Бураковський-Аганозерскій розшарованих масив Заонежье.

Будова крайової групи та оцінка складу родоначального магми методом геохімічної термометрії.

Г.С. Миколаїв, А.А. Аріскін, Інститут геохімії та аналітичної хімії ім В.І. Вернадського РАН

В результаті дослідження крайової групи Бураковський-Аганозерского плутону виділено два типи розрізів. Перший інтерпретується як розрізи придонних частин крайової групи, другий відповідає її боковим фаціям. Встановлено, що на момент впровадження інтрателлуріческіе вкрапленнікі були представлені олівінів складу Fo87. На основі чисельного моделювання рівноважної кристалізації складів порід крайової групи за програмою COMAGMAT-3.0 отримана оцінка температури дещо 1300оС і складу родоначального розплаву по петрогенним, другорядним і рідкоземельних елементів. Встановлено близькість хімізму родоначального розплаву інтрузивами вулканіти свити легковажного пояса, що є додатковим аргументом на користь гіпотези про їх комагматічності.

Вступ

Проблемі загального геологічної будови і геохімічної структурі плутону була присвячена перша публікація [1]. Встановлено, що узагальнений розріз розшарованої серії масиву характеризується послідовною зміною чотирьох зон, представлених олівіновимі, двупіроксеновимі, двупіроксен-плагіоклазовимі і магнетит-двупіроксен-плагіоклазовимі кумулатамі. Дослідження будови плутону утруднене складною геологічною будовою комплексу, який тектонічними розломами розбитий на три блоки: Бураковський (південно-західний), Шалозерскій (центральний) і Аганозерскій (північно-східний). Через значну амплітуди тектонічних зрушень блоки характеризуються різним ступенем еродованості. Продемонстровано, що в залежності від положення в просторі магматичної камери (центральні або периферичні частини) одночасно формуються породи з різної пористістю кумулятивного каркаса. Очевидно, що "синхронні" (кристалізується з одного і того ж розплаву) породи різних блоків, в силу варіацій різних пропорцій Кумулус-інтеркумулус, можуть створювати ілюзію приналежності до різних етапів еволюції однієї магми, або навіть до різних магма. Це робить некоректним пряме зіставлення петро-, геохімічних характеристик порід Аганозерской і Бураковський-Шалозерской частин масиву. Нам видається, що в цій ситуації актуальними стають роботи спрямовані на реконструкцію складу магматичного розплаву. При цьому найважливіше значення набувають особливості мінерального і хімічного складу порід пріконтактовой групи, найбільш примітивні породи якої можна використовувати при моделюванні первинних фазових рівноваг, що характеризують температури і склади родоначальних магми [2].

В даній статті ми представляємо результати термодинамічних розрахунків для пріконтактових порід масиву, що вказують на незначні відмінності температур впровадження і складів магматичних розплавів, що надходили у різні частини загальної інтрузівний камери. Отримані оцінки мають важливе значення при дослідженні процесів внутрішньокамерного становлення інтрузивами і можуть виявитися корисними при реконструкції його геодинамічного положення, а також докази комагматічності з вулканічними і плутоніческімі утвореннями регіону.

Постановка проблеми

Оцінка складу родоначального магми плутону може бути отримана кількома способами. Перший полягає в тому, що за склад родоначального магми приймається склад загартованих порід ендоконтактовой фації інтрузивами. При реалізації другого підходу оцінка складу родоначального магми проводиться по середньозваженому складу порід інтрузивами або його розшарованої серії. Третій спосіб, який отримав назву методу геохімічної термометрії [3], дозволяє отримати оцінку температури і складу рідкої частини вихідної магми за результатами ЕОМ-моделювання рівноважної кристалізації розплавів, що представляють найменш фракціоновані (примітивні) породи крайових серій [4].

