Особенности кристаллизации магматических камер

Особенности
кристаллизации
магматических
камер
кембрийской
островодужной
системы
на
примере
Габброидных интрузий озерной зоны Монголии
В. М. Калугин, Р. А. Шелепаев, А. В. Вишневский
Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, kalugin@uiggm.nsc.ru
В Озерной зоне западной Монголии известны габброидные интрузии перидотит-пироксенитанортозит-габброноритовой формации, относящиеся к хиргиснурскому комплексу [Поляков и др.,
1984]. Они внедрились в осадочно-вулканогенные отложения (V-Є1) и были прорваны гранитоидами
тохтогеншильского комплекса (Є2-3), что позволяет предполагать их раннекембрийский возраст. Эти
интрузии рассматриваются как малоглубинные промежуточные камеры островодужных
высокоглиноземистых базальтов [Изох и др., 1998]. В отличие от габброидов офиолитовых
ассоциаций, для них практически всегда устанавливаются интрузивные контакты с вмещающими
породами, для которых характерны амфиболовые роговики, скарноиды и зоны плавления
[Габброидные…, 1990].
Целью наших исследований было изучение процессов кристаллизации базитовых расплавов
кембрийских магматических камер Озерной зоны Монголии на примере Баянцаганского и
Хаирханского габброидных массивов хиргиснурского комплекса. Несмотря на разные размеры, эти
массивы идентичны по набору пород, их структурно-текстурным признакам и условиям
кристаллизации.
Баянцаганский массив представляет собой небольшое (2х3 км в плане) тело, прорывающее
вулканогенно-осадочные отложения (V-Є1), метаморфизованные в условиях зеленосланцевой фации с
двупироксеновыми роговиками в экзоконтакте, что позволяет оценить глубину становления интрузива
не более 6-7 км и давление в процессе кристаллизации не более 2 кбар. Внутреннее строение
Баянцаганского массива концентрически-зональное с явлениями ритмичной расслоенности. В его
строении выделяются расслоенная серия, краевая и закалочная фации. Расслоенность обусловлена
ритмичным чередованием прослоев различных по меланократовости троктолитов, оливиновых габбро
и, в меньшей степени, анортозитов и габброноритов.
Краевая фация, мощность которой достигает 200 м, резко отделяется от расслоенной серии. Она
сложена недифференцированными безоливиновыми габброноритами. Закалочная фация представлена
мелкозернистыми меланократовыми габбродиоритами. Основность плагиоклаза в породах закалочной
фации (An60-66), что значительно ниже, чем в расслоенной серии (An89-98).
В основании расслоенной серии располагается базальный горизонт меланотроктолитов,
переходящих при приближении к краевой фации в ортопироксенсодержащие разновидности, за счет
появления интеркумулусного ортопироксена. В нижней части разреза преобладают двухчленные
ритмы, представленные троктолитами. В средней и верхней частях разреза преобладают трех- и
четырехчленные ритмы, в которых наблюдается смена кумулусных парагенезисов от троктолитовых
до анортозитовых: Ol+Pl → Ol(Opx)+Pl+CPx → Pl+CPx+OPx Ol+Pl → Pl. Здесь широко проявлены
горизонты лейкократовых габброноритов и анортозитов. Изменчивость состава пород расслоенной
серии Баянцаганского массива обусловлена фракционированием оливина и плагиоклаза, что
подтверждается как петрографическими, так и петрохимическими данными. Представительные
анализы пород приведены в таблице 1.
Таблица 1
Представительные анализы (масс.%) пород Баянцаганского массива,
пересчитанные на сухой остаток
Образец
И2218
Порода
анортозит
SiO2
43,50
TiO2
0,07
Al2O3
32,18
FeO
2,34
305
MnO
0,13
MgO
1,77
CaO
18,68
Na2O
0,95
K2O
0,07
P2O5
0,30
И2248
И2216
КР5181
И2243
И2789
И2224
П5908А
ол. лейкогаббро
оливиновое габбро
троктолит
меланотроктолит
габбронорит
краевой фации
апофизы
средний состав
41,49
40,80
41,05
41,28
48,68
44,59
41,42
41,50
0,13
0,48
0,86
0,17
0,27
0,55
1,12
0,37
25,15
20,72
22,73
12,29
27,07
20,84
15,89
21,35
9,25
12,97
13,56
16,28
5,48
11,74
18,26
12,14
0,16
0,16
0,11
0,20
0,11
0,18
0,19
0,16
9,04
9,29
7,98
19,37
3,17
7,74
9,64
10,65
13,74
14,68
13,23
9,80
12,93
13,16
12,54
12,96
0,72
0,60
0,48
0,40
2,13
0,85
0,68
0,65
0,09
0,06
0,00
0,05
0,13
0,13
0,06
0,06
0,22
0,24
0,01
0,16
0,02
0,21
0,21
0,16
Характерной особенностью пород расслоенной серии является постоянное присутствие
плагиоклаза очень высокой основности, An87-98, что позволяет относить их к алливалитам и эвкритам.
При этом составы оливинов отвечают Fo73-70, а клинопироксены являются диопсидами (табл. 2).
Таблица 2
Представительные анализы пироксенов Баянцаганского массива
Образец
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
Сумма
И2234
центр
52,85
0,14
1,28
0,02
7,82
0,26
15,06
23,33
0,17
100,93
И2234
край
52,84
0,13
1,05
0,00
7,26
0,26
15,35
22,62
0,16
99,67
52,72
0,29
1,66
0,00
6,73
0,22
14,92
23,41
0,14
100,09
И2237
И2242
центр
52,09
0,28
1,66
0,00
7,15
0,23
15,15
22,51
0,17
99,24
И2243
центр
51,41
0,38
2,77
0,17
8,09
0,24
14,87
22,23
0,27
100,42
И2243
край
51,84
0,39
2,90
0,02
8,05
0,22
15,32
22,01
0,23
100,98
И2238-1
53,45
0,10
1,55
0,15
16,99
0,42
26,39
1,05
0,00
100,10
И2240
54,21
0,17
1,67
0,03
16,74
0,44
26,43
1,11
0,00
100,80
Все породы Баянцаганского массива характеризуются высокой глиноземистостью при низком
содержании TiO2, P2O5 и щелочей, и относятся к толеитовой серии, что позволяет использовать
программу COMAGMAT (Ariskin et al., 1993) для моделирования процесса их кристаллизации. В
качестве состава исходного расплава для моделирования использовался средний состав пород
расслоенной серии. Наилучшая сходимость реальных и расчетных составов пород и минеральных
ассоциаций получается при кристаллизации исходного расплава в отсутствии воды при давлении до 2
кбар и фугитивности кислорода, соответствующей буферу QFM (рис. 1). При этом наблюдается
хорошая сходимость реальных и расчетных составов оливинов и плагиоклазов (рис. 2). Расчетные
составы пироксенов являются более железистыми, чем реальные.
Al2 O3 , масс.%
35
30
25
20
15
10
0
5
10
15
20
25
MgO, масс. %
Рис. 1. Расчетные составы расплавов (квадраты) и составы реальных пород Баянцаганского массива
306
(ромбы)
А
Б
В
Г
Рис. 3. Текстуры орбикулярных троктолитов Баянцаганского (А-В) и Хаирханского (Г)
массивов. Полированные спилы шириной 16 см
Хаирханский массив имеет концентрически зональное строение, осложненное разломами и
многочисленными интрузиями гранитоидов. Это один из наиболее крупных интрузивов перидотитпироксенит-анортозит-габброноритовой формации Западной Монголии, площадь которого составляет
около 80 км2 [Габброидные…, 1990]. В его строении выделяется краевая фация и расслоенная серия,
сложенные породами, аналогичными описанным выше.
Характерной особенностью обоих массивов является нарушение рисунка тонкой расслоенности,
ее нерегулярность, деформации, прорывание нескольких слоев собственными дайками, появление
орбикулярных текстур и брекчиевых текстур, сформированных фрагментами тонко расслоенных
пород и орбикул, сцементированных собственными расплавами.
В Баянцаганском массиве орбикулярные породы представляют собой небольшие, (до 20 м)
линзы и выклинивающиеся прослои пород. На Хаирханском массиве прослой орбикулярных пород,
согласный с общей структурой расслоенной серии, прослеживается более чем на 800 метров при
мощности первые метры. Впервые орбикулярные породы этого массива были описаны
О.М. Галаховой [Галахова, 1963]. Размеры орбикул варьируют от 20 см до 1 см в диаметре. При
уменьшении размеров они теряются в крупнозернистом агрегате матрицы, что приводит к плавному
307
переходу орбикулярной текстуры в массивную. При этом одиночные орбикулы встречаются как в
лейкократовых, так и в меланократовых породах на разных уровнях расслоенной серии. Примеры
орбикулярных текстур приведены на рисунке 3.
Орбикулы имеют различное внутреннее строение и отчетливые признаки деформации в жидком
состоянии. Они выделяются в матрице за счет контрастной каймы. В темных, существенно
оливиновых, породах кайма сложена преимущественно плагиоклазом (рис. 3Б), в светлых,
существенно плагиоклазовых породах – оливином (рис. 3В). В проявлениях с крупными орбикулами
кайма представляет собой мелкозернистый агрегат оливина и плагиоклаза (рис. 3А, 3Г). Этот агрегат
имеет более темную окраску по сравнению с ядром и матрицей из-за мелкого размера зерен. Составы
минералов в матрице, ядерной и краевой частях орбикул идентичны.
Одинаковый состав минералов в орбикулах и матрице, отсутствие реакционных
взаимоотношений, признаки деформации орбикул в пластичном состоянии и постепенные переходы
орбикулярной текстуры в массивную позволяют сделать вывод о том, что возможной причиной
возникновения орбикулярных пород Баянцаганского и Хаирханского массивов была ликвация
расплава.
Таким образом, глубина раннекембрийских островодужных магматических камер Озерной зоны
Западной Монголии не превышала 6-7 км. Кристаллизация происходила при низком давлении воды и
фугитивности кислорода, соответствующей буферу QFM, в условиях активных тектонических
движений, что привело к формированию деформационных структур, выжиманию порций остаточного
расплава в солидифицированные горизонты, формированию собственных даек. На ранних этапах
кристаллизации имела место ликвация расплава, благодаря которой сформировались орбикулярные
породы.
Работа осуществляется при поддержке РФФИ (№-04-05-64467) и НШ 4933.2006.5 и ИП 10.7.2.
Список литературы
Габброидные формации Западной Монголии // А.Э.Изох, Г.В.Поляков, А.П.Кривенко , В.И.Богнибов,
Л.Баярбилэг. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1990, 270 с.
Галахова О. М. Основные шаровые породы северо-западной Монголии // Русская и Сибирская
платформы и их обрамление. М.: АН СССР, 1963. C. 176-195.
Изох А. Э., Поляков Г. В., Гибшер А. С. и др. Высокоглиноземистые расслоенные габброиды
Центрально-Азиатского складчатого пояса (геохимические особенности, возраст и геодинамические условия
формирования) // Геология и геофизика, 1998, 39, № 11. С. 93-111.
Поляков Г. В., Богнибов В. И., Изох А. Э. и др. Раннепалеозойская формация расслоенных перидотитпироксенит-габбро-норитовых массивов Северо-Западной Монголии // Геология и геофизика, 1984, № 1. С. 5062.
Ariskin A. A., Frenkel M. Y., Barmina G. S., Nielsen R. L. COMAGMAT – A FORTRAN Program to Model
Magma Differentiation Processes // Comput Geosci., 1993, 19. P. 1155-1170.
Рис. 2. Расчетные составы оливинов и плагиоклазов (ромбы и квадраты) и реальные составы минералов
(закрашенные области)
НЕКОТОРЫЕ
СПЕЦИФИЧЕСКИЕ
ТАФРОГЕННЫХ РИОЛИТОИДОВ
ОСОБЕННОСТИ
А. Е. Костин
ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, aleksandr_kostin@vsegei.ru
Тафрогенный режим (Хаин,1973; Михайлов,1978; Михайлов, Шарпенок,1986 и др.),
сочетающий, как известно, сводообразование с рифтогенным грабенообразованием, обусловливает
формирование контрастной бимодальной по кремнекислотности вулканической ассоциации –
закономерного сочетания базитов с кремнекислыми вулканитами, что и обусловливает специфику
последних. Контрастность состава пород этого режима проявляется как в покровной, так и в
308
экструзивно-жерловой и субвулканической фациях вулканитов. Контрастным является и дайковый
комплекс, образующий в одних случаях мощные и протяженные линейные пояса, переходящие иногда
в дугообразные и полукольцевые, в других – кольцевые системы. В интрузивных комплексах
тафрогенного режима контрастность проявлена не повсеместно. В одних регионах отмечается
сочетания габбро-сиенит-сиенитового и аляскитового комплексов, щелочных габброидов и щелочных
гранитов, тогда как в других отмечены лишь аляскитовые граниты, являющиеся, вероятно, конечным
продуктом эволюционировавших в процессе развития подвижных поясов коровых гранитных очагов.
В структурном отношении тафрогенный режим также объединяет контрастные по своему
характеру формы: с одной стороны, линейные дайковые пояса, активизированные глубинные разломы
и зоны, с другой – изометричные вулканические мульды, кольцевые дайковые пояса и разломы,
изометричные плутоны, сопряженные с унаследованно развивающимися кольцевыми разломами.
Исследование тафрогенных образований в ряде регионов показало, что распространена контрастная
ассоциация обычно широко, практически стирая границы между предшествующими орогенами и
зонами более ранней разновозрастной консолидации. При этом полнота, а возможно и тип ряда
контрастной ассоциации, а также формы ее проявления в различных частях, охваченных тафрогенезом
регионов, несколько различны. Так, в Южном Гиссаре все разнообразие геологических событий
тафрогенного режима сосредоточено главным образом в двух грабенах — поперечном по отношению
к субширотному орогенному своду (Шираталинском), и в грабене, ограничивающем этот свод с юга
(Богаинском), и в горстовом блоке, граничащем с Шираталинским грабеном на востоке. В первом из
этих грабенов тафрогенный магматизм проявлен активно и разнообразно, а его продукты
локализованы в приуроченной к этому грабену овальной (9x5 км) магматогенной структуре
(Ангорисайской). Магматиты объединены в контрастно-бимодальную вулкано-плутоническую
ассоциацию, состоящую из вулканического трахиандезибазальт-шошонит-трахириолитового
(ангорисайского) комплекса в покровной, экструзивно-жерловой и субвулканической фациях,
комплекса гипабиссальных малых интрузий (дайкового) и плутонических комплексов монцонитоидов
и гранитоидов. Контрастность особенно ярко выражена в составе пород эструзивно-жерловой и
субвулканической фаций вулканического и в дайковом комплексе: силлообразные конические залежи
на северо-западе магматогенной структуры сложены трахиандезитами-банакитами, монцонит- и
монцодиорит-порфирами, а центральный экструзивный купол и серия полукольцевых конических
даек, заполняющих систему концентрических трещин в южном обрамлении центрального купола,
гранит- порфирами-риолитами. Завершается тафрогенный магматизм становлением контрастных по
составу плутонических комплексов. Монцонит-сиениты (курукский комплекс) слагают небольшие
штоко- и силлообразные тела по периферии тафрогенной структуры, тяготеющие к разломам,
ограничивающим грабен. Лейкограниты-аляскиты (южноварзобский комплекс) образуют крупный
овальный (10x6 км) массив, лишь частично расположенный в грабене, в юго-восточном обрамлении
структуры, а главным образом – в пограничном горстовом блоке.
Риолитоиды Южно-Гиссарского типа представлены трахириодацитовыми, риолитовыми
грубофьяммовыми базокварцевыми игнимбритами, туфами, а также риолитовыми–трахириолитовыми
невадитовыми с обильным кварцем игнимбритами, игниспумитами. Породы образованы однотипными
минеральными парагенезами и характеризуются петрохимическим родством. При разных
соотношениях в породах постоянны сочетания калинатрового полевого шпата (15-35%), андезинолигоклаза-олигоклаза (5-40%), кварца (5-30%), биотита (3-10%), акцессорных циркона, апатита,
иногда сфена, граната. Это самые кремнекислые (SiO2 до 77%) породы региона, высокожелезистые и
богатые щелочами (5.7-9.0% Na2O-K2O) с натриево-калиевым до калиевого типом щелочности
(Na2O/K2O=0.8-0.3) при отчетливом преобладании калия; на диаграмме K2O-SiO2 составы этих пород
расположены главным образом в области высококалиевой известково-щелочной серии. Временная
последовательность этих магматитов представляет собой прерываемый в ряде случаев становлением
базитов в целом гомодромный ряд (от 67 до 77% SiO2) с модами в областях риодацитов (71-72) и
риолитов (75-77% SiO2), со слабым снижением за счет Na2O суммарной щелочности, неустойчивым,
но в целом ростом калиевости и снижением титанистости пород. Закономерная направленность
изменения параметров пород заключается также в последовательном накоплении Pb, Be, Y, Yb, Rb, F.
Изотопный состав имеет несколько пониженные для коровых пород значения: 87Sr/86Sr=0.708-0.710.
309
По сравнению с риолитами позднего орогенного комплекса, тафрогенные риолитоиды
характеризуются в целом более высокой кремнекислотностью и щелочностью.
В Токрауском регионе (Центральный Казахстан) интенсивность орогенного развития также
предопределила смену орогенного режима тафрогенным, сочетающим остаточное куполообразование,
сопровождаемое риолит-гранитовым магматизмом, с горизонтальными напряжениями в вершинных
частях орогенных сводов, приводящими к заложению магмоподводящих глубинных разломов,
формированию зон растяжения и к проявлению рифтогенного субщелочнобазитового магматизма.
Типовая тафрогенная вулкано-плутоническая ассоциация Токрауской впадины объединяет
полифациальный вулканический, предплутонический дайковый, плутонический и постплутонический
дайковый комплексы. Контрастно-бимодальные по составу породы покровных образований
вулканического комплекса состоят из преобладающих трахиандезибазальтов-шошонитов (реже
трахибазальтов, трахиандезитов-латитов, трахитов), сменяющихся риолитами-трахириолитами. Среди
экструзивно-жерловых и субвулканических образований комплекса соотношения контрастных по
составу пород при их перемежаемости во времени обратные: тела базальтоидов редки и тяготеют к
оконтуривающим вулканический центр коническим и кольцевым трещинам или к радиальнолинейным зонам растяжений; риолитоидные тела более многочисленны и разнообразны,
распространены достаточно широко, образуют сложные штокверкообразные переплетения или
протяженные цепочки. Плутонические проявления ассоциации также контрастны по составу пород: с
одной стороны, это единичные интрузивы монцонитов-сиенитов, с другой – многочисленные
многофазные, обычно изометрической формы интрузивы аляскитов – щелочных гранитов.
Тафрогенные риолитоиды Токрауского типа – это обычно лейкократовые, часто базокварцевые
игнимбриты, игниспумиты, лавы риолит-трахириолитового состава, содержащие во вкрапленниках
калиевый полевой шпат, реже кварц, плагиоклаз и биотит. Риолитоиды относительно однородные,
преимущественно ультракислые субщелочные высококалиевые (отдельные разновидности до
ультракалиевых) породы натриево-калиевого (до калиевого) типа (Nа2О/К2О=1,0-0,3);
последовательный гомодромный ряд этих пород (SiO2=67-76%, Кф=85-95%) характеризуется
снижением для умеренно кислых разновидностей, но в целом ростом их калиевости, снижением
общей щелочности (Σщел=9,5-7,5%), железистости, магнезиальности, титанистости. Тафрогенные
кремнекислые магматиты в целом близки по своим свойствам позднеорогенным, но отличаются от них
присутствием в составе серии пород, близких по своим признакам к комендитам – щелочным
аляскитам (низкие содержания плагиоклаза, присутствие щелочного амфибола (Σщел до 9,5%, К2О до
5%); кроме того, они, по сравнению с позднеорогенными, имеют ярко выраженную геохимическую
специализацию – повышенные содержания Be, Nb, Yb, Y.
Тафрогенез Восточно-Сихотэ-Алинского пояса (ВСАВП), выраженный эоцен-олигоценовой
трахибазальт-трахириолитовой ассоциацией, наиболее развит в южной части территории ВСАВП.
Вулканиты контрастной ассоциации приурочены, в основном, к зонам сквозных поперечных
нарушений, локализуясь в грабенообразных структурах.
Риолитоиды Южно-Приморского типа представлены обсидианами, игнимбритами,
игниспумитами, лавами. По вещественному составу они варьируют от дацитов – трахидацитов до
ультракислых трахириолитов. Наиболее характерными разновидностями являются риодациты –
трахириодациты, трахириолиты и ультракислые трахириолиты. При петрографической характеристике
пород было отмечено, что среди фенокристаллов заметное место занимает плагиоклаз (андезин) и
постоянно присутствуют, наряду с базальтической роговой обманкой, диопсид и гиперстен. В
отдельных шлифах обнаружены реликты оливина в центральных частях иддингситовых псевдоморфоз
по ним. Кварц и санидин – это редкие зерна или вовсе отсутствуют.
Этим породам свойственно присутствие двух генераций плагиоклаза. Первая – это наиболее
крупные зерна ситовидного облика, возникающего за счет коррозии и включения основной массы
породы. В зернах этой генерации наблюдается обрастание относительно основного плагиоклаза
(андезина) более кислым (олигоклазом). Вторая генерация представлена некорродироваными зернами,
которые, как правило, сдвойникованы и (или) зональны. Зональность обычно прямая, но отмечается и
обратная, в редких случаях можно наблюдать кристаллы с повторяющейся зональностью.
Темноцветные минералы риолитоидов образуют характерные ассоциации Opx+CPx±Hb±Bt для
310
игнимбритов (витроигнимбритов) и Bt+Opx±CPx±Hb для витрофировых риолитов-трахириолитов,
риодацитов. Они представлены как обломочными, так и идиоморфными зернами и составляют первые
проценты количественно-минералогического состава породы.
Типичные вариации пород по кремнекислотности составляют 68-75% SiO2. По средним
составам вулканиты относятся к высококалиевой известково-щелочной серии. Отношения K2O/Na2O
составляют 1-1.5 (калиево-натриевая серия), в некоторых трахидацитах они варьируют от 0.75 до 1.
