Соотношения пород примитивной мантии, реститов и метасоматитов во включениях базанитов вулкана Карьерный (Западное Прибайкалье)

Размещено на http://allbest.ru

^{1Иркутский государственный университет}

²Университет Аль-Фурат

³Институт земной коры СО РАН

Соотношения пород примитивной мантии, реститов и метасоматитов во включениях базанитов вулкана Карьерный (Западное Прибайкалье)

^1,2Ю. Лило, ^1,3С.В. Рассказов,

^1,3И. С. Чувашова, ³Т. А. Ясныгина

г. Дейр-эз-Зор, Сирия, г. Иркутск, Россия



Аннотация

Глубинные включения вулканов Карьерный и Сухой восточной части Тункинской долины маркируют северную границу распространения глубинного зеленого (с хромдиопсидом) ксеногенного материала на территории Хамар-Дабанского террейна, совпадающую с изоградой гиперстена фации гранулитового метаморфизма Слюдянского кристаллического комплекса.

Изучено новое местонахождение глубинных включений в лавах вулкана Карьерный, в котором были найдены зеленые перидотиты (с хромдиопсидом) и черные пироксениты (с авгитом).

Изучение зеленых перидотитов показало преобладание среди них шпинелевых и бесшпинелевых лерцолитов при подчиненной роли флогопитовых верлитов, шпинелевых гарцбургитов и оливиновых вебстеритов.

По содержаниям петрогенных оксидов выделены: 1) породы, близкие к примитивной мантии, 2) реститы и 3) метасоматиты. На диаграмме ТЫУЪ - Та/УЪ породы первой группы соответствуют мантийному направлению, а породы двух других групп смещены в область коровых составов. Исходя из температурных оценок 845-971 °С (термометр Нимиса-Тэйлора), полученных для преобладающей группы реститов, предполагается их происхождение из слоя литосферы мощностью порядка 3 км, в подошве которого находятся породы, близкие к примитивной мантии (температура 967 °С), а в кровле - метасоматиты (температуры 825-863 °С).

Ключевые слова: мантия, литосфера, базальт, глубинное включение, Тункинская долина.



Введение

Включения из щелочных базальтоидов несут информацию о составе и температурном состоянии пород хрупкой оболочки (литосферы) и области перехода от нее к подстилающей пластичной среде (астеносфере).

Особый интерес представляют глубинные породы, захваченные базальтоидными расплавами в осевых структурах рифтовых зон, поскольку появляется возможность тестирования гипотетических моделей развития рифтового процесса.

Одной из ключевых территорий, на которой можно получить непосредственную информацию о глубинных породах коры и подстилающей мантии по включениям из щелочных базальтоидов, является Тункинская долина, заложенная вдоль простирания метаморфических зон Слюдянского кристаллического комплекса - метаморфического субтеррейна Хамар-Дабанского террейна, столкнувшегося с фундаментом Сибирского континента [Террейны Байкал-Хубсугульского ... , 2006].

В вулканических породах Тункинской долины глубинные включения были впервые отмечены Н. Я. Волянюком и др. [Волянюк, Семенова, 1975а, б] в породах некка Сухой (хр. Камар восточного окончания долины) и лав р. Хобок (Тункинская впадина центральной части долины).

Позже в центральной части долины была выявлена поперечная смена состава глубинных включений в направлении с севера на юг, от Тункинских гольцов через впадину к южному склону хр. Хамар-Дабан.

Ассоциации включений обозначили породы коры и коро-мантийного перехода, отторженные поднимавшимися щелочно-базальтовыми и базанитовыми расплавами вдоль главного рельефообразующего разлома, погружающегося от Тункинских гольцов под Хамар-Дабан [Рассказов, Богданов, Медведева, 1992]. Состав включений менялся от амфиболсодержащих на Тункинских гольцах через преимущественно черные включения (с авгитом) в центральной части Тункинской впадины (Хобок), зеленые фассаитсодержащие породы в ее юго-восточной части (Иркут) к ассоциации черных (с авгитом) и зеленых (с хромдиопсидом) на склоне хр. Хамар-Дабан (Козья Шейка). Степень окисленности железа в клинопироксенах и шпинели менялась в соответствии с метаморфической зональностью Слюдянского комплекса.

В зоне гранулитового метаморфизма, соответствующей центральной части Тункинской впадины, включения характеризовались восстановленным железом. При переходе в зону амфиболитового метаморфизма степень окисленности железа варьировала от восстановленного до окисленного состояния.

Кроме местонахождения некка Сухой восточной части долины, глубинные включения были обнаружены в базанитовом покрове на структурной перемычке между Быстринской и Торской впадинами. В 2015 г. базани- товый покров был вскрыт карьером, в котором обнажились кластотуфы вулканической постройки, получившей название вулкана Карьерный [Базальты Быстринской зоны ... , 2018].

Благодаря карьерной выработке появилась возможность отбора представительной коллекции глубинных пород и их сопоставления с глубинными породами прежде изученных местонахождений. В настоящей работе приводятся первые результаты изучения состава глубинных включений зеленой группы с хромдиопсидом с определением их систематики и вероятного происхождения из единого литосферного слоя мантии.



Методика аналитических исследований

Содержания петрогенных оксидов в вулканических породах и их глубинных включениях определялись методом «мокрой химии» (химик- аналитик - Е.Г. Колтунова), микроэлементов - методом индуктивносвязанной плазменной масс-спектрометрии (ИСП-МС) с использованием масс-спектрометра Agilent 7500се (пробоподготовка химика-аналитика М. Е. Марковой, измерения А. П. Чебыкина). Методика исследований приведена в работе [Калиевая и калинатровая ... , 2012].

Элементный анализ оливинов, пироксенов и шпинелей выполнен с использованием электронно-зондового микроанализатора Superprobe JXA-8200 фирмы Jeol (Япония) (аналитик - Л. Ф. Суворова). Проводилась съемка пятью спектрометрами c волновой дисперсией при аналитических условиях: ускоряющее напряжение 20 кВ, ток пучка электронов 20 нА, диаметр пучка электронов 1 мкм, время счета импульсов 10 с на пике линии, фона - по 5 с с каждой стороны от линии. Для регистрации аналитического сигнала микрокомпонентов использовался светосильный Н-тип рентгеновского спектрометра.

Структурное положение и возраст вулкана Карьерный

Тункинская рифтовая долина примыкает к Южно-Байкальской впадине с запада и состоит из шести впадин (с запада на восток): Мондинской, Хойтогольской, Туранской, Тункинской, Торской и Быстринской. Впадины разделены междувпадинными перемычками. Долина ограничена с севера крутым склоном Тункинских гольцов, а с юга - пологим склоном хребтов Мун- ку-Сардык, Ургудеевский и Хамар-Дабан.

Средний сегмент долины составляет наиболее крупная (65 »32 км) Тункинская впадина глубиной более 2500 м. Другие впадины, расположенные восточнее и западнее, имеют меньшие размеры и глубины.