В силу надзвичайно слабкою оголеності масиву завдання пошуку Апофіз інтрузивні тіла або сінгенетічних ДАЕК, що відповідають стадії впровадження вихідної магми, видається важкою. Оцінка середнього складу плутону може бути здійснена двома шляхами. Перший включає визначення середніх складів різних типів порід з подальшим розрахунком середньозваженого відповідно до їх поширеністю [5]. Реалістичність подібних оцінок сильно залежить від прийнятої моделі геологічної будови інтрузивами. Другий підхід заснований на розрахунку середньозважених змістів елементів за зведеним вертикальному розрізу інтрузивами. Ця методика, використана в роботах [6, 7, 8], базується на припущенні, що співвідношення порід в одновимірному узагальненому розрізі, адекватно відображають пропорції їх обсягів в цілому по інтрузивами. Такий підхід показав свою ефективність для відносно невеликих пластових тіл, таких як сибірські інтрузивами трапу формації [9], і пологих лопполітов типу інтрузивами Кіглапейт на Лабрадорі [10]. Однак для великих Плутонів складної геометричної форми постає питання про відповідність реальних обсягів порід і їх співвідношень в приватних розрізах, що вимагає незалежної перевірки. Крім того, серйозним обмеженням цієї методики є умова доступності повного розрізу розшарованої серії, що представляє всю сукупність діфференціатов вихідної магми.

В даному дослідженні ми пішли шляхом реалізації методу геохімічної термометрії. Цей метод включає проведення термодинамічних розрахунків для реальних зразків порід з конкретних пріконтактових шарів, тобто не пов'язаний з обмеженнями, які може накладати складне просторову будову масиву. Це дозволяє використовувати результати термометрії не тільки для оцінки характеристик вихідної магми, але також порівнювати їх з іншими підходами, використовуючи як критерій реалістичності існуючих моделей геологічної будови Бураковський-Аганозерского інтрузивами. Як буде показано, для термометричні досліджень найбільш сприятливі породи базальних частин крайової групи, які на відміну від адкумулатов центральних частин інтрузивами в найменшій мірі піддалися субсолідусному переуравновешіванію, хоча і представляють кумулати підвищену пористість, що містять значну кількість інтеркумулятівного розплаву.

Будова крайової групи плутону        

            

Рис.1     

Порода крайової групи інтрузивами розглядаються за даними восьми свердловин, пробурених на Аганозерском блоці і дев'яти на Шалозерском (Мал. 1). Методика ідентифікації і дослідження крайових порід грунтується на аналізі геохімічної структури їх розрізів і детально описана в попередній публікації [1]. Відповідно до цього підходом геохімічне поле плутону охарактеризовано набором індикаторних відносин елементів-домішок, які контрастно розподіляються в головні породообразующие мінерали - Ni/(V + Ni), V/(Ga + V) та Sc/(Ga + Sc). Це дозволяє кожній пробі дати фазову інтерпретацію. Переважно олівіновие породи супроводжуються максимумами Ni/(V + Ni) і мінімумами відносин V/(Ga + V) і Sc/(Ga + Sc). Породи з переважанням піроксенів мають максимум показників V/(Ga + V) та Sc/(Ga + Sc), але мінімум відносини Ni/(V + Ni). У свою чергу для габброідов характерні мінімуми всіх індикаторних відносин. Відрізнити породи крайової групи від порід розшарованої серії можна по поведінці додаткових показників. У розрізах порід крайової групи спостерігається "зворотний" тренд індикаторів магматичної еволюції, що виражається у зменшенні вгору по розрізу показника валової залізисті (f ') і збільшенні анортітового відносини (an ') (Анортовое ставлення розраховується за формулою an' = (Al-Na)/(Al + Na)) на тлі зниження відносини Co/(Ni + Co). При переході до розшарованої серії тренди цих величин набувають "нормальну" спрямованість, характерну для кристалізаційної фракціонування магматичного розплаву.

Крайова група Аганозерского блоку. Олівіновие породи блоку (Рис. 1) до глибини 900 м практично без остачі серпентінізіровани, аж до зникнення реліктів первинно-магматичної структури [11, 12]. Однак цей процес не змінив геохімічні закономірності, що спостерігалися в незмінених породах [1]. Це дозволяє застосовувати згадану геохімічну методику і до серпентінізірованним порід.

Геохімічна структура крайової групи блоку виразно представлена в керна свердловини 177 (Мал. 2А), яка, незважаючи на практично повну серпентінізацію олівіну, може розглядатися як еталонна для всього блоку. Перехід від вміщають мезократових амфіболіти до порід інтрузивами супроводжується тут різкою зміною характеру графіків, що відображають варіації обраних геохімічних параметрів. За міру віддалення від контакту в розрізі крайової групи спостерігається послідовна зміна габброідов, піроксенітов і пойкілітових перідотітов, складених переважно олівінів. Характерно, що значення показника Ni/(V + Ni), відображає співвідношення Ol і Px, в олівінсодержащіх породах, монотонно зростає. Це корелює зі зниженням нормативного змісту піроксенових компонентів, які ймовірно обумовлено зменшенням пористості Кумулус (кількості інтерстиціальної рідини) в напрямку від контакту інтрузивами.        