Кремнекислые разновидности ассоциации относятся к крайне низкотитанистому семейству,
дацитовые – к низкотитанистому; все разновидности являются весьма высокоглиноземистыми
породами. Латеральная петрохимическая изменчивость пород заключается в возрастании с юга на
север основности, щелочности, титанистости, магнезиальности, глиноземистости. Спецификой
вещественного состава вулканитов является обогащенность (по сравнению с позднеорогенными) Сr,
Ni, Co, Sn, Be, Ag, V, Zn, Pb. Содержания Sr варьируют от 5 до 450 г/т, Rb – 50-160 г/т. Отмечаются
высокостронциевые и высокорубидиевые разности. Cоотношение изотопов стронция составляет
0.7078.
Сравнительный анализ орогенных и тафрогенных риолитоидов показал, что со сменой
орогенного режима тафрогенным в характере гибридизма и его роли в формировании магматических
формаций происходит качественный скачок. Практическое отсутствие в тафрогенных кремнекислых
породах признаков, свидетельствующих о неоднородности расплава, о неравновесных условиях
кристаллизации, то есть о непосредственном смешении базитовых и кислых расплавов, позволяет
предполагать значительную пространственную разобщенность их источников. В то же время ряд
вещественно-структурных признаков этих пород свидетельствуют об активном в условиях
относительной стабильности режима флюидно-диффузионном взаимодействии контрастных по
составу магм. Можно полагать, что это взаимодействие приводит к некоторому обогащению
кремнекислых – легкоподвижными некогерентными летучими компонентами, о чем свидетельствуют
предельная для кремнекислых магматитов суммарная и калиевая щелочность; пантеллеритовая
тенденция в развитии серий пород; исключительно высокая насыщенность летучими компонентами,
проявляющаяся в преобладании среди вулканитов игнимбритов и игниспумитов. Из перечисленных
признаков и следует, что тафрогенному магматизму свойствен, в отличие от орогенного, флюиднодиффузионый механизм синтексиса пространственно разобщенных магматических очагов.
О происхождении тафрогенных кремнекислых магм позволяют судить следующие важнейшие
характеристики соответствующих пород и их серий-комплексов: самостоятельность кремнекислых
пород по отношению к базитам; преобладание в кислых породах калия над натрием; соответствие
большинства из этих пород гранитовой котектике, свидетельствующие об их кристаллизации при
низком давлении (5 кбар) на малых глубинах (<30 км), что подтверждается также образованием
надочаговых магматогеннотектонических проседаний; кларковые или близкие к ним содержания в
кремнекислых породах различных комплексов когерентных элементов, – Сг, Со, Sc, V, Си, Ti и
преобладание Ва над Sr, что также сближает их с породами гранит-метаморфического слоя. В то же
время кислым породам поздних орогенных и тафрогенных комплексов, как уже отмечалось,
свойственна обогащенность, по сравнению с породами гранит-метаморфического слоя коры,
кремнекислотой и щелочами, особенно калием, пантеллеритовая тенденция в развитии субщелочнокремнекислых серий, повышенные содержания Sr и пониженные Ва, Y, Yb, исключительно высокая
эксплозивность пород, свидетельствующая о высокой их газонасыщенности.
Совокупность признаков кислых пород орогенных и тафрогенных формаций позволяет
предполагать коровую природу магм (87Sr/86Sr=0,708-0,710 для наименее гибридированных
тафрогенных трахириолитов, Южный Гиссар), зарождающихся при палингенно-анатектическом
плавлении метасоматически подготовленного гранит-метаморфического слоя земной коры.
Гомодромная эволюция кремнекислых пород от орогенных формаций к сменяющим их тафрогенным,
и изменения состава пород обусловлены, скорее всего, усилением во времени термальнометасоматической флюидно-диффузионной проработки субстрата и образующихся расплавов и в
какой-то мере с «всплыванием» на фоне сводообразования магматических масс в приповерхностные
слои земной коры.
311
Сравнительная геологическая и вещественная характеристика орогенных и тафрогенных
магматических комплексов и представления автора о петрогенетических процессах магмогенеза
согласуются с пониманием геодинамики орогенного и тафрогенного режимов, отражающих различные
стадии сводообразования в развитии ПП. В соответствии с пульсационным характером развития Земли
(Милановский Е.E., 1978), сводообразованию предшествует эпоха преобладания процессов
растяжений-проседаний, сопровождаемых мантийным магматизмом, с постепенным нарастанием
процессов сжатия-воздымания. От этой эпохи подвижные системы унаследуют интенсивный разогрев
и относительную пластичность земной коры, а также высокое положение мантийных магматических
очагов (Артюшков Е.В., 1979). Проявление режима сводообразования, отражающего эпоху
преобладания деформаций глубинного сжатия, ограничивает процессы зарождения и проникновения
мантийных расплавов в относительно пластичную земную кору. Мантийные расплавы при этом
режиме не столько проникают в кору, сколько наращивают ее снизу, вызывая изостатическое
сводообразование коры. При этом происходит интенсивное воздействие этих расплавов на коровый
субстрат, которое обеспечивает его прогрев, метасоматическую подготовку, плавление и зарождение
коровых очагов и инициирует тем самым процессы смешения разноглубинных магм и появление
гибридных. Различные формы и масштабы синтексиса являются одной из главных причин всего
разнообразия и спецификации орогенных и тафрогенных магматитов.
Эволюция режима сводообразования во времени — усиление на каждом последующем его этапе
роли начальных напряжений растяжения, сменяющихся нарастающим сжатием, приводит к
качественному его изменению, к появлению тафрогенного режима. Последнему, в отличие от
орогенного, напряжения растяжения столь же свойственны, как и сжатия, которые, кроме того, часто
перемежаются во времени. Смена динамики развития сводообразования сопровождается
прогрессирующим разобщением в вертикальной магматической колонне мантийных и коровых
очагов. Первые продолжают углубляться в более высокотемпературные области, вторые "всплывают"
в относительно охлажденные и жесткие слои земной коры, сохраняющие некоторую пластичность
лишь в надочаговых куполах орогенных сводов. Все это обусловливает на тафрогенной стадии
развития подвижных систем сочетание, перемежаемость сопряженного с растяжениями пассивнорифтогенного грабенообразования, сопровождаемого шошонит-монцонитовым магматизмом, с
остаточным надочаговым куполообразованием и сопряженным с ним субщелочно-кремнекислым
коровым магматизмом. Значительная разобщенность в пространстве магматических очагов
практически исключает возможность непосредственного глубинного смешения расплавов, создавая,
однако, благоприятные условия для проявления флюидно-диффузионных форм гибридизма. В
результате качественно новых явлений тафрогенные вулканические, дайковые (гипабиссальных малых
интрузий) и плутонические формации представляют собой закономерные прерывистые совокупности
контрастных по составу магматических пород – производных селективных базитовых выплавок и
палингенно-анатектических коровых магм, подверженных лишь флюидно-диффузионной
контаминации. Последовательные проявления каждого из двух магматических источников
представляют собой в целом гомодромные петрогенетические серии пород, образованные в результате
дифференциации соответствующих магматических очагов. Однако значительная роль флюиднодиффузионного гибридизма, главным образом коровых расплавов, в какой-то мере сближает по
некоторым признакам породы различного происхождения.
Срединно-Азиатский
и его сейсмичность
вулкано-плутонический
пояс
Ф. Я. Корытов
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН,
Москва, yanina@kopytko.ru
Азия расположена в узлах взаимодействия поясов разнотипных и разновозрастных
трансконтинентальных рифтовых структур. Наиболее крупным, сложным и глубинным является
312
Срединно-Азиатский субмеридиональный пояс разломов, ось которого проходит через оз. Байкал,
контролирующий положение Байкальской рифтовой зоны и принадлежность ее к мировой системе
рифтов. Главные ветви этого трансазиатского пояса прослеживаются в Северном Ледовитом океане
(хребты Ломоносова и Гаккеля с котловиной Амундсена), а также в Индийском океане (ВосточноИндийский хребет, Зондские острова и желоб). К этому поясу приурочена одна из крупнейших на
Земле Срединно-Азиатская минерагеническая провинция, в которой находятся разнотипные и
разновозрастные гигантские месторождения алмазов, золота, редких земель, урана, солей, угля, нефти,
газогидратов, металлогазогидратов и других полезных ископаемых. В Срединно-Азиатском поясе
проявлен интенсивный магматизм, включая кимберлитовый и карбонатитовый. Этот пояс, являясь
звеном трансглобальной системы глубинных структур, характеризуется контрастными
геофизическими аномалиями в коре, мантии и ядре Земли. Рассматриваемый пояс отличается
разновозрастным вулканизмом, включая углеводородный, соляной и грязевый, и высокой
сейсмичностью. Самые сильные землетрясения в России приурочены именно к этому поясу. Наиболее
катастрофическое из них произошло в 1725 году. Оно охватило все Забайкалье, Прибайкалье и
Северную Монголию. В результате него изменились очертания значительной части русел рек и
берегов Байкала, Хубсугула, а также началось формирование Гусиного озера. Подобное землетрясение
случилось в начале 1862 года, когда только в дельте реки Селенги за одну ночь образовалась кальдера
и под водами Байкала исчезла Цаганская степь с пятью бурятскими улусами. На этом месте возник
залив Провал, глубиной до 10 м и площадью около 300 кв.км. К поясу приурочены сильнейшие
землетрясения Монголии (Северо-Хангайское в 1905 г. и Гоби-Алтайское в 1957 г.) и Китая, где в
провинции Шэньси в 1556 г. погибло 830 тыс. человек, и в провинции Ганьсю в 1976 г. погибло около
180 тыс. человек. Высокая сейсмичность пояса характерна и для его рифтогенных океанических
ветвей. Поэтому закономерными являются в нем катастрофические землетрясения с мощными цунами
и извержениями грязевых вулканов в 2004 и 2005 гг. в районе о. Суматра Индийского океана, которые
унесли около 300 тыс. человеческих жизней. Это свидетельствует о том, что Срединно-Азиатский пояс
линейных, дуговых, кольцевых и вихревых рифтов является одним из самых сейсмичных на Земле, в
нем при землетрясениях погибло около 1,5 млн. человек.
Существуют связи вулканизма и нео- и палеосейсмичности пояса с особенностями строения и
состава земной коры, мантии и ядра Земли. Последнее представляет собой громадный генератор
разнотипной плазмы, включая наноплазму, состоящей из водорода, гелия, хлора, фтора и других
химических элементов. С закономерностями выделения из ядра Земли струй плазм связаны магмо- и
рудогенез, вулканизм и сейсмичность, а также главные процессы циркуляции в гидросфере и
атмосфере, например, формирование циклонов, антициклонов и смерчей. Все это с позиции
наногеологии может служить критериями прогноза вулканических извержений, землетрясений и
других связанных с ними катастрофических явлений.
УНИКАЛЬНЫЕ
МИНЕРАЛЬНЫЕ
АССОЦИАЦИИ
БУХИТОВ
ИЗ
КАЙНОЗОЙСКИХ
БАЗАЛЬТОВ
ПРИМОРЬЯ
КАК РЕЗУЛЬТАТ СЕЛЕКТИВНОЙ КОНТАМИНАЦИИ
С. О. Максимов
Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, sakhno@fegi.ru
Ассимиляция мантийными базальтовыми магмами сиалической континентальной коры имеет
важные геохимические следствия, значительно искажающие интерпретацию эволюционной
направленности магматического процесса. Они в значительной степени определяются литологической
гетерогенностью фундамента и, как результат, вариациями состава протолита и его термальной
устойчивостью. Особенно важную роль процессы ассимиляции начинают оказывать на изменение
петрогеохимических и изотопных характеристик при излиянии низковязких, высокотемпературных
расплавов, формирующих в течение ограниченного временного интервала объемные платообразные
постройки. Турбулентный динамический режим подъема таких магм, в отличие от ламинарного
313
движения расплавов, прошедших определенную стадию нуклеации и дегазации, способствует
ускоренному диффузионно-конвективному притоку коровых компонентов, включая REE, Sr87 [Huppert
et al., 1985; Chambell, 1985] из подплавленных стенок магматической камеры и подводящих каналов.
Процесс ассимиляции рассматривается нами не как простое переплавление вещества
захваченных ксенолитов и вмещающего субстрата, с последующей гомогенизацией этих выплавок в
объеме магматического расплава, а как в значительной степени селективный химический процесс
взаимодействия с конвективно-инфильтрационно-диффузионным обменом ( расплав  твердая фаза,
расплав  расплавленная ксенофаза), управляемый энергетической целесообразностью
направленности реакций. Отчетливо селективный характер подобного взаимодействия, наблюдаемый
на многочисленных природных примерах реакционного преобразования широкого спектра составов
коровых ксенолитов, включенных в базальтовые потоки, обусловливает, в свою очередь, также и
закономерные изменения состава самих базальтовых магм.
Явления магматического замещения, химического растворения твердофазового, температурно
устойчивого силикатного вещества, отчетливо фиксирующиеся и имеющие огромные масштабы в
развитии кислых гранитоидных систем, несомненно, играют роль и при взаимодействии с
базальтоидными магмами, лишь усиливаясь температурной контрастностью реагирующих систем:
расплав  твердофазовая среда, что обусловливает одновременное подплавление реагирующего
вещества. Коровые, обычно гранитоидные, ксенолиты корродируются и буквально растворяются в
афировом базисе базальтов.
К проблеме взаимодействия мантийных базальтовых магм с сиалическим веществом коры на
пути их подъема к поверхности и конкретным механизмам такого взаимодействия постоянно
привлечен интерес исследователей. Комплексное изучение процессов ассимиляции – контаминации
наиболее полно проведено на эталонных объектах Северо-Западной Шотландии и Восточной
Гренландии [Markl, 2005; Preston et al., 1998]. В нашем случае подобным полигоном служит
Шуфанское базальтовое плато Южного Приморья.
Пестрый литологический состав фундамента, включающий осадочные породы черносланцевого
пелитового, известковистого, кремнисто-терригенного состава, габбро-гранитные интрузии, в
сочетании с высокотекучим характером базальтовых магм, определяют Шуфанское базальтовое плато
как уникальный по масштабам и разнообразию контаминационных явлений объект для
минералогических, петро- геохимических и изотопных исследований.
При изучении неогенового базальтового вулканизма Южного Приморья, в составе базальтового
покрова Шуфанского вулканического плато были обнаружены в различной степени переплавленные
ксенолиты реститов, термально преобразованных пород уникального ультраглиноземистого и
ультражелезистого состава – бухиты. Находки бухитов пространственно тяготеют к площадям
распространения наиболее контаминированных кремне-калиевыми выплавками континентальных
толеитов, что, несомненно, отражает определенную комплементарность, сопряженность
магматических
процессов.
В
пределах
этих
вулканических
ареалов,
сложенных
высококонтаминированными базальтами, а фактически трахиандезитовыми контаминантами (57-59 %
SiO2, около 6% Na2O+K2O), бухиты включены преимущественно в подстилающие оливиновые
базальты, по мере реакционного взаимодействия с растворяемым веществом бухита переходящие в PlOpx разности. Размеры ксенолитов часто такситово-полосчатых бухитов колеблются от первых
сантиметров до 1-2 метров. Бухиты характеризуются иногда кавернозным, но чаще монолитным
сливным обликом, особенно характерным для гомогенных бухитовых стекол. Наблюдается смешение
бухитового расплава с базальтовой расплавной фазой. Однако этот процесс в значительной степени
затруднен, вероятно, в силу аномально высокой вязкости ультраглиноземистого бухитового расплава,
и лишь будучи дезинтегрированным на мелкие обособления, последний начинает интенсивно
смешиваться и ассимилироваться базальтовой магмой, приводя к кардинальным изменениям
последней: смене оливин-клинопироксеновой ассоциации на исключительно ортопироксеновую,
появлению "глазков" тридимита.
Химический и минералогический состав бухитовых включений крайне необычен и подобен в
некоторых чертах (как и механизм образования) бухитам Шотландии и Восточной Гренландии [Markl,
2005; Preston, 1998]. Валовый химический состав плавленых ксенолитов, незначительно варьируя,
314
отвечает ультражелезистому кордиериту (табл.1), но обогащен титаном и хромом. Его аномальность,
обусловленная химической и тепловой экстракцией из метапелитов всех сильных катионов
(декатионизацией) и высоковосстановительной средой кристаллизации, определяет и уникальность
состава кристаллизующихся минеральных фаз: ультражелезистых, не имеющих мировых аналогов
кордиеритов, предельно железистого герцинита (f до 99%), аномально высокоглиноземистого
псевдобрукита (9% Al2O3), игольчатых микролитов муллита и силлиманита, капельных выделений
самородной меди (табл. 2). Присутствуют также: незначительное количество лейст плагиоклаза № 4763, зерна тридимита и кристобалита, интерстициальные выделения риолитового калиевого стекла. В
целом можно выделить две основные группы составов бухитов: 1 – существенно монокордиеритовый
тип гомогенных бухитовых стекол с ильменитом, псевдобрукитом, герцинитом и 2 –
безкордиеритовый, существенно муллит-герцинитовый тип, обогащенный риолитовым стеклом. По
данным микрозондового изучения в обоих типах бухитов установлена силикатная матрица
необычного ультраглиноземистого состава (до 60% Al2О3), относительно обогащенная калием и
барием. Закономерные вариации ее химического состава свидетельствуют об изоморфном обмене Si и
Al. В такситовых, тонкополосчатых бухитовых стеклах обнаружена еще одна любопытная
минералогическая особенность: состав микролитов кордиерита из лейкократовой стекловатой
матрицы (полос) и темно-зеленой, обогащенной герцинитом, существенно различен (f первого – 59%, f
второго – 75%). Подобные факты неравновесности согласуются с микроструктурными особенностями
бухитового вещества – его крайне инертным, несмесимым состоянием в подвижном маловязком
базальтовом расплаве. Вероятно, высокая вязкость ультраглиноземистого расплава препятствовала как
интенсивной смесимости, так и скорости диффузии компонентов, обусловливая неравновесность даже
в тонких прослойках расплавленного вещества.
Закономерная приуроченность находок переплавленных реститов метапелитового субстрата к
вулканическим структурам базальтового плато с максимальным проявлением контаминированности
базальтов кремне-калиевыми гранитоидными выплавками и обогащенности в различной степени
преобразованным ксеногенным коровым материалом, наглядно отражает комплементарность
двустадийного процесса. Сформированные на первом этапе реститовые кумулаты (в результате
термальной и химической экстракции) подвергаются в процессе выноса на поверхность дальнейшей
дезинтеграции, переплавлению, химическому преобразованию и, наконец, растворению в базальтовом
расплаве. Параллельно происходит обогащение базальтов термально и химически экстрагированными
из метапелитов кремнеземом и щелочами (калием).
Таблица 1
Химический состав бухитов
№ обр.
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
К2О
P2O5
H2OПпп
Сумма
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Cs
М-5332
38,88
3,89
31,52
5,82
15,75
0,17
0,43
0,47
0,17
0,42
0,50
0,30
1,60
99,92
29
36
18
185
38
3,0
П-389-1
40,85
3,54
29,28
11,59
9,94
0,03
0,78
0,20
0,90
0,90
1,19
100,29
55
25
18
245
30
7,6
М-5446
39,63
3,49
29,22
12,09
11,56
0,15
1,28
0,45
0,49
0,41
0,58
0,20
0,60
100,15
315
М-5456
40,90
3,25
32,67
1,28
16,26
0,61
1,58
0,55
0,15
0,57
0,59
0,10
1,05
99,56
М-5497
39,00
2,96
34,35
10,50
10,72
0,16
0,11
0,74
0,55
0,24
0,40
0,17
99,90
М-5505
42,51
3,16
33,19
5,15
11,36
0,26
0,14
0,76
0,90
0,70
0,53
0,18
0,95
99,79
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
Pb
Th
U
Cr
Co
Ni
473
19
60
4,0
18
4,0
1,0
3,6
0,6
3,2
0,7
1,7
0,2
1,3
0,16
5,0
2,0
1,8
7,04
2,2
339
60
237
129
17
33
3,4
12,4
2,6
0,64
2,40
0,42
2,8
0,62
1,7
0,3
1,6
0,26
6,8
1,8
46,2
15,08
3,90
339
11,6
119
Несмотря на очевидное декатионирование, обеднение сильными катионами: Са, Mg, K, Na,
процесс преобразования метапелитов в бухиты не носит характера кислотного выщелачивания, что
отражается в умеренно повышенных концентрациях LREE, Ba, Cs, отсутствии выраженного
европиевого минимума – наиболее чуткого геохимического показателя, прежде всего, кислотного
характера магматических процессов, а не "мифического" плагиоклазового эффекта [Жариков, 1996]. В
то же время, характер преобразования вещества протолита отчетливо указывает на роль не только
термальной экстракции селективных низкотемпературных выплавок, но и на более сложное
химическое взаимодействие базальтовой магмы с подплавленным субстратом в масштабах
близповерхностной магматической камеры. Это в определенной степени подтверждается
деплетированностью рестита термоустойчивым магнием и аномальным накоплением титана.
При общей аналогии процесса химическому контактово-термальному преобразованию
[Ревердатто, 1970], при взаимодействии базальтовой магмы с метапелитами наблюдается его бóльшая
термальная продвинутость с интенсификацией диффузионных обменных реакций на стадии
подплавления.
Химическая модификация, преобразование и подплавление черносланцевых углеродистых
высокоглиноземистых метапелитовых пород, в условиях взаимодействия с базальтовым очагом –
вероятный источник создания высоковосстановительной обстановки кристаллизации бухитов. Вместе
с тем, отчетливая декатионизация метапелитового вещества с накоплением относительно слабых
амфотерных катионов обусловливает аномально низкую основность системы (низкую концентрацию
О2-), что, в свою очередь, определяет [Коржинский, 1978] переход элементов в более низкое валентное
состояние, способствуя образованию необычной минеральной ассоциации.