На западном побережье оз. Байкал вулканизм проявился в трех зонах: Камарской, Становой и Быстринской. Камарская и Быстринская зоны протягиваются на 20 км каждая. Между ними приблизительно такое же расстояние. Протяженность Становой зоны на одну треть меньше. Расстояние между Камарской и Становой зонами составляет не более 10 км (рис. 1).

Рис. 1. Геологическая схема фундамента

Вулканы: а - с глубинными включениями: КР - Карьерный, СХ - Сухой, КШ - Козья Шейка; б - без глубинных включений: КЛ - Култукский, ШР - Широкий, МТ - Метео, АН - Анчукский, ЗР - Зыркузунский; вулканические зоны: БС - Быстринская, КМ - Камарская, СТ - Становая; впадины: ТН - Тункинская, ТР - Торская. Схема составлена с использованием работ [Шафеев, 1970; Култукский вулкан: пространственно ... , 2013]



Докайнозойский фундамент территории представляет собой коллизионную границу Слюдянского блока, аккретированного к краю архейского Шарыжалгайского кристаллического блока Сибирской платформы в раннем палеозое, около 480 млн лет назад.

В Слюдянском зональном метаморфическом комплексе Камарская и Быстринская вулканические зоны заключены в блоке гранулитового метаморфизма и утыкаются в главный Саянский разлом, тектониты которого круто погружаются в северо-северо-восточном направлении, под Шарыжалгайский блок. вулканический порода щелочной базальтоид

Становая зона находится во внутренней части Слюдянского блока и, в отличие от двух других зон, пересекает изограду гиперстена. Глубинные включения вулканов Карьерный и Сухой восточной части Тункинской долины маркируют северную границу распространения глубинного зеленого (с хромдиопсидом) ксеногенного материала на территории Хамар-Дабанского террейна, совпадающую с изоградой гиперстена фации гранулитового метаморфизма.

Молодые впадины Тункинской рифтовой долины унаследовали коллизионную границу. Камарская и Быстринская вулканические зоны пересекают осевую структуру рифтовой долины.

Камарская выходит непосредственно на край Южно-Байкальской впадины, Быстринская - находится на перемычке между Быстринской и Торской впадинами.

Быстринская впадина активно прогибалась с накоплением неоген-четвертичных отложений, но в неоплейстоцене была вовлечена в инверсионные восходящие движения.

Датирование образца ТК-15-05 вулкана Карьерный К-Лг-методом показало возраст вулкана 13,2±1,5 млн лет(К₂0 = 1,85 мас. %, ⁴⁰Лг_рад = 7,92* 10^-4 нмм³/г, Лг_возд = 92 %).

Эта датировка сопоставляется с интервалом датировок 13,4-11,7 млн лет, полученным для пород верхнего пакета вулкана Сухой Камарской зоны [Култукский вулкан: пространственно ... , 2013]. Таким образом, вулканы с глубинными включениями (Карьерный и Сухой) проявили активность в Быстринской и Камарской зонах в одно время (около 13 млн лет назад) [Базальты Быстринской зоны ... , 2018].

Общая характеристика включений

В лавах вулкана Карьерный глубинные включения представлены зелеными перидотитами (с хромдиопсидом) и черными пироксенитами (с авгитом). Собранная коллекция включений составляет около 200 образцов. Размер включений - до 20 см.

По соотношениям оливина (Ol), ортопироксена (Opx) и клинопироксена (Cpx) [Streckeisen, 1973] в составе зеленых пород преобладают шпинелевые и бесшпинелевые лерцолиты, реже встречаются флогопитовые верлиты, шпинелевые гарцбургиты и оливиновые вебстериты.

Шпинелевые лерцолиты макроскопически представляют собой светлозеленые полнокристаллические породы, сложенные бесцветным до бледножелтого оливином (40-70 %), светлым коричнево-серым, иногда с зеленоватым оттенком, ортопироксеном (10-25 %), изумрудно-зеленым хромдиопсидом (10-25 %), смоляно-черной хромшпинелью (до 15 %) (образцы: BS- 16-1, BS-16-3, BS-16-4, BS-16-6, BS-16-8, BS-16-9, BS-16-10, BS-16-11, BS- 16-12, BS-16-14, BS-16-15 и BS-16-16).

Структура шпинелевых лерцолитов - от мелко- до среднезернистой. Зерна оливина и ромбического пироксена достигают 3 мм. Шпинель редко превышает 1 мм.

Ортопироксен обычно представлен индивидуальными зернами. Иногда встречаются его крупные порфировидные выделения. В образце BS-16-11 ортопироксен включает зерна шпинели.

Диопсид представлен зернами от 2 мм до зерен мельчайшего размера. Хромшпинель ксеноморфна по отношению к силикатным минералам. Под бинокуляром имеет черную окраску, в проходящем свете под микроскопом - бурую. В шпинели наблюдаются включения оливина.

Бесшпинелевые лерцолиты представляют собой зеленые породы, сложенные бесцветным до бледно-желтого оливином, светло-коричнево-серым, иногда с зеленоватым оттенком, ортопироксеном, изумрудно-зеленым хромдиопсидом. Шпинель отсутствует в образце BS-16-7.

Флогопитовые верлиты зеленоватой окраски, среднезернистой структуры сложены оливином (40-50 %), клинопироксеном (30-35 %), слюдой (10-15 %) и черной акцессорной хромшпинелью. Флогопит обнаружен в верлите образца BS-16-2.

Шпинелевые гарцбургиты - бутылочно-зеленые породы, сложенные бледно-желтым оливином (60-70 %), светло-коричнево-серым ортопироксеном (15-20 %), черной хромшпинелью (10 %) и акцессорным изумруднозеленым хромдиопсидом (5 %). От лерцолитов данная порода отличается меньшим содержанием клинопироксена (эти породы характеризуют лерцо- литовым парагенезисом минералов). Гарцбургитовый состав характеризует образец BS-16-13.

Оливиновые вебстериты - темно-зеленые среднезернистые породы, сложенные оливином (35-40 %), ортопироксеном (40-45 %), клинопироксеном (20 %) и черной акцессорной шпинелью. Такой состав имеет образец BS-16-5.

На диаграмме MgSiO₃- FeSiO₃-CaSiO₃ [Paldervaart, Hess, 1951; Ginzburg, 1975] клинопироксены зеленых глубинных включений попадают в область диопсида, ортопироксены - в область энстатита. По данным микро- зондового анализа (табл. 1), в состав минералов шпинелевых лерцолитов входят: оливин (89-91 % форстерита), диопсид Эн_48-50Во_47-48Фс_3-5, энстатит Эн_89-91Во₁Фс_8-10 и хромшпинель (100*Mg/(Mg+Fe) = 67-72).



