.2.

На основе данных 87 химических анализов проб пород был рассчитан средневзвешенный состав интрузива, который принят за оценку состава внедрившейся магмы: Si02 50.42, ТЮг 0.21, АЬОз 12.72, FeO 8.50, МпО 0.15, MgO 7.82, СаО 8.42, Na20 1.41, КгО 0.20, Р2О5 0.02%. Отличительными особенностями магмы Киваккского массива являются высокое содержание MgO при высоком содержании S1O2 и низкая концентрация ТЮ2. Судя по этим признакам, исходную магму Киваккского интрузива можно отнести к марианит-бонинитовому ряду.

Для характеристики геохимических особенностей вертикального разрезе интрузива Кивакка мы использовали результаты анализов выполненные на кафедре геохимии Н.Ф.Пчелинчевой 87 проб на вертикального разреза интрузива Кивакка были определ-ны содержания Ni, Со, Cr, Sr,Cu и Zn.. Также как и для петрогенных окислов распределение микроэлементов имеет сложный, контрастный характер с чередованием максимумов и минимумов, обусловленный скрытой расслоенностью интрузива.

Хорошо видно, что распределение Ni и Со контролируется распределением оливина. При этом максимум концентрирования достигается в оливинитовой зоне со средним содержанием 0.165 вес.% и 0.125 вес.% соответственно.

Хорошая корреляция распределения Сг в породах и нормативного ортопироксена приводит к выводу, что главной фазой определяющей поведение этого элемента является бронзит. На это также указывает тот факт, что максимум концентрирования Сг в породах (в среднем 0.3 вес.%) приходится на норитовую зону, в которой одним из главных кумулативных минералов является бронзит. В целом, по мере кристаллизации, Сг сначала накапливается в расплаве. Затем после начала кристаллизации бронзита, главного концентратора Сг, его содержание начинает расти и достигает максимума в области развития бронзит-плагиокла-зового кумулативного парагенезиса. В дальнейшем содержание Сг падает; когда бронзит переходит во вторую структурную группу концентрация Сг в породах становится постоянной и составлет величину на порядок меньшую по сравнению с норитовой зоной. Следует также отметить, что до начала кристаллизации бронзита Сг не образует собственной фазы (хромита).

Распределение Sr по разрезу контролируется плагиоклазом. В оливинитовой зоне содержание Sr в породах почти постоянно и невысоко. Когда начинает кристаллизоваться плагиоклаз, концентрация Sr растет. При этом высокоамплитудный характер колебаний содержаний Sr повторяет распределение нормативного плагиоклаза в норитовой зоне, обусловленное контрастным переслаиванием гарцбургитов и норитов в этой зоне. В целом Sr накапливается в породах, хотя график его распределения имеет "пилообразную" форму, что, опять же, обусловлено ритмической расслоенностью. На ранних этапах кристаллизации массива Zn в некоторой степени концентрируется в оливине (оливинитова зона). Далее, по мере дифференциации расплава, его содержание в кумулатах несколько уменьшается (норитовая зона), а затем становится постоянной (габбро-норитовая и норитовая зоны). В целом распре- деление Zn по разрезу имеет неравномерный характер, что, по всей видимости, вызвано расслоенным строением интрузива.

Распределение Си по разрезу не обнаруживает отчетливой зависимости от содержания породообразующих минералов. На общем фоне ее низких постоянных концентраций и довольно равномерного распределения в породах всех выделенных зон обнаружены высокие концентрации Си на границах оливинитовой и норитовой, норитовой и габбро-норитовой зон, а также в средней части норитовой зоны. Эти максимумы приурочены к небольшим проявлениям сульфидной минерализации.

Перечисленные выше закономерности, очень четко демонстрируют связь распределения элементов примесей в расслоенной серии Киваккского интрузива с распределением минеральных фаз-носителей этих элементов .

Таблица 2. Средние составы петрохимических типов пород Киваккского интрузива .

