Введение

Прошло уже более 20 лет с тех пор, как A.J.Naldrett and J.M.Duke (1980, Science, vol. 208) предложили метод сравнения различных ультрамафитов по сооотношению элементов платиновой группы (ЭПГ) в породах ультрамафитовых комплексов "...на основании сравнения элементного состава ЭПГ с составом этих элементов в углеродистом хондрите типа I (СI) ... поскольку, как предполагается, этот тип хондритов репрезентативен для космических объектов" (p. 1419. Здесь и далее смысловой перевод автора). Авторы публикации выбрали в качестве основы для сопоставлений космический объект (хондриты СI), однако многолетняя практика использования хондрит-нормализации показала, что данные хондрит-нормализаци часто используются, как информация для сравнения различных ультрамафитовых массивов или для оценки степени близости исследуемых ультрамафитов к гипотетическому веществу мантии Земли (опосредованно через хондриты C1) в зависимости "... от степени парциального плавления мантийного перидотита..." (p. 1417).

Выбор космического объекта в качестве репера для сопоставления земных объектов понятен, поскольку, как это ни парадоксально, - существует гораздо большее единство мнений относительно хондритов типа C1, чем относительно того, каков химический и тем более минеральный состав верхней мантии и какие именно ультрамафитовые массивы, доступные для изучения могут быть с уверенностью сопоставлены с недифференциированной и неизмененной "первичной" мантией.

Между тем, очень важно иметь обоснованное представление не столько об элементном, сколько о фазовом составе ЭПГ в мантии, поскольку МПГ (минералы платиновой группы) и их ассоциации в ультрамафитовых массивах различных типов существенно различаются, что позволяет, имея такую точку отсчета, как фазовый состав МПГ в мантии, реконструировать эволюцию самих ультрамафитовых массивов по смене минеральных ассоциаций МПГ. В этом контексте возникает единственный вопрос: "Какой образец и из какого ультрамафитового массива надо изучить, чтобы получить представление о МПГ в верхней мантии"?

(Попутно заметим, что фазовый состав ЭПГ в некоторых хондритах изучен лучше, чем во многих ультрамафитовых массивах Земли. См. A.J.Campbell et al., 2001, Geochimica et Cosmochimica Acta, vol.65, #1, pp. 163-180).

Таким образом, главная задача по установлению фазовых форм ЭПГ в мантии распадается на две частные задачи:

Обосновать выбор ультрамафитового массива, произвести сбор проб и последующее их изучение. После изучения выбрать только те пробы, по которым с большой долей уверенности можно заключить, что эти пробы репрезентативны для мантийных условий и могут быть использованы для проведения высокочувствительных минералогических работ для определения МПГ;

Для выбранных проб произвести комплекс высокочувствительных минералогических работ для установления форм нахождения ЭПГ в мантийных породах.

Какая из названных задач более сложная - определить трудно, однако очевидно, что без надлежащего решения первой задачи приступать к решению второй не имеет смысла.

Поэтому в первой части исследования (Часть 1: Выбор объекта, келифиты...) основное внимание уделено выбору и разбраковке образцов для последующих минералогических работ.

Возникшая у нас в коллективе бесконечная дискуссия по выбору наиболее "первичномантийного" объекта была остановлена, когда мы приняли во внимание только два основных параметра, по которым производился выбор массива и правил отбора и разбраковки проб.

Было принято, что изучению подлежат массивы, в которых присутствуют:

- пироповые перидотиты и (или) пироксениты, т.е. первичные минеральные ассоциации должны уверенно реконструироваться и включать пироп;

- серпентинизация и связанная с ней низкотемпературная минерализация должны отсутствовать или быть  настолько несущественными, чтобы первичная минералогия пород реконструировалась однозначно даже в деталях. Это требование обусловлено тем, что в безводных условиях мала вероятность масштабных неизохимических процессов (т.е. мала вероятность привноса "коровых" элементов), а также тем, что минералогические преобразования в замкнутой системе вероятнее всего будут корректно интерпретироваться правилами фазовых превращений в рамках законов классической термодинамики.

