Петрология и геохимия океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов в связи с проблемой эволюции мантийного вещества

Основные черты метаморфизма шпинелевых перидотитов. Применительно к минералогическим особенностям метаморфических ассоциаций перидотитов, условия их перекристаллизации удобно разделять на три интервала: высокотемпературный метаморфизм, отвечающий полю стабильности ортопироксена (соответствующий гранулитовой фации регионального метаморфизма), среднетемпературный метаморфизм, отвечающий полю стабильности оливина вне поля стабильности ортопироксена (соответствующий верхам зеленосланцевой, эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фациям регионального метаморфизма), и низкотемпературный метаморфизм, отвечающий полю нестабильности оливина в породах (соответствующий зеленосланцевой и цеолитовой фациям регионального метаморфизма).

Характер метаморфизма. Океанический метаморфизм является результатом перекристаллизации пород под воздействием проникающей в литосферу СОХ морской воды, которая по мере проникновения вглубь нагревается, взаимодействует с породами и изменяет свой состав. Характерными чертами метаморфизма пород под СОХ, позволяющими его выделить в качестве особого типа метаморфизма - океанического, или океанического дна (Миясиро, 1976), наряду с другими типами метаморфизма - региональным, контактовым и пр., являются его регрессивный характер, незавершенность перекристаллизации, многостадийность и неизохимичность, степень которой увеличивается с понижением температуры метаморфизма (Миясиро, 1976; Kimball et al., 1985; Базылев и др., 1990; Силантьев, 1995). Эти черты проявляются в частом присутствии в перидотитах реликтов первичных, метасоматических и разных генераций метаморфических минералов, что сильно усложняет задачу установления равновесных минеральных ассоциаций и определения температуры метаморфизма. Исследование метаморфизма, проявленного в альпинотипных перидотитах, не всегда позволяет определить его тип.

Фазовое соответствие и геотермометрия метаморфизма. Для высокотемпературной термометрии метаморфизма перидотитов применимы двупироксеновый Ca-Mg геотермометр (Wells, 1977), ортопироксеновый Са-Mg геотермометр (Brey, Khler, 1990) и ортопироксен-оливин-шпинелевый Al-Cr геотермометр (Witt-Eickschen, Seck, 1991). Приблизительные оценки температуры океанического метаморфизма перидотитов в среднетемпературной области можно сделать на основании полей термодинамической стабильности фаз в координатах Р-T при допущении вероятных вариаций геотермического градиента под СОХ от 30^о/км до 100^о/км. Присутствие тремолита (с оливином) является индикатором температуры метаморфизма не ниже 400^оС, присутствие талька (с оливином) - не ниже 500^оС, а присутствие метаморфического ортопироксена - не ниже 600^оС. Температура кристаллизации хлорит-содержащих ассоциаций в перидотитах может быть оценена по шпинелид-хлорит-оливиновому геотермометру (Базылев и др., 1990), основанному на реакции

Fo+Cchl=Spl+Mg-Chl (17).

Интервал оценок по этому геотермометру для океанических перидотитов составляет 350-760^оС (для P=P(H₂O)=5 кбар). Для этих же ассоциаций может применяться амфибол-хлоритовый Mg-Al геотермометр (Базылев, 1989; Базылев и др., 1990), откалиброванный по шпинелид-хлорит-оливиновому геотермометру с привлечением новых данных, основанный на реакции

Tre + Cchl = Cerm + Mg-Chl (18),

константа равновесия которой рассчитывается как

K(18)=(a_Mg-Chl/a_Cchl)*(Al^oct_Am/Mg^oct_Am) (19).

При расчете константы К(19) рекомендуется рассчитывать содержание октаэдрического алюминия в амфиболе как Al(VI)=0.37*Al. Температура амфибол-хлоритового равновесия (T_AC) определяется как среднее из двух значений, использующих разные калибровки:

T_AC1(^oC)=8162/(5.2109-lnK(18))-273 (20),

T_AC2(^oC)=(lnK(18)+11,412)/0.0118 (21).