Таблица 1

Концентрации оксидов (мас. %) в породообразующих минералах глубинных включений из базанитов вулкана Карьерный

Компонент	OL	SP	CPX	OPX	OL	SP	CPX	OPX
1	2	3	4	5	6	7	8	9
№ образца		BS-16-1		BS-16-2
SiO2, мас. %	41,60	0,00	53,93	57,08	41,49	0,00	54,81	-
TiO2	0,00	0,09	0,09	0,00	0,00	0,00	0,06	-
Al2O3	0,00	43,02	3,21	2,64	0,00	25,69	1,90	-
FeO`	8,99	26,09	2,10	5,62	9,56	43,09	2,13	-
MgO	48,74	12,25	16,30	34,08	48,24	15,35	16,97	-
MnO	0,17	18,09	0,08	0,09	0,17	15,15	0,11	-
CaO	0,00	0,17	22,22	0,40	0,00	0,25	22,39	-
Na2O	0,00	0,00	0,67	0,00	0,00	0,00	0,61	-
Cr2O2	0,00	0,00	0,89	0,41	0,00	0,00	0,92	-
NiO	0,36	0,28	0,00	0,10	0,33	0,09	0,00	-
Сумма	99,86	99,99	99,47	100,42	99,79	99,62	99,83	-
Fs	90,46				89,83
Cr#Sp		28,91				52,95
Mg#Sp		72				64
En			48,73	90,84			49,53	-
Wo			47,76	0,77			46,98	-
Fs			3,51	8,39			3,49	-
1	2	3	4	5	6	7	8	9
№ образца		BS-16-3		BS-16-4
SiO2, мас. %	42,18	0,00	53,19	56,63	41,08	0,00	54,61	57,17
TiO2	0,00	0,06	0,37	0,11	0,00	0,00	0,06	0,00
Al2O3	0,00	40,99	4,54	2,61	0,00	36,27	2,93	2,05
FeO`	9,28	27,83	2,11	5,70	9,50	32,41	2,23	5,79
MgO	48,46	13,30	15,44	34,05	48,62	13,75	16,18	34,14
MnO	0,16	17,38	0,09	0,13	0,15	16,54	0,07	0,14
CaO	0,00	0,16	20,87	0,43	0,00	0,20	21,56	0,49
Na2O	0,00	0,00	1,81	0,00	0,00	0,00	1,119	0,00
Cr2O3	0,00	0,00	1,38	0,55	0,00	0,00	1,05	0,45
NiO	0,38	0,20	0,00	0,08	0,37	0,16	0,00	0,00
Сумма	100,46	99,92	99,79	100,29	99,73	99,32	99,75	100,20
Fo		90,15			89,97
Cr#Sp		31,29				37,48
Mg#Sp		70				68
En			48,81	90,66			49,14	90,47
Wo			47,44	0,83			47,06	0,93
Fs			3,74	8,51			3,80	8,60
№ образца		BS-16-5		BS-16-6
SiO2, мас. %	41,48	-52,67	56,75	41,33	0,00	53,12	57,37
TiO2	0,00	- 0,21	0,00	0,00	0,07	0,07	0,00
А12°з	0,00	-5,29	3,17	0,00	42,79	3,77	2,50
FeO`	9,54	- 2,28	5,98	9,02	26,51	2,17	5,37
MgO	48,58	-1 5,34	33,47	48,56	12,66	16,19	33,84
MnO	0,15	- 0,10	0,15	0,12	17,92	0,071	0,15
CaO	0,00	-21,25	0,49	0,00	0,16	22,18	0,48
Na2O	0,00	-1,67	0,00	0,00	0,00	0,92	0,00
Cl2O2	0,00	-0,55	0,20	0,00	0,00	1,16	0,42
NiO	0,31	- 0,00	0,08	0,44	0,28	0,00	0,09
Сумма	100,05	-99,34	100,29	99,47	100,39	99,65	100,21
Fo	89,94			90,45
Cr#Sp		-			29,36
Mg#Sp		-			72
En		48,10	90,04			48,54	90,98
Wo		47,89	0,94			47,81	0,93
Fs		4,01	9,02			3,65	8,09
№ образца	BS-16-7				BS-16-8
SiO2, мас. %	41,66	-53,38	55,87	41,3	0,00	54,02	56,56
TiO2	0,00	-0,19	0,00	0,00	0,12	0,07	0,00
Ab°3	0,00	-3,63	2,85	0,00	37,04	3,64	2,37
FeO`	9,16	-2,29	6,02	9,34	31,24	1,95	5,66
MgO	48,03	- 16,21	33,99	48,41	13,72	15,74	34,08
MnO	0,14	-0,07	0,17	0,09	16,50	0,07	0,17
CaO	0,00	-22,53	0,51	0,00	0,17	21,53	0,46
Na2O	0,00	-0,90	0,00	0,00	0,00	1,40	0,00
Cr2O3	0,00	- 1,00	0,53	0,00	0,00	1,44	0,50
NiO	0,39	- 0,00	0,12	0,40	0,20	0,00	0,11
Сумма	99,38	- 100,20	100,06	99,54	99,00	99,84	99,89
Fo	90,20			90,14
Cr#Sp		-			36,13
Mg#Sp		-			68
En		48,12	90,08			48,72	90,68
Wo		48,07	0,97			47,90	0,88
Fs		3,81	8,95			3,38	8,44
№ образца		BS-16-9			BS-16-10
SiO2, мас. %	40,88	0,00	53,25	56,83	41,18	0,00	54,18	56,42
TiO2	0,00	0,15	0,10	0,00	0,00	0,00	0,17	0,00
Al2O3	0,00	40,50	2,79	2,14	0,00	45,04	2,70	2,97
FeO`	10,06	28,69	2,19	6,52	8,91	23,78	2,11	5,56
MgO	48,08	13,10	16,7	33,89	48,92	12,52	16,83	33,97
MnO	0,18	17,06	0,06	0,11	0,18	18,29	0,11	0,11
CaO	0,00	0,18	23,01	0,47	0,00	0,15	23,10	0,42
Na2O	0,00	0,00	0,39	0,00	0,00	0,00	0,37	0,00
Cr2O3	0,00	0,00	0,88	0,34	0,00	0,00	0,55	0,44
N10	0,36	0,22	0,00	0,00	0,35	0,31	0,00	0,08
Сумма	99,57	99,90	99,30	100,30	99,60	100,09	100,12	99,97
Го	89,33				90,56
Сг#Бр		32,22				26,15
		70				72
Еп			48,44	89,46			48,61	90,86
Wo			47,99	0,89			47,96	0,81
Fo			3,57	9,65			3,42	8,33
№ образца		BS-16-11			BS-16-12
SiO2, мас. %	41,51	1,00	52,41	55,91	41,21	0,00	54,01	56,62
TiO2	0,00	0,31	0,38	0,09	0,00	0,00	0,06	0,00
Al2C>3	0,00	38,71	6,32	4,09	0,00	43,57	3,58	2,63
FeO`	9,65	30,07	3,00	6,39	9,25	23,58	2,00	5,85
MgO	48,04	13,63	14,95	32,82	48,90	14,28	15,91	33,81
MnO	0,18	17,02	0,04	0,18	0,13	17,77	0,06	0,14
CaO	0,00	0,19	20,39	0,62	0,00	0,13	21,63	0,52
Na2O	0,00	0,00	1,89	0,10	0,00	0,00	1,31	0,00
Cr2O2	0,00	0,00	0,71	0,39	0,00	0,00	1,34	0,46
NiO	0,36	0,17	0,00	0,10	0,38	0,34	0,00	0,00
Сумма	99,73	101,10	100,10	100,68	99,88	99,67	99,84	100,04
Fo	89,71				90,28
Cr#Sp		34,26				26,63
Mg#Sp		69				69
En			47,79	89,06			48,84	90,24
Wo			46,84	1,20			47,72	1,00
Fs			5,37	9,73			3,44	8,75
№ образца		BS-16-13			BS-16-14
SiO2, мас. %	41,06	0,00	53,22	56,77	41,81	0,00	54,68	57,04
TiO2	0,00	0,00	0,33	0,09	0,00	0,12	0,09	0,00
Al2C>3	0,00	44,30	3,11	2,60	0,00	30,99	3,18	2,65
FeO`	9,49	24,35	2,31	6,20	9,02	37,54	2,102	5,38
MgO	48,11	11,85	16,67	33,77	48,6	13,72	16,42	34,22
MnO	0,12	18,46	0,09	0,14	1,00	15,97	0,07	0,11
CaO	0,00	0,15	22,8	0,51	0,00	0,20	22,39	0,41
Na2O	0,00	0,00	0,43	0,00	0,00	0,00	0,69	0,00
Cr2O2	0,00	0,00	0,66	0,32	0,00	0,00	0,86	0,45
NiO	0,39	0,25	0,00	0,09	0,39	0,14	0,00	0,13
Сумма	99,17	99,36	99,6	100,48	99,92	98,67	100,5	100,39
Fo	89,92				90,48
Cr#Sp		26,94				44,83
Mg#Sp		74				67
En			48,52	89,78			48,74	91,17
Wo			47,70	0,97			47,76	0,79
Fs			3,78	9,25			3,50	8,04
№ образца		BS-16-15			BS-16-16
SiO2, мас. %	41,46	0,00	55,05	56,67	41,53	0,00	55,14	56,87
TiO2	0,00	0,00	0,22	0,11	0,00	0,16	0,10	0,00
Al2C>3	0,00	32,18	2,93	1,64	0,00	32,74	3,59	2,04
FeO`	8,88	36,81	2,27	5,73	8,87	36,65	1,94	5,45
MgO	48,69	14,22	15,96	34,53	48,74	14,35	15,69	34,33
MnO	0,12	16,21	0,08	0,18	0,16	16,42	0,03	0,11
CaO	0,00	0,17	21,22	0,40	0,00	0,17	20,72	0,51
Na2O	0,00	0,00	1,30	0,00	0,00	0,00	1,59	0,00
Cr2O2	0,00	0,00	1,17	0,48	0,00	0,00	1,49	0,50
NiO	0,36	0,14	0,00	0,12	0,36	0,12	0,00	0,00
Сумма	99,51	99,72	100,20	99,86	99,66	100,59	100,29	99,81
Fo	90,61				90,59
Cr#Sp		43,42				42,89
Mg#Sp		67				67
En			49,13	90,80			49,55	90,92
Wo			46,95	0,75			47,02	0,98
Fs			3,92	8,45			3,43	8,10

