Полибарическая кристаллизация анортозитов Коростенского плутона (Украинский щит)
В пределах Коростенского плутона изучены анортозитовые породы с блоковыми текстурами, характеризующимися наличием глубинных включений анортозитов васьковичского типа (А₁) в габброанортозитах пенизевичского типа (А₂). Включения и вмещающие габбро-анортозиты, имея близкую основность плагиоклазов, ра...
Saved in:
| Published in: | Мінералогічний журнал |
|---|---|
| Date: | 2008 |
| Main Authors: | , , |
| Format: | Article |
| Language: | Russian |
| Published: |
Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення ім. М.П. Семененка НАН України
2008
|
| Subjects: | |
| Online Access: | https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/61121 |
| Tags: |
Add Tag
No Tags, Be the first to tag this record!
|
| Journal Title: | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| Cite this: | Полибарическая кристаллизация анортозитов Коростенского плутона (Украинский щит) / А.В. Митрохин, С.В. Богданова, Л.В. Шумлянский // Мінералогічний журнал. — 2008. — Т. 30, № 2. — С. 36-56. — Бібліогр.: 42 назв. — рос. |
Institution
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine| id |
nasplib_isofts_kiev_ua-123456789-61121 |
|---|---|
| record_format |
dspace |
| spelling |
Митрохин, А.В. Богданова, С.В. Шумлянский, Л.В. 2014-04-25T16:06:31Z 2014-04-25T16:06:31Z 2008 Полибарическая кристаллизация анортозитов Коростенского плутона (Украинский щит) / А.В. Митрохин, С.В. Богданова, Л.В. Шумлянский // Мінералогічний журнал. — 2008. — Т. 30, № 2. — С. 36-56. — Бібліогр.: 42 назв. — рос. 0204-3548 https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/61121 552.321.5 (477) В пределах Коростенского плутона изучены анортозитовые породы с блоковыми текстурами, характеризующимися наличием глубинных включений анортозитов васьковичского типа (А₁) в габброанортозитах пенизевичского типа (А₂). Включения и вмещающие габбро-анортозиты, имея близкую основность плагиоклазов, различаются ассоциациями и составом мафических минералов. Оценки условий фазового равновесия Fe-Mg силикатов указывают на полибарическую кристаллизацию анортозитов коростенского комплекса. Авторы доказывают, что включения анортозитов А₁ не могут быть ликвидусными фазами, выделившимися на начальных этапах кристаллизации габбро-анортозитов А₂. Установленная разница значений давления при кристаллизации изученных анортозитовых пород должна соответствовать глубине залегания магматической камеры анортозитов А₁ относительно современного уровня эрозионного среза. Ниже Федоровского массива, расположенного в восточной части Коростенского плутона и сложенного габбро-анортозитами А₂ на глубине 9–20 км, существует еще один автономный массив, сложенный более древними анортозитами А₁. Полученные данные хорошо согласуются с существующими геолого-геофизическими моделями глубинного строения Коростенского плутона. У межах Коростенського плутону досліджені анортозитові породи з блоковими текстурами, що характеризуються наявністю глибинних включень анортозитів васьковицького типу (А₁) у габро-анортозитах пенізевицького типу (А₂). Включення та вмісні габро-анортозити, маючи близьку основність плагиоклазів (An₄₆–₅₉), розрізняються асоціаціями та складом мафічних мінералів. Оцінки умов фазової рівноваги Fe-Mg силікатів свідчать про полібаричну кристалізацію анортозитів коростенського комплексу. Автори доводять, що включення анортозитів А₁ не можуть бути ліквідусними фазами, що виділилися на початкових етапах кристалізації габро-анортозитів А₂. Встановлена різниця значень тиску під час кристалізації досліджених анортозитових порід повинна відповідати глибині залягання магматичної камери анортозитів А₁, для сучасного рівня ерозійного зрізу. Нижче Федорівського масиву, розташованого у східній частині Коростенського плутону та складеного габро-анортозитами А₂, на глибині 9–20 км, ймовірно, наявний ще один автономний масив, складений більш древніми анортозитами А₁. Отримані дані добре узгоджуються з наявними геолого-геофізичними моделями глибинної будови Коростенского плутону. The anorthositic rocks with block structure characterized by presence of deep inclusions of Vaskovichy type anorthosite (А₁) in Penisevichy type gabbro-anorthosites (А₂) have been investigated in the Korosten Pluton (Ukraine). The inclusions and their incorporated gabbro-anorthosites, having the same intermediate plagioclases, are differed by mafic mineral associations. The evaluations of Fe-Mg silicate equilibrium point on polybaric crystallization of anorthositic rocks of the Korosten complex. Authors prove, that inclusion of А₁ anorthosites cannot be liquidus phases segregated at the initial stages of A₂ gabbro-anorthosite crystallization. The established differences in crystallization pressure for investigated anorthosites should correspond to a depth of A₁ anorthosites magmatic chamber relative to the present erosion level. Below Fedorovka anortosite massif located in east part of the Korosten Plutone and consisted of A₂ gabbro-anorthosites on the depth of 9–20 kms the presence of one more massif composed by more ancient A₁ anorthosites is supposed. The received data are well agreed with existing geological-geophysical models of Korosten Plutone deep structure. ru Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення ім. М.П. Семененка НАН України Мінералогічний журнал Петрологія Полибарическая кристаллизация анортозитов Коростенского плутона (Украинский щит) The Polybaric Crystallization of Anorthosites of the Korosten Pluton (the Ukrainian Shield) Article published earlier |
| institution |
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| collection |
DSpace DC |
| title |
Полибарическая кристаллизация анортозитов Коростенского плутона (Украинский щит) |
| spellingShingle |
Полибарическая кристаллизация анортозитов Коростенского плутона (Украинский щит) Митрохин, А.В. Богданова, С.В. Шумлянский, Л.В. Петрологія |
| title_short |
Полибарическая кристаллизация анортозитов Коростенского плутона (Украинский щит) |
| title_full |
Полибарическая кристаллизация анортозитов Коростенского плутона (Украинский щит) |
| title_fullStr |
Полибарическая кристаллизация анортозитов Коростенского плутона (Украинский щит) |
| title_full_unstemmed |
Полибарическая кристаллизация анортозитов Коростенского плутона (Украинский щит) |
| title_sort |
полибарическая кристаллизация анортозитов коростенского плутона (украинский щит) |
| author |
Митрохин, А.В. Богданова, С.В. Шумлянский, Л.В. |
| author_facet |
Митрохин, А.В. Богданова, С.В. Шумлянский, Л.В. |
| topic |
Петрологія |
| topic_facet |
Петрологія |
| publishDate |
2008 |
| language |
Russian |
| container_title |
Мінералогічний журнал |
| publisher |
Інститут геохімії, мінералогії та рудоутворення ім. М.П. Семененка НАН України |
| format |
Article |
| title_alt |
The Polybaric Crystallization of Anorthosites of the Korosten Pluton (the Ukrainian Shield) |
| description |
В пределах Коростенского плутона изучены анортозитовые породы с блоковыми текстурами,
характеризующимися наличием глубинных включений анортозитов васьковичского типа (А₁) в габброанортозитах пенизевичского типа (А₂). Включения и вмещающие габбро-анортозиты, имея близкую
основность плагиоклазов, различаются ассоциациями и составом мафических минералов. Оценки
условий фазового равновесия Fe-Mg силикатов указывают на полибарическую кристаллизацию
анортозитов коростенского комплекса. Авторы доказывают, что включения анортозитов А₁ не могут
быть ликвидусными фазами, выделившимися на начальных этапах кристаллизации габбро-анортозитов
А₂. Установленная разница значений давления при кристаллизации изученных анортозитовых пород
должна соответствовать глубине залегания магматической камеры анортозитов А₁ относительно
современного уровня эрозионного среза. Ниже Федоровского массива, расположенного в восточной
части Коростенского плутона и сложенного габбро-анортозитами А₂ на глубине 9–20 км, существует
еще один автономный массив, сложенный более древними анортозитами А₁. Полученные данные
хорошо согласуются с существующими геолого-геофизическими моделями глубинного строения
Коростенского плутона.
У межах Коростенського плутону досліджені анортозитові породи з блоковими текстурами, що характеризуються наявністю глибинних включень анортозитів васьковицького типу (А₁) у
габро-анортозитах пенізевицького типу (А₂). Включення та вмісні габро-анортозити, маючи близьку
основність плагиоклазів (An₄₆–₅₉), розрізняються асоціаціями та складом мафічних мінералів. Оцінки
умов фазової рівноваги Fe-Mg силікатів свідчать про полібаричну кристалізацію анортозитів коростенського комплексу. Автори доводять, що включення анортозитів А₁ не можуть бути ліквідусними
фазами, що виділилися на початкових етапах кристалізації габро-анортозитів А₂. Встановлена різниця
значень тиску під час кристалізації досліджених анортозитових порід повинна відповідати глибині залягання магматичної камери анортозитів А₁, для сучасного рівня ерозійного зрізу. Нижче Федорівського
масиву, розташованого у східній частині Коростенського плутону та складеного габро-анортозитами А₂,
на глибині 9–20 км, ймовірно, наявний ще один автономний масив, складений більш древніми анортозитами А₁. Отримані дані добре узгоджуються з наявними геолого-геофізичними моделями глибинної
будови Коростенского плутону.
The anorthositic rocks with block structure characterized by presence of deep inclusions of Vaskovichy
type anorthosite (А₁) in Penisevichy type gabbro-anorthosites (А₂) have been investigated in the Korosten
Pluton (Ukraine). The inclusions and their incorporated gabbro-anorthosites, having the same intermediate
plagioclases, are differed by mafic mineral associations. The evaluations of Fe-Mg silicate equilibrium point
on polybaric crystallization of anorthositic rocks of the Korosten complex. Authors prove, that inclusion of А₁
anorthosites cannot be liquidus phases segregated at the initial stages of A₂ gabbro-anorthosite crystallization.
The established differences in crystallization pressure for investigated anorthosites should correspond to a depth
of A₁ anorthosites magmatic chamber relative to the present erosion level. Below Fedorovka anortosite massif
located in east part of the Korosten Plutone and consisted of A₂ gabbro-anorthosites on the depth of 9–20 kms
the presence of one more massif composed by more ancient A₁ anorthosites is supposed. The received data are
well agreed with existing geological-geophysical models of Korosten Plutone deep structure.
|
| issn |
0204-3548 |
| url |
https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/61121 |
| citation_txt |
Полибарическая кристаллизация анортозитов Коростенского плутона (Украинский щит) / А.В. Митрохин, С.В. Богданова, Л.В. Шумлянский // Мінералогічний журнал. — 2008. — Т. 30, № 2. — С. 36-56. — Бібліогр.: 42 назв. — рос. |
| work_keys_str_mv |
AT mitrohinav polibaričeskaâkristallizaciâanortozitovkorostenskogoplutonaukrainskiiŝit AT bogdanovasv polibaričeskaâkristallizaciâanortozitovkorostenskogoplutonaukrainskiiŝit AT šumlânskiilv polibaričeskaâkristallizaciâanortozitovkorostenskogoplutonaukrainskiiŝit AT mitrohinav thepolybariccrystallizationofanorthositesofthekorostenplutontheukrainianshield AT bogdanovasv thepolybariccrystallizationofanorthositesofthekorostenplutontheukrainianshield AT šumlânskiilv thepolybariccrystallizationofanorthositesofthekorostenplutontheukrainianshield |
| first_indexed |
2025-11-25T21:12:17Z |
| last_indexed |
2025-11-25T21:12:17Z |
| _version_ |
1850552730223902720 |
| fulltext |
ISSN 0204-3548. Mineral. Journ. (Ukraine). — 2008. — 30, No 2 36
УДК 552.321.5 (477)
А. В. Митрохин, С. В. Богданова, Л. В. Шумлянский
Полибарическая кристаллизация анортозитов
Коростенского плутона (Украинский щит)
В пределах Коростенского плутона изучены анортозитовые породы с блоковыми текстурами,
характеризующимися наличием глубинных включений анортозитов васьковичского типа (А1) в габбро-
анортозитах пенизевичского типа (А2). Включения и вмещающие габбро-анортозиты, имея близкую
основность плагиоклазов, различаются ассоциациями и составом мафических минералов. Оценки
условий фазового равновесия Fe-Mg силикатов указывают на полибарическую кристаллизацию
анортозитов коростенского комплекса. Авторы доказывают, что включения анортозитов А1 не могут
быть ликвидусными фазами, выделившимися на начальных этапах кристаллизации габбро-анортозитов
А2. Установленная разница значений давления при кристаллизации изученных анортозитовых пород
должна соответствовать глубине залегания магматической камеры анортозитов А1 относительно
современного уровня эрозионного среза. Ниже Федоровского массива, расположенного в восточной
части Коростенского плутона и сложенного габбро-анортозитами А2 на глубине 9–20 км, существует
еще один автономный массив, сложенный более древними анортозитами А1. Полученные данные
хорошо согласуются с существующими геолого-геофизическими моделями глубинного строения
Коростенского плутона.