Наиболее высокотемпературные хлориты из перидотитов отличаются низкими содержаниями глинозема (9-10 масс.% Al₂O₃), с понижением температуры до 510-530^оС содержание глинозема в хлоритах возрастает, а при дальнейшем понижении температуры закономерно уменьшается. Это свидетельствует об ограничении стабильности клинохлора в высокотемпературной области метаморфическими реакциями, ведущими к перераспределению глинозема из хлорита в шпинелид и амфибол, а в низкотемпературной области - в высокоглиноземистый лизардит (Caruso, Chernosky, 1979; Chernosky et al., 1988).

Содержание глинозема в амфиболе, равновесном с хлоритом, закономерно возрастает с температурой, достигая 7.5-8 % Al₂O₃ в наиболее высокотемпературных ассоциациях. Непрерывное изменение содержаний глинозема в амфиболах с температурой свидетельствует о том, что распад твердого раствора амфибола (актинолит-роговая обманка), экспериментально установленный для сравнительно железистых амфиболов в метабазитах (Spear, 1981) и предполагавшийся также для амфиболов из шпинелевых перидотитов (Kimball et al., 1985), в последних не проявлен. Тренд составов средне- и высокотемпературных амфиболов в перидотитах проявляется как в повышении коэффициента распределения Fe-Mg между оливином и амфиболом с понижением температуры, так и в закономерном понижении содержаний глинозема с понижением температуры кристаллизации. Последняя зависимость численно выражается в виде

T_A(^oC)= 10000/(14.88-2.418*ln(xAl₂O₃Am))-273 (22)

для амфиболов с содержанием глинозема выше 2.5 масс.% Al₂O_3, а для амфиболов с более низкими содержаниями глинозема - в виде

T_A(^oC)= 10000/(13.569-1.0026*ln(xAl₂O₃Am))-273 (23).

Содержание глинозема в метаморфических хромшпинелидах, ассоциирующих с хлоритом, также закономерно понижается с температурой, и выражается в виде

T_S(^oC)=10000/(13.076-1.0206*ln(xAl₂O₃Spl) (24)

для шпинелидов с Cr/Fe³⁺>1, и для шпинелидов с Cr/Fe³⁺<1 в виде

T_S(^oC)=10000/(12.695-0.8994*ln(xAl₂O₃Spl) (25).

Следует иметь в виду, что метаморфические шпинелиды с содержаниями глинозема выше 20% Al₂O₃, по-видимому, не находились в равновесии с хлоритом. Выражения (22-25) могут быть использованы для приближенной оценки температуры метаморфизма мантийных шпинелевых перидотитов по составам отдельных метаморфических минералов.

Высокотемпературный метаморфизм. Перекристаллизация пород в условиях амфиболитовой фации и выше рассматривалась как индикатор их неокеанического метаморфизма (Cann, 1982), однако высокотемпературный (выше 700^оС) метаморфизм проявлен в перидотитах многих участков СОХ как в зонах трансформных разломов, так и в бортах рифтовых долин. По крайней мере в трех участках, помимо зоны разлома Ислас Оркадас (Kimball et al., 1985), метаморфическая перекристаллизация перидотитов СОХ начинается при температурах выше 800^оС (зоны разломов Атлантис, Океанограф, рифтовая долина Срединно-Кайманового центра спрединга). Шестиминеральная ассоциация (оливин-ортопироксен-клинопироксен-шпинелид-хлорит-амфибол), соответствующая моновариантному состоянию системы с термодинамическими параметрами T, P и Р(H₂О), установленная в перидотитах из зоны разлома Атлантис (Базылев, 1992), дает редкую возможность оценить давление метаморфизма по реакции (Obata, Thopmson, 1981)

Tre+Spl+Fo=Di+En+Chl (26),

а также независимо оценить парциальное давления воды по реакциям

Chl=Fo+En+Spl+H₂O (27),

Tre+Fo=En+Di+H₂O (28).

Уточненные составы равновесных минералов позволяют определить температуру равновесия как 775 10^оС при давлении 8,7 кбар и парциальном давлении воды 6,5 кбар. Глубина кристаллизации данной ассоциации оценивается как 26км, а геотермический градиент в океанической литосфере на данном участке - как 30^о/км.

Высокотемпературный океанический метаморфизм и метасоматизм. Основные различия в проявлениях этих процессов в океанических перидотитах сводятся к следующему (Bazylev et al., 1999).