Характер распределения REE в бухитовых стеклах отражает умеренное фракционирование
HREE, что является закономерной чертой подобных образований и коррелируется с высокой степенью
накопления относительно кислотных катионов. В то же время, отчетливое обогащение титаном не
коррелирует с умеренной деплетированностью пород Nb, Та и может отражать не
кристаллоизоморфное распределение в низкоокислительных условиях, а крайне низкую основность
среды и концентрирование этих компонентов в экстрагируемой расплавной фазе.
Масштабность ассимиляционных процессов, характерных для платобазальтовых сооружений,
подобных Шуфанскому, сформированных существенно афировыми, перегретыми, маловязкими
расплавами, без какого-либо теплового вклада кристаллизационного процесса, позволяет провести
критическую переоценку популярной модели АФК и более детально рассмотреть химический аспект
316
конвективно-диффузинного механизма флюидно-магматического
расплавных и расплав-твердофазовых систем.
взаимодействия
контрастных
Список литературы
Жариков В. Л. Некоторые аспекты гранитообразования // Вестник МГУ, сер. геол., 1996, № 4. С. 3-12.
Коржинский Д. С. Зависимость степени окисления железа в магме от щелочности // Докл. АН СССР,
1978. Т. 238, № 4. С. 948-950.
Ревердатто В. В. Фации контактового метаморфизма. М.: Недра, 1970, 271 с.
Campbell I. H. The difference between oceanic and continental tholeiites: a fluid dynamic explanation // Contrib.
Miner. Petrol., 1985, V. 91. P. 37-43.
Huppert H. E. and Sparks R. S. Y. Coоling and contamination of mafic and ultramafic magmas during ascent
through continental crust // Earth Planet. Sci. Lett., 1985, V. 74. P. 371-386.
Markl G. Mullite-corundum-spinel-cordierite-plagioclase xenolithe in the Skaergaard Marginal Border Group:
multi-stage interaction between metasediments and basaltic magma // Contrib. Miner. Petrol., 2005, V. 149.
Preston R. J., Bell B. R., Rogers G. The Loch Scridain Хenolithic Sill Complex, Isle of Mull, Scotland:
Fractional crystallization, Assimilation, Magma-mixing and crustal Anatexis in Subvolcanic Conduits // Journ. Petrol.,
1998, V. 39, № 3. P. 519-550.
ПЕТРОЛОГИЯ И ГЕОХИМИЯ УЛЬТРАКАЛИЕВЫХ
ВОСТОЧНО-АФРИКАНСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ
1Н.
ПОРОД
С. Муравьева, 2А. В. Иванов
1Институт
2Институт
геохимии и аналитической химии им.В.И.Вернадского РАН, Москва, natash@geokhi.ru
земной коры СО РАН, Иркутск, aivanov@crust.irk.ru
Современные рифтовые зоны являются уникальным объектом для изучения мантийного
магматизма. Классическая область проявления ультракалиевого магматизма – Западная ветвь
Восточно-Африканской рифтовой зоны. Встречающиеся там магматические породы обнаруживают
максимальную степень обогащения щелочами и редкими некогерентными элементами. В Западной
(Танганьикской) зоне, протяженностью от озера Альберт до озера Танганьика, эффузивные породы
слагают несколько провинций – Торо-Анколе, Вирунга, Ю.Киву, Рунгве. Многочисленные
исследования, проводившиеся в данном регионе [Белоусов и др., 1974; Platz et al., 2004, Furman,
Graham, 1999; Иванов и др. 1998], позволили охарактеризовать магматизм вулканических полей
Вирунга, Рунгве, Ю.Киву.
Самые молодые вулканиты северного окончания рифтовой зоны Торо-Анколе (10-12 млн. лет)
изучены менее детально. В этой провинции встречаются ультракалиевые разновидности
магматических пород камафугитового ряда: мафуриты, катунгиты, угандиты. Нами на основании
определения состава вкрапленников и содержания в породах редких и петрогенных элементов
получены новые данные по петрологии и геохимии, проливающие свет на происхождение
ультракалиевых пород данного района. Исследованы образцы мафуритов, катунгитов и угандитов
провинции Торо-Анколе (вулканическое поле Буньяругуру) и угандиты, лейцитовые базаниты и
лейцититы вулканического поля Вирунга (вулкан Високе и Махавура), собранные во время полевых
работ 1968-1969 гг. В.И. Герасимовским и А.И. Поляковым. Часть пород – ультракалиевые
высокомагнезиальные камафугиты Буньяругуру – кристаллизовались из «примитивных» расплавов,
представляющих собой неизмененные или слабоизмененные мантийные выплавки, тогда как среди
эффузивов вулкана вулканического поля Вирунга встречаются дифференцированные разности –
мелалейцититы, лейцититы, лейцитовые базаниты. Такая выборка позволяет сравнить особенности
магматизма двух соседних провинций, оценить роль процессов кристаллизации и сопоставить состав
их мантийного источника. Содержания редких элементов определены методом ICP MS в Институте
земной коры СО РАН.
Особенности исследованных пород в отношении петрогенных и редких элементов показаны на
представительных вариационных диаграммах (рис.1). Из графиков видно, что магматизм
317
вулканических полей Вирунга и Буньярунгуру имеет различные источники (Zr – MgO и La/Yb – SiO2),
а также что химизм пород в значительной степени обусловлен фракционированием оливина
(корреляция NiO и MgO) и клинопироксена (корреляция CaO/Al2O3 и MgO). Интенсивность и тип
процессов фракционной кристаллизации различаются для двух провинций. Если в вулканитах ТороАнколе существенную роль играет фракционирование оливина, то в породах Вирунги в значительной
степени проявлено клинопироксеновое фракционирование.
Рис. 1. Вариационные диаграммы, иллюстрирующие соотношении петрогенных и редких элементов в
исследованных породах. Ромбы – эффизивы Торо-Анколе, треугольники – эффизивы провинции Вирунга
Состав породообразующих минералов был определен в четырех образцах угандитов
(оливиновых мелалейцититов) на микроанализаторе Cameca (ГЕОХИ РАН, аналитик В.Г.Сенин). Три
угандита из вулканического поля Буньярунгуру, один – из вулкана Високе (вулканическое поле
Вирунга). Все образцы из кратеров вулканов, два из них пористые, два – однородные лавы.
Минеральный состав вкрапленников обычен для оливиновых мелалейцититов: оливины,
клинопироксены, лейцит, титаномагнетит, хромшпинелид, перовскит, слюда. В основной массе
присутствуют кальсилит, апатит. Породы несут следы интенсивной флюидной проработки. В
минералах часто встречаются включения разных типов – флюидные, частично раскристаллизованные
расплавные и кристаллические (твердофазовые). Часть вкрапленников зональна. Отдельные
вкрапленники корродированы и содержат стекло.
318
Рис. 2. Содержание никеля в зависимости от магнезиальности исследованных оливинов из угандитов.
Пустые значки относятся к краевым зонам вкрапленников
Состав оливинов изменяется в интервале Fo90 – Fo71. Наиболее железистые составы относятся к
включениям в клинопироксенах. Содержание NiO в высокомагнезиальных оливинах достигает 0,48%
вес (рис. 2), что свидетельствует о глубинной кристаллизации вкрапленников, протекавшей в условиях
верхней мантии. Некоторые зерна оливинов, имеющие остроугольную форму, возможно, являются
дезинтегрированными нодулями. Состав шпинелидов, включенных в оливины, и фенокристов
характеризуется низким содержанием глинозема и повышенным содержанием Fe2O3. Обращает на
себя внимание характер зональности оливинов и клинопироксенов. В различных зернах встречается
зональность как «прямая», так и «обратная», тогда как часть вкрапленников однородна. Если прямая
зональность (постепенное уменьшение магнезиальности краевых частей вкрапленников) объясняется
традиционной кристаллизационной дифференциацией, то обратная зональность требует в каждом
случае отдельного рассмотрения. Магнезиальность клинопироксенов в исследованных образцах
изменяется от 0,9 до 0,4 Mg# (рис. 3). Включения клинопироксенов в клинопироксенах и ядра
отдельных зерен зональных пироксенов в угандитах Торо-Анколе характеризуются повышенными
концентрациями железа (до 17% вес.FeO) и натрия (до 2,5 % вес. Na2O), тогда как во внешней зоне
содержания FeO ~ 4 – 6 % вес. и Na2O 0,4-0,7 %. Подобные клинопироксены описаны для щелочных
базальтов различных провинций – Центральный Французский массив [Pilet et al., 2002, 2004],
Западный Эйфель [Duda, Schminke, 1985], Италии [Barton et al., 1982], Уганды [Lloyd, 1981].
Очевидно, что кристаллизация ядер пироксенов, так же как и кристаллических включений, проходила
из расплавов, обогащенных железом, существенно отличающихся от состава породы в целом.
Образование клинопироксенов такого состава связывают с высокобарной кристаллизацией
щелочнобазальтовой магмы [Duda, Schminke, 1985] и с процессами мантийного метасоматоза [Pilet et
al., 2002]. В экспериментах по плавлению ксенолитов Уганды низкоглиноземистые, высоконатриевые
клинопироксены подобного состава были получены при давлении 30 кбар и 1230 оС [Lloyd et al.,
1985].
Рис. 3. Содержание натрия в зависимости от магнезиальности клинопироксенов из угандитов. Пустые
значки относятся к краевым зонам вкрапленников
Особый интерес представляют вкрапленники флогопит-биотита, поскольку этот минерал
является основным концентратором калия при P-T параметрах верхней мантии, что существенно
319
определяет специфику химизма магм данного района. Слюда в исследованных образцах образует как
фенокристы – в лавах, так и мегакристы – в пористых образцах, претерпевших существенную
дегазацию при быстром подъеме. Максимальное содержание Cr2O3 в флогопитах-мегакристах
составляет 1,7% вес., а магнезиальность – 0,88 Mg#, что характерно для мантийных образований. Все
мегакристы, в отличие от фенокристов, имет краевую зональность и в значительной степени замещены
оливином, лейцитом, клинопироксеном и титаномагнетитом. Разложение мегакристов слюды при
декомпрессионном подъеме магм с выделением летучих может быть описано реакцией типа Phlog 
Ol + (+Cpx) + Lc + TiMt + H2O.
Результаты проведенного исследования свидетельствуют о том, что образование угандитов
проходило в несколько этапов. Характер зональности вкрапленников и твердофазовых включений
указывает на смешение различных порций расплава. Вероятно наличие как минимум двух
резервуаров, расположенных на уровне литосферы и астеносферы. Наиболее реалистичным сценарием
образования вулканических пород Торо-Анколе представляется модель [Pilet et al., 2002, 2004; Duda,
Schminke, 1985], согласно которой первые порции расплава «просачиваются» сквозь верхние
горизонты. В процессе подъема по узким каналам и трещинам они претерпевают кристаллизационную
дифференциацию. Они либо скапливаются в промежуточном очаге на границе литосферы –
астеносферы, либо затвердевают в виде жил в мантии. Позднее новые порции магм, образовавшиеся
при больших степенях плавления мантии, при подъеме захватывают порции дифференцированных
расплавов и кристаллические фазы, что можно наблюдать на примере зональных пироксенов
провинции Торо-Анколе.
Для вулканических пород провинции Вирунга, где диффенециаты щелочно-базальтовой магмы
распространены более широко, для вулкана Високе нами проведена количественная оценка роли
фракционной кристаллизации. При построении модели использовались данные по составу пород и
минералов-вкрапленников. Расчеты фракционирования калиевой щелочной серии ВосточноАфриканской рифтовой зоны “оливиновый мелалейцитит (угандит) – мелалейцитит – лейцитит”
проводились с помощью баланса масс. Полученные результаты показали принципиальную
возможность образования лейцититового остаточного расплава из исходного угандитового за счет
фракционирования оливина, клинопироксена, лейцита и флогопита.
Список литературы
Белоусов В. В., Герасимовский, Горячев А. В. и др. Восточно-Африканская рифтовая система. Т. 3.
Геохимия. Сейсмология. Основные результаты. М.: Наука, 1974, 288 с.
Иванов А. В., Рассказов С. В., Бовен А., Андре Л., Маславская М. Н., Тему Е. Б. Позднекайнозойский
щелочно-ультраосновной и щелочно-базальтовый магматизм провинции Рунгве, Танзания // Петрология, 1998.
Т. 6, № 3. С. 228-251.
Barton M., Varekamp J. C., Bergen vM. J. Complex zoning of clinopyroxenes in the lavas of Vulsini, Latium,
Italy: evidence for magma mixing // J. Volcan. Geotherm. Res., 1982, 14. P. 361-388.
Duda A., Schminke H.-U. Polybaric differentiation of alkali basaltic magmas: evidence frome green-core
clinopyroxenes (Eifel,FRG) // Contrib. Mineral. Petrol., 1985, 91. P. 340-353.
Furman T., Graham D. Erosion of lithospheric mantle beneath the East African Rift system: geochemical
evidence from the Kivu volcanic province // Lithos, 1999, 48. P. 237–262.
Lloyd F. E. Upper-mantle metasomatism beneath a continental rift: clinopyroxenes in alkaline mafic lavas and
nodules from South-West Uganda // Mineral.Mag., 1981, 44. P. 315-323.
Lloyd F. E., Arima M., Edgar A. D. Partial melting of a phlogopite-clinopyroxenite nodule from south-west
Uganda: an expermental study bearing on the origin of hidhly potassic continental rift volcanics // Contrib. Mineral.
Petrol., 1985, 91. P. 44321-329.
Pilet S., Hemandez J., Villemant B. Evidence for high silic melt circulation and metasomatic events in the
mantle beneath alkaline provinces: the Na-Fe-augitic green-core pyroxenes in the Tertiary alkaline basalts of the Cantal
massif (French Massif Central) // Mineral.Petrol., 2002, 76. P. 39-62.
Pilet S., Hemandez J., Bussy F., Sylvester P. J. Short-term metasomatic control of Nb/Th rations in mantle
sources of intraplate basalts // Geology, 2004, V. 32, № 2. P. 113-116.
Platz T., Foley S. F., Andre L. Low-pressure fractionation of the Nyiragongo volcanic rocks, Virunga Province,
D.R. Congo. // J.of Volcan. and Geother. Res., 2004, 136. P. 269-295.
320
Происхождение андезитов в результате коровой контаминации
базальтовых
магм
(голоценовый
вулканический
конус
горы Мохнатенькая, Южная Камчатка)
1 А.
Б. Перепелов, 2 Н. С. Карманов, 3 О. В. Дирксен, 3 Г. П. Пономарев, 1В. С. Антипин
1 Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск, region@igc.irk.ru
2 Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, krm@geo.buryatia.ru
3 Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, dirksen@kscnet.ru
Введение. Процессы образования андезитов в островодужных и окраинно-континентальных
геодинамических обстановках рассматриваются в рамках различных петрогенетических моделей.
Согласно одним из них, андезиты образуются в процессе кристаллизационной дифференциации
исходных базальтоидных магм [Кадик и др., 1986] или в результате кумулятивных процессов из
кислых расплавов [Наумов и др., 1997]. Другая концепция объединяет модели самостоятельного
формирования первичных андезитоидных магм мантийного, корового и смешанного мантийнокорового происхождения в зависимости от типа родоначального субстрата [Иванов, 1990; Yagodzinski,
Volynets, 1994]. Кроме того, предлагаются модели образования андезитов при смешении основных и
кислых расплавов [Биндеман, 1991] и контаминации базальтоидных магм кислым кристаллическим
веществом. Анализируя последний тип моделей, предлагается рассмотреть эволюцию
примечательного в петрологическом отношении голоценового ареального вулканического конуса
горы Мохнатенькой на Южной Камчатке. История развития этого вулканического сооружения
демонстрирует антидромную направленность в смене составов пород. Формирование на начальном
этапе его развития значительных объемов андезитовых расплавов и на заключительном этапе
базальтовых, а также присутствие в лавах ксеногенного кислого материала требуют решения вопроса
их генетической общности или установления иных причин образования андезитовых магм, не
характерных для ареального типа вулканизма.
Таблица 1
Содержание петрогенных (мас.%) и редких элементов (г/т) в породах вулкана Большой Паялпан
№ обр.
Порода
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
LOI
Сумма
Be
Sc
V
Cr
Co
Ni
Cu
Zn
Ga
Ge
Rb
КПППППППП31-05 2508
2715
2550
2541
ЩБ
ЩБ
ЩБ
ЩБ
TAБ
48.69 49.71 49.75 50.40 53.69
1.60
1.47
1.63
1.67
1.35
16.31 16.55 16.36 17.55 17.30
4.91
4.57
6.29
3.94
4.19
4.85
5.03
3.59
5.39
4.67
0.16
0.16
0.16
0.15
0.14
8.86
8.22
7.54
5.64
4.51
8.96
8.62
8.81
9.06
7.32
3.56
3.54
3.65
3.91
4.25
1.46
1.51
1.46
1.43
1.41
0.38
0.41
0.49
0.50
0.34
0.27
0.18
0.24
0.39
0.67
100.01 99.97 99.97 100.02 99.85
1.4
1.4
1.5
1.4
1.4
26
25
24
27
20
247
248
236
271
206
248
237
196
87
47
38
38
36
29
31
132
128
106
35
52
39
66
41
65
57
79
85
95
91
83
19
18
18
20
21
1.4
1.4
1.4
1.5
1.4
25
25
24
21
22
№ обр.
Порода
Y
Zr
Nb
Cs
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
W
Pb
Th
321
КПППППППП31-05
2508
2715
2550
2541
ЩБ
ЩБ
ЩБ
ЩБ
TAБ
21
20
22
22
20
154
147
155
163
145
16.2
15.0
14.5
17.1
12.0
0.31
0.31
0.42
0.26
0.42
436
488
481
502
438
18.11 18.14 19.46 20.51 16.76
40.92 40.89 43.49 46.80 37.67
5.30
5.27
5.73
6.03
4.91
22.41 21.92 23.85 25.63 20.60
5.09
5.20
5.52
5.80
4.76
1.60
1.62
1.74
1.81
1.48
4.68
4.69
5.13
5.37
4.36
0.71
0.71
0.78
0.79
0.66
4.08
4.11
4.38
4.61
3.91
0.80
0.82
0.85
0.90
0.78
2.12
2.21
2.21
2.35
2.10
0.31
0.31
0.32
0.33
0.30
1.84
1.91
1.93
1.98
1.84
0.27
0.28
0.28
0.29
0.27
3.80
3.61
3.47
3.65
3.65
0.96
0.84
0.83
0.86
0.70
0.28
0.22
0.27
0.17
0.21
3.57
4.29
4.63
4.32
4.60
1.77
1.90
2.00
2.31
2.09
Sr
638
676
711
766
570
U
0.59
0.59
0.68
0.63
0.65
Примечание. Наименование пород: ЩБ – щелочной оливиновый базальт, TАБ – трахиандезито-базальт.
Координаты точек: ПП-2508 (H=1234 м, 55o53.641’N, 157o50.058’E), ПП-2715 (H=1868 м, 55o52.523’N,
157o47.313’E), ПП-2550 (H=1540 м, 55o53.562’N, 157o47.552’E), ПП-2541 (H=1360 м, 55o53.474’N, 157o47.986’E).
Анализы выполнены в Институте геохимии СО РАН: петрогенные компоненты – методом RFA (аналитик
Климова А.К.), FeO – методом титрования (Коваль Л.П.), редкие элементы – методом ICP-MS в Центре
коллективного пользования Иркутского научного центра СО РАН на масс-спектрометре с высоким разрешением
ELEMENT 2 Finnigan MAT, Germany (аналитики: Чувашова Л.А., Смирнова Е.В., Ложкин В.И., Мысовская И.Н.).
Контроль ICP-MS анализа проводился с использованием стандартных образцов BHVO-1, JB-2, BIR-1, JA-1.
Геологическое строение и история развития вулканического центра. Вулканический конус
горы Мохнатенькая входит в число шлаково-лавовых вулканических построек верхнеплейстоценголоценовой зоны ареального базальтоидного вулканизма Толмачева Дола. Этот вулканический район
принадлежит центральной зоне Южно-Камчатского плиоцен-четвертичного вулканического пояса.
Вулканическое сооружение сложено серией непротяженных лавовых потоков до 500-600 м в длину, а
ее диаметр достигает 1,5 км (рис. 1). В привершинной части сооружения находятся два кратера.
Наиболее «древний» и крупный из них частично разрушен и представляет собой воронку взрыва –
маар диаметром до 300-350 м. Этот центр извержений сформировал щитообразную постройку,
сложенную лавами, агглютинатами и шлаками магнезиальных андезитов. В пределах «древнего»
кратера расположен более «молодой» шлаковый конус диаметром ~250 м и глубиной кратерной
воронки до 30 м. Лавовые потоки, спускающиеся от «молодого» кратера на запад, представлены
магнезиальными оливиновыми базальтами. Мощность лавового покрова вулкана меняется от 5-10
метров у фронта потоков до 30-50 м у подножия конуса. Общий объем лав постройки составляет около
0,36 км3. Вулкан горы Мохнатенькая по данным сопоставления радиоуглеродных дат почвеннопирокластических разрезов с присутствием резургентного материала этого центра имеет голоценовый
возраст (2500-3500 лет) [Дирксен и др., 2002].
Аналитические методы. Анализ минералов из пород вулкана г. Мохнатенькая выполнен в
Институте вулканологии и сейсмологии ДВО РАН на микроанализаторе «Camebax» при ускоряющем
напряжении 20 кВ и токе зонда ~ 20 нА (диаметр зонда ~ 1 мкм) и в Геологическом институте СО РАН
на электронном микроскопе «LEO 1430VP» и энергодисперсионном анализаторе «Inca Energy 300»
(Oxford Instruments Ltd.) при ускоряющем напряжении 20 кВ и токе ~ 0.5 нА (размер зонда < 1 мкм,
время набора спектра 50 сек). Анализ составов пород выполнен в Центре коллективного пользования
ИНЦ СО РАН методами XRF и ICP-MS на масс-спектрометре Plasma Quad 2+ (VG Elemental, Англия).
Аналитики: Н.С. Карманов, Г.П. Пономарев, Л.А. Чувашова, Е.В. Смирнова, В.И. Ложкин, А.К.