После анализа литературы стало очевидным, что перидотитовый массив Ronda в Ю-З Испании вполне подходящий объект для попытки определить "первичномантийные" фазовые формы ЭПГ: западная и северо-западная часть массива - это сильно тектонизированные гранатовые перидотиты (spinel tectonic domain: D. van der Wal and RLM. Vissers, 1996, The J.of P., vol.37, #1), включающие маломощные горизонты пироповых пироксенитов, которые в отличие от перидотитов не содержат первичного оливина и значительно меньше подверглись серпентинизации. Процессы и механизмы, которые предопределяют наличие и ассоциацию пироповых придотитов и пироксенитов в западной части массива Ronda дискуссионны и обсуждаются в литературе, однако для понимания происходящего важно подчеркнуть, что ни перидотиты, ни пироксениты этого тектонического домена не несут бесспорных структурных, химических или минералогических признаков плавления (деплетации-реститизации) при внедрении мантийного блока в высокие горизонты земной коры (т.е. имеют "подсолидусные Т-Р траектории" на диаграмме состояния) и представляют собой вполне "первичномантийные" образования.

Схема тектонических доменов и границ фаций Ю-З части массива Ronda (Contours redrawn after C.J.Garrido and J.-L.Bodinier: J.P., 1999, vol.40, #5)

В августе-сентябре 2000 года из пироповых перидотитов и пироксенитов, а также из шпинелевых и гранулярных перидотитов нами были собраны пробы для проведения высокочувствительных минералогических работ для установления фазовых форм ЭПГ в мантии. После предварительного анализа было установлено, что все перидотиты в той или иной степени серпентинизированы и по сети микрокливажных трещин, заполненных серпентином и другими гидроксилсодержащими минералами или карбонатами, широко развита поздняя сульфидная минерализация. Такие пробы интереса для дальнейших исследований не представляли, поскольку, даже если МПГ и были бы в них найдены, то доказать их мантийный генезис было бы невозможно.

Более благоприянтые шансы для достижения поставленной цели предоставили пироповые пироксениты: степень серпентинизации в них незначительна (см. Рисунок 1, ППП) и первичная минералогия видна отчетливо.

Для детального исследования были выбраны две пробы пироксенитов (R4 и R11), причем проба R4 - это пироповый-клинопироксенит с обширными келифитовыми каймами вокруг граната, а в пробе R11 гранат уже полностью преобразован в агрегат минералов, слагающих келифитовые каймы, причем суммарный объем келифитовых агрегатов составляет почти 50% от объема породы.

Рисунок 1. Фото шлифоф пироксенитов и валовая химия образцов R4 и R11
R4	R11	Валовая химия
		Оксид/Проба R4 R11 SiO2 44,80 46,15 TiO2 0,67 0,06 Al2O3 13,99 13,57 Cr2O3 0,12 0,19 Fe2O3 1,95 2,84 FeO 7,35 8,92 MnO 0,17 0,21 MgO 16,00 17,84 CaO 12,66 8,95 Na2O 1,10 0,96 K2O <0.01 <0.01 P2O5 <0.05 <0.05 LOI 0,68 <0.30 Total 99,49 99,69 Ba <0.01 <0.01 V 0,02 0,02 S total 0,10 0,05

Содержания ЭПГ и структура хондрит-нормализации в пробах и в гравитационных концентратах проб R4 и R11 приведены на Рисунках 2 а, b и c.

Легко видеть, что концентрации благородных металлов в пробах R4 и R11 очень низкие по сравнению с хондритом CI. Однако более существенно сделать предварительный вывод о том, что ЭПГ распределены далеко не во всех минералах, слагающих пироксениты, поскольку концентрации ЭПГ сильно возрастают после выделения гравитационных концентратов проб и это позволяет заключить, что ЭПГ локализованы в относительно тяжелых минералах, которые накапливаются в гравитационных концентратах.

Рисунок 2a. Содержание ЭПГ в валовых пробах и концентратах образцов R4 и R11

(ICP MS,NiS FA)   ppb Os Ir Ru Rh Pt Pd Au R11(Sample) <1.0 0,7 <2.0 <1.0 7,2 17,5 6,7 R4  (Sample) <1.0 0,5 4,0 <1.0 9,2 15,4 3,0 R11(Heavy conc.) 110 130 370 50 400 6500 1100 R4 (Heavy conc.) 680 80 500 360 1300 23300 2800

< - ниже прога обнаружения (ниже LDL)