Кластер Число групп аог ТЮ2 АЬОз РеО МпО СаО №20 К 20 р2о5 Р1 Срх Орх 01 11т <3 / Ап

Оливиниты 9 42.26 0.09 3.13 13.23 0.18 38.54 2.06 0.40 0.10 0.02 12.70 3.20 4.47 9.50 0.10 0.00 0.16 0.61

Гарцбургиты-1 7 43.98 0.16 3.56 12.65 0.18 36.72 2.34 0.28 0.11 0.02 13.60 3.00 16.06 7.20 0.20 0.00 0.16 0.72

Гарцбургиты-2 2 48.15 0.12 4.01 11.66 0.18 32.51 2.88 0.28 0.17 0.02 15.20 4.40 38.24 2.20 0.20 0.00 0.17 0.72

Бронзипны 9 53.32 0.22 5.09 10.70 0.20 25.84 3.99 0.51 0.13 0.02 19.30 7.10 63.21 0.10 0.30 0.00 0.19 0.68

Нориты 23 51.47 0.14 17.10 6.39 0.12 13.56 9.63 1.43 0.14 0.02 57.80 6.10 31.80 4.10 0.20 0.00 0.21 0.75

Габбро-нориты 21 51.96 0.20 17.49 5.62 0.13 9.72 12.60 2.00 0.26 0.02 61.10 18.60 16.90 3.20 0.20 0.00 0.25 0.66

Габбро 11 52.84 0.33 16.33 8.04 0.16 7.87 11.65 2.48 0.29 0.02 60.50 19.30 18.70 1.20 0.40 0.00 0.37 0.58

Феррогаббро 5 53.66 0.64 16.01 10.08 0.19 5.92 10.46 2.46 0.53 0.05 60.60 16.10 19.80 0.00 0.82 0.70 0.49 0.55

Для Ni и Со - это оливин, для Cr - ортопироксен, для Sr - плагиоклаз, для Zn -, по видимому, и оливин, и ортопироксен; распределение Си отчетливо контралируется распределением сульфидной фазы. Такая связь представляется достаточно очевидной и веема наглядно иллюстрируют кристаллизационную природу фракционирования элементов-примесей.

ЭВМ-моделирование процесса образования интрузива Кивакка

Начиная с 80-х годов, в практике петролого-геохимических исследований получили широкое развитие методы численного моделирования фазовых равновесий в магматических системах. Эти методы, основанные на использовании ЭВМ-программ, разработаны для расчета частичного плавления мантийных перидотитов, а также траекторий кристаллизации, термической и геохимической эволюции магм в вулканических очагах и интрузивных камерах. В настоящей работе моделирование динамики процесса формирования Киваккского интрузива осуществлено с помощью программного комплекса КОМАГМАТ, разработанного в ГЕОХИ АН СССР М.Я.Френкелем и А.А.Арискиным]. Используя различные ЭВМ-программы этого комплекса удалось оценить термодинамические условия образования пород, установить оптимальные динамические параметры процесса кристаллизации исходной магмы Киваккского интрузива, рассчитать линии эволюции состава главных породообразующих минералов. Сопоставимость природных и рассчитанных трендов эволюции исходного расплава в ходе фракционирования может свидетельствовать о реалистичности построенной ЭВМ-модели затвердевания интрузива Кивакка.

В результате проведения нескольких сотен моделирующих расчетов были определены оптимальные подгоночные параметры модели формирования Киваккского интрузива (они представлены в Табл. 3).

Кроме того, использовались значения термодинамических констант распределения элементов между твердыми фазами и расплавом, полученные на основании обработки экспериментальных данных (эти значения включены в базу данных КОМАГМА Т.

Оценка давления при кристаллизации интрузива. Ранее было отмечено, что по содержанию главных компонентов (Si02 (<56%), ТЮг, FeO (>7.5), отношению СаО/АЬО) (>0.7), сумме щелочей (менее ТА), рассчитанный средневзвешенный состав интрузива Кивакка наиболее близок к бонинит-марианитовому типу магмы (типу высококальциевых бонинитов). При этом, однако, следует отметить значительно более высокие по сравнению с бонинитами содержания MgO. К типичным представителям высококальцевых бонинитов относятся верхнегретичные подушеч-ные лавы офиоли-тового комплекса Троодоса. Это - витрофировые лавы, содержащие фенокристы магнезиального оливина, хромита и магнезиального ортопироксена, микрофенокристы оливина, хромита, ортопироксена, пижонита и диопсида, а такжеосновную массу, состоящую из клинопироксена и плагиоклаза. Считается, что главной особенностью фракционирования бонинитовых магм (и высококальциевых бонинитов в частности) является раннее фракционирование оливина и ортопироксена, к которым затем присоединяются клинопироксен и плагиоклаз [Crawford, 1989]. В Главе III показано, что близкой последовательности кристаллизации следует фракционирование исходной магмы Киваккского интрузива: оливин -+ (-оливин) + ортопироксен + плагиоклаз -> ортопироксен + плагиоклаз + клинопироксен -> (-ортопироксен) + клинопироксен + плагиоклаз.