Климова
Петрография и минералогия лав. Лавы андезитов начального этапа развития вулканического
центра г. Мохнатенькая представляют собой сливные породы с редкопорфировой структурой. В
качестве редких вкрапленников в породах присутствуют оливин (Ol) ) (2-3 мм, реже до 6-8 мм) и
отмечаются крупные обломки (до 20 см) и более мелкие дезинтегрированные частицы риолитовой
пемзы. Помимо пемзы, в лавах андезитов наблюдаются оплавленные и резорбированные ксеногенные
кристаллы плагиоклаза (Pl) и кварца (Qtz) (до 6-7 мм) (рис. 2А, Б). Основная масса андезитов имеет
интерсертальную и пилотакситовую структуры с большим количеством стекла, содержащего субфенокристаллы (лейсты) Pl и микролиты Fe-Mg пироксенов (Opx), клинопироксена (Cpx) и
титаномагнетита (TiMgt). Лавы базальтов вулкана, напротив, содержат большое количество крупных
вкрапленников Ol (до 8-10 об.%), а ксеногенный материал (Pl, Qtz, пемза) крайне редок. Структура
основной массы этих пород сериально-порфировая и интерсертальная с субфенокристаллами и
микролитами Ol, Pl, Opx, Cpx и TiMgt. Характер эволюции составов и порядок кристаллизации
минералов из андезитов и базальтов имеют как сходство, так и ряд особенностей. В андезитах крупные
вкрапленники Ol обладают преимущественно форстеритовыми составами (Fo83.7-86.2), сменяющимися в
узких краевых зонах кристаллов гортонолитами (Fo.68.5-76.2). В центральных зонах вкрапленников Ol
содержатся мельчайшие включения шпинелей хромпикотитового состава (Al2O3 18.7-28.4 %, Cr2O3
27.6-35.9 %, MgO 7.1-13.3 мас.%), а в краевых зонах Ol они сменяются хромистыми TiMgt (Al2O3 5.6-
322
10.7 %, Cr2O3 17.7-27.1 %, MgO 2.6-5.2 мас.%). Микролиты TiMgt основной массы андезитов не
содержат хром (Al2O3 2.3-3.3 %, Cr2O3 0.0 %, MgO 1.6-1.8 мас.%). Полевые шпаты представлены в
андезитах микролитами Pl, главным образом лабрадорового состава (An 46.8-61.2) с характерными для
них высокими концентрациями Fe2O3 (0.89-1.58 мас.%). Микролиты клинопироксенов из андезитов
имеют авгитовые (Wo 38.1-40.9 Fs 11.8-20.3 ), гиперстеновые (Wo 4.0-4.8 Fs 18.2-22.6 ) и пижонитовые составы
(Wo 6.4-15.8 Fs 24.5-32.2). Важно отметить обрастание вкрапленников Ol в андезитах тонкими
пижонитовыми каймами (Wo 8.0-8.2 Fs 29.4-31.9). Ядра вкрапленников Ol в базальтах (Fo82.0-85.6) и их
краевые зоны (Fo73.9-79.8), включения в Ol из базальтов шпинелей (Al2O3 26.0-30.9 %, Cr2O3 25.4-28.0 %,
MgO 12.2-15.5 мас.%), а также микролиты авгитов (Wo 26.5-38.4 Fs 16.4-24.2 ) и пижонитов (Wo 5.2-14.9 Fs 19.826.2) близки по составам соответствующим минеральным фазам из андезитов. При этом составы
микролитов Pl и TiMgt в них заметно отличаются. Микролиты Pl в базальтах по отношению к таковым
из андезитов имеют более основной состав (An 66.6-69.4), а микролиты TiMgt содержат значительные
концентрации хрома и высокие концентрации магния (Al2O3 2.9-5.0 %, Cr2O3 1.7-15.4 %, MgO 2.4-4.1
мас.%). Расчеты коэффициентов распределения Fe2+/Mg для пар Ol+Sp из базальтов и андезитов для
начальной стадии кристаллизации расплавов демонстрируют, что согласно эмпирическим уравнениям
по [Пономарев, Пузанков, 2002] условий равновесия этот парагенезис достигает только с
магнезиальным базальтовым расплавом заключительного этапа эволюции вулканического центра.
Основная масса базальтов, состоящая из стекла, насыщенного микролитами плагиоклазов, имеет
состав высокоглиноземистых и натровых андезито-базальтов (SiO2=54-56, TiO2=0.4-0.6, Al2O3=19.922.4; K2O=1.2-1.3 мас.%, K2O/Na2O=0.29-0.34), тогда как стекло основной массы андезитов по составу
риодацитовое и высококалиевое (SiO2=68-72, Al2O3=11.8-14.3, K2O=3.9-5.5 мас.%, K2O/Na2O=1.1-1.7)
(рис. 2). Особенностями стекол основной массы андезитов являются также повышенные концентрации
TiO2, FeO и CaO (до 1.7; 5.2; 3.8 мас.% соответственно).
Петрография и минералогия ксеногенных включений. Ксенокристаллы Pl из андезитов
имеют, как правило, округлые и вытянутые формы с отчетливо выраженными реакционными каймами
шириной до 80-200 мкм (рис. 2А). В ксенокристаллах и их обломках сохраняются двойникование и
спайность. Исследованные ксенокристаллы не зональные, отвечают по составам андезинам (An 37.1-42.1)
и в отличие от микролитов Pl из андезитов не содержат примеcей Fe2O3. Реакционные каймы
ксенокристаллов Pl имеют неоднородный состав с преобладанием мельчайших (5-10 мкм)
новообразованных выделений зерен Pl и редких и еще более мелких ксеноморфных кристалликов Cpx
и Mgt. В интерстициях между зернами Pl в реакционных каймах наблюдаются «капли» стекла. Pl
реакционных кайм имеют более основной, чем Pl из андезитов, битовнит-лабрадоровый состав (An 5774) и отличаются значительным содержанием примесей Fe2O3 (0.8-1.1 мас.%). Стекла интерстиционных
выделений из кайм в сравнении со стеклами основной массы андезитов имеют менее кремнекислый
состав и обогащены Al2O3 и CaO (15.9-18.8, 4.5-8.0 мас.%). Примечательными петрографическими и
минералогическими особенностями обладает исследованное включение риолитовой пемзы из
андезитов вулкана. Главными компонентами пемзы, помимо новообразованного стекла (до 50%),
являются K-Na полевые шпаты (Kfs), кислый Pl, Qtz и кристаллы полевых шпатов, которые отвечает
по составу анортоклазам (Anrt). Первичная структура породы, исходя из размеров минералов (2-5 мм),
оценивается как средне- мелкозернистая, возможно порфировидная. Кроме породообразующих
компонентов в породе присутствуют редкие акцессорные кристаллы ильменита, циркона, монацита, а
также «теневые» кристаллы темноцветных минералов – биотита (Bt ?) и амфибола (Amph ?).
Высокотемпературный распад последних («горение» гидроксилсодержащих соединений) с
сохранением кристаллографических форм минерала-«хозяина» привел к образованию пылевидных
скоплений Al-Mg-Ti-Mn шпинелидов, широкого ряда составов Pl (от анортитов до андезинов),
анортоклазов, гиперстена, ильменита и не идентифицированных Si-Al-Fe-Mg минеральных фаз.
Отчетливые признаки плавления и дезинтеграции исходной полнокристаллической породы
включения, несомненно, связаны с его ассимиляцией перегретым расплавом. Полевые шпаты из
пемзы, как правило, не зональны, не содержат примесей Fe2O3 и имеют составы Na-санидинов (Or 45.663.0), олигоклазов (An 12.0-21.3 Ab 72.1-81.5) и андезинов (An 37.1-44.3 Ab 52.5-60.8), последние из которых
соответствуют составам ксенокристаллов андезинов из андезитовых лав. Na-санидины часто
обнаруживают высокие концентрации в них BaO (0.41-2.65 мас.%). Полевые шпаты с
323
анортоклазовыми составами не дают удовлетворительного расчета на полевошпатовые
кристаллохимические формулы, и их состав условно может быть описан как (An 10.5-15.2 Ab 55.5-68.0 Or
14.9-34.0). Новообразованное стекло образует зоны шириной от 30 до 500 мкм между оплавленными
реликтами кристаллов полевых шпатов или между ними и оплавленными зернами кварца. Отчетливо
выражены каплевидные, глобулеобразные и линзовидные формы зон. Помимо обособленных зон
стекла его мельчайшие капли обнаруживаются непосредственно в кристаллах олигоклазов и Naсанидинов. Состав стекла в зависимости от места его расположения относительно Kfs, Pl и Qtz
варьирует в широких пределах: SiO2=71.3-86.4%, Al2O3=10.3-15.8 Na2O=2.8-5.5 K2O=6.0-8.0 мас.%.
Наиболее основное по составу стекло обнаруживается в виде выделений в полевых шпатах или на их
границах, а наиболее кислое – между кристаллами Kfs и Qtz. Особенности химизма плавленых
кристаллов полевых шпатов и присутствие в зернах олигоклазов участков с анортоклазовым составом
предполагают, что последние сформированы в результате разрушения кристаллической решетки
кислых плагиоклазов и диффузии в них щелочных компонентов, главным образом K2O, из
новообразованного высококалиевого расплава (стекла).
Геохимия лав и включений риолитовых пемз. Лавы базальтов и андезитов ареальной зоны
Толмачева Дола и, в частности, вулкана г. Мохнатенькой принадлежат островодужной
умереннокалиевой известково-щелочной серии пород (рис. 2) с низкими содержаниями HFS элементов
(Ti, Nb, Ta, Hf). Состав лав вулкана г. Мохнатенькая характеризуется повышенными концентрациями
в базальтах и андезитах Co (34, 22), Ni (145, 70), Cr (260, 143 г/т). Они имеют при этом сходную
высокую магнезиальность (Mg# 60.8 и 58.9-59.1 соответственно) и обнаруживают увеличение
содержаний ряда литофильных элементов с переходом к андезитовым составам (K, Rb, Ba, Pb, LREE,
Th и U). Риолитовая пемза включения из андезитов вулкана принадлежит по составу к высококалиевой
известково-щелочной серии пород, обладает существенно более высокими концентрациями Rb, Pb,
LREE, Th, U с высокой степенью фракционирования REE (LaN/YbN=12.2). Степень фракционирования
REE в базальтах и андезитах вулкана значительно ниже (LaN/YbN=3.4 и 4.7 соответственно).
Особенности химизма и минерального состава риолитовых пемз вулкана не позволяют сопоставлять
их с риолитовыми пемзами голоценовых пирокластических извержений, локализованных в районе
исследований вулкана Опала и маара озера Чаша [Дирксен и др. 2002], в которых отсутствует Qtz-Kfs
парагенезис вкрапленников минералов. Такие характеристики риолитовых пемз вулкана г.
Мохнатенькая, как низкая глиноземистость, K2O/Na2O>1, низкие содержания Sr и высокие содержания
Th и U, демонстрируют их сходство с плиоценовыми экструзиями высоко- и ультракалиевых риолитов
Карымшинской вулкано-тектонической депрессии Южной Камчатки [Perepelov et al., 2003].
Минеральный состав риолитовых пемз г. Мохнатенькая с развитием парагенезиса Qtz-Kfs-олигоклаз
соответствует таковым из некоторых высококалиевых риолитовых экструзий фундамента.
Полнокристаллические разности высококалиевых кислых пород с указанными вещественными и
минералогическими параметрами обнаруживаются в фундаменте в строении интрузивных комплексов.
Примером развития таких комплексов может служить интрузия горы Кусапак, расположенная в 7 км к
северу от г. Мохнатенькой [Митичкин, Перепелов, 1998].
Модель происхождения андезитов. Вещественные и минералогические признаки процессов
контаминации расплавов вулкана г. Мохнатенькая кислым кристаллическим веществом могут быть
положены в основу модели формирования андезитов начального этапа развития вулкана г.
Мохнатенькая. Предполагается, что высокомагнезиальный базальтовый расплав внедрялся на
инициальной стадии развития центра в область миоцен-плиоценового вулканогенного фундамента
Толмачева Дола, в строении которого локализованы крупные субвулканические и интрузивные тела
высококалиевых риолитов и гранитов. Высокотемпературный базальтовый расплав, содержащий OlSp минеральный парагенезис раннего этапа кристаллизации, дезинтегрирует, расплавляет и
ассимилирует в процессе взаимодействия с породами фундамента кислое кристаллическое вещество.
Новообразованный высококремнистый расплав риолитового состава и реститовый кристаллический
компонент из дезинтегрированных пород фундамента поступает в базальтовую магму. В процессе
смешения с остаточным расплавом андезито-базальтового состава в базальтовой магме происходит
раскисление силикатной жидкости, и процесс кристаллизации в ней существенно изменяется. Вокруг
вкрапленников магнезиальных Ol начинается формирование Pgt кайм (рис. 3 В), а в остаточном
324
расплаве основной массы кристаллизуются микролиты более кислого Pl, а также Fe-Mg пироксенов
(гиперстен, пижонит), авгита и бесхромистого TiMgt. Ксеногенный реститовый кристаллический
компонент, а именно андезиновые Pl и Qtz, преобразуется с появлением вокруг ксенокристаллов Pl
реакционных кайм, состоящих из скопления выделений более высокотемпературных битовнитлабрадоровых Pl и выделений стекла, и формированием скоплений зерен Pgt вокруг резорбированных
кристаллов Qtz (рис. 3 А, Б). В результате контаминации и раскисления расплава магмы приобретают
андезитовый состав с «базальтовым» парагенезисом минералов-вкрапленников и «андезитовым»
парагенезисом микролитов в основной массе риодацитового состава. Крупные обломки
дезинтегрированных пород фундамента демонстрируют при этом собственно процесс формирования
кислого силикатного расплава в результате плавления кристаллов Qtz и K-Na полевых шпатов (рис. 3
Г). Относительно более высокотемпературные по условиям кристаллизации олигоклазы и андезины из
ксеногенных пород частично преобразуются с формированием неравновесных анортоклазовых
составов и, вероятно, не играют существенной роли в образовании новой силикатной жидкости.
Балансовые расчеты минерального состава кислых пород фундамента, выполненные на основе
анализов составов модальных минералов из них, показывают, что они состояли из 33-34% Qtz, 45-46%
Kfs и 19-20% Pl. Расчеты баланса вещества на уровне как петрогенных, так и редких элементов
приводят к удовлетворительному решению для модели образования андезитов вулканического конуса
г. Мохнатенькая в результате контаминации базальтового расплава ксеногенным кристаллическим
веществом и новообразованным кислым расплавом. Процесс формирования андезитов в данном
случае был реализован при ассимиляции базальтовым расплавом аномально большого объема (30-35
%) кислого риолитового вещества. Контаминирующий компонент определен при этом в составе 7075% новообразованного кислого силикатного расплава и 23-25% ксеногенного кристаллического
вещества (4-5% Qtz и 19-20 % Pl). Увеличение вязкости контаминированной магмы послужило
причиной формирования мощных и коротких по протяженности лавовых потоков андезитов,
содержащих ксеногенный материал, а в завершение развития вулканического центра по
разработанному
и
стационарному
подводящему
каналу
произошло
поступление
слабоконтаминированных (3-5%) базальтовых расплавов.
Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ (грант 04-05-64800) и СО РАН
(Интеграционный проект № 6.9).
Список литературы
Биндеман И. Н. О возможных механизмах смешения магм // Геохимия, 1991, № 2. С. 291-296.
Дирксен О. В., Пономарева В. В., Сулержицкий Л. Д. Кратер Чаша (Южная Камчатка) – уникальный
пример массового выброса кислой пирокластики в поле ареального базальтового вулканизма // Вулканология и
сейсмология, 2002, № 5. С. 3-10.
Иванов Б. В. Типы андезитового вулканизма Тихоокеанского подвижного пояса. М.: Наука, 1990, 136 с.
Кадик А. А., Максимов А. П., Иванов Б. В. Физико-химические условия кристаллизации и генезис
андезитов. М.: Наука, 1986, 154 с.
Митичкин М. А., Перепелов А. Б., Неогеновый интрузивный магматизм Малко-Петропавловской
поперечной разломной зоны (Юго-Восточная Камчатка) // Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика
Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления. Иркутск, 1998. С. 313-315.
Наумов В. Б., Коваленко В. И., Бабанский А. Д., Толстых М. Л. Генезис андезитов по данным изучения
расплавных включений в минералах // Петрология, 1997. Т. 5, № 6. С. 654-665.
Пономарев Г. П., Пузанков М. Ю. Распределение железа и магния в системе расплав-шпинель-оливин
по экспериментальным данным. Геологические приложения. Петр.-Камч.: Изд-во КГПУ, 2002, 80 с.
Gill J. Orogenic andesites and plate tectonics. Berlin: Springer-Verlag, 1981, 390 p.
Perepelov A. B., Antipin V. S., Kablukov A. V., Filosofova T. M. Ultrapotassic rhyolites of Southern
Kamchatka: geochemical and petrological evidence // Plumes and problems of deep sources of alkaline magmatism.
Irkutsk, 2003. С. 171-183.
Yagodzinski G. M., Volynets O. N. Magnesian andesite and the subducted component in a strongly calc-alkaline
series at Piip Volcano, Far Western Aleutians // J. Petrology., 1994, V. 35, №1. P. 163-204.
Рис. 1. Схема геологического строения вулканического конуса г. Мохнатенькая (Толмачев Дол, Южная
Камчатка)
325
Условные обозначения: 1 – лавы, агглютинаты и шлаки Mg-андезитов и их центр извержения (кратерная
воронка-маар), 2 – лавы, агглютинаты и шлаки Mg-базальтов и их центр извержения (шлаковый конус с
кратерной воронкой), 3 – лавовые купола. Линии на схеме – границы отдельных лавовых потоков
Рис. 2. Петрографические особенности андезитов и ксеногенных включений из лав г. Мохнатенькая
А, Б – николи параллельные. А – ксенокристалл андезинового Pl с реакционной каймой, состоящей из
участков стекла и выделений Pl битовнит-лабрадорового состава, Б – резорбированный ксенокристалл Qtz с
реакционной оторочкой, состоящей из скопления зерен пижонитового пироксена. Размеры ксенокристаллов А, Б
– 2-3 мм. В, Г – изображение в обратнорассеянных электронах. В – структура андезита (микролиты Pl, Pgt и
вкрапленник Ol с Pgt оторочкой в стекле основной массы), Г – структура плавленого включения риолитовой
пемзы (зоны риолитового стекла Gl между оплавленными кристаллами Kfs)
Рис. 3. Составы лав и стекол основной массы базальтов и андезитов ареальной зоны Толмачева Дола, а
также риолитов экструзий и пемз Южной Камчатки на диаграмме K2O-SiO2
Наклонные линии – границы полей составов петрогеохимических серий вулканических пород по [Gill,
1981]: НК – низкокалиевая, УК – умереннокалиевая и ВК – высококалиевая серии
Условные обозначения. Точки составов. 1 – базальты, андезито-базальты и андезиты ареальной зоны
Толмачева Дола, г. Мохнатенькая: 2 – базальт, 3 – основная масса из базальтов (стекло+микролиты); 4 –
андезиты, 5 – стекла из андезитов, 6 – включение риолитовой пемзы из андезитов, 7 – стекла из включения
пемзы, 8 – средний состав стекла из пемзы. Другие: 9 – пемзы и 10 – стекла из пемз маара оз. Чаша [Дирксен и
др., 2002], 11 – риолиты Южной Камчатки [Perepelov et al., 2003; Митичкин, Перепелов, 1998], 12 – стекла из
риолитов вулкана Опала [Дирксен и др., 2002], 13 – тренды дифференциации (Д) и контаминации расплавов (К)
Происхождение
щелочно-базальтовых
магм
с
конвергенцией
«внутриплитных»
и
«островодужных»
геохимических
признаков
(вулкан
Большой
Паялпан,
Срединный хребет Камчатки)
1А.
1Э.
Б. Перепелов, 2М. Ю. Пузанков, 2А. В. Колосков, 3А. В. Иванов,
Ю. Балуев, 2Т. М. Философова
2
Г. Б. Флеров,
Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск, region@igc.irk.ru
Институт
вулканологии
и
сейсмологии
ДВО
РАН,
Петропавловск-Камчатский,
puzankov@kscnet.ru
3 Институт земной коры СО РАН, Иркутск, aivanov@crust.irk.ru
1
2
Введение. Среди магматических комплексов пород тылового вулканического пояса Срединного
хребта Камчатки распространены N2-Q1 щелочно-базальт-трахит-комендитовая [Volynets, 1994] и Q3Q4 щелочно-оливин-базальтовая серии [Volynets, 1994; Churikova et al., 2001; Ivanov et al., 2004;
Волынец А., 2006]. Базальтоиды K-Na субщелочных и щелочных серий Срединного хребта
отличаются переходными вещественными характеристиками между «внутриплитными» и
«островодужными» геохимическими типами магматических пород, а их происхождение в тесной
пространственно-временной ассоциации с типично островодужными вулканическими сериями до сих
пор дискутируется. Одними исследователями при объяснении условий формирования исходных
базальтовых магм переходного типа для Срединного хребта предполагается реализация
двухкомпонентной модели источников вещества (метасоматизированной мантии N-MORB типа и OIB
источника) [Volynets, 1994], другие авторы предлагают к анализу трехкомпонентную модель (OIB, NMORB, флюид) [Churikova et al., 2001; Волынец А., 2006]. Новые геолого-геохимические
исследования позднеплейстоцен-голоценовых щелочно-базальтовых комплексов пород Срединного
хребта Камчатки (2005 г.) позволяют рассмотреть проблему происхождения исходных для них магм с
конвергенцией «внутриплитных» и «островодужных» вещественных признаков на примере крупного
щитового вулкана Большой Паялпан, локализованного на северном фланге Ичинской группы вулканов
[Огородов и др., 1972].
326
Геологическое развитие и возраст. Щитовая постройка вулкана Большой Паялпан имеет
удлиненную форму c простиранием лавовых моноклиналей от вершины на северо-запад (рис. 1).