            

Рис.2     

Зменшення відносини Co/(Ni + Co) вгору по розрізу також підтверджує припущення про збільшення частки кумулятивного інтрателлуріческого Ol щодо прімокрістов, утворилися in situ при кристалізації міжзернової розплаву. Оскільки в керна скв. 177 спостерігається тільки монотонне зниження значень Co/(Ni + Co) без ознак зміни тренда цього показника, то наявну послідовність порід слід розглядати як неповний розріз крайової зони, видимої потужністю 90 м.

Особливий петрологіческій інтерес представляє скв. 20, глибиною понад 1680 м. Це єдина гірська виробка, розкриваються практично незмінені олівіновие кумулати з нижніх горизонтів розшарованої серії і порід крайової групи. Вони представлені пойкілітовимі перідотітамі і пойкілітовимі верлітамі, які в напрямку від контакту переходять в Дуніт (див. інтервал глибин 1542-1636 м на Рис. 2Б). Ця спрямованість ускладнюється присутністю підстильного і перекриває горизонтів габро-діабазів, геохімічні характеристики яких різко відмінні від відповідних показників інших порід Аганозерского блоку (Мал. 2-Б). Це не дозволяє розглядати габро-діабази з скв. 20 як породи сінгенетічние ранніх стадій затвердіння інтрузивами. Можна припускати, що до контакту масиву тут приурочена більш пізня Інтрузія габброідов, що порушує повний розріз порід крайової групи і не дає можливості в керна свердловини простежити їх безпосередній перехід у що вміщують породи. Проте, незважаючи на фрагментарну збереження послідовності пріконтактових порід інтрузивами, закономірна зміна індикаторних геохімічних показників (аналогічно тому, яке спостерігається в скв. 177) дає підстави впевнено віднести близько 100 м керна з скв. 20 до крайової групі порід масиву.        

            

Рис.3     

Суміші породоутворюючих мінералів крайової групи блоку досліджені фрагментарно і несистематично [5, 13, 14]. У розрізі скв. 20 в міру віддалення від контакту магнезіальній Ol зростає приблизно від Fo85 до Fo87 (Мал. 3). Найбільш залізистий олівін крайових порід (Fo84) встановлений в обр. 196/20 (тут і далі чіслітельномера зразка відповідає номеру свердловини, а знаменник - інтервалу керна). Аналогічна закономірність спостерігається в скв. 196 для клінопіроксена: показник магнезіальній зростає від # mg67 в пріподошвенних габро-норіто (обр. 196/119, 196/83.5) до # mg85 в перекривають пойкілітових перідотітах (обр. 196/20). Склад плагіоклазу (An40) виміряно в єдиному зразку 196/83.5. Широкі варіації складу Cpx і кислий склад Pl можуть вказувати, що частина цих аналізів представляють інтеркумулятівний матеріал, кристалізувалися in situ з міжзернової рідини.

Крайова група Шалозерского блоку разбурена на північній, південній та східній околицях блоку (Мал. 1). У керна свердловин можна виділити два типи розрізу. Перший тип, розкритий на східній околиці блоку (скв. 28, 28а, 84, 85) і аналогічний розрізу крайової зони Аганозерской частини масиву. Другий тип представлений у керна свердловин, пробурених на півночі і півдні блоку (скв. 67, 93, 94, 184, 187).        

            

Рис.4     

Геохімічна структура розрізу крайової групи II типу характеризується складним, але витриманим від свердловини до свердловини будовою, яка наочно виявлено в керна скв. 187 (Рис. 4). Розшарування серія, що складають верхні 125 м керна і перекриває породи крайової групи, має тут легко впізнаваного геохімічну структуру. Вона відображає послідовну зміну олівінових, двупіроксенових і двупіроксен-плагіоклазових кумулатов [1].