Е-mail: mitr@univ.kiev.ua
Введение. Начиная с 1970-х гг. полибарическая кристаллизация стала главной
петрологической концепцией большинства работ, посвященных протерозойским
анортозитам автономного типа [23, 26, 30–32, 35, 36, 40–42]. Суть этой концепции
сводится к следующему. Анортозиты massif type, образующие крупные автономные
массивы в пределах фундамента всех докембрийских платформ, представляют
собой кумулятивные магматические образования, кристаллизация которых проис-
ходила в широком диапазоне значений давления. Начальная стадия кристаллиза-
ции имела место в глубинной магматической камере и сопровождалась совместным
выделением основного плагиоклаза и мафических минералов с их последующим
гравитационным фракционированием. Мафические минералы при этом оседали
в донную часть магматической камеры, а плагиоклаз, всплывая, накапливался в
верхней части. Гравитационная нестабильность приводила к внедрению суще-
ственно плагиоклазовой магматической "каши" в виде диапиров вверх на конечный
уровень кристаллизации [23]. Полибарическая кристаллизация подтверждается:
1 — умеренной основностью плагиоклаза в анортозитах автономного типа, сви-
детельствующей о высоком давлении на ликвидусе исходных базитовых магм
[32, 35]; 2 — мегакристовой структурой отдельных разновидностей анортозитов с
крупными выделениями высокостронциевого плагиоклаза и высокоглиноземистого
ортопироксена в более мелкозернистом матриксе, рассматриваемыми в качестве
глубинных ликвидусных фаз, вынесенных на конечный уровень кристаллизации
в виде магматической "каши" [28, 29, 37]; 3 — несоответствием оценок давления
на конечном уровне кристаллизации, вычисленных по минеральным равновеcиям
в экзоконтактовых ореолах анортозитовых массивов, более высокому давлению,
значение которого установлено экспериментально для ликвидусного парагенезиса
плагиоклаз (An35–55) — высокоглиноземистый ортопироксен [35]. Параллельно
с концепцией полибарической кристаллизации в настоящее время активно раз-
© А. В. Митрохин, С. В. Богданова, Л. В. Шумлянский, 2008
ISSN 0204-3548. Мінерал. журн. — 2008. — 30, № 2 37
вивается идея о длительном полифазном становлении анортозитовых массивов
автономного типа, основанная на прямых геологических наблюдениях, а также
данных изотопного датирования. На примерах анортозитовых комплексов Украи-
ны, Канады и Норвегии показано, что наиболее крупные анортозитовые массивы
представляют собой сложные интрузии с полифазной историей развития [23, 39].
Так, геохронологические данные о Коростенском плутоне (КП) Украинского щита
(УЩ) свидетельствуют о том, что продолжительность базитового магматизма здесь
составляла не менее 40 млн лет, с временными интервалами между отдельными маг-
матическими фазами 6–15 млн лет [5, 21]. При этом крупные габбро-анортозитовые
массивы коростенского комплекса рассматриваются как полифазные интрузии, в
строении которых принимают участие разновозрастные ассоциации базитов [39].
Возможность полибарической кристаллизации анортозитов коростенского ком-
плекса предполагалась рядом исследователей [7, 15], однако роль этого феномена
в становлении анортозитовых массивов по существу не обсуждалась.
Цель настоящей работы — согласование концепции полибарической кристал-
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Коростенского плутона: 1 — гнейсы, кристаллосланцы тете-
ревской серии (PR1tt) и гранитоиды житомирского комплекса (PR1zt) в "раме" Коростенского плутона,
а также внутренние блоки складчатого фундамента (ББ — Бехинский, УБ — Ушомирский, НБ — Не-
дашковский); 2 — вулканогенно-терригенные отложения топильнянской (PR1tp) и овручской (PR1–2ov)
серий; интрузивные образования коростенского комплекса (PR1ks); 3 — анортозиты и габбро-анортозиты
главной анортозитовой серии A2 (массив: ВВМ — Володарск-Волынский, ЧМ — Чеповичский,
ФМ — Федоровский); 4 — габбро, габбро-нориты, троктолиты и габбро-монцониты ранней и поздней
габброидных серий G3–4; 5 — рапакиви и рапакивиподобные граниты (массив: ММ — Малинский,
ЧЕРМ — Червоноармейский, НМ — Народичский, СМ — Сидоровичский); 6 — габбро-долериты,
долериты, диабазовые порфириты дайкового комплекса (PR1); 7 — метасоматические образования
пержанского комплекса (PR1pz)
ПОЛИБАРИЧЕСКАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ АНОРТОЗИТОВ КОРОСТЕНСКОГО ПЛУТОНА
ISSN 0204-3548. Mineral. Journ. (Ukraine). — 2008. — 30, No 2 38
лизации с имеющимися данными о полифазном становлении габбро-анортозитовых
массивов автономного типа на примере Коростенского плутона.
Геолого-геофизические предпосылки полибаричности базитов КП. Располо-
женный в северо-западной части УЩ КП представляет собой многофазный интру-
зив анортозит-рапакивигранитной формации палеопротерозойского возраста [2, 4,
8, 11, 18]. В действующей корреляционной схеме докембрия УЩ [6] интрузивные
образования КП относятся к одноименному коростенскому комплексу (PR1ks).
В его составе традиционно выделяют три группы пород: гранитоиды, базиты и
гибридные породы (рис. 1). Граниты рапакиви, а также многочисленные разно-
видности рапакивиподобных гранитов слагают основной объем КП, образуя в его
пределах четыре нечетко обособленных массива: Малинский, Червоноармейский,
Народичский и Сидоровичский. Подчиненные гранитоидам базиты коростенского
комплекса представлены анортозитами, габбро-анортозитами, габбро-норитами
и габбро, образующими три крупных габбро-анортозитовых массива: Володарск-
Волынский, Чеповичский и Федоровский, а также ряд более мелких массивов в
пределах КП и в его обрамлении. Гибридные породы (габбро-монцониты, монцо-
ниты и сиениты) развиты преимущественно в области контакта базитов и грани-
тоидов коростенского комплекса. Изотопный возраст внедрения коростенского
комплекса составляет 1800–1737 млн лет [5, 21]. Интрузии коростенского комплекса
прорывают палеопротерозойский складчатый фундамент, сложенный гнейсами,
кристаллосланцами и амфиболитами тетеревской серии (PR1tt), а также гранита-
ми и мигматитами житомирского комплекса (PR1zt). Породы тетеревской серии и
житомирского комплекса слагают "раму" КП в его западном, южном и восточном
обрамлении, а также образуют внутренние блоки складчатого фундамента — Ушо-
мирский, Бехинский и Недашковский. Образования тетеревской серии испытали
региональный метаморфизм и ультраметаморфизм в условиях амфиболитовой
фации до внедрения интрузий коростенского комплекса. Субплатформенные об-
разования пугачевской толщи (PR1pg), представленные кварцитовидными метапес-
чаниками, микросланцами и роговиками, залегают в виде останцов и ксенолитов
среди пород коростенского комплекса, претерпевая контактовый метаморфизм в
условиях амфибол-роговиковой и пироксен-роговиковой фаций. Многочисленные
дайки габбро-долеритов, долеритов и диабазовых порфиритов, относящиеся к па-
леопротерозойскому дайковому комплексу (PR1), секут гранитоиды коростенского
комплекса, габбро-анортозитовые массивы, внутренние блоки складчатого фун-
Рис. 2. Глубинное строение земной коры в районе Коростенского плутона вдоль Геотраверса II
(геолого-геофизическая модель [25] с дополнениями и упрощениями авторов): 1 — базиты первичной
магматической камеры, 2 — габбро-анортозитовые массивы A2, 3 — краевые интрузии габброидов G3–4,
4 — предполагаемый уровень залегания глубинного анортозитового массива A1, 5 — граниты рапакиви,
6 — чередование гранитов рапакиви и гибридных пород; 7 — разломы; ФМ — Федоровский массив;
ВВМ — Володарск-Волынский массив, М — граница Мохо
МИТРОХИН А. В. и др.
ISSN 0204-3548. Мінерал. журн. — 2008. — 30, № 2 39
дамента, а также "раму" КП. В северной части в пределах Овручско-Вильчанской
грабен-синклинали породы плутона трансгрессивно перекрываются вулканогенно-
терригенными отложениями овручской серии (PR1–2ov). В плане КП представляет
собой изометричное тело общей площадью 12000 км2. Приблизительно 75 % от этой
площади приходится на долю гранитоидов коростенского комплекса. Крупные
габбро-анортозитовые массивы слагают около 25 % площади.
Согласно геофизическим данным, земная кора в пределах КП имеет слож-
ное блоково-ярусное строение (рис. 2). В верхнем ярусе земной коры КП до
глубины 19–20 км чередуются горизонты с пониженной и повышенной сейсми-
ческими скоростями [1, 10, 16, 20, 25]. Высокоскоростные горизонты мощностью
0,5–3 км характеризуются большими значениями скорости, чем в породах "рамы"
КП, и интерпретируются большинством исследователей как пластинообразные
тела базитов коростенского комплекса. Сейсмические скорости в пределах высоко-
скоростных горизонтов меняются как по латерали (6,3–6,55 км/с), так и в зависи-
мости от глубины залегания, достигая максимума (6,9 км/с) на глубине 19 км [10].
Следовательно, можно предполагать некоторую неоднородность в составе базито-
вых тел. На дневной поверхности высокоскоростным горизонтам соответствуют
крупные габбро-анортозитовые массивы — Володарск-Волынский, Чеповичский
и Федоровский. Согласно геолого-геофизическим данным, габбро-анортозитовые
массивы представляют собой пологозалегающие пластинообразные тела мощностью
1–3 км, в краевых частях осложненные субвертикальными дайкоподобными
интрузиями базитов, простирающимися на глубину до 10 км [3, 25]. Наиболее
крупные габбро-анортозитовые массивы — это полифазные интрузии, в строе-
нии которых принимают участие разновозрастные ассоциации базитов — ранняя
анортозитовая серия (А1), главная анортозитовая серия (А2), ранняя габброидная
серия (G3) и поздняя габброидная серия (G4) [13, 39]. Горизонты с пониженной
скоростью (5,8–6,0 км/с) мощностью 1–5 км, зафиксированные в пределах верх-
некорового яруса КП, интерпретируются как пластины гранитов рапакиви [10].
На дневной поверхности низкоскоростным слоям действительно соответствуют
крупные массивы гранитоидов коростенского комплекса. Последние, впрочем, по
скоростным характеристикам неотличимы от гранитов и мигматитов житомирского
комплекса, слагающих "раму" КП. Принимая во внимание наличие эрозионных
окон складчатого фундамента в приповерхностной части КП (Бехинский блок),
можно предполагать наличие внутренних блоков складчатого основания, "зажатых"
на глубине между пластинами гранитоидов и базитов коростенского комплекса.