Фундамент слагается лавово-пирокластическими и экструзивно-дайковыми комплексами
вулканического центра Белоголовский (N23-Q1) и крупного щитового вулкана Носичан (N21-2). Породы
первого из них принадлежат K-Na субщелочной и щелочной сериям (щелочные оливиновые базальты,
трахиандезиты, трахиты и комендиты) [Volynets, 1994], а вулкан Носичан представлен породами
умереннокалиевой известково-щелочной серии IAB типа (базальты, андезиты, дациты и риолиты,
игнимбриты, обсидианы и перлиты) [Ivanov et al., 2004]. Развитие ледниковых каров и признаки
излияния лавовых потоков вулкана Большой Паялпан в ледовые массы, наряду с хорошей
сохранностью вершинной части и лавовых моноклиналей постройки, позволяет оценивать возраст его
формирования как верхнечетвертичный (Q3). Вулкан Большой Паялпан сформировался в результате
исключительно интенсивного и непрерывного излияния многочисленных лавовых потоков. Низкая
вязкость расплавов повышенной щелочности определяет высокую подвижность лав и их
распространение на расстояние до 10 км от центра извержения. Мощность отдельных лавовых потоков
часто очень невелика и варьирует в пределах от 0.5 до 2 м, лишь редко увеличиваясь до 4-6 м на их
фронтальных участках. Суммарная мощность лавового разреза постройки достигает 600 м, а
количество потоков определяется в 80-90 единиц. На участках развития крупных ледниковых каров,
вскрывающих разрез вулкана вблизи его центра, на юго-западной и северной окраине постройки
обнажаются подводящие каналы – некки и дайки. Объем изверженного материала вулкана
оценивается в 20 км3 [Огородов и др., 1972].
Петрография и минералогия. Базальтоиды вулкана в моногенных лавовых разрезах имеют
мелкопорфировую структуру, обусловленную наличием осколков и идиоморфных вкрапленников
оливина (Ol, до 10-14 об.%). Структура основной массы в них интерсертальная, реже трахитовая с
большим количеством микролитов плагиоклаза (Pl), в меньшей степени клинопироксена (Сpx),
титаномагнетита (TiMgt) и мельчайших зерен апатита (Ap). Кристаллизация базальтовых магм вулкана
Большой Паялпан начинается с формирования субликвидусных фаз крупных вкрапленников Ol (до 2-4
мм) и мелких включений в них хромистого магнетита (базальты некка) или шпинели (Sp) (лавы
базальтов). На следующем этапе кристаллизации в малоглубинной камере или непосредственно в
процессе извержений происходит массовое формирование лейст Pl и в меньшем количестве
субфенокристаллов и микролитов Cpx и Ol. На заключительном этапе кристаллизации образуются
микролиты Pl, Cpx и TiMgt, а в раскристаллизованном стекле основной массы присутствуют
мельчайшие выделения K-Na полевых шпатов. Составы Ol от центральных зон вкрапленников (Fo 8379) и субфенокристаллов (Fo 79-76) к их краевым зонам (Fo 70-67) и далее к микролитам (Fo 59-57)
изменяются с устойчивым увеличением железистости минерала. Включения Sp из вкрапленников Ol
отвечают по составам железистым хромпикотитам (Al2O3 18-23%, Cr2O3 20-21 %, MgO 5,5-8 %), а в
хромистых магнетитах содержания этих компонентов составляют соответственно (2,6-6,5%; до 9,8%;
до 3-3,8%). Микролиты TiMgt из основной массы отличаются высокими содержаниями TiO2 (до 21-23
мас.%). Субфенокристаллы (лейсты) Pl представлены в ядрах зерен битовнитами и лабрадорами (An
81-79 Or 0.6-0,8) и сменяются более кислыми лабрадорами и андезинами в краевых зонах кристаллов
(An 67-65 Or 1,1-1,3). Микролиты Pl близки по составам краевым зонам субфенокристаллов (An 56-49
Or 3-3,3), а краевых зонах микролитов и в зонах раскристаллизации стекла основной массы полевые
шпаты имеют составы Na-санидинов (Ab 36-41 Or 47-66). Клинопироксены базальтов отвечают по
составам титанистым авгитам (Wo 42-45 Fs 12-15) и кристаллизуются с переходом к салитовым
составам (Wo 45,8-46,2 Fs 13,7-13,8) c возрастанием содержаний TiO2 (до 2-2,5 мас.%). Стекло
основной массы базальтов, содержащее микролиты TiMgt, Ap и K-Na полевых шпатов достигает
высоких по щелочности фонолитовых и трахитовых составов (SiO2=57.2-59.7 и Na2O+K2O=12.8-12.9
мас.%).
Классификация пород. Все составы базальтоидов вулкана Большой Паялпан являются
нефелин- (NeN=0.3-3.6 %) и андезин- нормативными (№ Pl AnN=39-43), а около 80% из 40 проб
отвечают параметрам (Na2O+K2O)-2  K2O и (Na2O+K2O)  5 (мас. %). Эти характеристики, согласно
классификации IUGS и поправок Терминологической комиссии Петрографического комитета РАН
[Классификация магматических.., 1997], демонстрируют принадлежность базальтов вулкана Большой
327
Паялпан к K-Na умереннощелочной серии (рис. 2). Ранее О.Н. Волынцом [Волынец, 1993; Volynets,
1994] верхнеплейстоцен-голоценовые K-Na субщелочные и щелочные базальтоиды Срединного
хребта Камчатки были объединены в составе щелочно-оливин-базальтовой серии пород. Это
определение подчеркивает особенности химизма и минералогии всей группы исследуемых
базальтоидов и не противоречит установлению их генетической общности. В составе K-Na щелочнооливин-базальтовой серии пород вулкана Большой Паялпан, согласно с выводами предшествующих
исследователей, мы выделяем щелочные оливиновые базальты, как Ne-нормативные породы
основного состава, содержащие значительное количество фенокристаллов Ol, и трахианадезитобазальты, в качестве более кремнекислых Hy-нормативных разностей.
Геохимические особенности. Базальтоиды вулкана Большой Паялпан, по отношению к
базальтоидам островодужного геохимического типа (IAB), характеризуются повышенной
щелочностью (Na2O+K2O=4.81-5.65 мас.%, Na2O/K2O=1.91-2.96), высокими концентрациями TiO2
(1.44-1.70 мас.%), P2O5 (0.35-0.56 мас.%) и высокой магнезиальностью (Mg# 53-63) (табл. 1). Их
редкоэлементный состав отличается повышенными концентрациями Ni, Cr, Nb, Ta, Zr, Hf, Th и TR, а
степень фракционирования в них редкоземельных элементов в сравнении с IAB (LaN/YbN=2.8-3.5)
является значительно более выраженной (6.2-7.1). На графиках распределения магматофильных
элементов для базальтоидов вулкана Большой Паялпан обнаруживается конвергенция
«островодужных» и «внутриплитных» вещественных характеристик (рис. 3). В сравнении с
умереннокалиевыми базальтами вулкана Носичан, для которых характерны черты распределения
элементов, типичные для базальтоидов субдукционных обстановок, а именно – минимумы
нормированных концентраций Th, Nb, Ta, Zr, Hf и Ti и максимумы в распределении Ba, K, Pb и Sr,
щелочные базальты вулкана Большой Паялпан обнаруживают существенно более «сглаженные»
формы графиков. Все микроэлементные аномалии становятся менее выраженными и сближаются с
трендами распределения элементов, характерными для OIB. Конвергенция геохимических
характеристик базальтоидов вулкана Большой Паялпан отчетливо выражается и в значениях
маркирующих редкоэлементных отношений. Исследуемые базальты имеют, к примеру, значительно
более низкие величины отношений Ba/Nb (26-33), Sr/Nb (39-49), Ba/Zr (2.8-3.3) и высокие Th/U (2.93.7) в сравнении с таковыми для островодужных умереннокалиевых базальтов вулкана Носичан (134141; 150-396; 6.0-6.7; 2.3-2.4 соответственно). Следует отметить, что уровни концентраций в
щелочных и умереннокалиевых базальтах района таких литофильных элементов, как Ba, Pb и Sr,
имеющих наибольшее сродство с флюидом, оказываются наиболее близкими.
Модель происхождения щелочно-базальтовых магм вулкана Большой Паялпан. Важным
условием при разработке любых моделей петрогенезиса щелочных базальтоидов Срединного хребта
Камчатки является их локализация на участках развития предшествующего островодужного
магматизма. В районе вулкана Большой Паялпан островодужный магматизм заканчивает свое
развитие в плиоцене с формированием дифференцированной умереннокалиевой серии пород вулкана
Носичан. Следующий этап вулканической активности связан здесь уже с образованием щелочнобазальт-трахитовых комплексов (N2-Q1), а собственно исследуемое вулканическое сооружение,
сложенное лавами K-Na щелочно-оливин-базальтовой серии, сформировано после перерыва в
магматическом развитии района. Геохимические особенности магматических пород всех возрастных
этапов демонстрируют определяющую роль в их образовании вещества мантии,
метасоматизированной в процессе субдукции и вторично обогащенной рядом литофильных
элементов, имеющих высокое сродство с гидратированным флюидом (Ba, K, Pb, Sr). Вместе с тем,
начиная с N2-Q1 возрастного интервала, вулканические комплексы обладают рядом таких
вещественных характеристик, которые сближают их с магмами OIB типа (повышенные концентрации
HFS элементов, LREE, Th). Простые расчеты показывают, что составы щелочных базальтов вулкана
Большой Паялпан могут быть получены с участием до 70% вещества IAB типа и только до 30%
вещества, сходного с OIB (рис. 3). Близкие результаты показаны и ранее при установлении пропорций
источников вещества для обогащенных базальтоидных магм других районов Срединного хребта
[Churikova et al., 2001; Волынец А., 2006]. Главными вопросами при разработке модели формирования
щелочно-базальтовых магм в структуре островодужного вулканического пояса остаются выяснение
причин участия в магмообразовании нескольких самостоятельных или одного гибридного источника
328
мантийного вещества, а также выяснение связи этапов щелочно-базальтового магматизма в
Срединном хребте с особенностями геодинамического развития территории. Предлагаемая к
рассмотрению модель формирования щелочно-базальтовых магм вулкана Большой Паялпан
предполагает, что в интервале N12-3 N21 после завершения развития E3-N1 островодужного
вулканического пояса в литосфере континентального типа реализуются процессы растяжения или
пассивного рифтогенеза. На этом этапе происходит формирование гетерогенной мантии «fertile
mantle» [Ringwood, 1991], образованной в результате внедрения в область метасоматизированной
мантии N-MORB типа недеплетированного астеносферного вещества. В условиях снижения давления
и возрастания температурных градиентов магмообразование реализуется без участия подтока
гидратированного флюида в линейной зоне интенсивно метасоматизированной и частично
гибридизированной мантии. Разделенные во времени этапы щелочно-базальтового магматизма N2-Q1
(вулкан Белоголовский) и Q3-Q4 (вулкан Большой Паялпан) предполагают развитие режима
растяжения в тыловой области островодужной системы не только после завершения E3-N1 субдукции,
но и в период новых N2-Q4 субдукционных процессов.
Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ (гранты 04-05-64800, 05-05-64477),
СО РАН (Интеграционный проект № 6.9) и ДВО РАН (проекты 06-I-П17-074 и
06-III-А-08-328). Авторы благодарят начальника Центрально-Камчатской геолого-съемочной партии
М.Е. Бояринову за помощь в организации экспедиционных исследований.
Список литературы
Волынец А. О. Плейстоцен-голоценовый вулканизм Срединного хребта Камчатки: вещественный состав
и геодинамическая модель: Автореферат диссертации на соискание уч. степени кандидата геол.-мин. наук. М:
МГУ, 2006, 23 с.
Волынец О. Н. Петрология и геохимическая типизация вулканических серий современной
островодужной системы: Автореферат диссертации на соискание уч. степени доктора геол.-мин. наук. М.: МГУ,
1993, 67 с.
Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов. М.: Недра, 1997, 248 с.
Огородов Н. В., Кожемяка Н. Н., Важеевская А. А., Огородова А. С. Вулканы и четвертичный
вулканизм Срединного хребта Камчатки. М.: Наука, 1972, 191 с.
Churikova T., Dorendorf F., Worner G. Sources and fluids in the mantle wedge below
Kamchatka, evidence from across-arc geochemical variation // Journal of Petrology, 2001, V. 42, № 8. P.
1567-1593.
Ivanov A. V., Perepelov A. B., Puzankov M. Yu., Yasnygina T. A., Malykh Yu.M., Rasskazov S. V. Rift- and
arc-type basaltic volcanism of the Sredinny ridge, Kamchatka: case study of the Payalpan volcano-tectonic structure //
Metallogeny of the Pacific Nortwest: tectonics, magmatism and metallogeny of active continental margins. Vladivostok:
Dalnauka, 2004. С. 345-349.
LeBas M. J., LeMaitre R. W., Streckeisen A., Zanettin B. A chemical classification of volcanic rocks based on
the total alkalisilica diagram // J. Petrol., 1986, V. 27. P. 745–750.
Ringwood A. E. Phase transformations and their bearing on the constitution and dynamics of the mantle //
Geochim. Cosmochim. Acta., 1991, V. 55. P. 2083-2110.
Sun S. S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle
composition and processes // Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society special publication № 2. Blackwell
Scientific Publications, 1989, P. 313-346.
Volynets O. N. Geochemical types, petrology and genesis of Late Cenozoic volcanic rocks from the KurileKamchatka island-arc system // International Geological Review, 1994, V.36, № 4. P. 373-405.
Рис. 1. Схема локализации верхнеплейстоцен-голоценовых (?) вулканических построек Паялпанской
вулкано-тектонической структуры
Схема составлена на основе Государственной геологической карты М 1:200 000, лист № N-57-II, с
изменениями авторов. Условные обозначения: 1 – лавовые толщи и центр извержений вулкана Большой Паялпан
(г. Белоголовая, 1906,6 м); 2 – верхнеплейстоценовые (Q3) вулканические постройки и центры извержений; 3 –
верхнеплейстоцен-голоценовые (Q3-Q4?) вулканические постройки и центры извержений, ареальные конусы; 5 –
контуры распространения лавово-пирокластических толщ щитовых вулканов Белоголовский (N2-Q1) и Носичан
(N2)
329
Рис. 2. Классификационная диаграмма (K2O+Na2O)-SiO2 (TAS) [Le Bas et al., 1986] для пород вулкана
Большой Паялпан
Поля составов пород на диаграмме TAS: B – базальты, BА – андезито-базальты, А – андезиты, TB, HW –
трахибазальты, гавайиты, TBA – трахиандезито-базальты, муджиериты. Условные обозначения: 1 – щелочные
оливиновые базальты лавовых разрезов вулкана Большой Паялпан (Q 3), 2 – щелочные оливиновые базальты
терминальных лавовых потоков, 3 – трахиандезито-базальты инициальных лавовых потоков и ареальных конусов
вулкана Большой Паялпан (Q3, Q3-Q4?), 4 – поле составов пород вулкана Носичан (базальты, андезито-базальты,
андезиты и их игнимбриты, дациты), нижний вулканогенный ярус (N2)
Рис. 3. Диаграммы распределения магматофильных элементов для щелочных базальтоидов вулкана
Большой Паялпан и умереннокалиевых базальтов вулкана Носичан
Содержания элементов в породах (г/т) нормированы на их концентрации в примитивной мантии по [Sun,
McDonough, 1989]. Составы N-MORB и OIB приняты по [Sun, McDonough, 1989]. Рекомендованные для
нормирования содержания в примитивной мантии Pb=0.071 г/т. Темным полем показана область графиков
распределения элементов для расчетных составов базальтоидов (30%OIB+70%IAB)
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ
ПОРОДЫ
МАЙМЕЧА-КОТУЙСКОЙ
ПРОВИНЦИИ:
СМЕШЕНИЕ И ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ РАСПЛАВОВ
Л. И. Панина, И. В. Моторина
Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, panina@uiggm.nsc.ru
Для Маймеча-Котуйской провинции характерно широкое разнообразие Mz вулканитов,
пространственно ассоциирующих с щелочно-ультраосновными карбонатитовыми интрузиями [Егоров,
1991]. Среди вулканитов отмечаются: меймечиты, щелочные пикриты, меланонефелиниты,
оливиновые нефелиниты, трахибазальты, трахиориолиты, трахиодациты, трахиандезиты, андезиты.
Основная цель наших исследований – обнаружение генетических связей между различными
эффузивными и дайковыми породами разной щелочности, участвующими в строении вулканноплутонической структуры Крестовского массива, одного из массивов Маймеча-Котуйской провинции
[Сазонов и др., 2001]. В центре последнего локализовано интрузивное тело ультрамафитов –
оливинитов, верлитов и пироксенитов, по периферии которого развиты инъекции мелилитовых и
монтичеллитовых пород. Вокруг массива расположена вмещающая вулканогенная толща, состоящая
из переслаивающихся лавовых потоков меланонефелинитов, трахибазальтов, трахидолеритов, а также
обломков толеитовых базальтов, трахиандезитов, базальтовых туфов и алевритовых туффитов кислого
состава. На контакте интрузии с эффузивной толщей картируются дайки щелочных пикритов,
трахидолеритов, трахибазальтов, плагиоклазовых порфиритов, щелочных микросиенитов и
микрограносиенитов.
Для исследования были взяты из вулканогенной толщи порфировые меланонефелиниты,
трахидолериты и толеитовые базальты, т.е. основные и ультраосновные эффузивы щелочной,
субщелочной и нормальной серий.
Порфировые меланонефелиниты содержат до 30-45 об.% вкрапленников клинопироксена и
около 5 об.% оливина. Основная масса породы представлена стеклом, насыщена микролитами рудного
минерала, клинопироксена, плагиоклаза и, возможно, нефелина. Трахидолериты содержат небольшое
(1-2 об.%) количество микропорфировых выделений клинопироксена, а основная масса состоит из
микролитов клинопироксена (35-55 об.%), плагиоклаза и рудного минерала, ± биотит и апатит.
Толеитовые базальты тонкораскристаллизованы. Среди микровкрапленников присутствуют
клинопироксен и рудные зерна. В основной массе отмечены микролиты полевых шпатов –
преимущественно плагиоклаза.
Таблица 1
330
Содержание петрогенных оксидов (мас.%) и микроэлементов (ppm) в химическом
составе порфировых меланонефелинитов (1), трахидолеритов (2) и толеитов (3)
№
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
CaO
MgO
MnO
Na2O
K2O
P2O5
1
2
3
43,2
47,5
48,4
3,68
3,27
1,04
7,7
14,3
15
13,2
10,6
10,9
13,9
6,94
11,5
11,3
4,05
7,4
0,17
0,17
0,16
2,69
4,35
1,89
1,01
1,18
0,28
0,66
1064
167
1,28
435
32
178
358
Продолжение таблицы 1
№
Ni
Co
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Ba
La
Ce
Pr
1
2
3
190
145
88
38
68
33,2
87,1
15
1273
1367
211
20
41
25
277
513
94
104
116
5
797
1036
165
89
106
10
173
210
21
22
77
11,9
27
106
17,4
2,9
12
3,3
Продолжение таблицы 1
№
1
2
3
Eu
3
4,6
1
Gd
8,4
13,9
3,5
Yb
1,1
3,1
2,4
Lu
0,14
0,37
0,3
Hf
6,4
10,9
2,2
Ta
5,4
5,8
0,6
Tb
0,9
1,6
0,07
Ti
22061
19604
6235
Dy
4,7
8,1
4
Ho
0,7
1,4
0,7
Er
1,5
3,4
2
Cr
Nd
Th
8
9,7
1,7
Cu
Sm
U
4,7
2,4
0,5
Порфировые меланонефелиниты являются (табл. 1) низкокремнистыми и низкоглиноземистыми
породами, содержат высокие количества MgO, СаО и TiO2. Трахидолериты также высокотитанистые,
но по сравнению с меланонефелинитами больше обогащены SiO2, Al2O3 и щелочами (до 5,5 мас.%) и
содержат меньше Mg, Fe, Ca. Толеиты характеризуются низкими количествами TiO2 и щелочей. Все
вулканиты обогащены редкими и редкоземельными микроэлементами, но в толеитах их обычно в
несколько раз или даже на целый порядок меньше, чем в порфировых меланонефелинитах и
трахидолеритах (табл. 1). Последним, особенно порфировым, меланонефелинитам присуща резкая
обогащенность легкими и обедненность тяжелыми редкоземельными элементами (рис.), что сближает
их с меймечитами и пикритами Гулинского плутона [Когарко, Рябчиков, 1995]. Высокий уровень
концентрации некогерентных элементов в вулканитах говорит об участии в магмагенереции
неистощенной мантии. Обогащенность легкими лантаноидами и отрицательный наклон спектров
распределения редких элементов в трахидолеритах и меланонефелинитах, по-видимому,
свидетельствуют о том, что плавление мантийных источников было невысоким, с сохранением в
рестите граната.
Клинопироксен является сквозным минералом рассматриваемых вулканитов. В трахидолеритах
и порфировых меланонефелинитах он представлен фассаитом, в толеитах – диопсидом. В
меланонефелинитах крупные вкрапленники клинопироксена – зональные, их ядра – малотитанистые
(1,1-2 мас.% TiO2), высокомагнезиальные (#Mg = 0,81-0,85 мол.%), содержат 3,1-4,5 мас.% Al2O3, а
каймы содержат больше TiO2 и Al2O3 (3,2-3,7 и 5,7-7 мас.% соответственно) и являются более
железистыми (#Mg = 0,78 мол.%). Еще более железистый (#Mg до 0,73 мол.%) состав имеет
большинство мелких зерен и микролитов клинопироксена из основной массы. Промежуточный состав
между ядрами и каймами крупных вкрапленников имеют микрофировые выделения фассаита в
трахидолеритах. Химический состав диопсида из толеитов малотитанистый (0,4-0,87 мас.% TiO2),
малоглиноземистый (1,7-3 мас.% Al2O3) и высокомагнезиальный (#Mg = 0,78-0,84 мол.%).
В клинопироксене всех рассматриваемых вулканитов присутствуют включения расплавов.
Наименьшие температуры (1140-1180оС) их гомогенизации были отмечены для трахидолеритов,
наибольшие (1190-1230 оС) – для порфировых меланонефелинитов. Кристаллизация клинопироксена в
толеитах осуществлялась в диапазоне от 1150 до 1210 оС.