1. Метасоматические ассоциации кристаллизуются при более высокой температуре (870-1000^оС, редко до 780^оС), чем метаморфические ассоциаций (ниже 920^оС, преимущественно ниже 850^оС). Метасоматизм протекает при более низкой фугитивности кислорода (ниже 1,2 лог.ед. относительно буфера QFM) по сравнению с метаморфизмом (выше 1,5 лог.ед. относительно буфера QFM). Метасоматически перекристаллизованные шпинелиды являются менее окисленными (Fe# ниже 0.060) по сравнению с метаморфическими.

2. Метасоматические минеральные ассоциации отличаются калиевым профилем: обычным является присутствие флогопита, а для большинства амфиболов характерны повышенные содержания калия (выше 0.2 масс.% K₂O). В составе метаморфических минеральных ассоциаций флогопит отсутствует, а амфиболы характеризуются низкими содержаниями калия (ниже 0.2 масс.% K₂O). Для метасоматических минеральных ассоциаций характерно совместное нахождение высокотитанистых и низкотитанистых генераций минералов, в метаморфических ассоциациях все минералы являются низкотитанистыми.

3. Интенсивность метасоматической перекристаллизации пород падает с понижением температуры; шпинелиды с содержаниями глинозема ниже 20 масс.% Al₂O₃, амфиболы с содержанием глинозема ниже 8 масс.% Al₂O₃ и хлориты в метасоматических ассоциациях отсутствуют. Интенсивность океанического метаморфизма возрастает с понижением температуры: низкоглиноземистые шпинелиды и амфиболы всегда преобладают над высокоглиноземистыми.

4. Для метасоматических амфиболов характерны значительные вариации магнезиальности при умеренных вариациях содержаний глинозема, отражающие химическое переуравновешивание расплавов и флюида с породами в ограниченном интервале высоких температур. Для метаморфических амфиболов характерны значительные вариации глиноземистости и корреляция глиноземистости с магнезиальностью, отражающие взаимодействие близкого к равновесному флюида с перидотитами в широком интервале температур (Рис.21).

Рис.21. Вариации составов метаморфических (зоны разлома Атлантис и Океанограф) и метасоматических (зона разлома 15о20' с.ш. САХ) амфиболов из океанических шпинелевых перидотитов. Нанесены реперные значения температуры, оцененные по содержанию глинозема в амфиболах.

Эти различия отвечают разным источникам и количествам воды и различным путям ее проникновения в перидотиты при их метасоматизме и метаморфизме. Хотя просачивание флюида сквозь перидотиты должно в конечном счете приводить к полному химическому равновесию между флюидом и породой (Ayers, 1998) и к неразличимости минералогических проявлений метасоматизма и метаморфизма, фактически в океанических перидотитах этого не происходит. Очевидно, быстрое остывание перидотитов в обстановке СОХ после отделения от них расплавов препятствует установлению полного химического равновесия между метасоматическим флюидом и породами.

Высокотемпературный водный метаморфизм альпинотипных перидотитов. Высокотемпературный метаморфизм, проявленный в лерцолитовых массивах, характеризуется высокой и выдержанной температурой, выдержанностью составов роговых обманок и отсутствием или редкостью амфиболов с содержанием глинозема ниже 10 масс.% Al₂O₃. Содержания калия в амфиболах могут варьировать от высоких (с амфиболом ассоциирует флогопит) до крайне низких (флогопит отсутствует). Угасание метаморфизма с понижением температуры свидетельствует о глубинном происхождении водного флюида и о его ювенильной природе. Данный тип метаморфизма отражает финальную стадию мантийного метасоматизма при медленном остывании перидотитов, так что флюид успевал с ними переуравновеситься. Этот тип метаморфизма может служить индикатором формирования перидотитов во внутриплитной обстановке или обстановке начального спрединга (Bazylev, 2003).

Высокотемпературный метаморфизм, проявленный в преддуговых перидотитах и некоторой части альпинотипных перидотитов (Parkinson et al., 1996; Ozawa, 1988; Ozawa, Shimizu, 1995), характеризуется широким проявлением амфиболовой минерализации, значительными вариации составов амфиболов от высокотемпературных до среднетемпературных, варьирующими содержания калия в амфиболах (0-1 масс.% K₂O) и иногда присутствием флогопита. В качестве источника водного флюида для этого типа метаморфизма предполагается субдуцируемая океаническая литосфера, и в этой обстановке, по-видимому, реализуется непрерывный переход от метасоматической перекристаллизации перидотитов (когда флюид еще не переуравновесился с породами) к их метаморфической перекристаллизации по достижении химического равновесия флюида и перидотитов.