Примечание. Fo - форстерит; Cr# Sp и Mg#Sp - хромистость и магнезиальность шпинели; En, Wo и Fs - энстатит, волластонит и ферросилит. Аналитик - Л. Ф. Суворова.

Состав минералов бесшпинелевых лерцолитов варьируется в этих же пределах. Состав силикатных минералов флогопитовых верлитов подобен составу минералов лерцолитов:оливин (90 % форстерита), хромдиопсид (Эн₅₀Во47Фсз) при пониженной магнезиальности хром- шпинели ((100*Mg/(Mg+Fe) = 64) и повышенной хромистости (Cr# = 100*Cr/(Cr + Al) = 53). Состав минералов шпинелевых гарцбургитов: энстатит Эн₉₀Во₁Фс₉ и оливин (90 % форстерита).

В хромшпинели гарцбургитов отношение 100*Mg/(Mg + Fe) = 74. Акцессорный диопсид имеет состав: Эн₄₉Во₄₈Фс₄. Состав минералов оливиновых вебстеритов: диопсид Эн₄₈Во₄₈Фс₄, энстатит Эн₉₀Во₁Фс₉ и оливин (90 % форстерита).

Петрохимическое группирование пород относительно состава примитивной мантии

На диаграмме Mg/Si и Al/Si (рис. 2) включения зеленых перидотитов разделяются на три группы. Одна группа представлена образцом BS-16-11, близким к составу примитивной мантии (primitive mantle, РМ).

Подобный состав имеют включения зеленых перидотитов из местонахождения Козья Шейка.

Другая (основная) группа шпинелевых лерцолитов, шпинелевых гарцбургитов и флогопитовых верлитов обнаруживает более заметное возрастание отношения Mg/Si при понижении отношения Al/Si, эта группа представлена образцами BS-16-1, BS-16-2, BS-16-3, BS-16-4, BS-16-8, BS- 16-9, BS-16-10, BS-16-12, BS-16-13, BS-16-14, BS-16-15 и BS-16-16.

Повышение отношения Mg/Si с понижением отношения Al/Si обозначает образование рестита - тугоплавкого продукта, остающегося в результате частичного плавления и удаления расплава из первичного мантийного материала.

В тренде обеднения, выраженном двумя группами пород, вторая из них относится к реститам.

Третья группа шпинелевых и бесшпинелевых лерцоли- тов и оливиновых вебстеритов отличается пониженными отношениями Mg/Si при отношениях А1/81, сопоставимых с этим отношением в группе 1, третья группа представлена образцами Б8-16-5, Б8-16-б и Б8-16-7. Эта группа смещена от тренда обеднения и относится к метасоматитам (табл. 2).

Рис. 2. Группирование ксенолитов на диаграмме М§/Б1 и А1/Б1 Состав ксенолитов из местонахождения Козья Шейка (Зун-Мурин) показан по данным [Рассказов, Иванов, Демонтерова, 2000]. Синей штриховой линией со стрелкой обозначен тренд обеднения пород групп 1 и 2 относительно состава примитивной мантии (РМ). Состав РМ [Геохимия архея ... , 1987]