Исходя из химического состава прогретых гомогенизированных включений, химический состав
исходных расплавов, из которых кристаллизовались микропорфировые выделения клинопироксенов
афировых трахидолеритов (табл. 2, ан. 1), был достаточно близок к составу трахибазальтовтрахидолеритов и эссекситов-шонкинитов. Он был заметно обогащен Sr, Ba, Р, SO3, имел натрийкалиевый тип щелочности (с суммой Na2O+K2O=5-6 мас.%). Состав непрогретых включений в том же
минерале (табл. 2, ан. 2, 3) был более кислым, высокоглиноземистым и отвечал составу
331
трахиандезитов-трахитов при сохранении Na-К-типа щелочности и заметной обогащенности Ва и Sr.
Следовательно, развитые на массиве дайки трахиандезитов, трахитов и трахидацитов представляют
собой дифференциат трахидолеритового расплава после удаления из него разных количеств
клинопироксена.
Таблица 2
Химический состав расплавных включений в клинопироксенах вулканитов, масс. %
1(8)
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
BaO
SrO
P2O5
Сl
SO3
Сумма
50,13
3,01
13,09
8,68
0,21
5,11
9,49
2,71
2,95
0,14
0,15
0,78
0,04
0,37
96,86
Трахидолериты
2(2)
62,64
0,23
22,30
0,61
0,04
0,22
2,45
2,76
4,42
0,16
0,20
1,32
0,09
0,00
97,44
3(2)
Меланонефелиниты
4(4)
5(3)
57,97
0,66
19,67
2,86
0,08
1,35
5,51
3,73
3,52
0,16
0,17
0,33
0,07
0,02
96,10
54,91
2,48
5,37
8,86
0,12
9,87
15,32
1,12
0,57
0,05
0,06
0,30
0,00
0,00
99,03
48,76
2,48
8,98
9,68
0,16
9,06
13,09
3,36
1,79
0,10
0,10
0,69
0,07
0,19
98,51
Толеиты
6(5)
54,32
1,19
10,81
10,73
0,20
7,82
11,65
1,55
0,58
0,06
0,00
0,16
0,01
0,10
99,18
Включения: 2, 3 – непрогретые, остальные – гомогенизированные и закаленные; 1, 6 – из
микрофенокристов клинопироксена; 4 – из ядерных, а 5 – из краевых зон крупных вкрапленников зональных
фассаитов.
Расплавы, из которых кристаллизовались ядра крупных вкрапленников клинопироксена из
порфировых меланонефелинитов, имели совершенно другой химический состав (табл. 2, ан. 4). Они
при высоком содержании (в среднем 54 мас.%) SiO2 были богаты MgO и СаО (~10 и 15 мас.%
соответственно) и обеднены Al2O3 (~5,4 мас.%) и щелочами (<2 мас.%) при существенном
преобладании Na над К. Эти расплавы совершенно не содержали SO3, а количества SrO и ВаО не
превышали сотых долей процента. Их состав можно сопоставить с составом коматиитовых базальтов,
например, развитых в низах зеленокаменного пояса Барбертон, южный Трансваальский блок
Родезийско-Трансваальского щита [Glikson, 1979]. Однако, если принять во внимание, что в
ультрабазит-базитовых расплавах вкрапленники клинопироксена обычно начинают кристаллизоваться
позже вкрапленников оливина, то следует допустить, что изначально расплав был более
магнезиальным и менее кремнистым и, возможно, отвечал составу пикритоидного расплава.
Включения в каймах вкрапленников клинопироксенов порфировых меланонефелинитов
обнаруживают определенное сходство с составом включений в фассаите трахидолеритов (табл. 2, ан.
5): их состав по сравнению с включениями в ядрах вкрапленников менее кремнистый, более
глиноземистый, содержит больше щелочей, Р, Sr, Ba и S. По-видимому, на стадии кристаллизации
кайм вкрапленников клинопироксена происходило смешение коматиит-базальтоидных (или
пикритоидных) расплавов с щелочными базитовыми расплавами, обогащенными Sr, P, S, из которых
кристаллизовались афировые трахидолериты. Об этом свидетельствует довольно близкое сходство
между составами расплавных включений, законсервированных в каймах вкрапленников порфировых
меланонефелинитов и в микропорфировых выделениях клинопироксена в афировых трахидолеритах, а
также почти аналогичные составы содержащих их минералов-хозяев.
Формирование толеитов также происходило из основных расплавов, которые были
высокомагнезиальные (#Mg0,78-0,84 мол.%), высококремнистые (около 54 мас.% SiO2),
332
малощелочные (1-2 мас.% щелочей) и практически не содержали некогерентных Sr и Ва (табл. 2, ан.
6). По сравнению с коматиитовыми базальтоидными расплавами, они были более обогащены Al и
обеднены Mg. Эволюционным путем их из коматиит-базальтоидных расплавов получить невозможно:
при одинаковом количестве SiO2 толеитовые расплавы были примерно в полтора раза более
обогащены Al, меньше содержали Ca, Ti и Р. Можно допустить, что коматиит-базальтоидные
расплавы отражают по сравнению с толеитовыми более глубинные условия магмогенерации и,
возможно, имеют какую-то генетическую связь с пикритоидными или маймечитовыми расплавами.
Таким образом, петрохимическое изучение включений в клинопироксенах показало, что в
формировании вулканической серии Крестовской интрузии принимали участие расплавы разной
основности, магнезиальности и щелочности: коматит-базальтоидные (или, возможно, пикритоидные),
толеитовые, щелочнобазальтоидные и их производные (трахидолеритовые, трахибазальтовые,
трахиандезитовые и трахитовые). Расплавы, из которых формировались меланонефелиниты, повидимому, представляют собой продукт смешения коматиит-базальтоидных (или пикритоидных)
расплавов с щелочнобазальтоидной магмой.
333
Рис. Спайдиаграмма, нормированная по примитивной мантии [Taylor, McLennan, 1985], трахидолеритов
(1), порфировых меланонефелинитов (2) и толеитов (3) Крестовского массива
Сделано предположение, что химическая неоднородность расплавов, по-видимому, связана с
наличием нескольких разнотипных, разноглубинных очагов магмогенерации и пульсационными
поступлениями расплавов различной основности и разной щелочности и последующим их смешением.
При этом один из источников, ответственный за появление трахидолеритовых расплавов, был
обогащен Sr, Ba, S, Тi, Al, имел Na-К-тип щелочности; а два других, из которых генерировались
коматиит-базальтовые и толеитовые магмы, были нормальной щелочности с натровым уклоном,
высокомагнезиальны, обеднены Ti и Al и практически не содержали Sr и Ва, но при этом они
располагались на разных уровнях литосферы.
По всей видимости, среди первичных примитивных магм, формировавших вулканноплутоническую структуру Крестовского массива, преобладали щелочнобазитовые расплавы. В
гипабиссальных условиях в промежуточных очагах происходила их дифференциация и
фракционирование и образование производных трахидолерит-трахибазальтовых, базанитовых,
андезитовых и трахитовых расплавов. Нередко их эволюционное преобразование нарушалось в связи с
подтоком коматиит-базальтовых или более ультраосновных-пикритоидных расплавов и их смешением
с образованием гибридных расплавов меланонефелинитового состава. Толеитовые же расплавы, повидимому, поступали из более верхних этажей литосферы. Пространственная близость Крестовского
массива к главному в провинции трансконтинентальному магматическому каналу обусловливала
длительную, неоднократно повторяющуюся активизацию его структуры и способствовала
поступлению петрохимически и геохимически неоднородных расплавов.
Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РФФИ 05-05-64361 и интеграционного
проекта СО РАН № 6.15.
Список литературы
Егоров Л. С. Ийолит-карбонатитовый плутонизм. М.: Недра, 1991, 258 с.
Когарко Л. Н., Рябчиков И. Д. Условия генерации меймечитовых магм (Полярная Сибирь) по
геохимическим данным // Геохимия, 1995, № 12. С. 1699-1698.
Сазонов А. М., Звягина Е. А., Леонтьев С. И. и др. Платиноносные щелочно-ультраосновные интрузии
Полярной Сибири. Томск, 2001, 510 с.
Glikson A. Y. Siderophile and lithophile trace-element evolution of the Archaean mantle // BMR J. Austrl. Geol.
And Geophys., 1979, 4, № 4.
Tayler S. R., Melennar S. M. The continental crust: its composition and evolution // Blackwell, Oxford, 1985,
301 p.
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ЭЛЕМЕНТОВ В СИСТЕМЕ РАСПЛАВ-ОЛИВИН
ПО
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫМ
ДАННЫМ.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ
ПРИЛОЖЕНИЕ
Г. П. Пономарев, М. Ю. Пузанков
Институт
вулканологии
и
ponvol@ mail.iks .ru, puzankov@kscnet.ru
сейсмологии
ДВО
РАН,
Петропавловск-Камчатский
Для реконструкции условий образования и путей эволюции магматических расплавов,
производными которых являются породы базит-гипербазитового ряда, широко используются
минералы группы оливина. Наибольшее распространение для таких оценок, в случае использования
составов оливина и расплава (стекло, гомогенезированное расплавное включение) получили
геотермометры [Roeder, Emslue,1970] и [Ford et al., 1983], а также коэффициент распределения (KD)
Fe2+ и Mg между этими фазами, лежащий в интервале 0.3-0.33. К настоящему времени проведено
значительное число экспериментов, позволяющих уточнить эти результаты и расширить рамки
используемых для расчетов составов расплавов. Создан ряд баз экспериментальных данных по
334
расплавно-кристаллическим равновесиям изверженных пород. Одной из наиболее удачных, с нашей
точки зрения, является база данных «ИФОРЕКС» [Арискин, Бармина, 2000]. При помощи программы
«ИНФОРЕКС-4.0», с привлечением ряда экспериментальных результатов, собранных нами из
публикаций последних лет, были сформированы выборки опытов: в «сухих» условиях – при
атмосферном ~ 700 пар составов оливин-расплав и повышенном давлении (P<140 кб) кристаллизации
~ 330 пар; а также с присутствием флюида (P<5 кб) ~350 пар и другие. Для расчетов использовались
составы фаз в виде катионных атомных количеств. Содержания Fe2+ и Fe3+ в расплаве при
атмосферном давлении рассчитывались по уравнению, предложенному в [Борисов, Шапкин, 1989].
Методика обработки данных подробно изложена в [Пономарев, Пузанков, 2002]. Исследовались
закономерности равновесных распределений Fe2+, Mg, Ca, Cr, Ti между кристаллами оливина и
расплавами, основными-ультраосновными и средними, нормального, субщелочного и щелочного
рядов. Были рассчитаны, в виде корреляционных уравнений, следующие зависимости: Fe m 2+ ~ Fem
(суммарное); T ~ Fe OL2+ / Fem; T~ MgOL/ Mgm; Crm ~ CrOL; Tim ~ TiOL; Mnm ~MnOL; Cam ~ CaOL;
(Fe2+/Mg)m ~ (Fe2+/Mg)OL; KD ~ Fe2+/Mg)OL; KD ~ среднее; KD ~ состав расплава. Минимизация
погрешностей калибровочных уравнений осуществлялась с использованием различных
композиционных параметров или их сочетаний. В общей сложности было получено 35 уравнений, т.к.
для некоторых зависимостей были получены уравнения с разными наборами компонентов для
выявления времени обогащения расплава титаном, алюминием, кальцием, щелочами и равновесности
системы оливин-расплав. Эти уравнения были протестированы на выборках для лунных базальтов и
метеоритов. Величины коэффициентов корреляции и среднеквадратичных ошибок практически не
изменились. Выражения некоторых из полученных зависимостей (для атмосферного давления)
представлены на рис. 1.
Tрасч.o
Tра
сч.
o
C
R=
1600
1500
0.94
21.5
1200
(
14
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1000
1000
1100
1200
1300
1400
0
1500
2
R=
1500
0.93
1400
s =
1300
1200
1100
1500
23.85
12
14
16
18
Fe
0
4
D расч.
16
20
5)
24
28
32
Mgm
эксп.
0.83
0.4
s
0.3
6
12
R=
0.5
s =
8
8
K
0.6
R=m эксп.
0.90
10
s =
1300
8
a14m расч.
0.91
1400
6
(
4
0
C
1600
R=
1600
4
10 4)
12
1.29
8
(
0
16
1600
12
2
2)
s =
16
0.68
4
(
1100
1)
20
s =
8
6
0.95
24
10
20.6
R=
28
0.96
12
s =
расч.
32
R=
16
0.94
1300
1100
1000
1000
R=
1400
s =
1300
Mgm
m 18
расч.
1600
1500
1400
1200
Fe
C
0.2
27.2
=0.02
(
8 4 1.07
(
(
0.1
2
3)
6)
7)
0
Рис.1. Корреляция экспериментальных и расчетных условий опытов (~ 700) при
атмосферном давлении и
1200
1100
0
1000
1000
1000
0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
1100 условиях.
1200
1300 1400
1500
1600
1000
1100
1200
1300 1400
1500
1600
в «сухих»
Cam (1), (2), (3) – рассчитанные
K
Графики: T
(1),
(2),
(3),
8
–
температур
равновесия
оливин-расплав,
по
Tэк
эк
уравнениям o(1)-(3), 8 – по геотермометруo [Ford et al.]; 1983]; (4)-(6)
–
содержаний
элементов
в
расплаве,
(4)
эксп.
D эксп.
сп. C
сп. C
железа, (5) – магния, (6) – кальция; (7) – коэффициентов распределения железо-магниевого отношения оливинрасплав. R – коэффициент корреляции; s – среднеквадратичное отклонение. Номера графиков соответствуют
номерам расчетных уравнений, которые приведены ниже. Дополнительные пояснения см. в тексте и в
примечании к табл. 1
T = 10.11× (( 102 × ( Mgm MgOL ))
T=
T=
0
__
Fem
__
2
4
6
8
10
12
14
16
Alm ( 4 × ( Nam + K m )) ) + 1094
(1)
( 754.38 × ( Mgm MgOL )) + 962.46
+8
1 __ 1.52 × 10 -1 × ( Mgm 90 + Fem Sim )
(2)
( 194.62 × ( Fem FeOL )) + 873.21
+ 24
1__ 9.93 × 10-3 × ( Sim 7 + MgOL 8 )
(3)
335
Fem = 1.23 × ((( 102 × Mgm × FeOL ) ( MgOL × Sim ) ) _ ( Alm ( 40 × Tim ) )) + 3.07
Mgm = _ Mg OL × 11.31× 10
Cam = 0.72 × ( CaOL × Mgm
-4
__
(4)
× ( T × ( 13.44 × 10-2 × ( ( MgOL 90 ) ( Fem Sim ))_ 1 ) + 972.18 ) + 0.67 (5)
Alm
Mgm
__
3 × ( Nam + K m ) Alm × Fem
+
Alm
80
K D = _ 0.7 × Ln [( 2 × Ln( 10 3 ( FeOL × Sim × Mgm )
_
__
T
) + 8.97
150× Alm
(6)
( T ( Mgm × 400 ) + T × Fem 10 4 ) + 10 ] + 1.7 (7)
Из-за ограниченности объема тезисов приведены только некоторые из полученных уравнений и
не представлены поправочные члены в них для повышенных давлений и влияния флюида.
Экспериментальные результаты под давлением с продолжительностью менее 1часа дают
значительный разброс поправок и были отброшены. Поэтому верхний предел учета давления – 70кб.
Отметим, что в целях уменьшения величины среднеквадратичной ошибки, поправки на влияние
давления и флюида вводились с учетом влияния состава расплава, но после учета влияния давления и
флюидного влияния ошибка возрастает. Например, для расчетных температур в условиях
повышенного давления она составляет ~ 50 °C против ~ 23 °C при атмосферном давлении. Давление
по-разному влияет на способность элементов входить в решетку оливина: содержания хрома и
марганца уменьшаются в оливине с увеличением давления (это требует уточнения), тогда как
содержания кальция отчетливо растут, что подтверждает вывод [Simkin, Smitch,1970]. При расчетах
обычно величину KD для железа-магния ограничивают рамками 0.3-0.33, хотя реальный диапазон
колебаний значений – 0.1-0.5. Полученная для KD зависимость позволит оценивать эту величину
исходя из составов равновесных расплавов. Для железа и магния влияние давления практически не
заметно, с некоторой долей осторожности можно предположить, что с увеличением давления магний
вытесняется железом в решетке оливина, поэтому численная величина KD с ростом давления будет
расти. Для сравнения на рис. 1-8 представлены результаты тестирования по геотермометру [Ford,
1983] на выборке опытов при атмосферном давлении.
По уравнениям (1)-(7) были рассчитаны температуры и содержания элементов в расплавах
равновесных с кристаллами оливина из разнородных магматических пород. Для расчетов были
использованы составы оливинов, расплавных включений в них и предполагаемых первичных
расплавов. Эти данные и результаты расчетов представлены в табл. 1.Значения полученных нами
температур можно разбить на две группы. В первой, по данным из работ [Портнягин и др.,2005;
Bertagnini et al., 2003], где отличия температур, рассчитанных по формулам (1)-(3), лежат в пределах
среднеквадратичной ошибки (s); во второй – отличия >s. Вероятно, это связано с тем, что в работах
[Портнягин и др., 2005; Bertagnini et al., 2003] учтены поправки на влияние минерала-хозяина. При
учете «сухого» давления наши оценки в большинстве случаев заметно (> s) отличаются от величин,
полученных авторами всех работ. Наши оценки концентраций Fem в расплаве совпадают с данными
работ [Портнягин и др., 2005; Bertagnini et al., 2003]. Различия появляются в оценках содержаний Mgm
и становятся значительными (> 3s) для Cam. Для данных из [Портнягин и др., 2005] наши оценки
содержаний Cam ближе к содержаниям Cam, рассчитанным авторами данной работы из состава пород.
Таблица 1
Сопоставление расчетных температур кристаллизации оливинов,
содержаний компонентов в расплаве с ранее опубликованными данными
№
п/п
I
II
III
IV
V
VI
Параметры
T
T (1)
T*(1)
T (2)
T*(2)
TFe (3)
1
1416
1385
1391
1425
1430
1317
2
1360
1320
1320
1352
1353
1291
3
1360
1313
1312
1334
1336
1413
4
1340
1272
1300
1294
1317
1318
5
1381
1326
1335
1355
1364
1316
336
6
1205
1202
1216
1216
1202
7
1212
1210
1222
1222
1215
8
1251
1250
1272
1274
1299
9
1320
1300
1406
1323
1419
1287
10
1135
1178
1214
1185
1221
1165
11
1250
1238
1277
1253
1289
1247
12
1264
1253
1293
1269
1305
1254
VII
VIII
IX
X
XI
XII
XIII
XIV
XV
XVI
TFe*(3)
Fem
Fem (4)
Mgm
Mgm (5)
Mgm*(5)
Cam
Cam (6)
Cam*(6)
KD (7)
1363
8.46
10.54
24.77
24.38
23.57
7.45
11.21
10.67
0.32
1327
10.86
13.47
21.14
21.6
21.23
10
11.45
10.98
0.3
1449
10.86
9.91
21.14
22.23
21.86
10
9.01
8.54
0.25
1328
10.47
10.98
17.99
20.73
19.2
12.73
10.64
10.03
0.25
1362
8.44
9.69
20.73
22.39
21.52
10.03
12.62
12.08
0.29
1238
5.11
5.62
10.51
10.3
9.93
14.13
10.59
10.12
0.26
1252
6.17
6.34
11.36
10.97
10.6
13.69
9.77
9.3
0.27
1335
6.04
6.43
14.83
13.99
13.62
16.95
11.09
10.62
0.22
1438
6.77
7.36
18.19
18.13
11.07
10.24
9.73
8.46
0.29
1215
5.36
5.81
8.75
6.12
4.1
14.25
8.37
7.81
0.27
1301
6.1
6.73
13.44
13.52
11.49
15.02
9.35
8.73
0.26
1313
6.1
6.12
14.57
14.44
12.4
15.09
9.54
8.91
0.26
Примечание. Температуры кристаллизации оливинов, значения KD, содержания компонентов в расплаве
рассчитывались по данным, приведенным в работах: 1-5 – по [Соболев А. В., Никогосян И. К., 1994], лавы
Гавайских островов и острова Реюньон – 1,5 – пикриты, 2-3 – базаниты, 4 – нефелинит; 6-7 – по [Bertagnini A., et
al., 2003], субшелочной базальтовый пепел (вулкан Стромболи, Эоловые острова); 8 – по [Панина Л.И., и др.,
2003], мелилитит (вулкан Пиан де Челле, центральная Италия); 9 – по [Хубуная С.А. , Соболев А.В., 1998],
магнезиальный базальт (вулкан Ключевской, Камчатка); 10-12 – по [Портнягин М. В., и др.,2005] –
высокомагнезиальный базальт (авачит)(вулкан Авачинский, Камчатка). Параметры: T – температура °С, Fem,
Mgm,Cam – содержание железа (все железо в виде Fe2+), магния, кальция в расплаве в Ат.%, KD – коэффициент
распределения железо-магниевого отношения Fe2+/Mg оливин-расплав; в скобках приведены номера расчетных
уравнений на рис. 1; * – обозначены параметры, значения которых рассчитаны с поправкой на давление выше
атмосферного. № п/п : I, VIII, X, XIII – значения параметров, взятые из вышеперечисленных работ; II-VII,IX,XIXII, XIV-XVI – рассчитанные по уравнениям (1) – (7) см. рис. 1: II, IV, VI,IX, XI, XIV, XVI – при атмосферном
давлении; для III, V, VII, XII, XV – дополнительно введена поправка на давление кристаллизации выше
атмосферного.
Пропорциональность содержаний Ca в оливине и в расплаве (уравнение (6)) и характер влияния
давления на растворимость Ca в оливинах позволяют считать низкокальциевые (~0.0n.%) оливины
неравновесными с базальтовыми расплавами. Эти оливины не обязательно самые железистые, они
характерны для ультрабазитов офиолитовых ассоциаций, современного ложа океанов, присутствуют
совместно с более высококальциевыми (~ 0.n .%) разностями в расслоенных интрузивных массивах.