Высокотемпературный контактовый метаморфизм, в отличие от океанического, характеризуется завершенностью метаморфических реакций (реликтов первичных минералов в перидотитах обычно не сохраняется) и однородностью составов метаморфических минералов.

Средне- и низкотемпературный метаморфизм. Проявления среднетемпературного метаморфизма являются типичными для перидотитов СОХ (Базылев и др., 1990; Базылев, Силантьев, 2000а; Базылев и др., 2002), а их отсутствие может считаться редким исключением. При низкотемпературном метаморфизме океанических перидотитов в них кристаллизуются хризотил, лизардит и антигорит: лизардит преобладает, хризотил является достаточно обычным, а антигорит относительно редок (Miyashiro et al., 1969; Aumento, Loubat, 1971; Christensen, 1972; Prichard, 1979). Эти же разновидности серпентинов описаны и в альпинотипных перидотитах.

В процессе серпентинизации океанических перидотитов выделяются три стадии (Базылев, 1989). На первой стадии (петельчатой серпентинизации, или зеленых серпентинов) развиваются желто-зеленый петельчатый серпентин по оливину и желто-зеленый негомоосевой бастит по пироксенам. Серпентины не несут признаков перекристаллизации, зерна магнетита в серпентине редки. Хлорит замещается высокоглиноземистым серпентином. На второй (переходной) стадии серпентинизации развитие серпентинов по первичным силикатам сопровождается перекристаллизацией сформированных ранее серпентинов, обычно с более обильным выделением зерен магнетита. По сравнению с зелеными серпентинами, содержание железа во всех разновидностях серпентинах понижено. На третьей стадии (бесцветных серпентинов) серпентины в породах перекристаллизованы в бесцветные чешуйки и пластинки, характерны многочисленные тонкие прожилки поперечно-пластинчатого серпентина и обильные мелкие зерна магнетита. Развитие серпентина непосредственно по пироксенам приводит к образованию гомоосевых баститов. Серпентины третьей стадии характеризуются наиболее низкими содержаниями железа. Все отмеченные морфологические разновидности серпентинов являются лизардитами или хризотилами и не содержат примеси брусита. Антигорит в океанических перидотитах развивается, по-видимому, преимущественно псевдоморфно по тальку (Базылев, 1997). Особенности кристаллохимии океанических лизардитов и хризотилов свидетельствуют о проявленном в их составах замещении магния и кремния как двухвалентным, так и трехвалентным железом и глиноземом, преимущественно без образования структурных вакансий (Рис.22).

Рис.22. Составы лизардитов и хризотилов (в пересчете на сумму катионов =10) из океанических шпинелевых перидотитов. Линии соответствуют вариантам изоморфного замещения в серпентинах. 1 - замещение чермакитового типа 2(Al,Fe3+)=(Mg+Si), 2 - замещение Fe2+=Mg, 3 - замещение с образованием структурной вакансии 2(Al,Fe3+)+vac=3Mg.

Доля трехвалентного железа в составах серпентинов (Fe³⁺/Fe^сум) оценена (по кристаллохимии серпентинов) как выше 0.63 для зеленых серпентинов, выше 0.74 для переходных серпентинов, и выше 0.85 для бесцветных серпентинов. Последовательное понижение содержаний железа в океанических серпентинах по мере их кристаллизации отражает остывание пород в соответствии с принципом фазового соответствия (Перчук, Рябчиков, 1976) для ассоциации серпентин-магнетит.

Различия при средне- низкотемпературной перекристаллизации океанических и альпинотипных перидотитов проявляются в кристаллизации некоторых характерных минералов и минеральных ассоциаций.

Кристаллизация аваруита (Ni₃Fe) в океанических перидотитах, исследованная в шпинелевых гарцбургитах и дунитах из геохимически аномального сегмента зоны разлома 15^о20'с.ш. САХ (Базылев, 1997;1998;2000), происходила при 450-570^оС и сопровождалась развитием сульфидов (пентландита, хизлевудита) и среднетемпературной метаморфической минеральной ассоциации (оливин-тремолит-тальк-хлорит-метаморфические шпинелиды). Основная реакция, отвечающая начальной стадии кристаллизации аваруита (гидратация ортопироксена с образованием талька, оливина, магнетита и аваруита), имеет вид

43(Mg_1.8Fe_0.2)Si₂O₆+18H₂O=18(Mg_2.9Fe_0.1)Si₄O₁₀(OH)₂+14(Mg_1.8Fe_0.2)SiO₄+Fe₃O₄+Fe (29).