Рисунок 2b. Хондрит-нормализации в валовых пробах образцов R4 и R11

Рисунок 2c. Хондрит-нормализации в тяжелых концентратах образцов R4 и R11

Минералогия: пироксениты R4 и R11

Gr-пироксенит R4: аналитические данные

Основную массу пиропового пироксенита R4 составляют глиноземистый клинопироксен, гранат пиропового состава (размером до 7мм) и келифитовые агрегаты и каймы вокруг граната, состоящие из симплектитовых срастаний мельчайших метастабильных фаз, состав которых соответствует различным сочетаниям количеств шпинели-ортопироксена-плагиоклаза, что находится в хорошем соответствии с данными Tomoaki Morishita, Shoji Arai, Fernando Gervilla (Lithos 57, 2001, pp.143-161). Оливин в составе келифитовых кайм пробы R4 не зафиксирован, как, в прочем, не был обнаружен и плагиоклаз, однозначно диагностируемый по химическому составу. Амфибол, близкий по химическому составу к керсутиту (бурые фазы в проходящем свете), - относительно поздний минерал и обнаруживается как в интерстициях пироксеновой матрицы породы, так и в ослабленных зонах внутри зерен граната совместно с Ti-клинопироксеном. Серпентинизация проявлена слабо и серпентин фиксируется только в редких поздних трещинах, секущих все элементы структуры гранатового пироксенита R4.

Келифитовые каймы составляют значительную часть объема породы (Рисунок 1, до 40-50%) и всегда локализованы вокруг или в контакте с зернами граната. Важной структурной особенностью келифитов является то, что микрокристаллы длинными осями ориентированы перпендикулярно границам зерен граната, образуя радиально-концентрическое строение келифитовых кайм, причем общая для всех келифитов породы ориентация симплектитовых зерен отсутствует, что свидетельствует об отсутствии стрессовых напряжений во время образования келефитовых корон: векторные стрессовые напряжения приводят к формированию директивных структур в породах или трахитоидных (ламинарных), если было реализовано вязко-пластичное течение масс.

R4 1. Проходящий свет	F1. BSE изображение кадра F1
F2. Фрагмент кадра F1 (есть полноразмерное фото)	F3. Отмеченный фрагменткадра F2 (есть полноразмерное фото)

Таблица 2. Химические анализы точек на полях F1 и F2

Таблица 3. Химические анализы точек на поле F3

F4. BSE изображение поля F4 (есть полноразмерное фото)

F5. BSE изображение поля F5 (есть полноразмерное фото)

R4 2. Проходящий свет (есть полноразмерное фото)

Таблица 4. Химические анализы точек на полях F4 и F5

Ориентация длинных осей микрокристаллов перпендикулярно границе зерен граната показывает, что в поднимающемся мантийном блоке в какой-то момент времени гранат стал неравновесен (реакционен) по отношению к пироксеновой матрице породы и перекристаллизация приграничных участков с образованием келифитовых кайм сопровождалась массопереносом, причем направление движения масс было перпендикулярно границе зерен граната, то есть совпадало с удлинением симплектитовых фаз. Наличие градиента концентраций перпендикулярного границе зерен граната подтверждается и тем, что в отличие от данных Tomoaki Morishita, Shoji Arai, Fernando Gervilla (Lithos 57, 2001, pp.143-161) наши наблюдения показывают, что состав граната на самой границе зерен, окруженных келифитоыми каймами, имеет зональность диффузионного типа (см. F2, F5 и таблицы 2,4) и сама граница зерна химически активна, а минералы келифитовых кайм соответствуют новым термодинамическим условиям, повлекшим перекристаллизацию граната.

Таким образом, анализ фазового состава и структурных признаков пиропового пироксенита R4, показывает, что в соответствии с изменявшимися во времени термодинамическими условиями, в R4 зафиксирован переход из одних фациальных условий в другие: из гранатовой фации в шпинелевую, причем вследствие того, что скорость перекристаллизации была меньше, чем скорость изменения T-P условий - в R4 присутствуют как минеральные реликты гранатовой, так и новообразования шпинелевой фаций. О высокой скорости подъема и остывания мантийного блока свидетельствует также почти полное отсутствие явных признаков массового перехода метастабильных симплектитовых срастаний шпинели-ортопироксена-плагиоклаза в минеральные ассоциации с плагиоклазом (см. F3, таблицу 3), что прямо указывает на очень высокую скорость изменения T-P условий (остывания-закалки) гранатовых пироксенитов типа R4 при подъеме масс в высокие горизонты земной коры.