Таблица 2

Результаты силикатного анализа включений зеленых перидотитов

№ п/п	1	2	3	4	5	6
№ образца	BS-16-1	BS-16-2	BS-16-3	BS-16-4	BS-16-5	BS-16-6
SiO2, мас. %	44,25	43,34	44,41	45,05	53,56	53,81
TiO2	0,02	0,02	0,03	0,01	0,11	0,11
Al2O3	1,45	1,16	1,22	1,29	3,77	3,87
Fe2O3	0,75	0,47	1,01	0,92	3,02	Н. о.
FeO	6,92	7,46	7,17	6,92	3,51	6,41
MnO	0,11	0,14	0,12	0,12	0,16	0,14
MgO	44,40	41,82	44,97	42,91	32,89	33,20
CaO	1,29	4,05	0,34	1,85	2,32	1,42
Na2O	0,30	0,41	0,06	0,13	0,19	0,62
K2O	0,06	0,33	0,05	0,11	0,06	0,07
P2O5	Н. о.	0,05	Н. о.	Н. о.	Н. о.	Н. о.
H2O-	0,09	0,08	0,08	0,07	0,06	0,06
ППП	0,53	0,79	0,55	0,74	0,52	0,54
Сумма	100,17	100,13	100,00	100,12	100,16	100,25
Та, мкг/г	0,04	0,22	0,12	0,09	0,11	0,08
Th	0,15	0,85	0,28	0,41	0,35	0,76
Yb	0,12	0,44	0,17	0,20	0,37	0,24
№ п/п	7	8	9	10	11	12
№ образца	BS-16-7	BS-16-8	BS-16-9	BS-16-10	BS-16-11	BS-16-12
SiO2, мас. %	49,51	44,72	45,05	45,28	45,53	43,99
TiO2	0,17	0,04	0,06	0,07	0,02	0,07
Al2O3	3,59	1,46	2,11	3,29	1,57	1,72
Fe2O3	0,72	1,52	1,47	1,42	0,91	1,16
Fe О	5,02	6,77	6,73	6,42	7,03	7,64
MnО	0,13	0,14	0,13	0,17	0,11	0,23
MgO	34,23	43,73	42,36	39,24	42,90	43,70
СаО	4,86	1,04	1,12	2,75	1,22	0,56
№2О	0,72	0,09	0,08	0,69	0,12	0,10
К2О	0,18	0,06	0,07	0,07	0,07	0,11
Р2О5	Н. о.	Н. о.	0,03	Н. о.	Н. о.	Н. о.
Н2О-	0,09	0,06	0,08	0,08	0,10	0,06
ППП	0,64	0,62	0,65	0,58	0,63	0,64
Сумма	99,86	100,24	99,93	100,06	100,20	99,98
Та, мкг/г	0,18	0,07	0,04	0,10	0,03	0,05
Th	1,25	0,24	0,06	0,49	0,08	0,21
Yb	0,53	0,15	0,13	0,35	0,30	0,12
	№ п/п	13	14	15	16
№ образца	BS-16-13	BS-16-14	BS-16-15	BS-16-16
SiO2, мас. %	43,83	43,41	44,28	45,05
TiO2	0,01	0,03	0,03	0,06
Al2O3	1,29	0,99	1,18	2,11
Fe2O3	1,14	1,15	1,07	1,47
FeO	6,93	7,16	6,70	6,73
MnO	0,13	0,14	0,16	0,13
MgO	45,04	44,99	44,48	42,36
CaO	0,82	0,96	1,26	1,12
Na2O	0,08	0,08	0,33	0,08
K2O	0,05	0,04	0,08	0,07
P2O5	Н. о.	0,03	Н. о.	0,03
H2O-	0,02	0,06	0,04	0,08
ППП	0,54	0,64	0,57	0,65
Сумма	99,88	99,66	100,18	99,93
Ta, мкг/г	0,09	0,04	0,06	0,08
Th	0,15	0,26	0,09	0,18
Yb	0,19	0,11	0,13	0,14

Примечание. Глубинные включения: 1-4, 8-10, 12-16 - реститы; 11 - порода, близкая к примитивной мантии; 5-7 - метасоматиты. Н. о. - не определялось. Аналитик - Е. Г. Колтунова, ИЗК СО РАН.

Усл. обозн. см. рис. 3. Давление в гегапаскалях (1 ГПа = 10 кбар)

На диаграмме РеО_общ-Л1₂О₃ (рис. 3) фигуративные точки ксенолитов групп 1 и 2 распределяются вдоль тренда обеднения примитивной мантии с относительным снижением оксида алюминия.

Породы основной реститовой группы имеют предельное истощение около 24 % при давлении 1-3 ГПа.

Такими величинами оценивается степень плавления гранатсодержащего источника базальта срединных океанических хребтов [McKenzie, Bickle, 1988]. Группа 1 (образец BS-16-11) соответствует реститу примитивной мантии с более низкой степенью плавления порядка 15 % при давлении, сопоставимом с нижней предельной оценкой давлений для пород основной группы реститов.

Оценки температур и вариаций частичного плавления

По двупироксеновым термометрам (W) [Wells, 1977] и (NT) [Nimis, Taylor, 2000] и тоже по двупироксеновому термометру (W) [Wells, 1977] и растворимости Ca в ортопироксене (BKN) [Brey, Kцhler, 1990] получены сопоставимые температуры (табл. 3).

Для интерпретации принимаются температурные оценки по термометру (NT) [Nimis, Taylor, 2000]. Получается температурный интервал пород основной группы реститов около 100 °C, на высокотемпературном конце которого находятся породы группы 1, а на низкотемпературном конце - породы группы 3.

Таблица 3

Результаты расчета температур пород по минералогическим термометрам

	Образцы		Температура, °С
		BKN	(BKN) Ca-in-opx	NT	W
1	BS-16-1	959	882	943	967
2	BS-16-2			971
3	BS-16-3		904
4	BS-16-4	969	953	936	958
5	BS-16-5		921
6	BS-16-6	901	932	863	920
7	BS-16-7	857	941	825	898
8	BS-16-8	893	926	845	910
9	BS-16-9		939
10	BS-16-10	917	889	914	947
11	BS-16-10 (2)	1065	889	960	1007
12	BS-16-11		967
13	BS-16-12	898	954	857	919
14	BS-16-13	921	946	908	946
15	BS-16-14	970	890	952	975
16	BS-16-15	997	916	948	965
17	BS-16-16	1009	968	950	980

Примечание. Термометры: BKN [Brey, Kцhler, 1990]; (BKN) Ca-in-opx [Brey, Kцhler, 1990]; W [Wells, 1977]; NT [Nimis,Taylor, 2000].

Кондуктивный градиент возрастания температуры литосферы с глубиной составляет в среднем 1 °С на 30 м. Принимая такое изменение температуры в интервале значений термометра (TN) в качестве показателя слоя, сложенного реститами основной группы, получаем приблизительную оценку мощности этого слоя порядка 3 км.

Слой характеризуется общим истощением материала относительно примитивной мантии. В его нижней (более высокотемпературной) части находится слабообедненная порода группы 1, а в верхней части - метасоматиты (рис. 4).

По петрохимическим критериям намечается обеднение пород основной группы реститов в результате частичного плавления примитивной мантии и более слабое обеднение пород, близких к составу примитивной мантии.

Выявляется также отличие группы 3 от реститов групп 1 и 2, хотя составы хромшпинели группы 3 перекрываются с реститовыми хромшпинелями. По экспериментальным данным [Wood, 1991], с повышением частичного плавления в рестите должна возрастать хромистость шпинели (Cr#) (см. табл. 1). Между тем в породах основной группы реститов значения Cr# варьируются от 26 до 53 при одинаковом уровне значений отношения Mg/Si. Вариации хромистости шпинели реститов не проявились в тренде истощения материала примитивной мантии.