Основным параметром, контролирующим последовательность появления минеральных фаз при кристаллизации магматического расплава в сухих условиях, является давление. Выполненная серия расчетов в диапазоне давлений от I до 8000 бар показала, что ранней кристаллизующейся фазой при любых давлениях является оливин. При одной атмосфере при понижении температуры вслед за оливином кристаллизуются плагиоклаз, клинопироксен и ортопироксен. При давлении более 1 кбар последовательность кристаллизации сменяется на 01->Р1-Юрх->Срх, а уже при давлении 3 кбар

Таблица 3. Параметры оптимальной модели затвердевания Киваккского интрузива

Давление, кб 3,1

Ре^/ДРе в исходной магме 0,01

Температура исходной магмы,» С 1277

Объемная доля шггрателлурического оливина в исходной магме 0.21

Объемная доля кумулятивных фаз в куму- лусе 0.80

Скорости оссдания минералов, м/год: 01 Р1 Срх ОРх 6.0 0.6 1.3 1.4

Примечание: обоснование принятых значении параметров и обсуждение их неопределенности

см. в тексте диссертации.

плагиоклаз и ортопироксен кристаллизуются совместно, а клинопироксен присоединяется к кристаллизующимся фазам при более низких температурах. С дальнейшим ростом давления порядок кристаллизации продолжает менятся, и при давлении более 6 кбар последовательность кристаллизации становится: 01-»Срх->Р1->0рх. Сопоставление с распределением нормативных минералов по разрезу интрузива показывает, Что порядку кристаллизации и одновременному появлению на ликвидусе плагиоклаза и ор-топироксена отвечает равновесная кристаллизация при 3.1 кбар. Учитывая возможную неопределенность экспериментальных данных и основанные на них расчетных методов надо считать, величина давления в магматической камере при кристаллизации интрузива Кивакка далжно находится в интервале 3-4 кбар. В дальнейших расчетах нами принято минимальное значение 3.1 кбар.

Пористость кумулуса. Главным критерием соответствия модели и природного объекта является сопоставления графиков распределения по разрезу интрузива главных минеральных фаз и петрогенных окислов. Пористость кумулуса является одним из входных параметров модели и подбирается в процессе моделирования путем сопоставления модельных и природных максимальных содержаний в кумулатах кумулативных и интеркумулативных фаз.

В результате наших расчетов установлено, что наилучшее совпадение модельных и природных трендов удается добиться при пористости кумулуса, равной 20%. Другими словами, пористость кумулуса 20% обеспечивает необходимую концентрацию кумула-тивного оливина и интеркумулативных ортопироксена и плагиоклаза в оливинитовой зоне.

Летучесть кислорода. Отличительной особенностью Киваккского интрузива является отсутствие в нем пород с кумулятивным магнетитом. Именно это обстоятельство являлось критерием при подборе оптимальных значений летучести кислороды при формировании интрузива. В расчетах мы задавали летучесть кислорода через отношение двухвалентного железа к сумме железа в исходной магме, т.е. полагали, что система в процессе кристаллизации была закрыта по кислороду. Оказалось, что при значениях вышеуказанного отношения меньше 0.99 при кристаллизации появлялся на ликвидусе магнетит. Это свидетельствует о том, что доля трехвалентного железа в исходной магме не превышала 1% от общего содержания железа. Это значение отношения Рео/(РеО+РегОз) принято для исходной магмы. Поскольку рассматривается модель затвердевания замкнутой системы, в ходе кристаллизационной эвалюции велечина этого

отношения в расплаве изменяется из-за различной способности закисного и окисного железа входить в состав минералов (практически считается, что трехвалентное железо до появления магнетита не входит в состав кристаллизующихся фаз). Это ведет к росту данного отношения в ходе затвердевания и соотвественно увеличению lgfo2, которое, таким образом, изменяется от начального -11.50 до -9.60 на стадии кристаллизации 0.89.

Подбор оптимальных скоростей оседания и доли интрателлурических фаз в исходной магме. Темп накопления кумулативных фаз по мере кристаллизации в модели контролируется скоростями оседания минералов. Кроме этого необходимо установить еще один эффетивный параметр - степень закристаллизованности исходной магмы, которая отвечает за стратиграфический уровень появления минералов в кумулусе. Моделирование начинается с воспроизведения границы перехода от НПЗ к PC. Подбирается скорость оседания оливина таким образом чтобы кривая содержания оливина в модели следовала по точкам содержания оливина в породах реального интрузива; при этом отслеживаем стратиграфический, уровень появление следующих минеральных фаз. В результате проведенной серии вычислений установлено, что если степень закристаллизованности исходной магмы равна 0 (магма гомогенна), то ортопироксен и плагиоклаз появляются в вертикальном разрезе расслоенной серии существенно выше, чем в природе, а при высокой степени закристаллизованности fin =0.3 эти минералы появляются раньше, чем в природе. Оптимальным значением этого параметра является fm =0.21. Далее, подбирая скорости оседания ортопироксена и плагиоклаза воспроизводим их природное распределение. В табл.3 приведены оптимальные скорости оседания минералов.