Розріз крайової групи має видиму потужність близько 60 м і в міру віддалення від нижнього контакту плутону характеризується послідовним переходом від збагачених олівінів порід (пойкілітових перідотітов) до піроксенітам і габброідам. Однак у верхній частині цього розрізу габброіди знову змінюються пачкою піроксенітов, що дає картину розподілу порід, що нагадує дзеркальне відображення розшарованої серії. Характерно, що цієї симетрії підкоряються тренди відносини Co/(Ni + Co) і показника валової залозистого f '. У розрізі крайової групи в напрямку від контакту плутону спостерігається зменшення величини цих показників, тоді як вгору по розрізу розшарованої серії - їх збільшення. З цим добре узгоджується зміна анортітового відносини an ': в розрізі крайової зони цей показник зростає, в розшарованої серії знижується.        

            

Рис.5     

Добре 67 - друга глибока свердловина, пробурена на тілі масиву; її глибина становить близько 1250 м (Мал. 5). Це сама загадкова свердловина плутону, оскільки послідовність розкритих нею порід до сих пір не має загальноприйнятої інтерпретації. Раніше вона трактувалася як здвоєний розріз, пізніше - як розріз із збільшеними потужностями [15]. Під впливом ідеї, що Бураковський-Аганозерскій масив представляє комплекс двох інтрузивні тел [16, 17], для пояснення будови св. 67 пропонувалися гіпотези додаткових інтрузивні фаз. Так М.І. Богинею зі співавторами [18] було висунуто припущення, що нижні 350 м керна представляють розріз якоїсь першої фази інтрузії, породи якої існують поблизу гіпотетичного підводить каналу Шалозерско-Бураковського тіла. Надалі послідовність порід, розкрита свердловиною, інтерпретувати як розріз розшарованої серії, ускладнений більше пізньої інтрузівний фазою [14]. Передбачалося, що до додаткового впровадженню належать перідотітовие породи, розкриті свердловиною на інтервалі 650-850 м.

Дійсно, розріз свердловини можна розділити на дві ритму - нижній і верхній. Верхній ритм розкривається першими 850 метрами керна, причому його геохімічна структура ритму в деталях повторює структуру характерну для порід Шалозерского блоку [1]. Знизу вгору спостерігається послідовна зміна олівінових, двупіроксенових і двупіроксен-плагіоклазових кумулатов, а зона двупіроксенових кумулатов ускладнена перідотітовим прошарками (інтрвал керна 567 589 м.) . У розрізі нижнього ритму (850 1180 м) також спостерігається послідовна зміна переважно олівінових, двупіроксенових і двупіроксен-плагіоклазових порід, але на відміну від розрізу верхнього ритму він характеризується абсолютно іншим мотивом геохімічної структури. Для цієї товщі характери підвищені змісту когерентних елементів (Ni, Cr, V) і "щодо некогерентного" титану при знижених концентраціях Sc. Е?? про знаходить відображення в збільшенні показників Ni/(V + Ni) і V/(Ga + V) на тлі зниження Sc/(Ga + Sc). Зазначені геохімічні відмінності верхнього та нижнього ритмів дозволяють висловити сумніви в реалістичності припущень про механічне здвоєні одного і того ж розрізу в керна цієї свердловини, яке могло відбутися за рахунок тектонічних зрушень.

Показово поведінка трендів зміни параметрів f ', an' і Co/(Ni + Co) в розрізах обох ритмів. Якщо не розглядати породи додаткового впровадження (перідотітовий уславився), ускладнюють зону двупіроксенових кумулатов, то для верхнього ритму характерні монотонні тренди "нормальної" магматичної еволюції. Навпаки, розріз нижнього ритму відрізняється складною картиною поведінки індикаторних відносин: наприклад, графік зміни показника валової залозистого f 'чітко ділиться тут на три частини (Рис. 5). Переважно олівіновие породи характеризуються зворотним трендом зміни f '= 0.21 0.13 . Для збагачених піроксенів порід вгору по розрізу відзначаються позитивні збільшення цього показника (f '= 0.22 0.45), а в габброідной частини ритму вони знову стають негативними (f '= 0.45 0.17). Варіації an 'і відносини Co/(Ni + Co) характеризуються графіками, які можна розділити на дві частини: нижня збагачена олівінів частина ритму знизу вгору має "нормальний" нахил, а верхня (піроксеніти і габброіди) -- "зворотний". Очевидно, що таке розподіл елементів, що становлять розглянуті відносини, не можуть бути пояснені в рамках звичайної фракційної кристалізації магматичного розплаву. Це дозволяє відхилити гіпотези, як ранній [18], так і більш пізньої [14], інтрузивні фаз плутону.