Эти данные находятся в хорошем соответствии с моделью подъема перидотитового блока (the dynamic cooling model), предложенной Masaaki Obata (The Journal of Petrology, 1980, vol.21, #3). Между тем, мы не можем согласиться с M.Obata в том, что келифитовые каймы сформированы на заключительном этапе остывания блока: минералогия келифитов пироксенита R4 (и отчасти R11) свидетельствует о T-P условиях шпинелевой фации, а не об обстановке низкотемпературных метаморфических преобразований при давлении около 4Kb. Более того, трудно согласиться также с утверждением, противоречащим предложенной модели (хотя и высказанным самим автором модели), о том, что возникновение пиропового граната происходит за счет преобразования равновесной шпинелевой ассоциации (обратный порядок смены фаций) на том основании, что шпинелевые включения наблюдаются в пиропе, который по этой причине должен рассматриваться как более поздний минерал. На фото F2 и F5 видно, что шпинель, находящаяся в виде включений в гранате, обязательно ассоциирует с титанистыми фазами: оксидами, Ti-амфиболом и клинопироксенами с повышенным содержанием Ti: ~1%, а на фотографиях шлифов в проходящем свете видно, что такие же фазы с титаном (а также ильменит, см. F3) развиты в матрице породы, являясь более поздними минералами, по отношению к пироксенам и гранатам. Поэтому, представляется более оправданным рассматривать включения шпинели-пироксена-керсутита в качестве новообразований в локальных ослабленных открытых (перераспределение Ti) зонах зерен граната, в которых при остывании мантийного блока и при падении давления  происходит образование новых фаз, возможно даже за счет существовавших ранее минералов-включений. (Попутно напомним, что если в гранате были бы включения оливина, то возможен такой путь преобразования минералов: Gr + Ol = Sp + 2Px).

Келифитизация граната выступает как событие либо синхронное, либо более позднее по отношению к времени образования шпинель-пироксен-керсутитовых включений. На фото F5 видно, что при келифитизации-коррозии граната высвобождается мелкое включение шпинели (F5, точка 4) и вследствие того, что это зерно-включение находится уже не внутри, а на границе зерна граната в зоне келифитизации (зона массопереноса) - оно отделено от граната диффузионной зоной (F5, точка 3), что доказывает неравновесный и химически активный характер границы граната со всеми окружающими минералами: как минералами келифитовх кайм, так и зерном шпинели, которое ранее было заключено в гранате.

Данные, полученные при изучении келифитовых кайм, не позволяет рассматривать возникновение метастабильных симплектитовых агрегатов в результате частичного плавления масс пиропового пироксенита типа R4, тем более, что какие-либо структурные признаки плавления, несмотря на затраченные усилия, обнаружены не были. Между тем важно подчеркнуть, что по сравнению с пиропом, в котором перемещение масс (атомов) осуществлялось по законам диффузии (см. диффузионные каймы на F2 и F5), - в келифитовых каймах кинетика массопереноса основана на других физических процессах, направленных вдоль градиента концентраций (перпендикулярно границам зерен граната), т.е. на процессе растворения-кристаллизации микроскопических метастабильных фаз келифитовых агрегатов.

Из физики известно, что в зависимости от температуры, - скорости перемещения масс по кристаллизационному и диффузионному механизму могут различаться на многие порядки, поэтому легко находит объяснение тот факт, что при высокой скорости подъема (остывания) мантийных пород гранат может сохраниться в качестве реликтовой фазы из фации гранатовых перидотитов при транзите мантийного блока в условиях шпинелевой или даже плагиоклазовой фации.

Высокая скорость массопереноса по кристаллизационному механизму позволяет косвенно (!) сравнить келифитогвые зоны с микроучастками плавления, поскольку скорость перемещения масс в жидкости также несопоставимо велика по сравнению с массопереносом по диффузионному механизму. Оправдано такое сравнение или имеет только лингвистическое значение - покажет дальнейший опыт, однако физические свойства келифитовых агрегатов (пластичность, вязкость...) несомненно сильно отличаются от физических свойств окружающих кристаллов граната и пироксена. Различие физических свойств микроблоков породы в условиях градиента давления (стрессового или статического) должно привести к селективной пластичности породы в макрообъеме, поскольку келифитовые микроблоки способны выполнить роль смазки и увеличить "селективную текучесть" однородных пород и привести к дифференциации мантийных масс.