Наличие чередующихся пластин базитового и гранитоидного состава в пределах
верхнекорового блока КП дополнительно подтверждается прямыми геологичес-
кими наблюдениями. Так, в центральной части Народичского массива рапакиви
разбурен одноименный габбро-анортозитовый массив, залегающий на небольшой
глубине под гранитоидами. В северной части Федоровского габбро-анортозитового
массива, наоборот, установлено подстилание базитов гранитоидами коростенского
комплекса. Особенно ценную информацию несут ксеногенные включения в породах
дайкового комплекса, пересекающих КП. Так, в дайке диабазового порфирита, про-
рывающей гранитоиды Червоноармейского массива рапакиви [19], описаны ксено-
литы анортозитов, относящиеся предположительно к ранней анортозитовой серии,
что заставляет предполагать наличие этих пород на глубине. Гнейсо-мигматиты
Бехинского блока также прорываются дайками диабазовых порфиритов с ксеноли-
тами анортозитов. Последнее указывает на возможность залегания анортозитовых
пород под внутренними блоками складчатого основания КП.
Нижний ярус земной коры КП, по данным [1, 9, 16, 25], характеризуется гео-
логическим строением, существенно отличающимся от строения верхнего яруса
и нижнекоровых структур, обрамляющих КП. В деталях мнения исследователей
расходятся. Одни предполагают "разуплотнение" нижней коры и, возможно,
ПОЛИБАРИЧЕСКАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ АНОРТОЗИТОВ КОРОСТЕНСКОГО ПЛУТОНА
ISSN 0204-3548. Mineral. Journ. (Ukraine). — 2008. — 30, No 2 40
верхней мантии под КП [1]. Другие отождествляют нижний ярус земной коры
КП с его глубинной магматической камерой, стратифицированной в интервале
15–38 км от анортозитов в верхней части до ультрабазитов — в донной [16]. Соглас-
но скоростной модели [10], на глубине 19–39 км под КП наблюдается постепенное
увеличение сейсмических скоростей от 6,95 до 7,0 км/с при уменьшении значений
положительной скоростной аномалии, установленной относительно прилегающих
нижнекоровых блоков. Отсутствие латеральных и существенных вертикальных
вариаций скорости в нижнем структурном ярусе КП принимается авторами в
качестве свидетельства однообразия вещественного состава пород, опровергая
представления о его стратификации. Абсолютные значения сейсмической ско-
рости в нижнекоровом блоке КП, по мнению [10], вполне соответствуют базитам
анортозит-рапакивигранитной формации. Трехмерное моделирование гравитаци-
онного и магнитного полей [25] показало асимметричное строение нижней коры
под КП. К северо-востоку от Центральной зоны разломов на глубине более 18 км
авторами моделирования установлен высокоскоростной блок плотных слабомаг-
нитных пород, имеющий форму штока диаметром 90 км с вертикальной мощностью
20 км. Этот мощный базитовый шток, полностью пересекающий нижнюю кору, рас-
сматривается [25] в качестве первичной магматической камеры КП, периодически
поставлявшей расплавы в верхнюю кору.
По мнению большинства исследователей, граница М под КП залегает на
глубине 39–40 км, образуя положительный выступ [9, 25]. Предполагается, что
переходная зона между корой и мантией под плутоном и в его окружении пред-
ставлена реститовыми породами типа гранатсодержащих мафических гранулитов
и эклогитов, образовавшихся при выплавлении коростенских магм из нижней коры
возрастом ~ 2,0 Ма [24].
Петрологические свидетельства полибаричности анортозитовых пород КП.
Блоковые текстуры в анортозитах. Блоковые текстуры (block structure) опреде-
ляются наличием включений анортозитов одного типа в другом [23]. Типичные
блоковые текстуры описаны в анортозитах Федоровского массива, расположенного
в восточной части КП [12]. Подобно большинству протерозойских анортозито-
вых массивов автономного типа Федоровский массив характеризуется широкой
распространенностью существенно плагиоклазовых разновидностей семейства
габброидов, объединяемых под сборным названием "анортозитовые породы". По
условиям залегания и вещественному составу среди анортозитовых пород этого
массива различают пенизевичский и васьковичский типы [14]. Основной его объем
слагают пятнисто-окрашенные в серые, зеленовато-серые и светлые желтовато-
зеленые тона анортозиты и габбро-анортозиты пенизевичского типа (А2). В них
повсеместно встречаются включения светло-серых анортозитов васьковичского
типа (A1), имеющих, несомненно, более древний возраст и характеризующихся
более высокобарической ассоциацией породообразующих минералов. Размеры
ксенолитов колеблются от нескольких сантиметров до первых десятков метров.
Форма пластинообразная или неправильная с остроугольными, а также закру-
гленными очертаниями. В наиболее крупных ксенолитах различается грубая
модальная слоистость. Часто ксенолиты сложены более "рыхлым" трещиноватым
анортозитом, нежели вмещающая порода. Граница с вмещающей породой резкая,
преимущественно прямолинейная. Элементы слоистой текстуры, а также трещино-
ватость срезаются линией контакта, не выходя за пределы ксенолита. Иногда видно,
как крупные таблитчатые кристаллы плагиоклаза во вмещающей породе вблизи
ксенолита приобретают ориентировку согласно линии контакта. Некоторые ксе-
нолиты окружены внешней меланократовой оболочкой, обогащенной пироксеном,
оливином и ильменитом. Мафические минералы могут также проникать в узкие
трещины, пересекающие ксенолит.
Петрографические типы анортозитов. Петрографические типы анортозитовых
МИТРОХИН А. В. и др.
ISSN 0204-3548. Мінерал. журн. — 2008. — 30, № 2 41
пород Федоровского массива, наблюдаемые на участках с блоковым строением,
заметно различаются особенностями минерального состава и, прежде всего, ко-
личественным и качественным соотношением мафических минералов, а также
акцессорной минерализацией. Различия в химическом составе анортозитов, во
многом коррелирующие с минеральным составом, объясняются разным составом
исходных магм, а также разницей в условиях кристаллизации [14], на которую
указывают и структурно-текстурные особенности анортозитовых пород пенизе-
вичского и васьковичского типов.
А н о р т о з и т ы в а с ь к о в и ч с к о г о т и п а (А1) — крупно-гигантозернистые
породы с обычным содержанием плагиоклаза более 90 %. В наиболее крупных
ксенолитах наблюдается грубая модальная слоистость, подчеркнутая неравно-
мерным распределением выделений ортопироксена. При этом мономинеральные
анортозиты чередуются с подчиненными нечетко обособленными прослоями
норит-анортозитов. Структура анортозитов этого типа кумулятивная гипидиоморф-
нозернистая с элементами структур протоклаза. Крупные (1–15 см) мегакристы
плагиоклаза (An47–59) находятся в субофитовом срастании с менее распространен-
ным ортопироксеном. Некоторые мегакристы плагиоклаза явно деформированы,
часто с разрывом и смещением отдельных блоков. Ортопироксен — гиперстен,
образует более мелкие (1–2 см) интерстициальные зерна, а также крупные
(5–10 см) мегакристы. Как мелкие зерна ортопироксена, так и мегакристы имеют
неправильную клиновидную и угловатую форму с гипидиоморфными отрицатель-
ными гранями. На участках развития протокластических структур крупные скелет-
ные зерна ортопироксена "залечивают" промежутки между блоками раздробленных
мегакристов плагиоклаза. Единичные зерна акцессорного оливина изредка встре-
чаются в виде мелких реликтовых корродированных включений в ортопироксене.
Признаки зональности в плагиоклазах и ортопироксенах не установлены. Характер
микроструктуры анортозитов васьковичского типа позволяет предполагать, что их
кристаллизация сопровождалась фильтр-прессингом и магматическим дроблением,
т. е. происходила в тектонически активных условиях.
Г а б б р о - а н о р т о з и т ы п е н и з е в и ч с к о г о т и п а (А2) — крупнозер-
нистые анортозитовые породы, характеризующиеся пониженным против обычного
содержанием плагиоклаза (73–86 %), что эффектно подчеркивает их типичную
кумулятивную гипидиоморфнозернистую структуру. Последняя близка к суб-
офитовой или габбро-офитовой с заметным идиоморфизмом крупных (1–4 см)
таблитчатых кристаллов плагиоклаза по отношению к более мелким (0,5–1 см)
выделениям мафических минералов. Плагиоклаз характеризуется прямой зональ-
ностью с широким лабрадоровым ядром (An50–58) и узкой андезиновой оболочкой
(An46–50). Структуры магматического дробления (протоклаза) в плагиоклазе не
выражены. Мафические минералы, представленные пироксеном, оливином и
ильменитом, концентрируются в интерстициях плагиоклаза в виде скоплений с
первичными венцовыми структурами. Оливин обычно образует субидиоморфные
включения в инвертированном пижоните и авгите. Инвертированный пижонит,
формирующий венцовые оболочки вокруг отдельных зерен авгита и оливина, сам
окружен узкой оболочкой гиперстена. Ильменит и апатит проявляют частичный
идиоморфизм по отношению к инвертированному пижониту. Калиевый полевой
шпат встречается в незначительном количестве (1–2 %), образуя интерстициальные
зерна с коррозионными границами по отношению к плагиоклазу. Характер микро-
структуры габбро-анортозитов пенизевичского типа позволяет рассматривать их как
мезокумулаты, кристаллизовавшиеся с существенным захватом интерстициальной
жидкости без явлений фильтр-прессинга, т. е. в более спокойной тектонической
обстановке, по сравнению с анортозитами васьковичского типа.
Полибарические ассоциации породообразующих минералов. Анортозитовые
породы пенизевичского и васьковичского типов, имея близкую основность пла-
ПОЛИБАРИЧЕСКАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ АНОРТОЗИТОВ КОРОСТЕНСКОГО ПЛУТОНА
ISSN 0204-3548. Mineral. Journ. (Ukraine). — 2008. — 30, No 2 42
гиоклаза, заметно различаются по ассоциациям и составу мафических минералов
(табл. 1–4). В результате изучения особенностей кумулятивной структуры анор-
тозитов Федоровского массива выявлен разный порядок выделения отдельных
минералов. Минеральные ассоциации, отражающие последовательность кристал-
лизации в анортозитах васьковичского типа, следующие: плагиоклаз (An47–59)
→ плагиоклаз + оливин (Fo47) → плагиоклаз + гиперстен (Wo2–4En54–62Fs37–46).
Таблица 1. Результаты микрозондового анализа плагиоклазов из анортозитовых пород
Федоровского массива
П р и м е ч а н и е. Микрозондовые анализы породообразующих минералов, приведенные в табл. 1–4,
выполнены в лаборатории Лундского ун-та (Швеция).