Послідовність елементів геохімічної структури нижнього ритму (Рис. 5) добре корелює з аналогічною послідовністю для скв. 187 (рис. 4), що дозволяє інтерпретувати породи нижнього ритму як розріз крайової групи інтрузивами. Відмінною особливістю розглянутих розрізів є різна відносна потужність двупіроксен-плагіоклазових пачок, пов'язана, можливо, з різною висотою розрізів, щодо дна магматичної камери. Така значна потужність ритму (340 м), що вступає в протиріччя з такою інтерпретацією, може бути легко пояснена маленьким кутом нахилу стовбура свердловини щодо розшарування. Це припущення добре узгоджується із загальним нахилом блоку в північно-західних румба, і як наслідок, збільшення кута падіння розшарованого у південній частині Шалозерского блоку. У цьому випадку спостерігається потужність ритму буде що здається, а св. 67 представляє унікальний випадок настільки детального випробування щодо малопотужною пачки порід.

Суміші породоутворюючих мінералів крайової групи Шалозерского блоку отримані М.М. Лавровим і А.В. Чистяковим в керна свердловин 28А [13] та 67 [5, 15, 14].

В розрізі першого типу, розкритому свердловиною 28А, зберігається закономірність, встановлена для крайової групи Аганозерского блоку: магнезіальній темноцветних мінералів зростає в міру віддалення від контакту. Так для нізкокальціевого піроксену спостерігається збільшення mg # від 66 в габброідах (обр.28А/199.7) до mg # = 83 в пойкілітових перідоти (обр.28А/175). Варіації складу Pl демонструють зворотну тенденцію: у габброідах - An48, в піроксенітах (обр.28А/195) і перідотітах - An35 і An38, відповідно. Склад Ol (Fo81) встановлений в обр.28А/175.

Варіації складів мінералів для розрізу другого типу охарактеризовані в керна з скв. 67. Тут звертають увагу відмінності показника магнезіальній в межах одного шліфують, які для високо-Са піроксену можуть досягати 4-6 номерів (обр.67/1039, 67/900), а для низько-Са піроксену - 24 (обр.67/991) [14]. При обмеженому обсязі наявних аналітичних даних спроба встановити характер прихованої розшарованого розрізу має мало шансів на успіх. Однак, для цілей нашого дослідження важливі самі "високо" склади. Відзначимо, що найбільш магнезіальний Ol відповідає складу Fo87 (обр.67/1161, 67/1110.2), а найбільш тугоплавкі низько-і висококальціевие піроксени (обр.67/1110.2) мають магнезіальній # mg87 і # mg88, відповідно.

Таким чином, в межах масиву встановлено два типи розрізу, що належать до крайової групі плутону. Перший тип виявлено у межах Аганозерского блоку і в найбільш еродований частини Шалозерского. Другий тип розрізу розкритий в тих частинах Шалозерского блоку, де ступінь ерозії значно менше. Тому, породи розрізу першого типу слід інтерпретувати як розрізи придонних частин крайової групи, тоді як розрізи другого типу, мабуть, треба трактувати як породи її бічній фації.

Склад олівіну інтрателлуріческіх вкрапленніков

Найважливішим петрологіческім параметром, що накладає обмеження на фізико-хімічні характеристики родоначального магми, є склад інтрателлуріческіх вкрапленніков. Близько половини обсягу плутону складають олівіновие кумулати і адкумулати, тому фазовий склад упровадився магми встановлюється однозначно: родоначального розплав і інтрателлуріческіе кристали Ol. Це твердження вірне, як у випадку впровадження магми в субліквідусном стані (високомагнезіальний розплав і незначну кількість кристалів Ol), так і у разі високого ступеня "раскрісталлізаціі" вихідної суміші. Для оцінки складу цих первинних кристалів розглянемо дані по варіаціям магнезіальній Ol в розрізі зони олівінових кумулатов.

На Аганозерском блоці безпосередньо виміряти складу олівіну вдається тільки в несерпентінізірованной нижньої частини розрізу (скв. 20). Дані, отримані попередниками [5, 14], доповнені результатами власних мікрозондових досліджень і представлені на Рис 3. Протягом 700 м керна спостерігається збільшення магнезіальній Ol вгору по розрізу від Fo85 поблизу контакту до Fo90 поблизу фронту серпентінізаціі. Аналітичні дані М.М. Лаврова показують, що тієї ж закономірності підпорядковується розподіл Ni та Cr: їх вмісту в Ol зростають в міру віддалення від контакту плутону.