Рис. 4. Диаграмма М§/Б1 - температура (ЫТ) равновесия пироксенов. Усл. обозн. см. рис. 2 (объяснения в тексте)

Микроэлементные признаки наложенного обогащения пород

На диаграмме Th/Yb - Ta/Yb (рис. 5, а) образец BS-16-11 наименее обедненной породы находится в пределах мантийного направления рядом с составом примитивной мантии.

Часть фигуративных точек основной группы реститов (BS-16-9, BS-16-13 и BS-16-15) распределяются вдоль мантийного направления, смещаясь от состава примитивной мантии к составу нижней коры. Другая часть точек основной группы реститов обнаруживает относительное возрастание Th/Yb, характерное для средней коры и валового состава коры. Три точки группы метасоматитов образуют отчетливый тренд широких вариаций Th/Yb при узком диапазоне Ta/Yb. На этот тренд попадают две фигуративные точки основной группы реститов (BS-16-1 и BS-16-10), тогда как большинство других фигуративных точек этой группы смещены правее этого тренда, по направлению к составу базальта океанических островов (OIB). Максимальное смещение дают образцы BS-16-16 и BS-16-3.

Другим признаком наложенных на мантийные породы процессов служит повышение концентраций легких элементов в нормированных к хондриту спектрах редкоземельных элементов (РЗЭ) клинопироксенов (рис. 5, б). Максимальные содержания РЗЭ определены в образце BS-16-16, смещенном к OIB на диаграмме Th/Yb - Ta/Yb (см. рис. 5, а). Общее слабое снижение концентраций РЗЭ в образцах BS-16-2 (флогопитовый верлит) и BS-16-15 (лерцолит мантийного направления, близкий к составу нижней коры) сопровождается выполаживанием линии нормирования к хондриту в легкой части спектра. Далее, в образце BS-16-8 наблюдается относительное снижение средних и тяжелых элементов ряда. И наконец, в образцах BS-16-1 (тренд нижней - средней коры) и BS-16-14 резко опускается центральная часть спектра. Такая V-образная форма спектра в целом не характерна для мантийных пород и часто проявляется в коровых гранитоидах.

Рис. 5. а - диаграмма Th/Yb - Ta/Yb для зеленых перидотитов и б - спектры редкоземельных элементов клинопироксенов, нормированные к хондриту. Усл. обозн. см. рис. 2. Составы обогащенного и нормального базальтов срединных океанических хребтов (E-MORB и N-MORB), базальта океанических островов (OIB) и примитивной мантии (PM) показаны по работе [Sun, McDonough, 1989; Arevalo, McDonough, 2010]. Составы нижней, средней, верхней коры и валовый состав показаны по работе [Rudnick, Fountain, 1995]



Для сопоставления нанесен состав авгита из черного включения (см. рис. 5, б). Конфигурация РЗЭ-спектра с выположенной легкой частью РЗЭ сопоставима с конфигурацией спектров основной группы реститов. Следовательно, наложенные процессы преобразования реститов, вероятно, были связаны с кристаллизацией черных авгитсодержащих пород (табл. 4).

Спектры пород зеленой группы метасоматитов не обнаруживают какого- либо выполаживания легкой части ряда РЗЭ и характеризуют ее как самостоятельную группу с геохимическими характеристиками нижней - средней коры.

№ образца	BS-16-1	BS-16-2	BS-16-6	BS-16-7	BS-16-8
La, мкг/г	19,33	15,13	24,01	18,59	12,54
Ce	35,18	42,25	55,50	37,47	33,74
Pr	3,58	5,97	6,71	4,30	4,59
Nd	11,52	23,55	24,55	15,28	18,55
Sm	1,61	4,80	4,24	3,06	3,49
Eu	0,40	1,18	1,14	0,81	0,94
Gd	1,43	4,22	3,79	2,80	2,82
Tb	0,24	0,62	0,57	0,44	0,38
Dy	1,60	3,60	3,30	2,60	1,97
Ho	0,37	0,76	0,67	0,54	0,38
Er	1,02	2,16	1,94	1,48	0,96
Tm	0,16	0,33	0,29	0,22	0,14
Yb	1,07	2,10	1,80	1,37	0,90
Lu	0,18	0,34	0,28	0,22	0,15

Результаты определений РЗЭ в клинопироксенах

Таблица 4

№ образца	BS-16-14	BS-16-15	BS-16-16	BS-16-127
La, мкг/г	21,11	13,29	24,22	7,55
Се	37,77	38,94	53,08	23,12
Pr	3,75	5,31	6,80	3,45
Nd	11,59	21,01	26,34	15,08
Sm	1 ,62	4,57	5,53	3,54
Eu	0,39	1,26	1,41	1,01
Gd	1,31	4,56	4,85	3,65
Tb	0,21	0,69	0,77	0,59
Dy	1,44	3,94	4,35	3,45
Ho	0,34	0,77	0,87	0,71
Er	0,97	1,97	2,21	1,98
Tm	0,15	0,30	0,33	0,30
Yb	1,01	1,77	2,11	1,87
Lu	0,17	0,26	0,34	0,31

Примечание. Клинопироксены: BS-16-(1-16) - из зеленого перидотита; BS-16-127 - из черного клинопироксенита.



Обсуждение и заключение

Изученные включения зеленых перидотитов из базанитов вулкана Карьерный характеризуют слой литосферной мантии шпинелевой фации глубинности. Среди них преобладают шпинелевые и бесшпинелевые лерцолиты при подчиненной роли флогопитовых верлитов, шпинелевых гарцбургитов и оливиновых вебстеритов.

По содержаниям петрогенных оксидов выделяются: 1) породы, близкие к примитивной мантии, 2) реститы и 3) мета соматиты. На диаграмме Th/Yb - Ta/Yb породы первой группы соответствуют мантийному направлению, а породы двух других групп смещены в область коровых составов.

По минеральным термометрам рассчитывается общий диапазон температурных оценок реститовой группы пород 845-971 °С (термометр Нимиса - Тэйлора).

При кондуктивном температурном градиенте литосферы приблизительная мощность перидотитового слоя составляет около 3 км. В его подошве находятся породы, близкие к примитивной мантии (температура 967 °С), а в кровле - метасоматиты (температуры 825-863 °С).

Порода основания слоя приближается к составу примитивной мантии не только по петрогенным оксидам, но и по микроэлементам. Основная группа пород слоя имеет признаки истощения по петрогенным оксидам, но одновременно имеет признаки обогащения по Th/Yb (относительно Ta/Yb), обозначая переход от микроэлементных характеристик мантиийных пород к характеристикам нижней и средней коры.

Такая двойственность обусловлена начальным частичным плавлением и истощением перидотитового слоя и его последующей флюидной переработкой с обогащением несовместимыми элементами (Th). Максимальный эффект наложенных изменений перидотитов выражается в развитии своеобразных пород с низким Mg/Si и высоким Th/Yb в верхней части слоя.