Нельзя ли этим объяснить наличие пластов гранатовых пироксенитов в перидотитах, сосуществующих совместно без каких-либо признаков магматической дифференциации?

Ol-Pl пироксенит: аналитические данные

F1. Поляризованный свет (есть полноразмерное фото)

Несмотря на схожесть химического состава пироповых пироксенитов (образцы R4 и R11, см. Рисунок 1 выше), минеральный состав пород различен: в образце R11 пироп уже полностью преобразован в келифитовый агрегат оливин-шпинель-плагиоклаз-пироксенового состава. (См. также фото R11-2 "Kelyphite" далее), причем плагиоклаз оказывается одной из наиболее поздних фаз этой минеральной ассоциации. (См. R11, F3 далее. Pl - наиболее темные поля, SP - наиболее яркие, Opx - промежуточной яркости).

В соответствие с правилами отбора образцов, указанными во введении, пироксенит R11 не следовало бы подвергать детальному изучению. Однако, при предварительном изучении выяснилось, что зафиксированный в R4 участок T-P траектории ультрамафитового массива Ronda (переход из фации гранатовых перидотитов в шпинелевую) может быть продолжен в плагиоклазовую фацию если учесть данные по R11.

F1. BSE изображение поля F1 (есть полноразмерное фото)	F2. Отмеченный фрагменткадра F1 (есть полноразмерное фото)
F3. BSE изображение поля F3 (есть полноразмерное фото)	F5. BSE изображение поля F5 (есть полноразмерное фото)

Таблица 6. Химические анализы точек на полях  F1 и F2

Таблица 7. Химические анализы точек на поле F3

Таблица 8. Химические анализы точек на полях F5 и F7 (F7 внутри F5)

Анализ данных, полученных по оливин-плагиоклазовому пироксениту пробы R11, показывает, что симплектитовые келифитовые образования полностью заместили гранат и состоят из ортопироксена, шпинели оливина и плагиоклаза.

Важно подчеркнуть, что оливин и плагиоклаз, которые не типичны для келифитовых ассоциаций пиропового пироксенита пробы R4 - в оливин-плагиоклазовом пироксените пробы R11 составляют существенную часть симплектитовых ассоциаций, однако магнезиальность оливина келифитовых кайм (72-74%) существенно отличается от магнезиальности этого минерала в перидотитах массива, которая по данным многих авторов находится в пределах 89-91%.

Выше отмечалось, что плагиоклаз кристаллизуется одним из последних минералов симплектитовых ассоциаций и, вероятно, даже замещает более раннюю ортопироксен-шпинелевую основу симплектитов (см. R11, F3). Однако, наиболее поздними минералами, кристаллизующимися даже после плагиоклаза, являются сульфиды Fe, Ni, Cu. (См. R11, F5 и таблицу 8). На материале, которым мы располагаем нельзя однозначно выделять различные генерации сульфидов, однако следует отметить, что сосав пентландита заключенного в пироксене (см. F7 внутри F5) отличается от состава пентландита, связанного с секущими плагиоклаз сульфидными микротрещинами.

Келифиты как часть породы: химический состав симплектитовых агрегатов

На Рисунке 1 хорошо видно, что келифитовые образования (симплектитовые агрегаты) являются закономерными элементами в структуре пироксенитов и могут составлять до 50% от объема породы.

Что же это такое: келифитовые агрегаты, как часть всей породы?

На 3-х фотографиях, приведенных ниже (R4-1, R4-3, R11-1 (Kelyphite), показаны участки симплектитовых структур, на которых с помощью микрозондового анализа с ED спектрометром был определен суммарный химический состав келифитов. (Таблица 10). (Аналогичная процедура была проделана ранее D. van der Wal and RLM. Vissers, 1996).

На фото R11-2 показан фрагмент фото R11-1 с точками определения химического состава минералов (таблица 9).

Из таблицы 10 видно, что суммарный химический состав келифитовых агрегатов в отношении главных элементов с точностью до погрешности микроанализа анализа соответствует стехиометрии граната (по крайней мере для пироксенитов R4), причем не просто граната, а именно граната пиропового состава, который был неоднократно проанализирован нами в пироксенитах R4. (См. таблицы 2,4).