Серия А1 А2
Номер
образца 68-51 68-59 68-75 68d-13 68-56 68-63
Анализ Pl10 Pl7 Pl15 Pl2 Pl21 Pl17 Pl27
ядро Pl25
край Pl5
ядро Pl6
край Pl3
ядро Pl1
край
Вес. %
SiO2 56,09 56,04 56,41 56,72 56,67 59,09 56,83 59,68 58,36 56,97 55,91 58,86
TiO2 0,05 0,09 0,13 0,13 0,16 0,14 0,20 0,19 0,11 0,13 0,14 0,06
Al2O3 27,59 27,23 27,03 27,22 26,98 26,21 27,39 26,02 26,61 26,34 27,59 26,76
FeO 0,12 0,25 0,34 0,52 0,22 0,53 0,22 0,28 0,24 0,45 0,28 0,26
MnO 0,03 � � 0,05 � 0,11 0,02 0,01 0,03 � � 0,07
CaO 10,98 11,02 10,34 10,59 10,24 9,21 11,18 9,14 9,91 10,07 11,3 9,78
Na2O 4,38 4,12 4,35 4,55 4,37 4,92 4,02 4,88 4,47 5,61 4,18 5,07
K2O 0,52 0,56 0,63 0,23 0,93 0,70 0,65 0,99 0,74 0,57 0,62 0,65
Сумма 99,76 99,31 99,23 100,22 99,78 100,91 100,51 101,19 100,47 100,14 100,2 101,64
Формульные коэффициенты на 8 атомов кислорода
Si 2,528 2,537 2,553 2,547 2,558 2,621 2,542 2,637 2,600 2,565 2,519 2,599
Al 1,466 1,453 1,442 1,441 1,435 1,370 1,444 1,355 1,397 1,398 1,465 1,392
Ca 0,530 0,535 0,501 0,51 0,495 0,438 0,536 0,433 0,473 0,486 0,545 0,463
Na 0,383 0,362 0,382 0,396 0,382 0,423 0,349 0,418 0,386 0,490 0,365 0,434
K 0,030 0,032 0,036 0,013 0,054 0,040 0,037 0,056 0,042 0,033 0,036 0,037
Ti 0,002 0,003 0,004 0,004 0,005 0,005 0,007 0,006 0,004 0,004 0,005 0,002
Fe2+ 0,005 0,010 0,013 0,02 0,008 0,020 0,008 0,010 0,009 0,017 0,011 0,01
Mn 0,001 � � 0,002 � 0,004 0,001 0,000 0,001 � � 0,003
Or 3,2 3,5 4,0 1,4 5,7 4,4 4,0 6,2 4,7 3,2 3,8 3,9
Ab 40,6 38,9 41,5 43,1 41,1 47,0 37,8 46,1 42,8 48,6 38,6 46,5
An 56,2 57,6 54,5 55,4 53,2 48,6 58,1 47,7 52,5 48,2 57,6 49,6
Таблица 2. Результаты микрозондового анализа калиевых полевых шпатов из анортозитовых
пород Федоровского массива
Серия A2
Номер
образца 68d-13 68-44 68-56 68-56пp 68-57 68-63
Анализ Or2
ядро Or1
край Or15 Or12 Or8 Or10
ядро Or9
край Or16 Or16
Вес. %
SiO2 62,44 64,35 66,87 64,14 64,23 64,60 63,59 64,16 63,97
TiO2 0,37 0,57 0,42 0,10 0,01 0,53 0,41 0,15 0,36
Al2O3 17,53 18,3 18,62 17,69 17,48 18,36 18,13 17,79 18,19
FeO 1,55 0,11 0,09 0,13 0,12 0,13 0,13 0,13
MnO 0,04 � 0,01 0,07 0,06 0,02 � 0,05 �
CaO 0,19 0,02 0,61 � � 0,22 0,29 0,18 0,30
Na2O 0,18 0,47 1,85 0,59 0,5 1,32 1,05 0,88 0,95
K2O 15,51 16,12 11,95 16,90 16,82 14,93 15,26 15,92 15,17
Сумма 97,81 99,94 100,33 99,58 99,23 100,10 98,86 99,26 99,07
Формульные коэффициенты на 8 атомов кислорода
Si 2,974 2,98 3,016 2,999 3,01 2,977 2,975 2,997 2,982
Al 0,984 0,999 0,99 0,974 0,966 0,997 0,999 0,979 0,999
Ti 0,013 0,02 0,014 0,004 � 0,018 0,014 0,005 0,013
Fe 0,061 0,004 � 0,004 0,005 0,005 0,005 0,005 0,005
Сa 0,01 0,001 0,03 � � 0,011 0,015 0,009 0,015
Na 0,017 0,042 0,161 0,053 0,046 0,118 0,095 0,08 0,086
K 0,942 0,952 0,688 1,007 1,005 0,877 0,91 0,948 0,901
Or 97,2 95,7 78,3 95,0 95,6 87,2 89,2 91,4 89,9
Ab 1,8 4,2 18,3 5,0 4,4 11,7 9,3 7,7 8,6
An 1,0 0,1 3,4 0,0 0,0 1,1 1,5 0,9 1,5
МИТРОХИН А. В. и др.
ISSN 0204-3548. Мінерал. журн. — 2008. — 30, № 2 43
Та
бл
иц
а
3.
Р
ез
ул
ьт
ат
ы
м
ик
ро
зо
нд
ов
ог
о
ан
ал
из
а
пи
ро
кс
ен
ов
и
з
ан
ор
то
зи
то
в
Ф
ед
ор
ов
ск
ог
о
м
ас
си
ва
С
ер
ия
А 1
А 2
Н
ом
ер
об
ра
зц
а
68
-7
5
68
-7
4
68
d-
13
68
-5
7
Зе
рн
о
Ги
пе
рс
те
н,
к
ай
ма
в
ок
ру
г
ол
ив
ин
а
Ги
пе
рс
те
н
И
нв
ер
ти
ро
ва
нн
ы
й
пи
ж
он
ит
А
на
ли
з
O
px
15
яд
ро
O
px
8к
ра
й
O
px
4я
др
о
O
px
3к
ра
й
O
px
2я
др
о
O
px
1к
ра
й
O
px
7
O
px
12
O
px
16
ма
тр
иц
а
A
ug
18
ла
ме
ль
O
px
13
ма
тр
иц
а
A
ug
14
ла
ме
ль
Ве
с.
%
Si
O
2
51
,7
2
51
,5
9
51
,5
6
52
,5
7
52
,6
0
52
,9
5
48
,8
3
49
,3
3
49
,3
7
50
,2
7
48
,8
8
50
,1
9
Ti
O
2
0,
26
0,
43
0,
47
0,
42
0,
61
0,
55
0,
21
0,
18
0,
31
0,
72
0,
38
0,
80
A
l 2O
3
0,
89
0,
94
1,
19
0,
70
1,
27
1,
11
0,
41
0,
53
0,
22
1,
38
0,
19
1,
20
Fe
O
24
,7
6
24
,9
3
24
,5
7
24
,7
3
24
,3
5
24
,8
7
34
,0
2
33
,6
4
35
,6
9
17
,3
2
36
,4
6
17
,9
7
M
nO
0,
41
0,
41
0,
40
0,
48
0,
46
0,
35
0,
65
0,
50
0,
68
0,
23
0,
65
0,
3
M
gO
19
,7
6
19
,6
1
19
,5
2
19
,8
4
19
,8
3
20
,0
5
12
,8
8
13
,3
4
11
,7
9
9,
55
10
,9
7
9,
13
C
aO
0,
96
1,
18
1,
29
1,
33
1,
85
1,
22
1,
28
1,
11
2,
00
20
,4
5
2,
11
20
,1
7
N
a 2
O
�
�
�
�
�
�
�
�
�
0,
06
�
0,
11
K
2O
0,
02
0,
03
�
0,
02
�
0,
01
�
0,
02
0,
03
0,
01
0,
02
0,
12
C
r 2O
3
0,
11
0,
1
0,
15
0,
07
0,
17
0,
16
�
0,
01
0,
01
0,
10
0,
03
0,
09
V
2O
3
0,
85
0,
07
0,
11
0,
10
0,
15
0,
13
0,
05
0,
05
0,
04
0,
13
�
0,
10
Zn
O
�
0,
05
0,
20
0,
08
0,
05
�
0,
07
0,
06
�
�
0,
02
0,
12
N
iO
0,
16
0,
09
0,
16
0,
10
0,
09
0,
10
0,
17
0,
10
�
�
0,
01
0,
10
С
ум
ма
99
,9
0
99
,4
3
99
,6
2
10
0,
14
10
1,
43
10
1,
50
98
,5
7
98
,8
7
10
0,
14
10
0,
52
99
,7
2
10
0,
40
Ф
ор
му
ль
ны
е
ко
эф
ф
иц
ие
нт
ы
н
а
6
ат
ом
ов
к
ис
ло
ро
да
Si
1,
97
8
1,
96
9
1,
96
8
1,
98
1
1,
69
7
1,
97
8
1,
97
2
1,
97
9
1,
97
5
1,
94
9
1,
97
4
1,
94
9
A
l
0,
04
0
0,
04
2
0,
05
4
0,
03
1
0,
05
6
0,
04
9
0,
01
9
0,
02
5
0,
01
0
0,
06
3
0,
00
9
0,
05
5
Ti
0,
00
8
0,
01
2
0,
01
4
0,
01
2
0,
01
7
0,
01
5
0,
00
6
0,
00
5
0,
00
9
0,
02
1
0,
01
2
0,
02
3
Fe
3+
�
�
�
�
�
�
0,
02
4
0,
00
7
0,
02
2
�
0,
02
0
0,
00
5
Fe
2+
0,
79
2
0,
79
6
0,
78
4
0,
78
4
0,
76
1
0,
77
7
1,
12
6
1,
12
2
1,
17
2
0,
55
8
1,
21
1
0,
57
8
M
n
0,
01
3
0,
01
3
0,
01
3
0,
01
5
0,
01
5
0,
01
1
0,
02
2
0,
01
7
0,
02
3
0,
00
8
0,
02
2
0,
01
0
M
g
1,
12
6
1,
11
6
1,
11
1
1,
12
1
1,
10
5
1,
11
6
0,
77
6
0,
79
8
0,
70
3
0,
54
9
0,
66
0
0,
52
9
C
r
0,
00
3
0,
00
3
0,
00
5
0,
00
2
0,
00
5
0,
00
5
�
0,
00
03
0,
00
03
0,
00
3
0,
00
1
0,
00
3
C
a
0,
03
9
0,
04
8
0,
05
3
0,
05
4
0,
07
4
0,
04
9
0,
05
5
0,
04
8
0,
08
6
0,
84
5
0,
09
1
0,
83
9
N
a
�
�
�
�
�
�
�
�
�
0,
00
5
�
0,
00
8
xE
n
0,
57
5
0,
56
9
0,
57
0
0,
57
2
0,
56
9
0,
57
5
0,
39
6
0,
40
5
0,
35
8
0,
28
9
0,
33
6
0,
27
7
xW
o
0,
02
0
0,
02
5
0,
02
7
0,
02
8
0,
03
9
0,
02
5
0,
02
9
0,
02
4
0,
04
4
0,
41
8
0,
04
7
0,
42
0
ПОЛИБАРИЧЕСКАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ АНОРТОЗИТОВ КОРОСТЕНСКОГО ПЛУТОНА
ISSN 0204-3548. Mineral. Journ. (Ukraine). — 2008. — 30, No 2 44
Минеральные ассоциации в габбро-анортозитах пенизевичского типа более
сложные и последовательность кристаллизации несколько иная: плагиоклаз
(An50–58) → плагиоклаз (An46–50) + оливин + ильменит → плагиоклаз + оливин + авгит
(Wo41–45En25–31Fs25–33) + пижонит (Wo6–8En38–42Fs53–55) → плагиоклаз + оли-
вин (Fo28–29) + гиперстен (Wo2–3En38–42Fs56–60) + калиевый полевой шпат
(Or78–97Ab2–18). В обоих случаях наиболее ранняя кристаллизующаяся фаза —
основный плагиоклаз, одна из наиболее поздних — гиперстен. Особенности хи-
мического состава ортопироксенов однозначно указывают на разницу в величине
давления на заключительных этапах кристаллизации выделенных типов анорто-
зитов. Так, ортопироксены анортозитов васьковичского типа заметно обогащены
Al2O3 и Cr2O3 по сравнению с габбро-анортозитами пенизевичского типа (рис. 3).
Таблица 4. Результаты микрозондового анализа оливинов из анортозитов Федоровского массива
Рис. 3. Содержание Al2O3 и Cr2O3 в ортопироксенах из анортозитов Федоровского массива: 1 — А1,
2 — А2
МИТРОХИН А. В. и др.
Серия A1 A2
Номер
образца
68-75 68-57 68-56пр 68d-13
Анализ Ol14 Ol8 Ol3
ядро Ol1
край Ol10
ядро Ol11
край
Вес. %
SiO2 34,38 31,79 31,77 32,00 31,31 31,12
TiO2 0,04 � 0,02 0,02 0,02 0,05
Al2O3 0,12 0,11 0,05 0,05 0,18 0,1
FeO 43,34 55,68 54,66 55,27 54,7 55,07
MnO 0,44 0,66 0,53 0,62 0,64 0,74
MgO 21,45 12,31 12,67 12,51 12,15 11,85
CaO 0,05 0,14 0,11 0,07 0,08 0,06
Na2O � � � 0,02 0,1 0,14
K2O 0,02 � 0,02 � � 0,05
Cr2O3 0,01 0,04 � � � 0,11
V2O3 � � � 0,03 0,05 �
ZnO 0,03 0,11 � � � �
NiO 0,1 0,08 0,07 0,12 � 0,07
Сумма 99,98 100,92 99,90 100,71 99,23 99,36
Формульные коэффициенты на 4 атома кислорода
Si 1,001 0,979 0,983 0,985 0,981 0,977
Fe 1,055 1,434 1,415 1,423 1,433 1,446
Mn 0,011 0,017 0,014 0,016 0,017 0,0197
Mg 0,931 0,565 0,585 0,574 0,567 0,555
Ca 0,002 0,005 0,004 0,002 0,003 0,002
xFo 0,468 0,282 0,292 0,287 0,283 0,277
xLa 0,001 0,002 0,002 0,001 0,001 0,001
ISSN 0204-3548. Мінерал. журн. — 2008. — 30, № 2 45
Последнее, согласно экспериментальным данным [35, 41], свидетельствует о более
высокобарических условиях кристаллизации анортозитов васьковичского типа.