Представлення про варіації складу Ol в серпентінізірованной частини розрізу дають також результати вивчення складів акцесорних хроміту. Цей мінерал має високою стійкістю в процесах серпентінізаціі силікатів. Зокрема, хроміти Бураковський-Аганозерского плутону не мають магнетитових "сорочок", що характерно для більш високотемпературних вторинних змін [19]. Відомо, що для шпінелідов характерний швидкий дифузійний обмін іонами Fe2 + і Mg2 + з співіснуючими феміческімі мінералами. Це обумовлено тим, що коефіцієнти дифузії двовалентних катіонів в шпінеліде приблизно в 1.5 рази вище, ніж у олівін [20]. Таким чином, можна припустити, що магнезіальній реально контрольованого хроміту повинна корелювати зі зміною складу Ol, який на 95-98% складає досліджувані адкумулати. Ці варіації наведено на Рис 3. Як і слід було очікувати, в неметаморфізованной частини розрізу складу хроміту змінюється паралельно складу Ol. Далі вгору по розрізу магнезіальній мінералів знижується до значень, характерних для пріконтактових порід. Таким чином, зона олівінових кумулатов Аганозерского блоку до серпентінізаціі характеризувалася максимумом показника валової магнезіальній, розташованого поблизу середини її розрізу.

Очевидно, що спостережуваний розподіл елементів у олівінових адкумулатах не може бути описано ні послідовним фракціонування магматичного розплаву, ні осадженням інтрателлуріческіх кристалів олівіну. Ми вважаємо, що на Аганозерском блоці валовий склад порід зони змінився в процесі адкумулятівного дорастанія кристалів преципітату, а склади що складають їх олівіну не відповідає ліквідусним. Таким чином, найбільш надійною оцінкою складу інтрателлурічекіх вкрапленніков следут визнати найбільш магнезіальні склади, встановлені в крайової групі порід, які для обох блоків плутону відповідають Fo87.

Геохімічна термометрія порід крайової групи

Метод геохімічної термометрії об'єднує кілька підходів до вирішення зворотних петрологіческіх завдань, спрямованих на оцінку температури і складу магматичних розплавів, з яких кристалізувалися базіти і гіпербазіти [9]. В основі методу лежить припущення про рівноважному розподіл компонентів між первинними кристалами і рідиною, а його практична реалізація пов'язана з проведенням розрахунків по ЕОМ-моделювання рівноважної кристалізації розплавів конкретних порід. У разі інтрузивні масивів зразки для обчислень вибираються на основі геологічних даних за принципом приуроченості до одних і тих же горизонтів або близькості розташування у вертикальних розрізах. Це дає підставу припускати загальну температуру і склад інтеркумулусного розплаву.

Порівняльний аналіз складів модельних розплавів при одних і тих самих значеннях температур дозволяє знайти області згущення і перетину еволюційних ліній. Було показано, що найбільш компактні кластери складів по петрогенним компонентів формуються в обмеженому діапазоні температур (у межах 10-15оС), які відображають початкові умови формування генетично споріднених порід [2]. При цьому середнє значення для температурного інтервалу перетинів ліній еволюції складу рідини розглядається як найбільш імовірна температура вихідної расплавно-кристалічної суміші, а "рівноважний" склад мінералів приймається як первинного (вихідного). Склад рідини, що знаходиться в рівновазі з первинними кристалами, визначає вихідний розплав - В тому сенсі, що він відповідає стану суміші до того, як у ній пройдуть процеси докрісталлізаціі і (можливо) перекристалізації.

Реалізація геохімічної термометрії проводиться за допомогою ЕОМ-моделі COMAGMAT-3.0 [21; 4]. Раніше цей підхід використовувався при реконструкції температурно-композиційних і фазових характеристик вихідних магми для ряду інтрузивами, що включають невеликі (потужністю 100-200 м) слабо диференційовані Силли Сибірської платформи і Східної Камчатки [9; 22; 2], контрастно розшарованих масиви Партрідж Рівер і Талнах [23, 24, 25], а також великі плутон Скергаард, Кіглапейт і Довирен [4, 26; 10; 27].