Различия в составах, найденные как разность между усредненным валовым составом келифитов и усредненным составом гранатов показывают, что при сохраняющемся балансе катионов и сохраняющемся их суммарном заряде (массовом балансе анионов, что то же самое) симплектитовые агрегаты обогащены по отношению к гранату одно-, трех- и четырехвалентными катионами за счет уменьшения двухвалентных катионов, хотя следует подчеркнуть, что изменения химического состава крайне незначительны. (Попутно заметим, что Ca оказывается на удивление инертным при массообмене).

Факт относительного постоянства химического состава позволяет понимать келифитовые участки в качестве реликтовых реакционных зон между пироксеновой матрицей породы и кристаллами граната, причем происходит именно преобразование (декомпозиция) граната, поскольку в келифитовых зонах сохраняется стехиометрия граната и весь массообмен происходит на основе компенcации зарядов.

R4-1. BSE изображение пробы R4 келифит (есть полноразмерное фото)	R4-3. BSE изображение пробы R4 келифит (есть полноразмерное фото)
R11-1. BSE изображение пробы R11 келифит (есть полноразмерное фото)	R11-2. BSE изображение пробы R11 келифит (есть полноразмерное фото)

Таблица 9. Химические анализы точек на поле R11-2

Таблица 10. Химические анализы келифитов

Принимая келифитовые-симплектитовые образования в качестве реликтовых зон фазовых преобразований, сопровождающихся некоторым изменением химического состава, приобретает логику и ясность тот факт, что при схожести как химического состава различных пироксенитов (гранатовых или плагиоклазовых: R4 или R11, см. Рисунок 1), так и суммарного химического состава келифитовых-симплектитовых агрегатов в различных пироксенитах - минералогия последних различна, поскольку не химический, а именно фазовый (минералогический) состав зависит от T-P условий, в которых происходят фазовые преобразования и достигается термодинамическое равновесие, - о чем еще 1876 году было сказано Sir Josiah Willard Gibbs.

С этих позиций становится понятным почему в пироксенитах R4 и R11 минералогический состав симплектитовых агрегатов различается: фазовый состав симплектитов сформирован в различных термодинамических условиях: Рисунок 3.

Так, в пироксените R4 на фазовом уровне запечатлен небольшой отрезок термодинамической траектории подъема мантийного блока от гранатовой фации (R4₁, наличие реликтовых кристаллов пиропа) до шпинелевой (R4₂) - симплектитовые сростки шпинели и ортопироксена. (Интересно, что по оценке M.Obata скорость подъема мантийного блока Ronda - не менее 1м/год).

В оливин-плагиоклазовом пироксените R11 на Рисунке 3 запечатлен другой отрезок термодинамической траектории, который соответствует не закалочному, а относительно медленному остыванию масс. Начальный фазовый состав почти полностью замещен более поздними фазами: в качестве наиболее ранних и "горячих" реликтовых фаз реконструируются только клино- и ортопироксен, шпинель, а гранат уже полностью отсутствует, то есть в пироксените R11₁ в качестве T-P условий начального состояния является шпинелевая фация, а в качестве конечного - плагиоклазовая (R11₂). (Однако, нельзя исключить, что обогащенные кальцием пироксены матрицы породы являются реликтовыми фазами гранатовой фации. (См. F1, F5 и таблицы 6,7).

Рисунок 3. Схема Т-Р траекторий пироксенитов R4 и R11

В этой связи отметим еще одно важное наблюдение. Выше упоминалось, что в пироксенитах типа R4 при образовании келифитовых кайм происходит простая декомпозиция граната и замещение его симплектитовым агрегатом, имеющем радиально-концентрическое строение. В пироксените типа R11 переход шпинель-пироксеновых симплектитовых агрегатов в ассоциации с плагиоклазом при попадании пород в условия плагиоклазовой фации может происходить уже не декомпозиционным путем, а путем протекания химических реакций. Доказательством протекания химической реакции между шпинелью и ортопироксеном, ставшими неравновесными в условиях плагиоклазовой фации, служит то, что в симплектовых агрегатах наряду со шпинелью и пироксеном присутствуют оливин и плагиоклаз (в качестве одной из поздних фаз) и именно эти фазы являются конечными продуктами реакции при переходе из шпинелевой фации в плагиоклазовую:

2Px + Sp = 2Ol + Pl                          (1),

причем состав оливина (магнезиальность) симплектитовых агрегатов (таблицы 6, 9 и фотографии) отличается от тех составов оливина, которые типичны для шпинелевой и гранатовой фации в перидотитах (магнезиальность = 89-91).