Менее однозначны данные по ранним кристаллизующимся фазам, главная среди
которых — плагиоклаз. Установлено, что плагиоклазы анортозитов А1, имея такую
же основность, как и плагиоклазы габбро-анортозитов А2, содержат больше Sr, что
может быть связано с влиянием давления [14].
Оценка РТ условий кристаллизации анортозитовых пород КП. Минераль-
ные парагенезисы в анортозитовых породах Федоровского массива дают возмож-
ность оценить РТ условия на заключительных этапах их кристаллизации. С этой
целью использованы полевошпатовый геотермометр, предложенный [33], а также
компьютерная программа QUILF [22], позволяющая определять условия фазово-
го равновесия для безводных Fe-Mg силикатов и оксидов — оливина, пироксена,
ильменита и титаномагнетита.
Габбро-анортозиты пенизевичского типа. Точки состава плагиоклазов и
калишпатов на субсолидусном фазовом треугольнике Ab – An – Or (рис. 4), по-
строенном по данным моделирования температурной зависимости распределения
K, Na, Ca в сосуществующих полевых шпатах для Р = 1–0,5 кбар [33], образуют
два температурных тренда, отвечающих заключительным этапам кристаллизации
габбро-анортозитов пенизевичского типа. При этом калиевые полевые шпаты дают
более низкие значения температуры в интервале от 825 до < 750 °C по сравнению с
плагиоклазами — 850–750 °C. Очевидно, самые высокие значения, полученные для
калишпатов и самые низкие значения для плагиоклазов, должны определять темпе-
ратурный интервал их совместной кристаллизации с равновесным распределением
K, Na, Ca. Таким образом, субсолидусная кристаллизация полевых шпатов должна
была происходить при температуре 825–750 °C и давлении 1–0,5 кбар. Повыше-
ние давления до 10–13 кбар приведет к снижению температуры приблизительно
на 25–50 °C. При определении условий фазового равновесия Fe-Mg силикатов
использован минеральный парагенезис оливин + гиперстен + пижонит (инвер-
тированный), определенный для обр. 68d-13 (табл. 3, 4). Отсутствие первичной
высококальциевой пироксеновой фазы в этом парагенезисе существенно повышает
Рис. 4. Положение состава сосуществующих полевых шпатов из анортозитов пенизевичского типа
на солидусном треугольнике Ab – An – Or. Изотермы построены по данным моделирования [33] для
давления 1–0,5 кбар
ПОЛИБАРИЧЕСКАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ АНОРТОЗИТОВ КОРОСТЕНСКОГО ПЛУТОНА
ISSN 0204-3548. Mineral. Journ. (Ukraine). — 2008. — 30, No 2 46
надежность оценок давления. Для определения температуры нами использован
пироксеновый геотермометр [34], включенный в программу QUILF. Поскольку
пироксеновый геотермометр зависит от давления, мы проводили вычисления в
интервале его значений, приемлемом для коровых условий кристаллизации. Ва-
ловый состав пижонита рассчитан по объемным соотношениям продуктов распада
(87 % гиперстеновой матрицы + 13 % ламелей авгита), определенным точечно-
интеграционным методом по фотографии. Учитывая неточность расчетного состава
пижонита, особенно в отношении псевдоволластонитовой составляющей, значение
xWo = 0,093 вводилось в QUILF как пробное, т. е. подлежащее переопределению.
Таким образом, было установлено, что в выбранном интервале 13–1 кбар гиперстен
находится в равновесии с пижонитом при температуре 839–777 °C. Обращаем вни-
мание, что полученные значения хорошо согласуются со значениями температуры,
определенными по полевым шпатам. Для дальнейших вычислений использовалось
значение 839 °C, что позволило определить максимальное возможное значение
давления при кристаллизации мафических минералов в габбро-анортозитах пе-
низевичского типа.
Для определения давления использовался парагенезис оливин + гиперстен и
пробное значение активности кремнезема aSiO2 = 0,62. В ходе расчетов использо-
ваны три из пяти возможных реакций распределения Fe и Mg между сосуществую-
щими оливином и пироксеном:
Mg2SiO4 + Fe2Si2O6 = Fe2SiO4 + Mg2Si2O6; (1)
Mg2Si2O6 = Mg2SiO4 + SiO2; (2)
Fe2Si2O6 = Fe2SiO4 + SiO2. (3)
Установлено, что для Т = 839 °C гиперстен (xEn = 0,400, xWo = 0,026) находится
в равновесии с оливином (xFo = 0,280, xLa = 0,001) при давлении Р = 6,3 кбар и
активности кремнезема aSiO2 = 0,69 (табл. 5).
Анортозиты васьковичского типа. Отсутствие калишпата и клинопироксена
в составе анортозитов васьковичского типа делает невозможным использование
полевошпатового и пироксенового геотермометров. Поэтому при расчете условий
фазового равновесия для этого типа пород нами использован редкий парагенезис
оливин (реликтовый) + ортопироксен, определенный в обр. 68-75 (табл. 3, 4). В
ходе расчетов использованы те же три реакции распределения Fe и Mg между
оливином и пироксеном, что и в случае габбро-анортозитов пенизевичского типа.
Отсутствие данных о температуре кристаллизации требовало введения в QUILF
фиксированных значений активности кремнезема. В качестве максимального из
возможных значений было введено aSiO2 = 0,69, определенное выше для габбро-
анортозитов пенизевичского типа. Как минимальное использовалось значение
Таблица 5. Условия фазового равновесия для мафических минералов из анортозитов
Федоровского массива
Cерия А1 А2
Номер
образца 68-75 68d-13
Пижонит Минерал Гиперстен,
среднее
из 4-х
Оливин
Пробный,
87 % Opx16
13 % Aug18
Расчетный по
QUILF
Гиперстен,
среднее
из 2-х
Оливин,
среднее
из 2-х
Мольные фракции и условия QUILF равновесия
xEn 0,572 � 0,349 0,349 0,400 �
xWo 0,025 � 0,093 0,149 0,026 �
xFo � 0,468 � � � 0,280
xLa � 0,001 � � � 0,001
T 1096�1156 ºC � < 839 ºC �
Р 9,0�13,3 кбар � � < 6,3 кбар
aSiO2 0,69�0,58 � � < 0,69
МИТРОХИН А. В. и др.
ISSN 0204-3548. Мінерал. журн. — 2008. — 30, № 2 47
aSiO2 = 0,58, определенное [38] в анортозитах архипелага Лофотен (Норвегия). Таким
образом, установлено, что в интервале aSiO2 = 0,58–0,69 ортопироксен (xEn = 0,572,
xWo = 0,025) находится в равновесии с оливином (xFo = 0,468, xLa = 0,001) при
давлении Р = 13,3–9,0 кбар и температуре Т = 1096–1156 °C (табл. 5).
Геохимия анортозитовых пород КП. Эти анортозитовые породы имеют ти-
пичные геохимические характеристики анортозитов автономного типа (табл. 6, 7).
Так, в отличие от анортозитов расслоенных базитовых интрузий, габбро-анортозиты
пенизевичского типа содержат больше FeO, MgO, TiO2, что связано с более высо-
ким содержанием фемических минералов. Умеренная основность плагиоклаза и
присутствие модального калишпата обусловливают повышенное, относительно
среднего для стратиформных анортозитов, содержание SiO2, Na2O, K2O и пони-
женное — Al2O3, CaO. C другой стороны, по сравнению со средним составом габбро,
габбро-анортозиты пенизевичского типа содержат больше SiO2, Al2O3, Na2O, K2O,
TiO2, P2O5 и меньше — FeO, MgO, что связано с их существенно плагиоклазовым
составом, более низким, нежели в мезократовых габброидах, содержанием силикат-
ных фемических минералов при повышенной концентрации ильменита и апатита.
Заметное преобладание FeO над MgO определяется более высокой железистостью
фемических минералов. В выборке габбро-анортозитов пенизевичского типа (А2)
из карьера № 6-2 у с. Гранитное суммарная железистость f, % связана обратной за-
висимостью с основностью нормативного плагиоклаза An, % (рис. 5). Cодержание
редких и рассеянных элементов в габбро-анортозитах пенизевичского типа, как и
содержание главных, отражает их существенно плагиоклазовый состав. По сравне-
нию с кларками для базитов, они обогащены Sr, Ba, Ga, Eu, K, P и обеднены V, Mn,
Co, Ni, Cu, Zn, As, Rb, Y, Zr, Nb, TR, Ta, Th, U. РЗЭ характеризуются "анортозито-
Таблица 6. Химический состав анортозитовых пород Федоровского массива
П р и м е ч а н и е. Анализы XRF (в вес. %) выполнены в лаборатории геологического факультета Ки-
евского национального университета им. Тараса Шевченко, аналитик В. С. Загородний. FeO* — общее
закисное железо. Нормативный состав (в мол. %) рассчитан по методу Ниггли с использованием
среднестатистического для базитов Коростенского плутона отношения Fe2O3/FeO = 0,19. Норматив-
ные и петрохимические коэффициенты: maf, % = Opx + Cpx + Ol + Il + Mt; An, % = 100ּAn/An + Ab;
f, % = 100ּFe/Fe + Mg.
А1 А2 Ком-
понент 68-33 68-51 68-54 68-59 68d-13 68-44 68-56 68-57
Химический состав, вес. %
SiO2 55,79 55,43 54,43 54,52 52,8 51,84 54,01 52,85
TiO2 0,1 0,19 0,15 0,23 1,16 2,26 1,63 2,21
Al2O3 26,95 22,51 25,07 23,96 21,73 20,09 21,1 20,82
FeO* 0,47 2,8 1,97 3,57 5,88 7,29 5,89 6,83
MnO 0,01 0,06 0,05 0,06 0,08 0,09 0,09 0,09
MgO 0,37 3,23 2,77 2,99 2,24 2,64 2,4 2,71
CaO 8,93 9,92 9,47 8,98 9,42 8,78 8,68 8,44
Na2O 5,9 4,29 4,14 4,13 4,2 3,92 3,84 3,87
K2O 0,83 0,44 0,63 0,59 1,02 1,02 1,09 0,99
P2O5 0,02 0,04 0,03 0,05 0,42 0,58 0,22 0,38
П. п. п. 0,45 0,62 0,8 0,24 0,61 0,61 0,54 0,16
Сумма 99,82 99,53 99,51 99,32 99,56 99,12 99,49 99,35
Нормативно-молекулярный состав, мол. %
Or 4,8 2,5 3,7 3,5 6 6,1 6,5 5,8
Pl 92,5 78,3 82,8 80,4 75,2 70,4 72 71,6
Qu � 3,1 2,6 2,7 0,8 2,2 4,1 3,5
Opx � 8,7 9,9 12,1 9,2 11 9,9 11,6
Cpx � 6,4 � � 5,6 4,8 3,7 2,4
Ol 1 � � � � � � �
Il + Mt 0,3 0,7 0,5 1 2,6 4,5 3,2 4,4
Ap 0 0,1 0,1 0,1 0,8 1,2 0,4 0,8
Cor 0,2 � 0,5 0,3 � � � �
maf, % 1,3 15,8 10,4 13,1 17,4 20,3 16,8 18,4
An, % 46,5 51,5 55,7 54,4 49,9 49,3 51,8 51,3
f, % 43,8 32,8 28,1 40,3 59,4 60,8 57,7 58,6
ПОЛИБАРИЧЕСКАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ АНОРТОЗИТОВ КОРОСТЕНСКОГО ПЛУТОНА
ISSN 0204-3548. Mineral. Journ. (Ukraine). — 2008. — 30, No 2 48
вым" типом распределения (рис. 6) — суммарное содержание в 20–25 раз превы-
шает хондритовое, характерны обогащение легкими РЗЭ относительно тяжелых
(La/Ybn = 8–10) и положительная европиевая аномалия (Eu/Eu* = 1,89–2,2).