Успіх застосування геохімічної термометрії до цих об'єктів пов'язаний з котектіческой природою вихідних магми, які в усіх випадках представляли суміші кристалів олівіну, плагіоклазу і рідини. Це найбільш сприятлива ситуація, коли розрахункові траєкторії еволюції залишкового розплаву утворюють яскраво виражену область перетину, що дає можливість надійної апроксимації змістів головних компонентів у вихідному розплаві - з похибкою ~ 0.5-1 мас.%. Невизначеності оцінки температури магми складають при цьому 10-15оС, наближаючись до точності використовуваних геотермометров [2]. Менш надійні оцінки, отримані в поле спільної кристалізації Ol, Pl і піроксенів, оскільки в цьому випадку незначне зниження температури системи можуть призводити до сильному підвищенню ступеня кристалізації системи. Очевидно, що слабка залежність складу розплаву від температури для евтектоїдних систем знижує роздільну здатність методу.

Третій варіант (до якого відносяться спроби реконструкції вихідної магми Бураковський-Аганозерского плутону) є найменш сприятливим для застосування геохімічної термометрії. Вище зазначалося, що суміш інтрателлуріческіх вкрапленніков та вихідної рідини перебувала в полі кристалізації одного силікатного мінералу - олівіну. Топологія ліній еволюції складу розплаву в полі надлишкового компонента така, що при практичних розрахунках (в силу аналітичних та обчислювальних невизначеностей) модельні траєкторії утворюють не перехід, а систему субпараллельних ліній, які накладаються один на одного, утворюючи "полосообразний" тренд еволюції в координатах температура - склад (див. нижче Рис. 9). Це ускладнює інтерпретацію результатів моделювання, вимагаючи залучення додаткової та незалежної від розрахунків інформації про склад первинних кристалів Ol (див. вище), які використовуються для конкретизації температури впровадження вихідної магми.

Умови проведення обчислень. При проведенні термодинамічних розрахунків за методом геохімічної термометрії необхідно задати значення інтенсивних параметрів, наближаються до умов впровадження расплавно-кристалічної суміші. Головні характеристики містять тиск, окислювально-відновлювальні умови і зміст у системі води.

Бураковський-Аганозерскій плутон цілком залягає серед архейських порід, тому оцінити потужність перекривають відкладень і літостатіческое тиск поблизу його покрівлі не представляється можливим. Однак нижня межа тиску можна оцінити з наступних міркувань. У рамках гіпотези єдиного інтрузивні тіла правомочний припустити, що до початку ерозійних процесів об'ємні співвідношення мафітов і ультрамафітов в різних блоках були близькими. За даними петрофізіческого моделювання [11] частка Дуніт в Бураковський-Шалозерском блоці складає 44% від сучасного обсягу блоку. Якщо врахувати, що цей блок частково еродовані, то на основі моделі будови плутону [1] можна зробити висновок, що частка зони олівінових кумулатов в первинному заляганні становила не більше 35-40% первинного обсягу. Якщо тепер припустити, що первісна форма Аганозерского блоку була близька до сучасної конусовидної, то це означає, що ерозією знищено не менше 1/2 його розрізу, а максимальна первісна потужність блоку (по висоті конуса) становила 10-12 км. Така значна потужність інтрузівний камери забезпечує гідростатичний перепад тиску 3-4 кбар. Крім того, в породах плутону відсутні реакційні взаємини Ol і Pl, тому верхня межа тиску можна віднести до умов стійкості плагіоклазу, які за даними [28] відповідають P 8 кбар. При моделюванні фазових рівноваг в розплавах придонних порід, загальний тиск прийнято рівним 6 кбар, як середнє між мінімальною і максимальною оцінками. Зауважимо, що невеликі похибки в оцінці загального тиску (порядку 1-2 кбар) не повинні значно позначатися на результатах геохімічної термометрії, оскільки збільшення тиску на 1 кбар тягне за собою підвищення залозистого Ol на 0.2 мол.% Fo [29]. Це практично не позначається на положенні траєкторій еволюції складу розплаву в координатах складу - температура.

Присутність магнетиту у верхніх частинах розрізу дозволяє припускати "помірковано окислювальні "умови формування послідовності порід, які відповідають невеликому окислення заліза в розплаві (10-15 отн.%) і характеризуються інтервалом буферних рівноваг приблизно від QFM-1 до QFM [30]. Така невизначеність оцінки летючості кисню трохи позначається на складі модельного олівіну і призводить до похибок не вище 0.5 мол.% Fo [2]. При проведенні обчислень значення fO2 задавалися відповідно до буферним рівновагою вюстіт-магнетит (WM), яке близьке до нижньої межі ймовірного діапазону редокс-умов.