Последующий этап перекристаллизации (ниже 450^оС) сопровождался окислением пород вследствие увеличивавшегося привноса воды. При этом происходило окисление аваруита и переход металлического никеля в форму Ni²⁺, следствием чего явились аномально высокие содержания никеля в сосуществующих метаморфических шпинелидах (треворитах), вторичных диопсидах и серпентинах, непосредственно контактирующих с аваруитом.

Факторами аваруитовой минерализации в шпинелевых перидотитах являются низкая величина фугитивности кислорода в исходных породах и низкое отношение вода/порода (W/R) при метаморфизме. При фугитивности кислорода, составляющей для аваруит-содержащих гарцбургитов 2.4 лог. ед. ниже буфера QFM для температуры 843^оС и давления 5 кбар, кристаллизация равновесного с оливином (и ортопироксеном) аваруита становится возможной после остывания пород не менее чем до 650^оС (O'Neill, Wall, 1987) при условии незначительного окисления пород флюидом. Максимальное отношение W/R, при котором аваруит может кристаллизоваться в перидотитах, оценено как 0.18 (Abrajano, Pasteris, 1984).

В отличие от сульфидной минерализации в альпинотипных перидотитах, которая, как и аваруитовая минерализация, связывается с перекристаллизацией включений первичномагматического моносульфидного твердого раствора (Lorand, 1985; Rossetti, Zucchetti, 1988; Chaussidon, Lorand, 1990), сульфидная минерализация в океанических шпинелевых перидотитов рассматривается как результат взаимодействия перидотитов с циркулирующими под СОХ флюидами (Базылев, 1989; Силантьев и др., 1992). Об этом свидетельствует отсутствие в породах пирротина и халькопирита, обычных для продуктов замещения моносульфидного твердого раствора. Возможность кристаллизации сульфидов в ходе просачивания морской воды сквозь перидотиты за счет восстановления сульфатов (в ассоциации с оливином, тальком и амфиболом при 500^оС) доказана термодинамическим моделированием взаимодействия морской воды с перидотитами (Силантьев и др., 1992).

Гранатовая минерализация в океанических шпинелевых перидотитах не проявлена. Гранат (гроссуляр, иногда с примесью андрадита) в ассоциации с хлоритом кристаллизуется только в плагиоклазовых перидотитах СОХ или в секущих перидотиты габбровых прожилках (Базылев, 1989). В альпинотипных шпинелевых перидотитах акцессорный гранат (андрадит с примесью уваровита) в ассоциации с хлоритом отмечается довольно часто (Базылев, 1989; Силантьев и др., 1997; Базылев и др., 2002). Одним из факторов гранатовой минерализации является отношение W/R: по данным термодинамического моделирования, андрадит присутствует в составе метаморфической минеральной ассоциации перидотитов лишь при крайне низком отношении вода/порода (Силантьев и др., 1992).

Проявления диопсидовой минерализации (по реакции тремолита с оливином ниже 450^оС) в океанических шпинелевых перидотитах довольно редки. В альпинотипных перидотитах перидотитах метаморфический диопсид встречается несколько чаще. Вероятно, существенную роль при кристаллизации диопсида играет кинетический фактор: при быстром остывании перидотитов в обстановке СОХ диопсид не успевает кристаллизоваться в поле своей термодинамической стабильности. С другой стороны, с увеличением отношения вода/порода количество диопсида в породе уменьшается за счет выноса кальция из пород во флюид, особенно интенсивного при температурах около 200^оС (Силантьев и др., 1992). Редкость находок равновесного с серпентином диопсида в океанических перидотитах свидетельствует, с одной стороны, о высоком отношении вода/порода при типичной океанической серпентинизации перидотитов, а с другой стороны, о необычно низкой величине этого отношения в тех случаях, когда диопсид все же кристаллизуется.