Еще один вопрос важно рассмотреть при анализе условий формирования келифитовых и симплектитовых агрегатов: "Почему в пироксенитах типа R4 в келифитовых каймах фазовую реализацию  нашли термодинамические условия только шпинелевой фации, а преобразования плагиоклазовой фации практически не проявились, хотя совершенно очевидно, что до выхода на дневную поверхность породы какое-то время находились в условиях плагиоклазовой фации"?

Нам кажется, что ответ на этот вопрос можно найти в упоминавшейся ранее гипотезе динамического остывания, предложенной by Masaaki Obata (J. of Petrology, 1980, vol.21, #3).

В самом деле, в соответствии с местами отбора образцов R4 и R11 (см. Введение) пироповый пироксенит R4 представляет термодинамическую траекторию подъема более внешней С-З части массива Ronda (spinel tectonic domain), а оливин-плагиоклазовый пироксенит R11 "помнит" траекторию более внутренней Ю-В части массива - гранулярных перидотитов (D. van der Wal and RLM. Vissers 1996). В соответствии с гипотезой динамического остывания, из-за высокой скорости подъема мантийного блока внешние части массива испытывали охлаждение по типу закалки уже в условиях шпинелевой фации и именно поэтому в шпинелевом тектоническом домене удается находить реликты наиболее глубинных минеральных ассоциаций. Таким образом, ответить на сформулированный выше вопрос следует: "Плагиоклазовые ассоциации в пироповом пироксените R4 шпинелевого тектонического домена внешней части массива не успели сформироваться из-за слишком высокой скорости остывания периферических частей мантийного блока при его перемещении в высокие горизонты земной коры".

Заключение

1. В соответствии с первой задачей, стоявшей перед нами - поиском объектов для детальных минералогических работ по установлению фазовых форм ЭПГ в мантии - основной вывод формулируется: пироповый пироксенит R4 и оливин-шпинель-плагиоклзовый пироксенит R11 представляют собой части перидотитового массива Ronda, не испытавшие плавления при подъеме с глубин и внедрении в высокие горизонты земной коры, и, следовательно, пригодны для проведения дальнейших исследований.

2. ЭПГ присутствуют в исследованных пироксенитах и, вероятно (требует уточнений и детализации), не в составе породообразующих силикатов. На это указывает факт их концентрирования в тяжелых фракциях, из которых удалены плагиоклаз, пироксены, шпинель и гранат при получении гравитационных концентратов проб (Рисунок 2). Вероятнее всего, ЭПГ локализованы и не в сульфидах, поскольку количество сульфидов в пробе R11 значительно выше, чем в пробе R4, а различий ни в количествах, ни в соотношениях ЭПГ в концентратах и исходных не отмечается. Несмотря на относительно поздние этапы формирования сульфидной части пород (R11, F5 и таблица 7), не происходит обогащения ЭПГ, из чего можно заключить, что даже если элементы, образующие сульфиды и привнесены в оливин-плагиоклазовые пироксениты, то это не сопровождалось привносом ЭПГ и даже в пробе R11 имеет смысл искать фазовые формы ЭПГ мантийного происхождения.

В этой связи упомянем, что в составе тяжелых концентратов пироксенитов R4 и R11 обнаружено самородное железо, которое имеет естественное происхождение, несмотря на отсутствие серпентинизации. Обнаружив самородное железо, мы провели специальные работы, при которых и дробление, и истирание, и получение гравитационных концентратов (т.е. все элементы работ) исключали даже касание (как монолитных фрагменов исходной породы, так и всех промежуточных продуктов обработки прод) с железом или иными металлами инструментов обработки проб. Поэтому, на сегодняшний день, наиболее вероятным кажется предположение о том, что именно самородное железо может выступать в качестве фазы-концентратора ЭПГ, если в концентратах проб не будут обнаружены собственные минералы ЭПГ.

Привести данные изучения тяжелых концентратов проб мы планируем после завершения второй части исследований - после получения окончательных проверенных результатов по МПГ - какими бы они не оказались: положительными или отрицательными.

.....