Включения зеленых перидотитов вулканов Карьерный и Сухой восточной части Тункинской долины маркируют северную границу распространения ксенолитов этого типа на территории Хамар-Дабанского террейна, совпадающую с изоградой гиперстена фации гранулитового метаморфизма. Все проанализированные зеленые включения местонахождения Козья Шейка сопоставимы с породами вулкана Карьерный, близкими по составу к примитивной мантии.

При выполнении работы использовалось оборудование центров коллективного пользования «Ультрамикроанализ», ЛИН СО РАН (масс- спектрометр Agilent 7500се) и «Изотопной геохимии» ИГХ СО РАН им. А. П. Виноградова (микроанализатор Superprobe JXA-8200).



Список литературы

1. Базальты Быстринской зоны из источников континентальной литосферной мантии, Тункинская долина Байкальской рифтовой системы / Ю. Аило, С. В. Рассказов, Т. А. Ясныгина, И. С. Чувашова, Чжэньхуа Сие, Йи-минь Сунь // Геология и окружающая среда. 2018. Т. 1, № 1. С. 27-43.

2. Волянюк Н. Я., Семенова В. Г. О находке глиноземистых ультраосновных включений в базальтах Байкальской рифтовой зоны // Докл. АН СССР. 1975а. Т. 222, № 5. С. 1186-1189.

3. Волянюк Н. Я., Семенова В. Г. О находке трахибазальтов с ультраосновными включениями в Слюдянском районе // Докл. АН СССР. 1975б. Т. 223, № 1. С. 199-202.

4. Геохимия архея : пер. с англ. / под ред. А. Крёнера, Г. Н. Хенсона, А. М. Гудвена. М. : Мир, 1987. 315 с.

5. Калиевая и калинатровая вулканические серии в кайнозое Азии / С. В. Рассказов, И. С. Чувашова, Т. А. Ясныгина, Н. Н. Фефелов, Е. В. Саранина. Новосибирск : ГЕО, 2012. 340 с.

6. Култукский вулкан: пространственно-временная смена магматических источников на западном окончании Южно-Байкальской впадины в интервале 18-12 млн лет назад / С. В. Рассказов, Т. А. Ясныгина, И. С. Чувашова, Е. А. Михеева, С. В. Снопков // Geodynamics & Tectonophysics. 2013. Vol. 4, N 2. P. 135-168. https://doi.org/10.5800/GT2013420095.

7. Рассказов С. В., Иванов А. В., Демонтерова Е. И. Глубинные включения из базанитов Зун-Мурина (Тункинская рифтовая долина, Прибайкалье) // Геология и геофизика. 2000. Т. 40, № 1. С. 100-110.

8. Рассказов С. В., Богданов Г. В., Медведева Т. И. Минералы глубинных включений из разновозрастных базальтов Тункинской впадины. Прикладная минералогия Восточной Сибири. Иркутск : Изд-во Иркут. ун-та, 1992. 272 с.

9. Слюдянский кристаллический комплекс / Е. П. Васильев, Л. З. Резницкий, В. Н. Вишняков, Е. А. Некрасова. Новосибирск : Наука, 1981. 197 с.

10. Террейны Байкал-Хубсугульского фрагмента Центрально-Азиатского подвижного пояса палезоид. Состояние проблемы / В. Г. Беличенко, Л. З. Резницкий, В. А. Макрыгина, И. Г. Бараш // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса. От океана к континенту. Т. 1. Материалы совещания. Иркутск : ИЗК СО РАН. 2006. С. 37-40.

11. Шафеев A. A. Докембрий Юго-Западного Прибайкалья и Хамар-Дабана. М. : Наука, 1970. 177 с.

12. Arevalo R. Jr., McDonough W. F. Chemical variations and regional diversity observed in MORB // Chemical Geology. 2010. Vol. 271. P. 70-85.

13. Brey G. P., Kцhler T. Geothermobarometry in four-phase lherzolites II. New thermobarometers and practical assessment of existing thermobarometers // J. Petrol. 1990. Vol. 31. P. 1353-1378.

14. Ginzburg I. V. Refinement of the classification of pyroxenes from new data on their crystal chemistry // Zap. Vses. Min. Obshch. 1975. Vol. 104. P. 539-549.

15. McKenzie D., Bickle M. J. The volume and composition of melt generathion by extension of the lithosphere // J. Petpol. 1988. Vol. 29, pt. 3. P. 625-679.

16. Nimis P., Taylor W. R. Single clinopyroxene thermobarometer for garnet peridotites. Part 1. Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer // Contrib. Mineral. Petrol. 2000. Vol. 139. P. 541-554.

17. Paldervaart A., Hess H. H. Pyroxenes in the crystallisation of basaltic magma // Geol. 1951. Vol. 59. P. 472-489.

18. Rudnick R. L., Fountain D. M. Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective // Reviews of Geophysics. 1995. Vol. 33, N 3. P. 267-309.

19. Streckeisen A. Plutonic Rocks. Classification and nomenclature recommended by the IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks // Geotimes. 1973. Vol. 18(10). P. 26-30.

20. Sun S.-S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins. Geol. Soc. Spec. Publ. 1989. Vol. 42. P. 313-345.

21. Wells P. R. A. Pyroxene thermometry in simple and complex system // Contrib. Mineral. Petrol. 1977. Vol. 62. P. 129-139.

22. Wood B. J. Oxygen barometry of spinel pepidotites // Reviews in Mineralogy. 1991. Vol. 25. P. 417-431.



References

1. Ailow Y., Rasskazov S.V., Yasnygina T.A., Chuvashova I.S., Zhenhua Xie, Yi-min Sun. Bazalty Bystrinskoy zony iz istochnikov kontinentalnoy litosfernoy mantii, Tunkinskaya doli- na Baykal'skoy riftovoy sistemy [Basalts of the Bystrinsky zone from sources of the continental lithospheric mantle, Tunkinskaya valley of the Baikal rift system]. Geologiya i okruzhay- ushchaya sreda [Geology and environment], 2019, vol. 1, no. 1, pp. 27-43. (in Russian)

2. Volyanyuk N.YA., Semenova V.G. O nakhodke glinozemistykh ul'traosnovnykh vklyucheniy v bazal'takh Baykal'skoy riftovoy zony [On the discovery of alumina ultrabasic inclusions in basalts of the Baikal rift zone]. Dokl. AN SSSR [Dokl. Academy of Sciences of the USSR], 1975a, vol. 222, no. 5, pp. 1186-1189. (in Russian)

3. Volyanyuk N.YA., Semenova V.G. O nakhodke trakhibazal'tov s ul'traosnovnymi vklyucheniyami v Slyudyanskom rayone [On the discovery of trachybasalts with ultrabasic inclusions in the Slyudyansky district]. Dokl. AN SSSR [Dokl. Academy of Sciences of the USSR], 1975b, vol. 223, no. 1, pp. 199-202. (in Russian)

4. Kronera A., Khensona G.N., Gudvena A.M. (eds.). Geokhimiya arkheya [Geochemistry Archean]. Moscow, Mir Publ., 1987, 315 p. (in Russian)