Хотя в некоторых щелочно-ультраосновных комплексах, например Гулинский плутон, их
предположительно нет. В вулканитах они присутствуют в виде фенокристаллов совместно с
высококальциевыми разностями: кимберлиты, алмазоносные породы некимберлитового типа (близкие
минеттам), коматитииты, различные типы базальтов, например БТТИ (Ключевская группа вулканов).
Вероятно, низкокальциевые оливины, будучи неравновесными с базальтовыми расплавами, являются
дезинтегрированными фрагментами мантии, а нынешний минеральный состав ультрабазитов
офиолитовых комплексов и т.д. (предположительно реститов) неравновесен с кальцийсодержащими
выплавками в случае равновесного плавления мантийного вещества.
Эта работа была финансово поддержана в 2004 г. ДВО РАН (проект № 04-3-А-08-050).
Список литературы
Арискин А. А., Бармина Г. С. Моделирование фазовых равновесий при кристаллизации базальтовых
магм. М.: Наука, 2000, 362 с.
Борисов А. А., Шапкин А. И. Новое эмпирическое уравнение зависимости отношения Fe3+/Fe2+ в
природных расплавах от их состава, летучести кислорода и температуры // Геохимия, 1989, № 6. С. 892-898.
Панина Л. И., Стоппа Ф., Усольцева Л. М. Генезис мелилититовых пород вулкана Пиан Ди Челе по
данным изучения расплавных включений в минералах (камафугитовая провинция Умбрия, центральная Италия)
// Петрология, 2003, № 4. С. 405-424.
Пономарев Г. П., Пузанков М. Ю. Распределение железа и магния в системе расплав-шпинель-оливин
по экспериментальным данным. Геологическое приложение. Петропавловск-Камчатский: Изд-во КГПУ, 2002,
80 с.
Портнягин М. В., Миронов Н. Л., Матвеев С. В., Плечов П. Ю. Петрология «авачитов» –
высокомагнезиальных базальтов Авачинского вулкана. Камчатка: II. Расплавные включения в оливине //
Петрология, 2005, № 4. С. 358-388.
337
Соболев А. В., Никогосян И. К. Петрология магматизма долгоживущих мантийных струй: Гавайские
острова (Тихий океан) и о-в Реюньон (Индийский океан) // Петрология, № 2, 1994. С. 131-168.
Хубуная С. А., Соболев А. В. Первичные расплавы известково-щелочных магнезиальных базальтов
Ключевского вулкана (Камчатка) // Доклады АН, 1998. Т. 360, № 1. С. 100-102.
Bertagnini A., Metrich N, Landi P. and Rosi M. Stromboli volcano (Aeolian archipelago, Italy):An open
windows on the deep-feeding system of a steady state basaltic volcano // J. of Geophys.Res., 2003, V.108, b7. P.ecv 4-1 –
ecv 4-15.
Ford C. E., Russell D.G., Craven J.A. and Fisk M.R. Olivin- liquid equilibria: temperature , pressure and
composition dependence of the crystal / liquid cation partition coefficients for Ng , Fe 2+, Ca and Mn // J. of Petrol., 1983,
V. 24. p. 3. P. 256-265.
Roeder P. L., Emslue R. F. Olivine-liquid equilibrium // Contrib. Mineral. Petrol., 1970, V. 19. P. 275-289.
Simkin T., Smitch J. V. Minor- element distribution of olivine // J. Geol., 1970, V. 78., № 3. P. 304-325.
ОСОБЕННОСТИ ПЕТРОГЕНЕЗИСА ПИКРИТОВЫХ КОМПЛЕКСОВ
ИЗ ОФИОЛИТОВ ЮЖНОГО ТЯНЬ-ШАНЯ
В. А. Симонов, С. В. Ковязин
Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, simonov@uiggm.nsc.ru
Среди офиолитов Алайского хребта (Южный Тянь-Шань) выделяются три наиболее крупные
ассоциации – Киргизатинская, Ходжагаирская и Сарталинская [Куренков и др., 2002]. Пикритовые
комплексы характерны в целом для офиолитов этого региона [Котова, 1975; Михайлов, Баранов, 1981;
Вишневский и др., 1985; Коптева, 1987], но наиболее развиты они среди вулканогенно-кремнистых
пород киргизатинской ассоциации [Куренков и др., 2002].
Наши исследования киргизатинских офиолитов показали, что в их составе принимают участие
две серии пород. Серия преимущественно основного состава включает: редкие проявления
габброидов, дайковый комплекс типа “дайка в дайке”, подушечные базальтовые лавы. Среди
ультраосновных пород выделяются: перидотиты с кумулятивными структурами, выполняющие тела
мощностью в несколько десятков метров; дайки пикритов; пикритовые подушечные лавы; пикритовые
гиалокластиты. Среди эффузивов и дайковых пород существуют разности переходные к серии
основного состава: пикробазальты и пикродиабазы [Симонов, 1993; Куренков и др., 2002]. Часть
пород обладает высокими значениями MgO (до 37 мас.%) с одновременно низкими содержаниями
SiO2 (до 35.5 мас.%), что свидетельствует об их принадлежности к меймечитам. В целом,
устанавливается непрерывный ряд от меймечитов к пикробазальтам с ростом SiO2 до 44.5 мас.% и
падением MgO до 12 мас.% (рис. 1).
Детальные исследования образцов пород из пикритовых комплексов киргизатинских офиолитов
позволили найти и проанализировать расплавные включения в оливиновых вкрапленниках из
пикритовых (образец С-66а-85 с содержанием MgO – 23 мас.%) пиллоу-лав и в оливинах гипербазитов
с кумулятивными структурами меймечитового (образец С-63-85 с MgO – 32 мас.%) состава.
Включения исследовались по методике, описанной ранее [Симонов, 1993; Sobolev, Danyushevsky,
1994]. Составы расплавных включений установлены на рентгеновском микроанализаторе "Camebaxmicro" (Институт геологии и минералогии СО РАН, г. Новосибирск).
Расплавные включения (размерами 5-20 мкм) располагаются равномерно или занимают центры
вкрапленников оливина в пикритовых лавах. Включения содержат светлое стекло, несколько
коричневатых кристаллических фаз и газовый пузырек. При нагреве в микротермокамере полностью
гомогенными включения становятся в интервале 1230-1255 С. В оливинах гипербазитов с
кумулятивными структурами расплавные включения (5-45 мкм) располагаются в центре или по зонам
роста кристаллов. Температуры гомогенизации выше и интервал их значений более широкий – 12301255 С. Устанавливается прямая зависимость температур и составов включений. При этом с
максимальным содержанием магния включения в оливинах гипербазитов показывают повышенные
температуры по сравнению с данными по лавам, а общий тренд хорошо совпадает с трендом
включений в оливинах из пород Гавайских островов. Соответственно более железистые включения в
338
минералах эффузивов обладают минимальными температурами. Сравнение температур гомогенизации
расплавных включений в оливинах из ультраосновных пород Алайского хребта, полученных
экспериментально, с рассчитанными по программе PETROLOG [Danyushevsky, 2001], ликвидусными
температурами показало хорошую сходимость этих характеристик. В целом приведенные данные
свидетельствуют о достоверности полученных по расплавным включениям температурных параметров
кристаллизации пород из пикритовых комплексов офиолитов Южного Тянь-Шаня.
По химическому составу расплавные включения принадлежат к сериям с нормальной
щелочностью. На диаграмме (рис. 1), показывающей зависимость содержания MgO от SiO2, отчетливо
видно, что расплавы, из которых кристаллизовались оливины из пикритовых комплексов офиолитов
Южного Тянь-Шаня, были близки к составу оливиновых базальтов (с MgO преимущественно от 8.8 до
14.7 мас.%), в то время как породы, содержащие данные минералы, гораздо более магнезиальны – до
меймечитов с MgO до 34.4 мас.%. Эти факты свидетельствуют о формировании рассмотренных пород
из исходных магм в результате кумуляции оливинов, которая сопровождалась резким падением MgO и
образованием
менее
магнезиальных
базальтовых
расплавов.
Подобные
особенности
петрогенетических процессов были установлены нами ранее с помощью расплавных включений для
пикритов гайота Кастор в Тихом океане [Симонов и др., 2004]. Необходимо подчеркнуть, что
большинство составов расплавных включений из офиолитов Тянь-Шаня располагаются в поле
включений в оливинах из пород Гавайских островов (рис. 1).
Рис. 1. Диаграмма MgO–SiO2 для расплавных включений и пород из пикритовых комплексов офиолитов
Южного Тянь-Шаня
1, 2 – расплавные включения в оливинах из гипербазитов с кумулятивными структурами (1) и эффузивных
пикритов (2) киргизатинских офиолитов; 3 – породы пикритового комплекса киргизатинских офиолитов; 4 –
расплавные включения в оливинах из пород гайота Кастор (Тихий океан); 5 – пикриты и пикробазальты гайота
Кастор. Пунктиром обозначено поле расплавных включений в оливинах из пород толеитовой и промежуточной
серий Гавайских островов и острова Реюньон. Поля пород: I – меймечиты; II – пикриты, III – пикробазальты, IV
– оливиновые базальты, V – базальты. Рисунок построен на основе оригинальных данных с использованием
материалов [Магматические горные породы, 1983; Соболев, Никогосян, 1994; Симонов и др., 2004]
По соотношению TiO2-FeO/MgO данные по включениям в оливинах пикритовых комплексов
офиолитов Южного Тянь-Шаня разбиваются на две группы. Наиболее примитивная группа с
минимумом титана (0.8-1.4 мас.%) находится в тесной ассоциации с самими пикритами и содержит
данные только по включениям в гипербазитах с кумулятивными структурами. Включения с
повышенным содержанием титана показывают эволюцию расплавов до поля океанических островов
(OIB) с ростом FeO/MgO (от 0.6 до 1.8) и титана до 2.1 мас.%. Эта группа, где преобладают включения
339
в оливинах из пикритовых лав, хорошо соответствует данным по включениям в минералах гайота
Кастор. В целом, по характеру распределения титана и низкой железистости магмы офиолитов
Южного Тянь-Шаня существенно отличаются от расплавов океанических плато и близки к базальтам
срединно-океанических хребтов.
Данные на диаграмме Al2O3-FeO/MgO показывают полное совпадение особенностей расплавных
включений в оливинах из пород офиолитов Южного Тянь-Шаня, гайота Кастор и Гавайских островов,
свидетельствующих о практически постоянных значениях алюминия с ростом железистости и
фиксирующих эволюцию остаточных расплавов. В то же время составы пикритов Тянь-Шаня и гайота
Кастор располагаются на тренде оливиновых кумулятов, показывающем одновременное падение
алюминия и железистости от области примитивных расплавов.
На основе данных по составам расплавных включений в оливинах были проведены оценки
параметров выплавления из мантийного субстрата первичных расплавов по методу [Schilling et al.,
1995]. В результате установлено, что первичные расплавы офиолитов Южного Тянь-Шаня
формировались на глубинах 55-100 км при температурах 1360-1540 оС. Широкие диапазоны глубин и
температур магмогенерации свидетельствует, скорее всего, о влиянии мантийных плюмов.
Основные выводы
1. Данные по расплавным включениям в оливинах свидетельствуют о том, что породы
пикритовых комплексов офиолитов Южного Тянь-Шаня формировались из исходных расплавов в
результате кумуляции оливинов, которая сопровождалась падением MgO и образованием менее
магнезиальных базальтовых расплавов.
2. Исследования составов расплавных включений в оливинах говорят о сходстве магматических
систем офиолитов Южного Тянь-Шаня, гайота Кастор и Гавайских островов.
3. Расчеты на основе данных по расплавным включениям показывают вероятность высоких
параметров генерации первичных расплавов офиолитов Южного Тянь-Шаня, близких в своих
максимальных значениях к данным по гайоту Кастор и Гавайским островам.
4. В целом, результаты исследования расплавных включений не только позволили
расшифровать особенности петрогенезиса пикритовых комплексов офиолитов Южного Тянь-Шаня, но
и подтвердили опубликованные ранее выводы о формировании этой ассоциации в
палеогеодинамических условиях влияния глубинных плюмовых систем типа “горячей точки”
Гавайских островов [Куренков и др., 2002].
Работа выполнена при финансовой поддержке Комплексного интеграционного проекта СО РАН
№ 6.16.
Список литературы
Вишневский Л. Е., Савочкина Е. Н., Шатагин Н. Н. Петрохимические особенности и металлогения
вулканических ультрамафитов (пикритов) офиолитовой ассоциации северного склона Алайского хребта (Южная
Фергана) // Формационнное расчленение, генезис и металлогения ультрабазитов. Свердловск, 1985. С. 148-149.
Коптева В. В. Проявление подводного фонтанирования базальтов и пикрит-базальтов в герцинидах
Алайского хребта // Докл. АН СССР, 1987. Т. 294, № 4. С. 928-930.
Котова Л. Н. Гиалокластиты ультраосновного состава в Южно-Тяньшанском офиолитовом поясе // Докл.
АН СССР, 1977. Т. 232, № 6. С.1391-1394.
Куренков С. А., Диденко А. Н., Симонов В. А. Геодинамика палеоспрединга. М.: ГЕОС, 2002, 294 с.
Магматические горные породы. Т. 1. М.: Наука, 1983, 766 с.
Михайлов Н. П., Баранов В. В. О структурах спинифекс в пикритах Южного Тянь-Шаня // Узб. геол.
журн., 1981, № 4. С. 17-24.
Симонов В. А., Ковязин С. В., Колобов В. Ю. Физико-химические параметры магматических систем
гайота Кастор (Тихий океан) // Докл. РАН, 2004. Т. 398, № 4. С. 529-532.
Симонов В. А. Петрогенезис офиолитов (термобарогеохимические исследования). Новосибирск: ОИГГМ
СО РАН, 1993, 247 с.
Соболев А. В., Никогосян И. К. Петрология магматизма долгоживущих мантийных струй: Гавайские
острова (Тихий океан) и о-в Реюньон (Индийский океан) // Петрология, 1994. Т. 2, № 2. С. 131-168.
Danyushevsky L. V. The effect of small amounts of H2O on crystallisation of mid-ocean ridge and backarc basin
magmas // J. Volcan. Geoth. Res., 2001, V. 110, № 3-4. P. 265-280.
340
Schilling J.-G., Ruppel C., Davis A. N., McCully B., Tighe S. A., Kingsley R. H., Lin J. Thermal structure of
the mantle beneath the equatorial Mid-Atlantic Ridge: Influences from the spatial variation of dredged basalt glass
compositions // J. Geophys. Res., 1995, V. 100, № B7. P. 10057-10076.
Sobolev A. V., Danyushevsky L. V. Petrology and Geochemistry of Boninites from the North Termination of the
Tonga Trench: Constraints on the Generation Conditions of Primary High-Ca Boninite Magmas // J. Petrol., 1994, V. 35.
P. 1183-1211.
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МАНТИИ ЦЕНТРАЛЬНОКАЗАХСТАНСКОГО СЕГМЕНТА ПАЛЕОАЗИАТСКОГО ОКЕАНА
1В.
1
2
Г. Степанец, 2Р. М. Антонюк
г. Вильгельмсхафен, Германия, wladimir@stepanez.de
ТОО «Центргеолсъемка»,Караганда, antonyuk_rostisl@mail.ru
Впервые на основе геохимической специализации базальтов офиолитовых ассоциаций
предпринята попытка классифицировать природы мантии Центрально-Казахстанского сегмента
Палеоазиатского океана. Примитивные нижнепалеозойские базальты офиолитовых ассоциаций в
современной структуре Центрального Казахстана обнажаются в составе сложно построенных
паравтохтонов или разновозрастных аккреционных призм (рис. 1), отражая тем самым состав
нижнепалеозойской коры океанических, окраинно-морских, преддуговых, спрединговых задуговых
бассейнов и островных дуг. Формирование их магматических и осадочных комплексов, включая
разновозрастные олистостромы аккреционных призм, было обусловлено конвергентными и
дивергентными процессами, протекающими в палеозое в системе океан/микроконтинент и океан/океан
[Stepanets, 1993].
Корреляция базальтов была основана на составе петрогенных компонентов, микроэлементов
(Ni, Cr, Li, Rb, Sr, Zr, Y, Nb, U, Th и др.) [Антонюк и др., 1995; Ермолов и др., 1990; Степанец, 1992] и
на изотопно-геохимических отношениях [Антонюк, 1974]. С позиции химической геодинамики
[Zindler & Hart, 1986] примитивные базальты рассматриваются как прямые мантийные выплавки.
Определение возможной природы мантийных источников Центрального Казахстана палеобассейна
было основано на их сопоставлении с составами базальтов основных мантийных резервуаров
приведенных в табл. 1.
Таблица 1
La/Nb
Ba/Nb
Rb/Nb
Zr/Nb
206
Pb/204 Pb
207
Pb/204 Pb
208
Pb/204 Pb
87
Sr/86Sr
HIMU
0.66-0.77
5.3-6.5
0.35-0.38
3.2-5.0
20-22
15.65-15.85
39.5-41.7
0.7025-0.7037
EM1
0.64-1.19
11.4-17.7
0.88-1.17
4.2-11.4
17.5-18.7
15.45-15.59
38.2-39.1
0.7045-0.7058
EM2
0.89-1.09
7.3-11.0
0.59-0.85
4.5-7.3
17.8-19.3
15.55-15.70
38.2-39.4
0.7056-0.7068
N-MORB
1.07
4.3
0.36
30
17.8-19.6
15.4-15.6
6.7-39.2
0.702-0.704
Конт. кора
2.2
54
4.7
16
13.5-33.9
14.43-18.89
33.2-39.8
0.7033-0.8405
Примечания. HIMU - обогащенная (U+Th/Pb) мантия, образованная впервые 1.5-2.0 млрд. лет,
обогащенная мантия - EM1, EM2 [Hofmann, 1997], N-MORB [Wilson, 1989], континентальная кора [Rollinson,
1993].
В табл. 2 приведены содержания основных микроэлементов базальтов, отношения Zr/Nb и
составы возможных типов мантий поздних каледонид и герцинид Центрального Казахстана;
дополнительно также были рассчитаны отношения Rb/Nb, K/Nb, Ba/Nb, La/Nb, Rb/Sr, Nb/U, Th/U, что
позволило более корректно провести их сопоставление с основными планетарными мантийными
резервуарами.
Структуры поздних каледонид Центрального Казахстана. Практически все примитивные
базальты островодужных систем нижнего палеозоя Центрального Казахстана характеризуются
341
несколько повышенными концентрациями Nb (5-8.6 г/т), что свидетельствует о слабообогащенном
источнике исходной магмы, сопоставимой с T-MORB мантии, вовлеченной в магматические
процессы, протекающие над зоной субдукции. Ассоциирующие с ними суперплюмовые базальтоиды
Агырек-Толпакской аккреционной призмы свидетельствуют, что плюмовые магмы, отвечающие EM1,
являются производными плавления океанической коры, поглощенной зоной субдукции.
Резко противоположным составом характеризуются вулканиты Майкаинской островодужной
системы, фундамент которой сложен раннекембрийской толщей зеленых туфов и последовательно
дифференцированными
вулканитами
с
преобладанием
дацитов.
Раннеостроводужные
низкотитанистые базальты и высокотитанистые базальты задугового спредингового бассейна
отвечают составу EM2, что обусловлено, по-видимому, привносом в систему дополнительной
компоненты, соответствующей составу континентальных осадков. В совокупности эти данные
свидетельствуют о сиалической природе фундамента Майкаинской островодужной системы.
Примитивные базальты Ангренсорской аккреционной призмы отвечают N-MORB мантии, с
ними пространственно сопряжены дифференцированные базальты, отражающие состав EM1,
сопоставимые с OIB, а также примитивные базальты островодужного типа и бониниты.
Раннекембрийские плюмовые базальты Балкыбекских океанических островов, отвечающие составу
EM1, и ассоциирующие с ними примитивные абиссальные базальты отражают природу океанической
коры. По совокупности геохимических признаков они приближаются к составу базальтоидов
Восточно-Тихоокеанского поднятия.
Таблица 2
Структуры и вулканогенные
Тип мантии
комплексы / элементы в г/т
Sr
Поздние каледониды
Агырек-Толпак. а. призма
(OIB) базальты G1
ЕМ1
<260
(b-arc) базальты O1 arg
T-MORB
<190
(b-arc) суперплюмы O2 lln
EM1
<610
(b-arc, arc) спилиты O1
T-MORB
<230
Майсорская а. призма
(b-arc)долеритобазальты O2 lln
T-MORB
<260
Ангренсорская а. призма (OIB)
лейкобазальты G-O?
(MORB) базальты G-O?
EM1
<190
N-MORB
<100
Восточно-Майкаинский
паравтохтон
(b-arc) долериты O2 lln
(b-arc) долериты O1
EM2
<490
EM2
<820
Караулчекинский
паравтохтон
(b-arc, arc) спилиты O1 arg
Герциниды
N-MORB
<250
Тектурмасская а. призма
(SMB) базальты O1arg?-O2lln
EM1
365
Агадырьский паравтохтон
(RM) low-K базальты O3-S1
(RM) базальты O3-S1
T-MORB
<340
T-MORB
<315
Итмурундская а. призма
(SMB) базальты O2llo
(SMB) щелоч. базальты O2 llo
T-MORB 330-456
базальты O3 ?
EM1
240
EM1
<150
Обалинский паравтохтон
(RM) базальты O2?