Таким образом, оперируя скоростями оседания минеральных фаз, степенью закристаллизованности магматического расплава удалось согласовать количественное распределение минералов в разрезе интрузива и получить оптимальную модель Ки-ваккского расслоенного интрузива.

Модельное распределение главных и примесных элементов

На рис. 1-3 представлены природные распределения петрогенных компонентов в сопоставлении с полученными в оптимальной модели. Модельные графики распределения главных компонентов практически повторяют природные распределения. Это позволяет считать, что основные закономерности контролирующиеся законами кристаллизационной дифференциации. Следует подчеркнуть, что согласования модельных распределений с природными удалось добиться при подборе только динамических параметров модели, оставляя неизменной ее термодинамическую основу. Константами также являлись мощность интрузива и состав исходной магмы. То обстоятельство, что оптимальную модель удалось построить на основе геотермометров, полученных при обощении экспериментов в сухих системах, свидетельствует о низком содержании воды в магме интрузива.

К моделированию распределений примесных элементов мы приступили после того, как была построена модель, воспроизводящая распределения породообразующих элементов и минералов. Вообще говоря, если экспериментально определенные коэффициенты распределения правильно описывают отношения концентраций элементов в фазах при формировании Киваккского интузива, мы должны были бы получить согласие природных и модельных распределений автоматически. Оказалось, однако, что экспериментальные коэффициенты распределения Ni и Со для оливина и Сг для ортопироксена несколько ниже, чем величины, необходимые для оптимального согласования расчетов с природной картиной. Не меняя параметров оптимальной модели были подобраны значения эффективных коэффициентов распределения для этих элементов, которые обеспечили согласование их распределений в природе и модели (рис.4), Анализ причин заниженности экспериментальных коэффициентов распределения не входит в задачи данного исследования; заметим лишь, что в силу аналитических причин экспериментальное определение коэффициентов распределения, как правило, проводится в

А1гОд, весЛ

N020 ввел

СаО ввел

К20 ввел

Рис.1. Изменение содержаний А120з, СаО, N<^0 и К20 в вертикальном разрезе Киваккского (10-кратно сглаженные) и модельного интрузивов.

2000-1

10

ГеО, ввел

Рис.2. Изменение содержаний БЮг, ГеО, МдО и ТЮ2 в вертикальном разрезе Киваккского (10—кратно сглаженные) и модельного интрузивов.

' Рис.3. Иаменение содержания оливина (01), плагиоклаза (Р1), авгита (Срх) и ортопирохсена (Орх) в породах вертикального разреза Киваьскекого (10-кратно сглажено) и модельного интрузивов.

2000-1

V

а.

природа модель

Х-Л-г

Cr*10"° S г* 10

Рис.4. Изменение содержаний Со, Ni, Сг и Sr в вертикальной разрезе Киваккского (10-кратно сглаженные) и модельного интрузивов.

системах со значительно более высокими, чем в природе, концентрациями соответствующих элементов. Может оказаться, что определение эффективных коэффициентов распределения элементов (а именно они интересуют в первую очередь геохимиков) путем построения оптимальных моделей интрузивов позволит существенно уточнить наши знания в этой области.

ЭВОЛЮЦИЯ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА ГЛАВНЫХ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ

МИНЕРАЛОВ

Главными породообразующими минералами в массиве Кивакка являются оливины, низкокальциевые ромбические пироксены, высококальциевые моноклинные пиро-ксены (авгит), пижонит и плагиоклаз. Все они характеризуются переменным составом, эволюция которого несет непосредственную информацию о последовательности кристаллизации пород массива и является одним из важнейших параметров, по которому возможно сопоставление результатов ЭВМ-моделирования с закономерностями строения природного объекта.