5. Rasskazov S.V., Chuvashova I.S., Yasnygina T.A., Fefelov N.N., Saranina E.V. Kali- yevaya i kalinatrovaya vulkanicheskiye serii v kaynozoye Azii [Potassic and potassic-sodic volcanic series in the cenozoic of Asia]. Novosibirsk, GEO Publ., 2012, 340 p. (in Russian)

6. Rasskazov S.V., Yasnygina T.A., Chuvashova I.S., Mikheeva E.A., Snopkov S.V. Kul- tukskiy vulkan: prostranstvenno-vremennaya smena magmaticheskikh istochnikov na zapad- nom okonchanii Yuzhno-Baykal'skoy vpadiny v intervale 18-12 mln let nazad [The Kultuk volcano: spatialtemporal change of magmatic sources at the western terminus of the south Baikal basin between 18 and 12 Ma]. Geodynamics & Tectonophysics, 2013, vol. 4, no. 2, pp. 135-168. https://doi.org/10.5800/GT2013420095. (in Russian)

7. Rasskazov S.V., Ivanov A.V., Demonterova E.I. Glubinnyye vklyucheniya iz bazanitov Zun-Murina (Tunkinskaya riftovaya dolina, Pribaykaliye) [Deep-seated inclusions from the Zun-Murin basanites (Tunka rift valley, the Baikal region)]. Geologiya i geofizika [Geology and Geophysics], 2000, vol. 40, no. 1, pp. 100-110. (in Russian)

8. Rasskazov S.V., Bogdanov G.V., Medvedeva T.I. Mineraly glubinnykh vklyucheniy iz raznovozrastnykh bazal'tov Tunkinskoy vpadiny [Minerals of deep-seated inclusions from uneven-age basalts of the Tunkinskaya depression]. Applied mineralogy of Eastern Siberia. Irkutsk, Publ. Irkutsk University, 1992, 272 p. (in Russian)

9. Vasil'yev E.P., Reznitsky L.Z., Vishnyakov V.N., Nekrasova E.A. Slyudyanskiy kristalli- cheskiy kompleks [Slyudyansky crystalline complex]. Novosibirsk, Science Publ., 1981, 197 p. (in Russian)

10. Belichenko V.G., Reznitsky L.Z., Makrygin V.A., Barash I.G. Terreyny Baykal- Khubsugulskogo fragmenta Tsentralno-Aziatskogo podvizhnogo poyasa palezoid. Sostoyaniye problem [The Baikal - Khubsugul fragmentary terrain of the Central Asian mobile belt is a paleesoid. State of the problem]. Geodinamicheskaya evolyutsiya litosfery Tsentral'no- Aziatskogo podvizhnogo poyasa. Ot okeana k kontinentu. T. 1 Mat-ly soveshchaniya. Irkutsk: IZK SO RAN [Geodynamic evolution of the lithosphere of the Central Asian mobile belt. From the ocean to the continent. Vol. 1. Meeting materials. Irkutsk, IEC SB RAS], 2006, pp. 37-40. (in Russian)

11. Shafeyev A.A. Dokembriy Yugo-Zapadnogo Pribaykaliya i Khamar-Dabana [The Pre- cambrian of the South-Western Baikal and Khamar-Daban]. Moscow, Science Publ., 1970, 177 p. (in Russian)

12. Arevalo R.Jr., McDonough W.F. Chemical variations and regional diversity observed in MORB. Chemical Geology, 2010, vol. 271, pp. 70-85.

13. Brey G.P., Kцhler T. Geothermobarometry in four-phase lherzolites II. New thermobarometers and practical assessment of existing thermobarometers. J. Petrol., 1990, vol. 31, pp. 1353-1378.

14. Ginzburg I.V. Refinement of the classification of pyroxenes from new data on their crystal chemistry. Zap. Vses. Min. Obshch., 1975, vol. 104, pp. 539-549.

15. McKenzie D., Bickle M.J. The volume and composition of melt generathion by extension of the lithosphere. J. Petpol., 1988, vol. 29, pt. 3, pp. 625-679.

16. Nimis P., Taylor W.R. Single clinopyroxene thermobarometer for garnet peridotites. Part 1. Calibration and testing of a Cr-in-Cpx barometer and an enstatite-in-Cpx thermometer. Con- trib. Mineral. Petrol., 2000, vol. 139, pp. 541-554.

17. Paldervaart A., Hess H.H. Pyroxenes in the crystallisation of basaltic magma. Geol., 1951, vol. 59, pp. 472-489.

18. Rudnick R.L., Fountain D.M. Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective. Reviews of Geophysics, 1995, vol. 33, no. 3, pp. 267-309.

19. Streckeisen A. Plutonic Rocks. Classification and nomenclature recommended by the IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Geotimes, 1973, vol. 18(10), pp. 26-30.

20. Sun S.-S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. Magmatism in the ocean basins. Geol. Soc. Spec. Publ., 1989, vol. 42, pp. 313-345.

21. Wells P.R.A. Pyroxene thermometry in simple and complex system. Contrib. Mineral. Petrol, 1977, vol. 62, pp. 129-139.

22. Wood B.J. Oxygen barometry of spinel pepidotites. Reviews in Mineralogy, 1991, vol. 25, pp. 417-431.



Abstract

Relationship Between Rocks of Primitive Mantle, Restites, and Metasomatites in Inclusions from Basanites of the Karyerny Volcano (Western Pribaikal)

Y. Ailow. Irkutsk State University, Irkutsk, Russian Federation University of Al-Fourat, Deir ez-Zor, Syria.

S.V. Rasskazov, I. S. Chuvashova Irkutsk State University, Irkutsk, Russian Federation Institute of Earth's Crust SB RAS, Irkutsk, Russian Federation

T. A. Yasnygina Institute of Earth's Crust SB RAS, Irkutsk, Russian Federation

Deep-seated inclusions from the Karyerny and Sukhoi volcanoes in the eastern part of the Tunka valley mark the northern limit of green (chrome-diopside bearing) xenoliths on the area of the Khamardaban terrain that coincides with the hypersthene isograde of the granulite metamorphism facies of the Slyudyanka crystalline complex.

A new location of deep- seated inclusions has been studied in lavas from the Karyerny volcano, where green peridotites (with chrome-diopside) and black pyroxenites (with augite) have been found.

The study of green peridotites showed the predominating spinel and spinel-free lherzolites with a subordinate role of phlogopite verlites, spinel harzburgites, and olivine websterites.

In terms of major oxides, (1) rocks close to the primitive mantle, (2) restites, and (3) metasomatites have been recognized.

In the Th/Yb versus Ta/Yb diagram, data points of the former group have been plotted within the mantle array, whereas those of the two other groups have been shifted to the area of crustal compositions.

From temperature estimates of 845-971 °C (Nimis-Taylor thermometer), obtained for the predominating restite group, it is suggested that these rocks originate from a 3 km thick lithospheric layer, at a base and top of which, rocks close to the primitive mantle (temperature 967 °C) and metasomatites (temperatures 825-863 °C) occur.

Keywords: mantle, lithosphere, basalt, deep-seated inclusions, Tunka valley.

Размещено на Allbest.ru