Ксенолиты анортозитов васьковичского типа (А1) контрастно отличаются от
вмещающих их габбро-анортозитов пенизевичского типа (А2) особенностями хи-
мического состава (табл. 6, 7). Геохимия главных, редких и рассеянных элементов
этих пород вообще нетипична для анортозит-рапакивигранитной формации. Так,
для анортозитов васьковичского типа характерны необычно низкие значения со-
Таблица 7. Содержание редких и рассеянных элементов в анортозитовых породах
Федоровского массива
П р и м е ч а н и е. Анализы IСP-MS (в ppm) выполнены в аналитической лаборатории ACME Ванкувер,
Канада
А1 А2 Компо-
нент
68-33 68-51 68-54 68-59 68d-13 68-44 68-56 68-57
Ni 19,7 19 21,3 89,2 16,1 20,1 16,5 20
V < 5 48 28 58 74 112 81 102
Co 1,2 13,5 8,8 23,4 18,5 25,4 14,6 24,9
Cu 5,3 7 9,2 63,6 11,4 23,7 8,3 21,1
Zn 2 7 12 7 21 30 31 23
Ga 18,5 16 18,7 18,4 22 21,5 22,4 19,7
As 0,7 0,7 0,6 0,5 < 0,5 < 0,5 < 0,5 < 0,5
Rb 4,7 4,4 11 6,6 14 15,7 16,9 13,3
Sr 853,7 845,2 890,9 816,6 610 597,6 631,6 617,6
Y 0,6 1,9 2 2,1 9,6 12,3 10,2 10,8
Zr 2 4,4 9,5 8,5 53,2 79,9 74,6 66,6
Nb < 0,5 < 0,5 < 0,5 < 0,5 4,1 7,1 6 6,2
Mo 1,3 0,9 1 1,1 0,9 1,4 1 1,1
Ag < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 0,2 < 0,1 < 0,1 < 0,1
Cd < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1
Sn < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1
Sb < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1
Cs < 0,1 0,3 0,8 < 0,1 0,3 < 0,1 0,3 < 0,1
Ba 361,8 277,2 312,3 350,7 667,8 639,7 723,4 640,4
La 2,7 2,8 3,7 4,1 12 13,8 11,9 13,5
Ce 3,9 5 6,3 6,7 24,6 27,4 23,6 26,5
Pr 0,47 0,5 0,67 0,81 3 3,74 3,01 3,37
Nd 1,7 2,3 2,9 3,7 14,8 16,9 13,3 15,7
Sm 0,2 0,4 0,4 0,6 3 3,3 2,9 2,8
Eu 1,66 1,18 1,47 1,73 2,11 2,09 2,06 1,98
Gd 0,28 0,5 0,42 0,53 2,56 3,09 2,58 2,77
Tb 0,03 0,05 0,08 0,07 0,35 0,43 0,36 0,35
Dy 0,14 0,31 0,33 0,41 1,74 2,32 2,04 2,09
Ho < 0,05 0,06 0,06 0,06 0,32 0,4 0,39 0,36
Er 0,06 0,18 0,2 0,2 0,99 1,21 1,08 1,11
Tm < 0,05 < 0,05 < 0,05 < 0,05 0,13 0,19 0,16 0,15
Yb < 0,05 0,2 0,2 0,2 0,84 1,18 1,05 0,98
Lu < 0,1 0,03 0,02 0,03 0,12 0,15 0,14 0,15
Hf < 0,5 < 0,5 < 0,5 < 0,5 1,2 2 2,1 1,7
Ta < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 0,3 0,4 0,4 0,3
W < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1 < 1
Au 0,0011 < 0,0005 < 0,0005 < 0,0005 0,0056 0,0051 < 0,0005 < 0,0005
Hg 0,01 0,04 0,02 0,05 0,05 0,07 0,02 0,04
Tl < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 0,1 < 0,1
Bi < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1 < 0,1
Th < 0,1 < 0,1 0,2 0,3 0,9 1,1 1 0,8
U < 0,1 0,2 < 0,1 < 0,1 0,1 0,4 0,2 0,2
Ca/Sr 74 83 75 78 110 104 98 97
Sr/Ba 2,4 3,0 2,9 2,3 0,91 0,93 0,87 0,96
Ca/Ba 175 254 215 182 100 97 85 94
K/Ba 19 13 17 14 13 13 13 13
TR 11 14 17 19 67 76 65 72
(La/Yb) 75 10 13 14 10 8 8 10
Eu/Eu* 20,25 7,62 10,35 8,86 2,2 1,89 2,17 2,05
МИТРОХИН А. В. и др.
ISSN 0204-3548. Мінерал. журн. — 2008. — 30, № 2 49
держания TiO2, FeO, P2O5 при минимальных отношениях FeO : MgO, TiO2 : FeO,
TiO2 : MgO. Выборка ксенолитов А1, отобранная в карьере № 6-2, подобно вме-
щающим их габбро-анортозитам А2, также обнаруживает обратную корреляцию
общей железистости f, % и основности нормативного плагиоклаза An, %. Однако
анортозиты А1 менее железиcтые. На графике (рис. 5) линии тренда обоих выбо-
рок параллельны — при близких уровнях An, % выборки заметно различаются по
уровню f, %. Анортозиты васьковичского типа заметно обеднены P, K, Ti, V, Zn, Rb,
Y, Zr, Nb, Ba, TR, Hf, Ta, Th, U и обогащены Mg, Sr, As. РЗЭ характеризуются "анор-
тозитовым" типом распределения (рис. 6). Однако, в отличие от пенизевичских, в
этом типе анортозитов общее содержание РЗЭ намного ниже, а в области тяжелых
лантаноидов вообще приближается к хондритовому. В выборке анортозитов А1
общее содержание РЗЭ полностью контролируется содержанием ортопироксена, в
то время как в А2 концентрация их зависит от суммарного содержания мафических
минералов, а также содержания апатита [14]. В анортозитах А1, в отличие от А2,
более резко выражено обогащение легкими лантаноидами относительно тяжелых
(La/Ybn > 10) и особенно показателен наиболее интенсивный для пород коростен-
ского комплекса европиевый максимум (Eu/Eu* = 7,62–20,25). Следует отметить,
что интенсивность европиевой аномалии в анортозитах А1 практически полнос-
тью зависит от содержания плагиоклаза. В габбро-анортозитах А2 европиевый
максимум менее интенсивный (Eu/Eu* = 1,89–2,2) и корреляция интенсивности
европиевой аномалии с содержанием плагиоклаза гораздо менее значима [14]. По-
следнее, очевидно, связано с разнонаправленным влиянием плагиоклаза и апатита
на распределение европия.
Рис. 6. Распределение РЗЭ в анортозитовых породах Федоровского массива, нормированное к хондриту:
68d-13, 68-44, 68-56, 68-57 — габбро-анортозиты пенизевичского типа А2; 68-51, 68-54, 68-59 — анорто-
зиты васьковичского типа А1
Рис. 5. Cоотношение An, % — f, % в анортозитовых породах Федоровского массива: 1 — А1, 2 — А2. Для
вычисления основности плагиоклаза An, % = 100ּAn/An + Ab использован нормативно-молекулярный
пересчет по методу Ниггли; суммарная железистость рассчитана по формуле f, % = 100ּFe/Fe + Mg
ПОЛИБАРИЧЕСКАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ АНОРТОЗИТОВ КОРОСТЕНСКОГО ПЛУТОНА
ISSN 0204-3548. Mineral. Journ. (Ukraine). — 2008. — 30, No 2 50
На рис. 7 выборочные спектры распределения микроэлементов в анортозито-
вых породах Федоровского массива сравниваются со средним составом нижней
континентальной коры и верхней мантии как наиболее вероятными источниками
первичных магм. Анализ спайдер-диаграммы показывает, что спектры микроэле-
ментов в габбро-анортозитах А2 в целом похожи на спектр состава нижней кон-
тинентальной коры, отличаясь от нее обогащенностью Ba, K и Sr, а также P и Ti.
Спектры микроэлементов в анортозитах А1 промежуточные между типичными
нижнекоровыми и мантийными. Анортозиты васьковичского типа обеднены всеми
рассмотренными элементами по сравнению с нижнекоровым источником, за ис-
ключением Ba, K и Sr. Известно, что Ba и Sr служат чувствительными индикатора-
ми кристаллизации полевых шпатов в базитовых расплавах. Так, согласно сводке
по распределению редких и рассеянных элементов [17], в базальтах и андезитах
Sr — совместимый элемент как в плагиоклазах (DSr = 2–2,7), так и в калиевых
полевых шпатах (DSr = 2,3). Ва концентрируется преимущественно в калишпатах
(DВа = 3,4) и значительно меньше входит в плагиоклаз (DВа = 0,24–0,34). Как уже
упоминалось, анортозиты васьковичского типа заметно обогащены Sr по сравне-
нию с пенизевичским типом при почти одинаковом содержании СаО. Отношение
Ca/Sr в первых составляет 74–83, во вторых — 97–110 (табл. 7). Основным носи-
телем и концентратором Sr в анортозитовых породах служит плагиоклаз, при этом
содержание Sr прямо коррелирует с основностью плагиоклаза. Однако плагиоклазы
анортозитов А1, имея в целом ту же основность, что и А2, содержат гораздо больше
Sr (рис. 8; табл. 8). Иной характер распределения установлен для Ва. В анортозитах
васьковичского типа, где отсутствует калишпат, основной носитель Ba — плагиоклаз.
Общее содержание Ва здесь ниже, чем в пенизевичском типе, и связано обратной
зависимостью с основностью плагиоклаза. В габбро-анортозитах пенизевичского
типа Ва совместно с K2О распределяется между плагиоклазом и калишпатом. Ба-
лансовый расчет показывает, что в габбро-анортозитах А2 более половины всего Ва
входит в плагиоклаз. При этом плагиоклазы А2 обогащены Ва и K2О по сравнению
с плагиоклазами А1. Показательно также Sr/Ba отношение, значение которого ниже
в плагиоклазах габбро-анортозитов пенизевичского типа.
Обсуждение полученных результатов. Полученные результаты позволяют
внести целый ряд существенных корректив в концепцию полибарической кристал-
лизации протерозойских анортозитов автономного типа. Нами установлено, что вы-
деленные рядом исследователей разновозрастные ассоциации анортозитовых пород
КП, слагающие в его пределах крупные полифазные массивы, кристаллизовались
в полибарических условиях. Так, в пределах Федоровского габбро-анортозитового
Рис. 7. Распределение микроэлементов в анортозитовых породах Федоровского массива, нормированное
к примитивной мантии. Данные о среднем содержании микроэлементов в нижней континентальной
коре (LC) и деплетированной мантии (DM) заимствованы из базы данных GERM (Geochemical Earth
Reference Model) — http: // earthref.org/GERM
МИТРОХИН А. В. и др.
ISSN 0204-3548. Мінерал. журн. — 2008. — 30, № 2 51
массива, расположенного в восточной части КП, изучены анортозитовые породы со
специфическими блоковыми текстурами. Последние характеризуются наличием
глубинных включений анортозитов васьковичского типа (А1) в габбро-анортозитах
пенизевичского типа (А2). Изученные типы анортозитовых пород, имея аналогич-
ную основность плагиоклазов (An46–59), заметно различаются по ассоциации и со-
ставу мафических минералов. Оценка фазового равновесия в ассоциациях Fe-Mg
силикатов указывает на существенную разницу в РТ условиях кристаллизации
анортозитов васьковичского и пенизевичского типов. Так, кристаллизация мафи-
ческих минералов в анортозитах А1 происходила при температуре 1096–1156 °C
и давлении 9,0–13,3 кбар. Полученные цифры соответствуют результатам более
ранней оценки давления (9–14 кбар), полученным [15] исходя из глиноземистости
ортопироксенов. В габбро-анортозитах А2 мафические минералы находились в фа-
зовом равновесии при температуре не более 839 °C и давлении не более 6,3 кбар. В
будущем более точное определение значений температуры позволит ввести жесткие
ограничения определения давления. Пока, ориентировочно, нижним пределом его
значений можно считать 5 кбар [15].