Состав изученных минералов, определенный микрозондовым методом, был изучен в 18 пробах, представляющих все основные разновидности пород в разреземассива. В каждой точке получены от 1 (в редких случаях ) до 10-15 анализов каждого минерала, что позволило оценить не только средний состав минералов в зависимости от положения в разрезе, но их локальную неоднородность (зональ-ность). Первый параметр -средний (точнее, преобладающий) состав минерала в породах в зависимости от положения в разрезе - в рамках модели кристаллизационной дифференциации должен отражать эволюцию состава ликвидусных фаз в ходе последовательного затвердевания массива, а в локальной неоднородности должны проявляться закономерности докристал-лизации и взаимодействия ликвидусных фаз с интеркумулятивным расплавом на этапе кристаллизации минералов II структурной группы. ЭВМ-моделирование кристаллизационной дифференциации и формирования пород массива позволило получить информацию о составе лквидусных фаз (минералов I структурной группы).

Оливин. Состав оливина был исследован в трех пробах оливинитов и отвечает хризолиту (содержание форстеритового компонента в интервале от 82 до 85 мол.%). В этих породах оливин является единственным кумулятивным минералом и слагает до 80% объема пород. Оливиниты, залегающие в основании расслоенной серии, составляют приблизительно 25% разреза и, как показывает моделирование, сложены преимущественно интрателлурическим оливином, доля которого во внедрившемся расплаве составляла 21%. Изменение степени фракционирования расплава на стадии формирования оливинитов было незначительным, что должно было вести к незначительным вариациям состава минерала по разрезу.

Полученные анализы оливина показали достаточно высокую степень его локальной однородности; лишь в одной пробе, для которой была получена большая серия анализов, установлены некоторые вариации (в пределах 2-х мол.% содержания Ро), которые отражают слабо проявленную кристаллизационную зональность. Различия средних составов оливина в зависимости от положения оливинитов в разрезе не выходят за пределы аналитической и геохимической дисперсии и являются незначимыми, что находится в полном соответствии с требованиями модели кристаллиза-ционной дифференциации. Состав ликвидусного оливина, находящегося в равновесии с расплавом на этом этапе затвердевания массива и рассчитанного в модели, оказался очень близким к оливину пород (рис.5). Это согласие можно считать доказательством интерпретации оливинитов как закономерного члена дифференцированной серии пород массива Кивакка, сложенного преимущественно интрателлурическими вкраплении ками оливина, содержащимися во внедрившейся магме. Несколько большая средняя железистость природных оливинов по сравнению с оливином, находящемся в равновесии с расплавом на стадии формирования кумулуса, можно объяснить переуравнове шиванием кумулятивных оливинов с интерстициальным более железистым расплавом на стадии кристаллизации минералов II структурной группы; но наблюдаемые разли чия невелики и, в

2000-1

1600

Я

Q) ra Q)

§"1200 <tí о.

ш

(0 Ей О

о

н» нР

Ю

800

400

01 Модельный 01 кумул! тивный

I ч 111II11111111 11 1111 и 111 11 1111111 l'l 111 II

20 40 ВО ВО 100

Fo мол Я

Рис. 5 . Изменение состава оливина в вертикальной разрезе модельного и реального Киважкского интрувиво

общем, находятся в пределах неопределенности как аналитических, так и расчетных данных.

Низкокальциевый ромбический пироксен. Химический состав ромбического пироксена изучен в 14 пробах. Ортопироксен является самым распространенным темноцветным минералом в породах массива, встречается практически во всех их разновидностях, входя в состав различных структурных групп, и представляет наибольший интерес с точки зрения исследования химической эволюции расплава в ходе формирования массива Кивакка. Его состав варьирует в довольно широких пределах (содержание энста-титового компонента меняется в интервале 54 до 83 мол.%); преобладают бронзиты; лишь в породах нижней приконтактовой зоны и габбро-норитах верхних частей расслоенной серии появляется гиперстен. Средние содержания волластонитового компонента в ромбических пироксенах не превышают 4-5 мол.%, что соответствует обычным содержаниям, характерным для бронзитов и гипер-стенов и может считаться отличительным их химическим признаком (Дир, Хауи, Зусман, 1965).

Бронзит является второстепенным минералом оливинитов, входя в состав парагенезиса минералов второй структурной группы; он - главный породообразующий минерал бронзититов и норитов зоны переслаивания, являясь иногда (в бронзититах) единственным кумулятивным минералом и одновременно входя в состав минеральной ассоциации II структурной группы; он продолжает оставаться главным породообразующим минералом (в варьирующем количестве) и минералом I структурной группы в норитах и габбро-норитах и сменяется гиперстеном в феррогаббро-норитах верхней части разреза расслоенной серии. Гиперстен является и главным породообразующим минералом в габбро-норитах нижней приконтактовой зоны.