Проявления оливин-антигоритовой минерализации в океанических шпинелевых перидотитах не установлены: антигорит обычно обнаруживается в безоливиновых породах или неравновесен с реликтовым оливином. В альпинотипных перидотитах равновесная ассоциация оливин-антигорит широко распространена (Hoffman, Walker, 1978; Силантьев и др., 1997; Базылев и др., 1998). С учетом известной кинетической затрудненности кристаллизации антигорита по оливину, отсутствие оливин-антигоритовых ассоциаций при океаническом метаморфизме может быть отражением быстрого остывания пород. Присутствие антигорит-оливиновой ассоциации в альпинотипных перидотитах, таким образом, является индикатором неокеанической обстановки серпентинизации.

Проявления серпентин-бруситовой минерализации являются обычными для альпинотипных гарцбургитов и дунитов, где брусит присутствует либо в составе серпентин-бруситовых агрегатов с субмикронным срастанием фаз, либо в виде отдельных зерен в серпентине (Wicks, Plant, 1977; Штейнберг, Чащухин, 1978). Для океанических шпинелевых гарцбургитов и дунитов обычным является отсутствие ассоциирующего с серпентином брусита (Базылев, 1989; Snow, Dick, 1995); присутствие брусита в перидотитах достоверно установлено лишь в одном месте в пределах СОХ - зоне разлома Кейн (Dilek et al., 1997). Отсутствие брусита в океанических перидотитах объяснялось его растворением при подводном выветривании пород (Snow, Dick, 1995), однако более вероятной причиной этого представляется неизохимичная серпентинизация пород. По данным термодинамического моделирования, с увеличением отношения W/R количество брусита в перидотите закономерно уменьшается, вплоть до полного исчезновения уже при W/R = 6 (при 200^оС) (Силантьев и др., 1992). Соответственно, присутствие брусита в альпинотипных перидотитах можно считать индикатором неокеанической обстановки серпентинизации.

Проявления карбонатной минерализации в океанических перидотитах обычно представлены низкотемпературным арагонитом, не ассоциирующим с серпентином (Bonatti et al.,1980; Bazylev, 1996; Blusztajn, Hart, 1996). Для составов арагонитов характерны повышенные содержания стронция (1.00-2.06 % SrO) и натрия (0.10-0.59 % Na₂O) при низких содержаниях железа и марганца. Основным фактором кристаллизации в океанических перидотитах арагонита, а не кальцита, по-видимому, является состав морской воды на начальной стадии ее уравновешивания с перидотитами. Кальцит и доломит в ассоциации с серпентином встречаются в океанических перидотитах исключительно редко. Для альпинотипных перидотитов, напротив, обычным является присутствие в ассоциации с серпентином или среднетемпературными минералами кальцита, доломита или магнезита, тогда как арагонит в этих породах крайне редок. Это свидетельствует о том, что при метаморфизме альпинотипных перидотитов флюид был существенно обогащен углекислотой по сравнению с флюидом океанического метаморфизма. Таким образом, присутствие арагонита в шпинелевых перидотитах можно считать индикатором этапа изменения этих пород в верхних горизонтах литосферы СОХ, а присутствие кальцита, доломита и магнезита рассматривать как индикатор неокеанической обстановки метаморфизма.

Различия в режиме метаморфизма океанических и альпинотипных перидотитов. Сочетание низкой фугитивности кислорода, свойственной протолиту, и низкого отношение вода/порода как главных факторов кристаллизации аваруита, перидотитах СОХ реализуется при 450-570^оС, а в процессе гидратации альпинотипных перидотитов - при 80-200^оС (Lorand, 1985). Это различие отражает существенную разницу режимов метаморфизма в разных геодинамических обстановках (рис.23).

Рис.23. Вариации отношения вода/порода (W/R) с температурой при метаморфизме мантийных шпинелевых перидотитов (Базылев, 2001). Стрелками обозначены тренды, отвечающие максимальной и минимальной проницаемости пород океанической литосферы (компиляция данных (Bonatti et al., 1984; Hbert et al., 1990; Базылев, 1992; Snow, Reisberg, 1995; Дмитриев и др., 2000; Базылев, Силантьев, 2000)); 1 - диапазон кристаллизации брусита при взаимодействии перидотита с морской водой (Силантьев и др., 1992); 2 - условия кристаллизации аваруита в альпинотипных перидотитах (Lorand, 1985).