Відсутність гідроксил містять мінералів навіть у пізніх кумулятивних парагензісах [1] вказує на те, що з ранніх до заключних стадій накопичення кумулата вихідний розплав був недосищен за змістом H2O. Разом з тим про наявність певної кількості води в системі свідчить присутність магматичних амфібол і слюд в мезостазісе. Грубу оцінку для максимально можливого вмісту води у вихідній рідини можна отримати, якщо прийняти, що верхні найбільш диференційовані породи розрізу відповідають ~ 80% кристалізації вихідної магми. Це відповідає п'ятикратного накопичення H2O в продуктах пізніх стадій диференціації. У разі насичення залишкової магми водою при Р = 6 кбар зміст H2O в кінцевому (імовірно "андезито-базальтовому") розплаві становила б 8-10 мас.%. Це означає, за відсутності ознак насичення водою кінцевих продуктів зміст H2O у вихідному розплаві не могло перевищувати 1.6-2.0 мас.%. За нашими оцінками на основі експериментальних даних такі вмісту води призводять до зниження ліквідусной температури олівіну приблизно на 30-40 З [31]. Таким чином, масштаби цього ефекту не сильно виходять за межі точності ЕОМ-моделі КОМАГМАТ, що виправдовує подальші розрахунки ліквідусних полів для олівіну в сухих умовах.        

            

Рис.6     

Вибір зразків. Крайова група плутону характеризується широким набором діфференціатов і, як наслідок, великим діапазоном варіацій змістів петрогенних компонентів. Розподіл головних породоутворюючих елементів в породах Крайової групи наведено на Рис. 6. На серії графіків представлені склади порід групи, розкритих як на Аганозерском, так і на Шалозерском блоках. Для цілей геохімічної-термометрії головний інтерес представляють Дуніт і пойкілітовие перідотіти як найменш диференційовані. Ці породи містять від 25 до 45 мас.% MgO і при близьких значеннях магнезіальній характеризуються значним розкидом змістів FeO, CaO і SiO2. Ймовірно це пов'язано з неізохімічностью процесів серпентінізаціі. Тому для термометричні розрахунків слід вибирати зразки з найменшими вторинними змінами: такі породи розкриті глибокими свердловинами 20 і 67. Для подальших обчислень були відібрані 9 складів (Табл.1, ан. 1-9), що представляють 4 зразка з скв.20 і 5 зразків з скв. 67. Характерно, що на графіках (Мал. 6) фігуративні точки їх складів "шикуються" в сублінейние тренди.

За нашу думку, природа цих трендів не пов'язана з кристалізаційних фракціонування Ol і обумовлена відмінностями первинних пропорцій олівінових кристалів і магматичної рідини в кумулатах Крайової групи. Ця ситуація відповідає умовам застосування методу геохімічної термометрії, коли валовий складу кожної породи можна виразити як комбінацію комплементарних кількостей Ol і вихідного розплаву при одній і тій же температурі (див. вище).

Контроль складу первинного олівіну. Якщо прийняти, що склади олівіну і інтеркумулусной рідини в "найменш диференційованих" породах Крайової групи відповідають інтрателлуріческім кристалів і вихідного магматичного розплаву, то є можливість оцінити (проконтролювати) склад первинного Ol, не залучаючи дані мікрозондових аналізів або результати моделювання фазових рівноваг. Цей простий графічний підхід заснований на умові збереження балансу мас, що дозволяє розглядати довільні продукти змішування двох крайніх компонентів уздовж лінії, що з'єднує їх склади на варіаційних діаграмах. Одним з компонентів є вихідний розплав (склад якого заздалегідь не відомий), а іншим - олівін, відносно складу якого можна зробити реалістичний прогноз. Цей мінерал більш ніж на 99% складний MgO, FeO і SiO2 [5], тому на графіках змістів цих компонентів склади стехіометрічних олівінів формують лінію, що відповідає переходу від крайнього магнезіального члена (Fo) до залізисті (Fa). На Рис. 6 хрестиками показаний відрізок цієї лінії, що включає вірогідний діапазон складів первинного олівіну 80-90 мол.% Fo. Очевидно, що тренд "змішання" і "лінія олівіну "повинні перетинатися в точці, яка відповідає початковому складу Ol