В пределах каждой породы (шлифа) состав ромбических пироксеном более или менее широко варьирует (колебания содержания Еп в интервале 5-8 мол.%), отражая кристаллизационную зональность и принадлежность различных зерен к разным структурным группам. Средний химический состав ортопироксена закономерно изменяется по разрезу массива и несет основную информацию о закономерностях эволюции состава расплава в ходе кристаллизационной дифференциации массива.

Общая схема эволюции состава ромбического пироксена полностью отвечает представлению о формировании пород массива по механизму кристаллизационной дифференциации. Повышенная железистость этого минерала в породах нижней приконтактовой зоны соответствует условиям кристаллизации этих пород при отсутствии во внедрившемся расплаве взвешенных кристаллов ортопироксена и, соответственно, отсутствии этого минерала в кумулятивном парагенезисе; его состав отвечает среднему нормативному составу пироксенового компонента в магматическом расплаве в момент внедрения. Состав интеркумулятивного ортопироксена II структурной группы в оливи-нитах достаточно магнезиальный и отвечает составу нормативного пироксенового компонента в этих породах, что, как и в случае оливина, соответствует предположению о переуравновешивании минеральной ассоциации этих пород на последних стадиях за-твердевання. Средний состав первого кумулятивного ортопироксена в бронзититах и норитах в низах зоны переслаивания отвечает типичному бронзиту (около 80 мол.% Еп) и мало меняется в пределах этой зоны. Он неплохо соответствует равновесному с расплавом составу, рассчитанному в модели и отвечающему степени фракционирования исходной магме от 0.29 до 0.60 (рис.6), но в целом является несколько более железистым; лишь отдельные зерна имеют состав центральных частей, практически не отличающийся от равновесного. Эти данные не противоречат интерпретации формирования пород массива в ходе кристаллизационной дифференциации единой исходной магмы, но, как и для оливина в оливинитах, указывают на некоторый вклад посткумуляци-онного переуравновешивания минеральной ассоциации пород на последних этапах их затвердевания. В норитах и габбро-норитах расслоенной серии состав ромбического пироксена постепенно становится все более железистым и хорошо воспроизводится в модели. В целом надо считать, что закономерности эволюции состава ортопироксена в разрезе, не только на качественном, но и на количественном уровне, находятся в пол

2000-1

Ряс. 6-Ивмененив состава ортошроксена в вертшсл льном равреае модельного и реального ТСнвакгдглго интрувива

ном соответствии с разработанной моделью формирования и дифференциации пород массива Кивакка.

Высококальциевый моноклинный пироксен. Химический состав этого минерала изучен в 10 пробах. Высококальциевый пироксен является достаточно распространенным темноцветным минералом в породах массива, встречается почти во всех их разновидностях, входя в состав различных структурных групп. Его состав в целом отвечает авгиту (содержание волластонитового компонента от 42 до 48 мол.%, энстатитового -от 40 до 48 мол.%) и несколько варьирует в разрезе массива.

Авгит является акцессорным минералом оливинитов и второстепенным минералом бронзититов и норитов, входя в состав парагенезиса минералов второй структурной группы; он - главный породообразующий минерал габбро-норитах и в феррогаб-бро-норитах верхней части разреза расслоенной серии, являясь вместе с плагиоклазом основным компонентом минеральной ассоциации I структурной группы. Авгит является и породообразующим минералом в габбро-норитах нижней приконтактовой зоны.

В пределах каждой породы (шлифа) состав авгита несколько варьирует (колебания содержания Еп, например, могут достигать 2-4 мол.%). Средний химический состав авгита закономерно изменяется по разрезу массива и также несет информацию о закономерностях эволюции состава расплава в ходе кристаллизационной дифференциации массива.

Как и ортопироксен, авгит габбро-норитов нижней приконтактовой зоны отличается несколько повышенной железистостью. Состав интеркумулятивного авгита II структурной группы в оливинитах и бронзититах достаточно магнезиальный и отвечает составу нормативного пироксенового компонента в этих породах. Средний состав кумулятивного авгита в габбро-норитах и феррогаббро-норитах неплохо соответствует равновесному с расплавом составу, рассчитанному в модели (рис.7) и отвечающему степени фракционирования исходной магме от 0.67 до 0.90. Некоторым незначительным наблюдаемым отклонениям вряд ли стоит придавать значение, поскольку термодинамические константы равновесия авгит-расплав остаются пока менее определенными, чем для других минералов. В целом и эти данные не противоречат интерпретации формирования пород массива в ходе кристаллизационной дифференциации единой исходной магмы.