Океанический метаморфизм характеризуется крайне высокими отношениями вода/порода при низких температурах, закономерно понижающимися с увеличением температуры. Минералы, характерные для низких отношений вода/порода (аваруит, кальцит, доломит, диопсид) встречаются в перидотитах одних и тех же участков СОХ, где максимальные температуры метаморфизма относительно невелики (порядка 500^оС). Таким образом, эти породы маркируют локальные области сравнительно неглубокого проникновения воды в литосферу СОХ и низкой ее проницаемости. На участках СОХ с проявлениями высокотемпературного метаморфизма отмеченные минералы обычно отсутствуют. Это свидетельствует о глубоком проникновении воды в океаническую литосферу, о пониженной ее проницаемости и о высоких отношениях вода/порода в средне-низкотемпературной области, что собственно и характеризует океанический метаморфизм.

Метаморфизму альпинотипных перидотитов присущи низкие отношения вода/порода по сравнению с океаническим метаморфизмом, что либо отражает сравнительно низкую проницаемость пород, либо свидетельствует об ином источнике воды, не связанном с океанической водой, и об ином механизме ее поступления в перидотиты (Дмитриев и др., 2000).

Флюидный режим метаморфизма и генерация углеводородов. В областях неглубокого проникновения воды в литосферу СОХ и низких отношений вода/порода режим метаморфизма является породо-доминирующим. Буферирование фугитивности кислорода аваруитом обеспечивает ее крайне низкий уровень - на 4 лог. единицы ниже буфера QFM, при котором практически весь углерод во флюиде присутствует в форме СН₄, а не CO₂. Восходящие ветви гидротермальных систем, дренирующих перидотиты в этих областях, обнаруживают характерные водородные и метановые аномалии в придонных водных слоях (Rona et al., 1987;1992; Charlou et al., 1991, 1998). Во всех отмеченных районах детальное исследование перидотитов выявляет признаки аномально низкого отношения W/R, но в пределах СОХ такие области редки и локальны, а характерные для океанического метаморфизма высокие отношения вода/порода обеспечивают флюидо-доминирующий режим метаморфизма и повышенную фугитивность кислорода, не благоприятствующую генерации углеводородов. Наиболее благоприятны для генерации углеводородов обстановки метаморфизма альпинотипных перидотитов (Дмитриев и др., 2000) вследствие свойственных им низких отношений вода/порода.

Быстрое остывание перидотитов СОХ после отделения от них расплавов обуславливает небольшую продолжительность их метаморфизма, которая может быть фактором, объясняющим отсутствие в метаморфических ассоциациях перидотитов СОХ антофиллита, метаморфического оливина в ассоциациации с антигоритом и андрадита.

Геохимия метаморфизма. При выведении на поверхность шпинелевые перидотиты последовательно претерпевают отдельные эпизоды перекристаллизации, оказывающие влияние на их химический состав. Обычно геохимические эффекты отдельных эпизодов перекристаллизации накладываются друг на друга, позволяя судить лишь об интегральном эффекте, однако использование специально подобранных образцов или выборок позволяет вычленить один процесс и выявить его геохимическую специфику.

Геохимия выветривания перидотитов СОХ характеризуется инертностью хрома, титана, алюминия и кальция, интенсивным привносом ванадия и фосфора, слабым привносом меди и цинка. Умеренный вынос отмечается для марганца, железа, кремнезема и кобальта, интенсивный вынос - для магния и никеля. Преобладающая часть исследованных океанических перидотитов характеризуется содержаниями фосфора не выше 0.03 масс.% P₂O₅ и, таким образом, может считаться практически невыветрелой. Это не позволяет связывать пониженные содержания магния в океанических шпинелевых перидотитах преимущественно с выветриванием пород (Snow, Dick, 1995), как и вынос кальция из них (Casey, 1997).

Эффект карбонатизации океанических перидотитов проявляется в привносе в породы стронция, кальция и углекислоты и практически не изменяет содержаний других элементов. Поскольку содержание в перидотитах некарбонатного стронция по сравнению с карбонатным пренебрежимо мало, влияние карбонатизации на содержания кальция и потерь при прокаливании в породах может быть учтено по содержанию стронция (Bazylev, 1996):

СaO'= CaO-(SrO/0.021) (30),

LOI'= LOI-(38.1*SrO) (31).