Следует подчеркнуть, что все приведенные значения давления и температуры
должны соответствовать лишь заключительным этапам кристаллизации. Последнее
следует из наблюдаемого в шлифах порядка выделения минералов, в котором низко-
кальциевые пироксены представляют одну из наиболее поздних кристаллизующих-
ся фаз. Относительно начальных уровней кристаллизации, на которых имело место
массовое выделение плагиоклаза, наши данные ограничены лишь существующими
гипотетическими моделями формирования протерозойских анортозитов автоном-
ного типа. Экспериментально установлено [35], что умеренно-основный плагио-
клаз — ликвидусная фаза в базитовых расплавах в условиях высоких значений
давления. Возможно, происходило внедрение исходных мантийных базальтовых
расплавов в нижнекоровую глубинную магматическую камеру вблизи границы М,
их последующая кристаллизация с осаждением пироксен-оливиновых кумулатов
и всплывание существенно плагиоклазовых кумулатов [23]. По мнению этого ис-
следователя, гравитационная нестабильность приводит к подъему образующейся
плагиоклазовой кристаллической "каши" в виде диапиров. При этом собственно
анортозитовые массивы образуются как составные интрузии при "слипании" вне-
дряющихся диапиров на верхнекоровом уровне. Другие исследователи [27] считают,
что исходные магмы протерозойских анортозитов образуются при плавлении "ко-
Таблица 8. Химический состав монофракций плагиоклазов из анортозитовых пород
Федоровского массива
П р и м е ч а н и е. Анализы XRF (в вес. %) выполнены в лаборатории геологического факультета Киев-
ского национального университета им. Тараса Шевченко, аналитики В. С. Загородний, А. В. Андреев.
FeO* — общее закисное железо: An, % = 100ּAn/An + Ab.
Серия А1 А2
Номер образца 68-62 68-75 68-56пр 68-63
SiO2 56,61 55,82 56,26 57,91
TiO2 0,09 0,16 0,14 0,14
Al2O3 27,07 27,14 26,56 25,57
FeO* 0,18 0,38 0,37 0,48
MnO 0,02 0,02 0,02 0,02
MgO 0,34 0,92 0,93 0,86
CaO 10 10,09 10,27 8,82
Na2O 4,55 4,32 4,31 4,44
K2O 0,67 0,68 0,71 1,29
Сумма 99,6 99,59 99,61 99,6
An, % 52,5 53,9 54,3 48
Sr 1130 1049 879 811
Ba 509 378 608 828
Rb 4 8,1 4,7 21,7
Ca/Sr 63 68 83 77
Sr/Ba 2,22 2,78 1,45 0,98
ПОЛИБАРИЧЕСКАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ АНОРТОЗИТОВ КОРОСТЕНСКОГО ПЛУТОНА
ISSN 0204-3548. Mineral. Journ. (Ukraine). — 2008. — 30, No 2 52
ровых языков" на мантийном уровне. Далее, по их мнению, следует формирование
глубинной (мантийной) магматической камеры, в которой мафические кумулаты
осаждаются и остаются в верхней мантии, а существенно плагиоклазовые кумула-
ты в виде диапиров интрудируют в среднюю или верхнюю кору. При этом авторы
[23, 27] полагают, что максимальные значения давления — 10–13 кбар, полученные
экспериментально для мегакристов высокоглиноземистых ортопироксенов, должны
соответствовать уровню формирования наиболее глубинной магматической камеры.
Собственно полибарическая кристаллизация по [23, 27] происходит в закрытой
системе путем последовательного осаждения плагиоклаза и мафических минералов
из единого объема расплава на разных глубинных уровнях.
В случае Федоровского массива, нельзя рассматривать включения анортозитов
васьковичского типа в качестве глубинных ликвидусных фаз начальных этапов
кристаллизации расплавов, бывших исходными для габбро-анортозитов пенизевич-
ского типа. На это указывает целый ряд фактов. Прежде всего, анортозиты васько-
вичского типа, относящиеся к ранней анортозитовой серии, существенно оторваны
во времени от габбро-анортозитов пенизевичского типа, представляющих главную
анортозитовую серию КП. Так, геолого-петрографические данные непосредственно
свидетельствуют о том, что отдельные разности анортозитов А1 претерпели катаклаз,
а также локальный низкотемпературный метаморфизм еще до внедрения габбро-
анортозитов А2 [12]. U-Pb возраст цирконов ранней анортозитовой серии на 30–
40 млн лет больше возраста цирконов главной анортозитовой серии [5]. Кроме того,
геохимические данные предполагают кристаллизацию анортозитовых пород А1 и А2
из разных исходных расплавов. Так, в выборке габбро-анортозитов пенизевичского
типа суммарная железистость f, % связана обратной зависимостью с основностью
нормативного плагиоклаза An, %. С учетом петрографических данных, выборку
можно рассматривать как последовательный ряд кумулатов, связанных единым про-
цессом фракционирования. Принимая во внимание характер опробования, а также
незначительную дисперсию параметров f, % и An, %, можно полагать, что образцы
иллюстрируют состав кумулатов близких уровней глубинности в пределах одной
магматической камеры. Выборка ксенолитов А1, подобно вмещающим их габбро-
анортозитам А2, также обнаруживает обратную корреляцию общей железистости
f, % и основности нормативного плагиоклаза An, %. Однако анортозиты А1, по
Рис. 8. Содержание Sr и основность плагиоклаза An, % в анортозитах Федоровского массива: 1 —
анортозиты А1; 2 — плагиоклазы А1; 3 — анортозиты А2; 4 — плагиоклазы А2. Основность плагиоклаза
определяли, используя результаты нормативно-молекулярного пересчета (An, % = 100ּAn/An + Ab) по
методу Ниггли для валовых химических анализов анортозитов, а также по формульным коэффициентам
(An, % = 100ּСa/Ca + Na + K), рассчитанным для анализов монофракций
МИТРОХИН А. В. и др.
ISSN 0204-3548. Мінерал. журн. — 2008. — 30, № 2 53
сравнению с габбро-анортозитами А2, гораздо менее железиcтые при аналогичных
значениях An, %. Практически одинаковая умеренная основность плагиоклазов в
обеих выборках не позволяет рассматривать васьковичский тип анортозитов как
более ранний (высокотемпературный) кумулат той же камеры, что и пенизевичский.
Далее нами установлено, что в габбро-анортозитах А2 концентрация Sr прямо корре-
лирует с основностью плагиоклаза. Таким образом, в пределах одной магматической
камеры Sr и СаО концентрируются в более высокотемпературных плагиоклазовых
кумулатах, при этом последовательные жидкие фракционаты, а также более низко-
температурные генерации плагиоклаза должны обедняться этими компонентами.
Действительно, плагиоклазы А2 содержат заметно меньше Sr, но при этом имеют
такую же умеренную основность. Высокостронциевый состав плагиоклазов А1,
вопреки ожиданиям, не сопровождается заметным накоплением СаО. Объяснить
этот факт можно лишь предположив, что оба типа анортозитов — кумулаты разных
магматических камер, не связанных единым процессом фракционирования. Пред-
полагая большую глубинность кристаллизации для анортозитов васьковичского
типа, высокостронциевый состав плагиоклазов последних можно связать с разным
давлением при формировании магматических камер. Вторым объяснением обо-
гащения стронцием плагиоклазов А1 по сравнению с А2 может служить разное
содержание Sr (или различие в коэффициентах распределения Sr) в исходных рас-
плавах обоих типов анортозитов. Второе объяснение справедливо, если значения
температуры кристаллизации плагиоклазов А1 и А2 подобны. Оно предполагает экс-
периментально установленное [41] отсутствие влияния давления на коэффициент
распределения Sr между плагиоклазом и расплавами габбро-анортозитового состава
в РТ условиях земной коры. На кристаллизацию выделенных типов анортозитовых
пород из различных исходных расплавов дополнительно указывает сравнение их
микроэлементного состава с наиболее вероятными источниками первичных магм.
Спектры микроэлементов в габбро-анортозитах А2 близки по составу нижней кон-
тинентальной коре, в то время как в анортозитах А1 они являются промежуточными
между типичными нижнекоровыми и мантийными.
С учетом всех приведенных данных, можно предположить, что включения
анортозитов васьковичского типа представляют собой фрагменты более древнего
и более глубинного анортозитового массива, поднятые на современный уровень
в виде ксенолитов в кристаллической "каше", давшей начало габбро-анортозитам
пенизевичского типа. Разница между значениями давления при кристаллизации
анортозитов васьковичского и пенизевичского типов соответствует разнице глуби-
ны становления 9–21 км и глубине залегания магматической камеры А1 относитель-
но современного уровня эрозионного среза. Принимая во внимание геофизические
данные о глубинном строении региона, можно предположить, что анортозиты А1
представляют фрагменты одного из пластинообразных базитовых тел, зафиксиро-
ванных в нижней части верхнего структурного яруса земной коры КП.
Выводы. 1. Крупные габбро-анортозитовые массивы КП представляют собой
сложные полифазные интрузии, сложенные разновозрастными ассоциациями
анортозитовых пород, кристаллизовавшихся в полибарических условиях.
2. Федоровский массив, расположенный в восточной части КП — типичный
представитель таких сложных интрузий. В его пределах распространены участки
с блоковой текстурой, характеризующиеся наличием глубинных включений анор-
тозитов васьковичского типа в габбро-анортозитах пенизевичского типа.
3. Габбро-анортозиты пенизевичского типа, слагающие основной объем Фе-
доровского массива, представляют собой кумулятивные образования, сформиро-
ванные при затвердевании существенно плагиоклазовой магматической суспензии
(кристаллической "каши"), внедренной с неопределенной глубины. Заключитель-
ная кристаллизация габбро-анортозитов пенизевичского типа имела место в верх-
ПОЛИБАРИЧЕСКАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ АНОРТОЗИТОВ КОРОСТЕНСКОГО ПЛУТОНА
ISSN 0204-3548. Mineral. Journ. (Ukraine). — 2008. — 30, No 2 54
некоровых условиях при давлении 5–6 кбар и температуре 750–840 °C.
4. Анортозиты васьковичского типа, образующие включения в габбро-
анортозитах пенизевичского типа, сформировались в более глубинных условиях
при давлении 9,0–13,3 кбар и температуре 1096–1156 °C. Вместе с тем, включения
анортозитов васьковичского типа не могут рассматриваться в качестве глубинных
ликвидусных фаз начальных этапов кристаллизации расплавов, исходных для
габбро-анортозитов пенизевичского типа.
5. Наиболее вероятно, что анортозиты васьковичского типа представляют собой
фрагменты более древнего и более глубинного анортозитового массива, поднятые
на современный уровень в виде ксенолитов в кристаллической "каше", давшей на-
чало габбро-анортозитам пенизевичского типа. Предполагаемая глубина залегания
массива, сложенного анортозитами васьковичского типа, составляет 9–21 км ниже
нынешнего уровня Федоровского массива, что соответствует нижней части верхнего
яруса земной коры КП.
6. Полученные данные хорошо согласуются с существующими геолого-
геофизическими моделями глубинного строения верхнего структурного яруса
земной коры КП. Вместе с тем, на основе результатов оценки давления, полученных
для габбро-анортозитов пенизевичского типа, следует предположить, что для этой
части КП глубина эрозионного среза составляет около 15–18 км. Это значительно
больше, чем можно ожидать, исходя из геологических данных. Возможным объ-
яснением этого факта служит разная эродированность отдельных частей плутона,
связанная с его блоковым строением. При этом менее эродированная северо-
западная часть плутона сохранила останцы пород кровли, а также гипабиссальные
и субвулканические фации, полностью отсутствующие в его юго-западной части,
где и расположен изучаемый Федоровский массив.
1. Болюбах К. А. Некоторые элементы внутреннего строения земной коры Коростенского плутона //
Геофиз. сб. АН УССР. — 1973. — № 53. — С. 73–81.