Пижонит. Как было указано при описании петрографии пород, в верхних частях разреза массива Кивакка в качестве породообразующего минерала появляется пижонит. Он всегда представлен зернами, претерпевшими инверсию и распад твердого раствора на ортопироксеновую фазу и авгит, что весьма затруднило получение данных о валовом составе зерен, который отражал бы состав гомогенного пижонита в равновесии с расплавом. Полученные нами отдельные точечные анализы (включая и несколько анализов, выполненных расфокусированным зондом), демонстрируют весьма широкие колебания содержания волластонитового компонента и говорят о случайности (не представительности) каждого отдельного анализа. Поэтому здесь мы отказались от анализа закономерностей вариаций состава этой минеральной фазы (хотя это и представляет значительный интерес, особенно в связи с анализом температур кристаллизации и условий остывания пород). Составы ромбической и моноклинной фаз в зернах бывшего пижонита соответствуют составам гиперстена и авгита во вмещающих пижонит породах.

Плагиоклаз. Химический состав плагиоклаза был определен в 12 пробах. Он является главным или второстепенным (акцессорным) минералом практически во всех породах массива, входя в состав различных структурных групп, и также представляет интерес с точки зрения исследования химической эволюции расплава в ходе формирования массива Кивакка. Его состав варьирует в широких пределах (содержание анортитового компонента меняется в интервале 50 до 80 мол.%) и отвечает лабрадору-битовниту.

Плагиоклаз является второстепенным (акцессорный) минералом оливинитов, входя в состав парагенезиса минералов второй структурной группы; он - главный породообразующий минерал норитов, являясь в этих породах кумулятивным минералом и входя также в состав минеральной ассоциации II структурной группы; он продолжает

0)1500

О

0)

А

я

а)

(X

В

1000

ей

н о о

Я 500

ю

о о

«о

D I I I I | I i I I | I I I I | ffl i i | II i i I

10 20 JO 40 50 60 En МОЯЛ

а> 15оо га

ю рц

га аЗ

а

_ 1000 П

а) н О и

Ю 500

о о

«о

10 20

i i i 111 30

11 I А 11 I 40 50

«0

Wo ыолл

>1300-

П)

Р.

19 в) №

- Aug Модальный

• ■■■■Aug nyiiyiuтинный

Aug нехуиулзтивный

а ь о о Я ш

Г»гт

Т'-20

Fs иоля

10

п

о

1111

' i 40

Рис. 7 .Ивиеиение состава авгита в вертикально!! раареае модельного и реального Кявакксхого интрувива

оставаться главным породообразующим минералом (в варьирующем количестве) и минералом I структурной группы в габбро-норитах и феррогаббро-норитах верхней части разреза расслоенной серии. Он является и главным породообразующим минералом в габбро-норитах нижней приконтактовой зоны.

В пределах каждой породы (шлифа) состав плагиоклаза заметно варьирует (колебания содержания Ап до 10-12 мол.%), отражая кристаллизационную зональность и принадлежность различных зерен к разным структурным группам. Средний химический состав плагиоклаза закономерно изменяется по разрезу массива и несет важную информацию о закономерностях эволюции состава расплава в ходе кристаллизационной дифференциации массива.

Общая схема эволюции состава плагиоклаза хорошо согласуется с представлением о формировании пород массива по механизму кристаллизационной дифференциации. Состав минерала в породах нижней приконтактовой зоны (в среднем около 56 мол.% Ап) соответствует нормативному составу плагиоклазового компонента во внедрившейся магме и согласуется с условиям кристаллизации этих пород как близких к среднему составу внедрившейся магмы. Заметная дисперсия состава плагиоклаза отражает локальность проявления кристаллизационных закономерностей при затвердевании пород.