Почти половина из океанических шпинелевых перидотитов (по оригинальным и литературным данным) характеризуются повышенными (>20 ppm) содержаниями стронция при среднем его содержании около 140 ppm - более чем на порядок превышающем расчетное первичномагматическое содержание. Это позволяет считать повышенные содержания стронция, проявленные в некоторых альпинотипных шпинелевых перидотитах, индикатором этапа изменения этих пород в верхних горизонтах океанической литосферы.

Геохимия серпентинизации. Вынос из пород кальция отмечается в породах с содержаниями потерь при прокаливании больше 10 масс.%, при этом по сравнению с альпинотипными перидотитами вынос кальция из океанических перидотитов более интенсивный. В изохимично серпентинизированных альпинотипных перидотитах магнезиальности пород и оливинов коррелируют, а магнезиальность перидотитов СОХ сильно понижена относительно магнезиальности оливинов, демонстрируя типичный и интенсивный вынос магния из пород (что объясняет обычное отсутствие в них брусита). В некоторых альпинотипных перидотитах, однако, также проявлен вынос магния, сопоставимый по интенсивности с океаническими перидотитами (Мамония, Чаганузун). Инертное поведение при серпентинизации установлено для титана, алюминия и ванадия, умеренный привнос - для стронция, марганца и кобальта, умеренный вынос - для калия, скандия, цинка, железа и магния, интенсивный вынос - для натрия, кальция, кремния и никеля (Базылев, 1997).

Влияние среднетемпературной перекристаллизации океанических перидотитов на составы пород исследовано в апогарцбургитовых талькитах и амфиболитах (Базылев, 1997). При отальковании инертно ведут себя титан, алюминий, ванадий, скандий, марганец, кобальт, магний, никель, хром и кальций. Вынос из породы отмечается для стронция, а для калия, натрия, цинка, железа и кремния отмечается интенсивный привнос. При амфиболизации инертны титан, ванадий, скандий и хром. Выносятся из породы стронций, кобальт, никель и магний. Умеренно привносятся в породу алюминий, марганец, железо и кремний, более интенсивно - цинк, наиболее интенсивно - калий, натрий и кальций. Резко неизохимичное поведение меди (накопление в одних образцах и вынос из других образцов), а также систематическое обогащение пород цинком могут использоваться как индикатор среднетемпературного метаморфизма океанического типа.

Геохимические тенденции и сравнительная подвижность элементов при метаморфизме. Наиболее инертными элементами на всех стадиях перекристаллизации океанических шпинелевых перидотитов являются хром, титан, алюминий (кроме крайнего случая образования амфиболитов), ванадий (кроме интенсивно выветрелых пород) и скандий. Для перидотитов с умеренной степенью амфиболизации и содержаниями потерь при прокаливании менее 10 масс. % содержание кальция (после коррекции на карбонатный кальций) также близко к первичному. Поведение остальных элементов из числа исследованных характеризуется той или иной степенью мобильности. Степень мобильности железа и кремния в ходе перекристаллизации пород относительно невысока. Большинство мобильных элементов не обнаруживает единой тенденции на разных стадиях перекристаллизации, за исключением магния и никеля, которые всегда выносятся из пород, и фосфора (а также ванадия), которые могут только привноситься в породы. Кристаллизация в океанических перидотитах метасоматических амфибола и флогопита сопровождается привносом в породу элементов, входящих в состав этих минералов, в том числе и тех, которые традиционно рассматриваются как инертные. Так, отражением этого процесса могут быть аномально высокие содержания в отдельных породах ниобия, легких и средних РЗЭ, циркония и титана. В отличие от шпинелевых перидотитов СОХ, среди альпинотипных перидотитов довольно обычны породы, перекристаллизация которых происходила практически изохимично.

Обстановки метаморфизма шпинелевых перидотитов. Отсутствие закономерных различий в метаморфизме перидотитов из нормальных сегментов СОХ, аномальных сегментов СОХ и быстро-спрединговых СОХ, а также перидотитов из бортов рифтовых долин и трансформных разломов позволяет говорить о едином океаническом типе метаморфизма, который проявляется в обстановках СОХ и задуговых центров спрединга. Альпинотипные шпинелевые перидотиты формировались в различных геодинамических обстановках, но общими чертами их метаморфизма по сравнению с океаническим являются пониженные отношения вода/порода и более изохимичный характер перекристаллизации.