2. Бухарев В. П. Эволюция докембрийского магматизма западной части Украинского щита. — Киев:
Наук. думка, 1992. — 152 с.
3. Бухарев В. П., Полянский В. Д., Стекольникова А. В. Тектоника и глубинное строение анортозитовых
массивов северо-запада Украинского щита // Геотектоника. — 1973. — № 4. — С. 34–41.
4. Великославинский Д. А., Биркис А. П., Богатиков О. А. и др. Анортозит-рапакивигранитная формация
Восточно-Европейской платформы. — Л.: Наука, 1978. — 296 с.
5. Верхогляд В. М. Возрастные этапы магматизма Коростенского плутона // Геохимия и рудообразо-
вание. — 1995. — Вып. 21. — С. 34–47.
6. Єсипчук К. Ю., Бобров О. Б., Степанюк Л. М. та ін. Кореляційна хроностратиграфічна схема раннього
докембрію Українського щита (поясн. зап.). — К.: УкрДГРІ, 2004. — 30 с.
7. Зинченко О. В., Гринченко В. Ф., Павлов Г. Г. О временном диапазоне формирования габбро-
анортозитовых массивов северо-западной части Украинского щита // Тез. докл. IV регион. петрогр.
совещ. по Европейской части СССР. — Петрозаводск, 1987. — С. 40–41.
8. Зинченко О. В., Скобелев В. М., Есипчук К. Е. и др. Коростенский комплекс // Петрология, геохи-
мия и рудоносность интрузивных гранитоидов Украинского щита. — Киев: Наук. думка, 1990. —
С. 134–164.
9. Ильчеко Т. В. Результаты исследований методом ГСЗ вдоль геотрансекта ЕВРОБРИДЖ-97 //
Геофиз. журн. –2002. — 24, № 3. — С. 36–50.
10. Ильчеко Т. В., Бухарев В. П. Скоростная модель земной коры и верхов мантии Коростенского плутона
(Украинский щит) и ее геологическая интерпретация (по профилю ГСЗ Шепетовка — Чернигов) //
Там же. — 2001. — 23, № 3. — С. 72–82.
11. Личак И. Л. Петрология Коростенского плутона. — Киев: Наук. думка, 1983. — 246 с.
12. Митрохин О. В. До питання про склад та вікові співвідношення відмін анортозитових порід Волині //
Вісн. Київ. ун-ту. Геологія. — 1998. — Вип. 15. — С. 39–41.
13. Митрохин О. В. Вікові співвідношення основних порід Коростенського плутону // Там же. —
2000. — Вип. 16. — С. 15–20.
14. Митрохин О. В., Богданова С. В., Шумлянський Л. В. Анортозитові породи Федорівського масиву
(Коростенський плутон, Український щит) // Сучасні проблеми геологічної науки: зб. наук. пр. ІГН
НАН України / Відп. ред. П. Ф. Гожик. — К., 2003. — С. 53–57.
15. Митрохин О. В., Зінченко О. В. Мегакристи високоглиноземистих ортопіроксенів у базитах Ко-
ростенського плутону та їх петрогенетичне значення // Актуальні проблеми геології України: зб.
матеріалів наук. конф. — К., 2001. — С. 26.
МИТРОХИН А. В. и др.
ISSN 0204-3548. Мінерал. журн. — 2008. — 30, № 2 55
16. Оровецкий Ю. П. Мантийный диапиризм. – Киев: :Наук. думка, 1990. — 172 с.
17. Перепелов А. Б., Ефремов С. В. Данные по распределению редких элементов для петролого-
геохимических расчетов и графиков // Геохимические процессы и полезные ископаемые. —
2000. — С. 215–228. — (Вестн. ГеоИГУ; Вып. 2).
18. Соболев В. С. Петрология восточной части сложного Коростенского плутона. — Львов: Изд-во Львов.
ун-та, 1947. — 140 с.
19. Тыкочинская Л. И., Приказчиков Л. А. Новые данные о дайковых породах Волыни // Геохимия и
рудообразование. — 1974. — № 4. — С. 106–115.
20. Чекунов А. В. Некоторые вопросы внутреннего строения земной коры // Геофиз. сб. АН УССР. —
1970. — Вып. 34.
21. Amelin Yu., Heaman L. M., Verchogliad V. M., Skobelev V. M. Geochronological constrains on the emplacement
history of an anorthosite rapakivi granite suite: U-Pb zircon and baddeleyite study of the Korosten complex,
Ukraine // Contribs Mineral. and Petrol. — 1994. — 116, Nо 4. — P. 411–419.
22. Andersen D. J., Lindsley D. H., Davidson P. M. QUILF: a PASCAL program to asses equilibria among Fe-Mg-
Mn-Ti oxides, pyroxenes, olivine, and quartz // Comput. and Geosci. — 1993. — 19. — P. 1333–1350.
23. Ashwal L. D. Anorthosites. — Springer-Verlag Publ. Comp., 1993. — 422 p.
24. Bogdanova S., Kozlovskaya E., Janik T et al. The evolution of the high velocity lower crust beneath the
Fennoscandia-Sarmatia Suture Zone (FSSZ), the crust-mantle transition and AMCG magmatism //
Geophys. Res. Abstr. — 2006. — 8, 04148.
25. Bogdanova S. V., Pashkevich I. K., Buryanov V. B. et al. The 1.80–1.74 Ga gabbro-anorthosite-rapakivi
Korosten Pluton in the Ukrainian Shield: a 3–D geophysical reconstruction of the deep structure //
Tectonophysics. — 2004. — 381. — P. 5–27.
26. Duchesne J. C. Massif anorthosites: another partisan review // Feldspars and feldspathoids/
Еd. W. S. Brown. — NATO Adv. Snud. Inst., 1984. — Vol. 137. — P. 411–433.
27. Duchesne J. C., Liegeois J. P., Vander Auwera J., Longhi J. The crustal tongue melting model and the origin
of massive anorthosites // Terra Nova. — 1999. — Nо 11. — P. 100–105.
28. Emslie R. F. Pyroxene megacrysts from anorthositic rocks: new clues to the source and evolution of the
parent magmas // Can. Miner. — 1975. — Nо 13. — P. 138–145.
29. Emslie R. F. High pressure pyroxene megacrysts from anorthositic rocks and their bearing on the genesis
of the parent magmas // Geol. Soc. Amer. Abstr. — 1975. — Nо 7. — P. 752–753.
30. Emslie R. F. Anorthosite massif, rapakivi granites and late Proterozoic rifting of North America // Precambr.
Res. — 1978. —7, Nо 1. — P. 61–98.
31. Emslie R. F. Proterozoic anorthosite massifs // The Deep Proterozoic Crust of the North Atlantic Provinces/
Eds. A. Tobi, J. Touret. — NATO Adv. Studies Inst. — 1985. — Vol. 158. — P. 139–160.
32. Fram M. S., Longhi J. Phase equilibria of dikes associated with Proterozoic anorthosite complexes // Amer.
Miner. — 1992. — 77. — P. 605–616.
33. Fuhrman M. L., Lindsley D. H. Ternary-feldspar modeling and thermometry // Ibid. — 1988. — 73. —
P. 201–215.
34. Lindsley D. H. Pyroxene thermometry // Ibid. — 1983. — 68. — P. 477–493.
35. Longhi J., Fram M. S., Vander Auwera J., Montieth J. N. Pressure effects, kinetics, and rheology of anorthositic
and related magmas // Ibid. — 1993. — 78. — P. 1016–1030.
36. Longhi J., Vander Auwera J., Fram M. S., Duchesene J. C. Some phase equilibrium constraints on the origin
of proterozoic (massif) anorthosites and related rocks // J. Petrol. — 1999. — 40, Nо 2. — P. 339–362.
37. Maquil R. Preliminary investigation on gigant orthopyroxenes with plagioclase exsolution lamellae from
the Egersund-Ogna anorthositic massif // Progress in experimental petrology. — Fourth Prog. Rep. Res.
Supp. by NERC. Pul. Ser. D 11. — 1978. — P. 144–146.
38. Markl G., Frost B. R., Bucher K. The origin of anorthosites and related rocks from the Lofoten Islands,
Northen Norway: I. Field relations and Estimation of intrinsic variables // J. Petrology. — 1998. — 39,
No 8. — P. 1425–1452.
39. Mitrokhin A. V. The gabbro-anorthosite massives of Korosten Pluton (Ukraine) and problems of evolution
of parental magmas // Abstract — GEODE field workshop 8–12th July 2001 on ilmenite deposits in the
Rogaland anorthosite province, S. Norway. — NGU Geol. Surv. of Norway, 2001. — P. 86–90.
40. Morse S. A. A partisan review of Proterozoic anorthosites // Amer. Miner. — 1982. — 67, No 11–12. —
P. 1087–1100.
41. Vander Auwera J., Longhi J., Duchesne J. C. The effect of pressure on DSr (plag/melt) and DCr (plag/melt):
implications for anorthosite petrogenesis // Earth and Planet. Sci. Lett. — 2000. — 178. — P. 303–314.
42. Wiebe R. A. Proterozoic anorthosite complexes // Proterozoic Crustal Evolution / Ed. K. C. Condie. —
Amsterdam: Elsevier. — P. 251–261.
Киев. нац. ун-т им. Тараса Шевченко, Киев
Лундский ун-т, Лунд (Швеция)
Ин-т геохимии, минералогии и рудообразования
им. Н. П. Семененко НАН Украины, Киев
Поступила 18.02.2008
РЕЗЮМЕ. У межах Коростенського плутону досліджені анортозитові породи з блоковими текстура-
ми, що характеризуються наявністю глибинних включень анортозитів васьковицького типу (А1) у
габро-анортозитах пенізевицького типу (А2). Включення та вмісні габро-анортозити, маючи близьку
ПОЛИБАРИЧЕСКАЯ КРИСТАЛЛИЗАЦИЯ АНОРТОЗИТОВ КОРОСТЕНСКОГО ПЛУТОНА
ISSN 0204-3548. Mineral. Journ. (Ukraine). — 2008. — 30, No 2 56
основність плагиоклазів (An46–59), розрізняються асоціаціями та складом мафічних мінералів. Оцінки
умов фазової рівноваги Fe-Mg силікатів свідчать про полібаричну кристалізацію анортозитів коро-
стенського комплексу. Автори доводять, що включення анортозитів А1 не можуть бути ліквідусними
фазами, що виділилися на початкових етапах кристалізації габро-анортозитів А2. Встановлена різниця
значень тиску під час кристалізації досліджених анортозитових порід повинна відповідати глибині за-
лягання магматичної камери анортозитів А1, для сучасного рівня ерозійного зрізу. Нижче Федорівського
масиву, розташованого у східній частині Коростенського плутону та складеного габро-анортозитами А2,
на глибині 9–20 км, ймовірно, наявний ще один автономний масив, складений більш древніми анорто-
зитами А1. Отримані дані добре узгоджуються з наявними геолого-геофізичними моделями глибинної
будови Коростенского плутону.
SUMMARY. The anorthositic rocks with block structure characterized by presence of deep inclusions of Vasko-
vichy type anorthosite (А1) in Penisevichy type gabbro-anorthosites (А2) have been investigated in the Korosten
Pluton (Ukraine). The inclusions and their incorporated gabbro-anorthosites, having the same intermediate
plagioclases, are differed by mafic mineral associations. The evaluations of Fe-Mg silicate equilibrium point
on polybaric crystallization of anorthositic rocks of the Korosten complex. Authors prove, that inclusion of А1
anorthosites cannot be liquidus phases segregated at the initial stages of A2 gabbro-anorthosite crystallization.
The established differences in crystallization pressure for investigated anorthosites should correspond to a depth
of A1 anorthosites magmatic chamber relative to the present erosion level. Below Fedorovka anortosite massif
located in east part of the Korosten Plutone and consisted of A2 gabbro-anorthosites on the depth of 9–20 kms
the presence of one more massif composed by more ancient A1 anorthosites is supposed. The received data are
well agreed with existing geological-geophysical models of Korosten Plutone deep structure.
МИТРОХИН А. В. и др.
|