Состав плагиоклаза II структурной группы в олнвинитах близок к составу минерала пород нижней приконтактовой зоны и отвечает нормативному составу плагиоклазового компонента захваченного в межзерновое пространство слабо фракционированного расплава. При переходе к породам зоны переслаивания, в норитах которой плагиоклаз становится главным породообразующим минералом и принадлежащим к парагенезису кумулятивных фаз (минералам I структурной группы), его состав, в полном соответствии с закономерностями кристаллизации, становится резко более основным (до 78-79 мол.% Ап). Этот скачок состава плагиоклаза является однозначным доказательством кумулятивной природы его в норитах и отмечает первое появление этой фазы на ликвидусе эволюционирующего расплава (при степени фракционирования 0.29). В норитах зоны переслаивания и норитовой зоны средний состав кумулятивного плагиоклаза изменяется мало и в целом неплохо согласуется с составом модельного плагиоклаза (рис.8), особенно если сопоставлять с модельными крайние наблюдавшиеся в пределах шлифов составы, отвечающие центральным ядрам зональных кристаллов. При таком сопоставлении надо, также как и в случае авгита, учитывать некоторую неопределенность использованных термодинамических констант равновесия плагиоклаз-расплав. Заметная эволюция состава плагиоклаза наблюдается в верхних частях разреза массива (в габбро-норитах и феррогаббро-норитах) и весьма хорошо воспроизводится в модели. В целом надо считать, что закономерности эволюции состава плагиоклаза в разрезе, не только на качественном, но и на количественном уровне, находятся в полном соответствии с разработанной моделью формирования и дифференциации пород массива Кивакка.

Таким образом, полученные данные о химическом составе главных породообразующих минералов массива Кивакка и сопоставление с результатами ЭВМ-моделирование позволяет сделать следующие основные выводы.

1. Эволюция составов всех изученных минералов по разрезу массива качественно полностью согласуется с представлением о последовательности затвердевания пород массива и заполнении магматической камеры кристаллизующимися фазами снизу вверх; при этом весьма важным доказательством реалистичности предложенной конвективно-кумулятивной модели формирования массива является особенности состава минералов пород нижней приконтактовой зоны, отвечающей, согласно модели, среднему (недифференцированному) составу внедрившейся магмы.

2. Предложенная и изученная в этой работе ЭВМ-модель формирования массива Кивакка прекрасно воспроизводит количественные закономерности эволюции состава минералов по разрезу массива, что свидетельствует о внутренней согласованности параметров самой модели, соответствии термодинамических параметров, контролировавших кристаллизацию минералов в природе, экспериментальным данным для сухих

1600

Я

О) со V о,

га 1200

аз а

Я

800

- Р1 Модельный

■■■■■ Р1_ кумулятивный 00000 Р1 некумулятивный

0- м1111111111111111111м и | 11

40 60

Ап мол Л

. I 11 I I I 11 м I I ■ I м I I I 1 I I 20 40 60 80 100

Рис. б . Изменение состава плагиоклаза в вертикальном раэреве модельного и реального Кивакксжого интрузива

систем и, тем самым, служит доказательством правомерности интерпретации механизма формирования массива Кивакка в рамках конвекционно-кумулятивной модели кристаллизационной дифференциации.

3. С другой стороны, полученные данные свидетельствуют об определенном вкладе в окончательный состав минералов посткумуляционных и, может быть, посткристаллизационных процессов взаимодействия между зернами минералов и остаточным расплавом. Эти процессы не были предметом количественного моделирования, но их вклад в общий состав пород должен быть пренебрежимо малым, поскольку такие процессы контролируются диффузионным перераспределением компонентов и носят резко выраженный локальный характер.

ВЫВОДЫ

1. Киваккский интрузив является типичным расслоенным интрузивом, сформировавшимся в результате одноактного внедрения и последующей дифференциации in situ. Средневзвешенный состав интрузива по петрохимическим и геохимическим признакам соответствует магмам марианит-бонинитового типа.

2. Порядок смены кумулативных парагенезисов в вертикальном разрезе интрузива отражает порядок кристаллизации исходной магмы и отвечает последовательности оливин - плагиоклаз + ортопироксен - плагиоклаз +ортопироксен + авгит. Эволюция химического состава пород и минералов по разрезу интрузива отвечает закономерностям кристаллизационной дифференциации и свидетельствует о заполнении камеры интрузива твердой фазой снизу вверх.

3. Проведенное математическое моделирование процесса затвердевания Ки-ваккского интрузива в рамках конвекционно-кумуляционной модели (программа КОМАГМАТ) полностью подтверждает вышеупомянутые выводы и позволяет сделать вывод о достаточности конвекционно-кумуляционного механизма кристаллизационной дифференциации для объяснения рассмотренных петрографических, петро- и геохимических закономерностей строения массива. Параметры оптимальной модели затвердевания интрузива свидетельствуют о его формировании при давлении около 3 кб в условиях низкой летучести кислорода и малом содержании воды.

4. Хорошее совпадение составов породобразующих минералов и их изменения по разрезу в природе и модели является дополнительным аргументом в пользу реалистичности конвекционно-кумуляционного механизма формирования крупных расслоенных интрузивов.