<230
E-MORB
Y
Cr
Nb
Zr
Zr/Nb
22-28
18-27
30-37
32-47
35-243
120-170
10-160
10-68
17-18
5-6.6
35-65
5-8.6
156-160
59-72
350-760
74-170
7.6-9.1
11.2-12.4
8.3-13.6
14.8-28.0
27-28
170-210
5
70-94
14.0-18.8
19-27
35-40
10-18
110-120
12-23
3
76-120
104-110
5.2-6.7
25.0-36.0
30-40
11-40
10-190
140-560
13-20
6-18
130-240
70-180
8.75-11.1
3.9-19.6
18-30
10-45
1.4-2.6
71-97
39.4-48.5
20
-
35
145
5.0
10-22
12-21
145-330
120-240
5-7.8
5.4
25-88
50-58
5.0-17.6
9.3-14.8
22-24
33
21-30
86-150
5
140-5
5.8-6
35
2.5-30
5-17
84-86
350
50-74
14-14.8
10.0
5.7-8.5
19-30
110-120
77-150
8.8-20.0
Примечания. DM (деплетированная мантия) и N-MORB мантия различаются. Источник DM описывается
как астеносферная мантия, сильно обедневшая несовместимыми микроэлементами. MORB мантия не столь
сильно обеднена [Wilson, 1989] и представляет собой смесь DM и HIMU. N-MORB – нормальная, T-MORB –
342
переходная, E-MORB – обогащенная мантия срединно-океанических хребтов, SMB – базальты подводных
хребтов, OIB – базальты океанических островов, RM – окраинные моря, b-arc–спрединговые задуговые бассейны,
а. призма – аккреционная призма. Анализы выполнены в 1988-92 гг. в лаборатории ПГО «Центрказгеология».
Каждая выборка состоит как минимум из 15 проб.
Структуры герцинид Центрального Казахстана. Характерной чертой строения герцинид
Центрального Казахстана является широкое развитие структур типа окраинных морей, подводных
хребтов и полное отсутствие нижнепалеозойских островодужных систем.
Рис. 1. Геодинамическая схема восточной части Центрального Казахстана. Схема составлена по
материалам [Антонюк и др., 1995; Степанец, 1992]
1 – террейны докембрийских континентов; 2 – отложения пассивной окраины континентов; 3 –
образования активизированной пассивной окраины континентов; 4 – континентальные рифтогенные комплексы;
5 – океанические базальты (океанических рифтов, океанических островов, океанических хребтов и
вулканических поднятий); 6 – кремнистые глубоководные отложения; 7 – вулканические комплексы; 8 –
карбонатно-терригенная моласса; 9 – зеленоцветный флиш; 10 – пестроцветная моласса; 11 – вулканогеннотерригенный флиш; 12 – вулканогенно-терригенная моласса; 13 – углисто-терригенно-карбонатные морские
отложения; 14 – лагунно-континентальные отложения; 15–17 – активные окраины континентов: 15 –
раннекаледонская; 16 – позднекаледонская; 17 – герцинская; 18 – границы тектонических областей; 19 – граница
между позднекаледонскими и герцинскими структурами; 20 – аккреционные призмы; 21 – серпентинитовые
меланжи. Геодинамические обстановки: pcm – пассивные континентальные окраины; apcm – активизированные
пассивные континентальные окраины; acm-активные континентальные окраины; cr – континентальные рифты; or
– океанические рифты; ia – островные дуги; ba – спрединговые задуговые бассейны; fa – преддуговые бассейны;
rm – окраинные моря. Тектонические структуры: ap – аккреционные призмы; ol – олистостромы; k –
континентальные террейны. Названия структур. Докембрийские континентальные массивы: KS – Кокшетауский;
MA – Майтюбинский; UL – Улутауский; AM – Атасу-Моинтинский. Континентальные окраины: BA –
Байканурская; IS – Ишимская; Активные окраины: KSVP – Кокшетауская вулканно-плутоническая дуга; DVP –
343
Девонская вулкано-плутоническая дуга; BIVP – Балхаш-Илийская вулкано-плутоническая дуга. Вулканические
дуги: B – Бозшакольская; K – Кендыктинская; M – Майкаинская; TA – Чингиз-Тарбагатайская. Спрединговые
задуговые бассейны: Ac – Ащикольский; Sc – Шакшанский; Ak – Алкамергенский. Преддуговые бассейны: BA –
Баянаул-Акчатауский; NK – Нуринско-Карасорский; PT – Предчингизский; Окраинные бассейны: S –
Сарысуйский; Ad – Агадырьский; KK – Кентарлау-Котанбулакский; SA – Саякский; Континентальные рифты: U
– Успенский. Континентальные лагуны: Tn – Тенизская; Ds – Джезказганская. Аккреционные призмы: E –
Ерементауская; N – Найманжальская; BU – Бурубайтальская; Ba – Богембай-Ангренсорская; АТ – АгырекТолпакская; T – Тектурмасская; I – Итмурундинская
Базальты фундаментов окраинных бассейнов, вскрывающиеся в составе Агадырского и
Абалинского паравтохтонов, различаются по содержанию Fe и Ti. Первые – умеренно Fe-Ti базальты,
отвечают составу T-MORB мантии, а вторые – высоко Fe-Ti базальты – E-MORB мантии. Основной
объем субщелочных базальтов Тектурмасской и Итмурундинской аккреционных призм соответствует
составу плюмов EM1, геодинамически отвечает структурам SMB или плюмовым центрам
спрединговых зон океанических хребтов. Значительно реже в их составе встречаются толеитовые
базальты T-MORB мантии. Высокий уровень обогащения субщелочных базальтов U, Th и их общая
геохимическая специализация дают основание сопоставить их с плюмами южной части СрединноАтлантического хребта.
Палинспастические реконструкции. Палеогеографическое распространение бентосной фауны
[Fortey & Cock, 2003] и критический анализ палеомагнитных данных [Антонюк и др., 1995; Куренков
и др., 2002; Степанец, 1992] палеозоид Центрального Казахстана дают основание предположить:
1) структуры ранних каледонид и внутренней зоны поздних каледонид формировались в
экваториальных широтах у восточной окраины Балтии; 2) структуры внешней зоны поздних
каледонид, включая Майкантскую сиалическую дугу, и герцинид формировались в южных широтах у
западной окраины Южной Гондваны; 3) Богембай-Ангренсорская аккреционная призма, по-видимому,
является областью схождения вышеупомянутых тектонических плит, современные палеомагнитные
данные указывают на амплитуду их схождения более чем в две тысячи километров.
Список литературы
Антонюк Р. М. Океаническая кора эвгеосинклинальной области востока Центрального Казахстана //
Тектоника Урало-Монгольского складчатого пояса. М., 1974.
Антонюк Р. М., Евсеенко Р. Д., Степанец В. Г. и др. Геодинамическая карта Казахстана. Серия
Центрально-Казахстанская. М. 1: 1500000, 1995, 251 с. (фондовые материалы).
Ермолов П. В., Степанец В.Г., Сеитов Н. Офиолиты Казахстана. Путеводитель экскурсии
международного рабочего совещания по проекту 2 «Офиолиты». Караганда, 1990, 65 с.
Куренков С. А., Диденко А. Н., Симонов В. А. Геодинамика палеоспрединга. М., 2002, 294 с.
Степанец В. Г. Петрология и геологическая позиция офиолитов северо-востока Ц. Казахстана / Дис. …
канд. геол.-мин. наук. ИГН АН РК. Алма-Ата, 1992, 325 с.
Fortey R. A. & Cocks L .R. M. Palaeontological evidence bearing on global Ordovician-Silurian continental
reconstructions // Earth-Science Reviews, 2003, V. 61. Р. 1-63.
Hofmann A. W. Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism // Nature, 1997, № 385. Р. 219-229.
Rollinson H. R. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman Scientific and
Technical, England, 1993, 352 р.
Wilson M. Igneous Petrogenesis – A global tectonic approach. U H, London, 1989, 466 р.
Stepanets W. G. Geology and geodynamics of ophiolites of the northeast of central Kazakhstan // L. P.
Zonenshain memorial conference on plate tectonics. Moscow, 1993. P. 139-140.
Zindler A., Hart S. Chemical geodynamics // Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 1986, V.14. P. 493-571.
КИСЛЫЕ ВУЛКАНИТЫ ОБРАМЛЕНИЯ МАНЬХАМБОВСКОГО
И ИЛЬЯИЗСКОГО МАССИВОВ (СЕВЕРНЫЙ УРАЛ)
1О.
1
В.Удоратина, 2Н. А.Кузенков, 1А. А.Соболева
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар, udoratina@geo.komisc.ru;
344
2
ООО «Кратон», Сыктывкар, kuzenkov@mireko.komi.ru
На Северном Урале в обрамлении гранитоидных массивов Маньхамбовского и Ильяизского в
разрезе саблегорской свиты (R3sb) уже более 40 лет известны кислые вулканиты [Вулканические…,
1973; Голдин, 1978; Голдин и др., 1975; Калинин, 1995, 1997; Фишман, 1971].
Особенностью вулканических и субвулканических пород является то, что они картируются в
составе стратиграфических комплексов и оторваны от магматических образований, с которыми они
сейчас совмещены в эрозионном срезе. На Приполярном Урале [Соболева, 2000, 2004] была доказана
комагматичность вулканитов, наблюдаемых в разрезе саблегорской свиты и располагающихся в их
поле интрузивными массивами. И нами картируемые в обрамлении массивов вулканиты
рассматриваются как комагматы гранитоидов Ильяизского и Маньхамбовского массивов.
Структурно отложения свиты в исследуемом районе располагаются в южной части Ляпинского
мегантиклинория (Маньхамбовский антиклинорий), верховья рр. Подчерье, Щугор и Илыч (бассейн
р.Печора), где образования свиты слагают внутренние части поньинской синклинали. В составе
саблегорской свиты здесь картируются покровы вулканических и пирокластических пород различной
мощности (до 200 м). По составу они представлены дацитами, риолитами, а также туфами и
туффитами.
Возраст свиты определяется согласным залеганием на мороинской свите (R3mr), датируемой
находками микрофитолитов, перекрывается несогласно отложениями обеизской (тельпосской) свиты
(О1ob).
За последние годы накопились новые аналитические данные, позволяющие более детально
рассмотреть их геохимические особенности и на основании их предположить условия образования и
излияния кислых лав. Отобранный материал с западного, восточного обрамления Ильяизского массива
различен и представлен в западной части толщами с переслаиванием кварцитов, дацитов, риолитов,
туфов и туффитов, в восточной – риолитами. В северной части Маньхамбовского массива толща в
основном сложена риолитами и кварцитами.
Риолиты имеют светло-серый, серый цвет и характеризуются массивной текстурой. Под
микроскопом наблюдается порфировая структура с микролепидогранобластовой основной массы.
Вкрапленники (10-15 об. % представлены серицитизированным плагиоклазом, кварцем, шахматным
альбитом (по КПШ), биотитом. Плагиоклаз наблюдается в виде идиоморфных табличек (до 4 мм),
нередко зональных, некоторые с включениями амфибола. Иногда видны только тени вкрапленников
плагиоклаза. Кварц наблюдается в виде округлых, с заливами зерен (до 1.5 мм). Шахматный альбит –
скругленные таблички, резорбированные (до 3.5 мм). Биотит формирует кристаллы (до 1 мм)
буровато-зеленоватого цвета (с выпавшим ильменитом). Нередко наблюдается вторичный биотит,
замещающий призмы темноцветного минерала (до 1.5 мм, или первичного биотита), развитого в
основной массе. Акцессорные минералы представлены алланитом; сфеном; монацитом; апатитом;
амфиболом.
Туфы кристаллокластические и литокристаллокластические мелкообломочные (0.05-1 мм)
смешанного состава. Кристаллокласты представлены кварцем, кислым плагиоклазом (альбитом) и
единичными зернами интенсивно соссюритизированного основного плагиоклаза. Неокатанные,
рогульчатые, остроугольные. Литокласты (до 2 мм) представлены вулканитами основного состава
(метабазальтами). Вулканиты кислого состава (риолиты или дациты) образуют большие непрозрачные
обломки (лейкоксенизированные или гематитизированные) (до 5 мм) удлиненно-линзовидной формы
(непрозрачные, почти черные, с элементами слоистости(?)). Цемент микрозернистый, существенно
хлорит-серицит-эпидотовый.
Химические составы известны для риолитов и дацитов. Петрохимически риолиты
характеризуются нормальной кремнеземностью (содержанием SiO2 на уровне 75 мас. %),
невыдержанной глиноземистостью (Al2O3–11–15 мас. %) и кали-натриевой спецификой (Na2O+K2O –
6–9 мас. %, Na2O/K2O – 0.5–1.8). Для дацитов содержание кремнезема SiO2 составляет 63–67 мас %,
Al2O3 – 11–14 мас. %) и характерна натриевая специфика (Na2O+K2O на уровне 5 мас %, при Na2O/K2O
– 0.1–0.8).
345
Распределение элементов-примесей в исследуемых породах и в риолитах и в дацитах имеет
схожие черты: в надкларковых количествах содержатся Tm, Hf, Sc, Ni, Pb, V, Y, Nb, ниже кларка REE,
Rb, Cs, Sr, Ba, Co, U, Br, Zr и F. Вулканиты сопоставимы с гранитами Ильяизского и Маньхамбовского
массивов [Махлаев, 1996; Удоратина, 2001; Удоратина и др., 2003].
Форма графиков распределения редкоземельных элементов в исследуемых породах наклонная,
связанная с обогащением легкими редкими землями ((La/Yb)N для риолитов 1–13 и от 5 до 14 для
дацитов). В породах хорошо проявлен европиевый минимум (Eu/Eu* для риолитов 0.2–0.8 и для
дацитов 0.05–0.4). На спайдер-диаграммах отмечается идентичность спектров, характерно обогащение
высокозарядными литофильными элементами.
На диаграммах, используемых для геодинамических реконструкций (Дж. Пирса) Ta-Yb, Nb-Y,
Rb-(Y+Yb) точки составов попадают в поля пород, образование которых возможно во внутриплитных
и синколлизионных обстановках.
По геолого-петрографическим, петрохимическим и геохимическим данным вулканиты
комагматичны гранитоидам Маньхамбовского и Ильяизского массивов. Гранитоиды Ильяизского и
Маньхамбовского массивов относятся к сложнопостроенным массивам севера Урала. Гранитоиды
имеют раннекембрийский возраст и принадлежат к комплексу доуралид. Гранитоиды характеризуются
калиево-натриевым типом щелочности и относятся к гранодиорит-гранитным ассоциациям, образуя
ряд составов от гранитоидов I-типа до лейкогранитов А-типа. Предполагается их формирование в
результате коллизии и синколлизионного коллапса орогена, сформировавшегося в вендскокембрийское время на территории Печорской плиты [Удоратина и др., 2006; Кузнецов и др., 2005].
Установление времени формирования вулканитов требует дальнейших исследований.
Исследования проводились в рамках проекта РФФИ (грант 00-05-64645).
Список литературы
Вулканические комплексы рифея и нижнего палеозоя севера Урала. Л.: Наука. 1973, 212 с.
Голдин Б.А. Орогенный вулканизм севера Урала // Магматизм и металлогения северо-востока
европейской части СССР и севера Урала: Тр.VIII геол. конф. Коми АССР. Сыктывкар, 1978. Т. 5. С. 3–7.
Голдин Б.А., Мизин В.И., Калинин Е.П. Петрологические особенности кислого вулканизма осевой зоны
Полярного и Приполярного Урала // Магматизм и металлогения севера Урала и Пай-Хоя. Сыктывкар, 1976.
С. 19–29.
Калинин Е.П. Региональные кларки химических элементов в гранитах и липаритовых порфирах севера
Урала // Магматические и метаморфические формации севера Урала. Сыктывкар, 1995. С. 19–27 (Тр. ИГ КНЦ
УрО АН СССР. Вып. 87).
Калинин Е.П. Геохимическая специализация гранитов и кислых вулканитов Приполярного Урала //
Гранитоидные вулканно-плутонические ассоциации: Тез. докл. сов. Сыктывкар, 1997. С. 90–91.
Кузнецов Н.Б., Соболева А.А., Удоратина О.В. и др. Доордовикские гранитоиды Тимано-Уральского
региона и эволюция протоуралид-тиманид. Сыктывкар: Геопринт. 2005, 100 с.
Махлаев Л.В. Гранитоиды севера Центрально-Уральского поднятия (Полярный и Приполярный Урал).
Екатеринбург: УрО РАН, 1996, 150 с.
Соболева А.А. Кислые вулканиты севера Урала. Сыктывкар, 2000. 17 с.
Соболева А.А. Вулканиты и ассоциирующие с ними гранитоиды Приполярного Урала. Екатеринбург:
УрО РАН, 2004. 146 с.
Удоратина О.В. Гранитоиды Маньхамбо (Северный Урал): новые данные // Геология европейского севера
России. Сб. 4. Сыктывкар, 1999. С. 63–70 (Тр. Ин-та геологии Коми науч. центра УрО Российской АН; Вып. 103).
Удоратина О.В. , Соболева А.А., Дорохов Н.С., Кузенков Н.А. Петрология пород Ильяизского массива
(Северный Урал) // Петрология и минералогия севера Урала и Тимана. Сыктывкар, 2003. Вып. 2. С. 54–74. (Тр.
Ин-та геологии Коми науч. центра УрО Российской АН; Вып. 113).
Удоратина О.В., Соболева А.А., Дорохов Н.С., Кузенков Н.А. Петрология пород Ильяизского массива
(Северный Урал) // Петрология и минералогия севера Урала и Тимана. Сыктывкар, 2003. Вып. 2. С. 54–74 (Тр.
Ин-та геологии Коми науч. центра УрО Российской АН; Вып. 113).
Удоратина О.В., Соболева А.А., Кузенков Н.А., Родионов Н.В., Пресняков С.Л. Возраст гранитоидов
массивов Маньхамбовского и Ильяизского массивов (Северный Урал): U-Pb данные / ДАН, 2006. Т. 406. № 6.
С. 810–815.
Фишман М.В. Гранитоиды приосевой зоны Приполярного Урала в связи с проблемой эволюции
магматизма подвижных поясов земной коры: Автореф. дис. … д.г.-м.н. Сыктывкар, 1971. 55 с.
346
МОДЕЛЬ
ФОРМИРОВАНИЯ
СТРАТОВУЛКАНОВ
И РОЛЬ СУБВУЛКАНИЧЕСКИХ ТЕЛ В ИХ СТРОЕНИИ
А. П. Хренов
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН,
Москва, 119017, khrenov@igem.ru
Определение «вулкан центрального типа» или «стратовулкан» было сформулировано
классиками вулканологии – Г. Тиррель [1934], А. Ритман [1964], Г. Макдоналд [1975], И.В. Лучицкий
[1974], В.И. Влодавец [1984] и многими другими исследователями как вулкан, сложенный
чередованием слоев из пирокластического материала (вулканические бомбы, шлаки, туфы, брекчии,
тефры) и лавовых потоков. Для палеовулканологии это имеет принципиальное значение, так как,
опираясь на метод актуализма, позволяет оценивать геологический эффект извержений, т.е.
качественно и количественно восстанавливать историю развития как вулкана, так и эволюцию
вулканизма в целом. Такие представления о развитии и эволюции стратовулканов получили
доминирующие признание в геологическом сообществе. Многолетние полевые исследования на
действующих вулканах и анализ разрезов кратеров, как моногенных, так и стратовулканов, позволили
автору предложить новую оригинальную модель их формирования на ранней стадии развития.
Предлагается иное объяснение «послойного» строения стратовулканов и происхождения
переклинально залегающих «лавовых» слоев.
Выделяются и обсуждаются два этапа формирования стратовулкана: первый –
преимущественно эксплозивный, второй – эксплозивно-интрузивно-эффузивный (рис. 1).
Рис. 1. Двухэтапная модель формирования стратовулканов
На первом этапе, после раскрытия трещины и декомпрессии при высоком коэффициенте
эксплозивной деятельности формируется предельно возможных размеров (до 2000-3000 м) шлаковый
конус (моногенный вулкан) правильной (классической) формы, склоны которого имеют угол порядка
35°, естественный для сыпучих материалов. Его внутреннее строение состоит из неоднородных слоев
пирокластического материала: пепла, шлаков, туфов и вулканических бомб. Послойная
неоднородность внутри конуса дополнительно создается за счет разной степени «спекаемости»
пирокластического материала и вторичного разогрева его внутри вулкана. Заканчивается этот этап
снижением коэффициента эксплозивной активности.
На втором этапе, на фоне продолжающихся эксплозивных извержений вершинного кратера в
постройку вулкана по границам неоднородных слоев пирокластического материала начинается
межпластовое, субпараллельное внедрение многочисленных силлов в виде межпластовых
347
субвулканических тел. Одновременно происходит внедрение магмы по радиальным трещинам. Она не
всегда достигает земной поверхности и застывает в виде даек. Их образование почти всегда
фиксируется вулканическим сейсмическим дрожанием [Токарев, 1985]. Многочисленные рои
приповерхностных вулканических землетрясений на Ключевском вулкане [Токарев, 1985]
свидетельствуют о почти непрерывной инъекции магмы в его постройку. Инъекции магмы формируют
классический облик и внутреннее строение вулкана центрального типа и в дальнейшем, при
частичном разрушении вулкана, выглядят в разрезе как напластования лавовых потоков и
пирокластического материала (рис. 2).
Рис. 2. Снимок «древней» постройки вулкана Шивелуч, на котором отчетливо видно субпараллельное
напластование силлов в пирокластическом теле вулкана
В процессе формирования вулканической постройки возникновение слоистой структуры конуса
в силу колебаний условий (градиент температур, вторичный разогрев, окислительновосстановительная реакция, сезонные осадки и т.д.) неизбежно [Хренов, 2003].
Великий ученый Л. Грейтон, решая вопрос о вулканическом тепле, занимаясь, главным образом,
ролью летучих в вулканическом процессе, описывал строение стратовулкана следующим образом:
«Вулканическая постройка, образованная обломочными накоплениями, уже твердыми ко времени их
падения (обломки породы, бомбы, шлаки), имеет крутые склоны и одинаковую форму с другими
постройками. Крутизна их определяется, главным образом, углом откоса накоплений то долгое время,
в течение которого происходит образование настоящего большого конуса из обломочного материала,
уплотнение и цементация укрепляют этот конус и таким образом затрудняют прорыв и вытекание
лавы через стену. Поэтому со временем интрузивные силлы, согласные с крутым залеганием
обломочного материала, становятся более обычными, и иногда происходят излияния из вершинного
кратера. Многие из конусов величественных размеров представляют накопление, главным образом,
взорванного обломочного материала и обладают всегда правильной формой, генетически характерной
для такого способа происхождения» [Грейтон, 1949, с. 40].
Таким образом, Л. Грейтон [1949] описывает два важных момента в формировании
вулканической постройки: это главенствующая роль пирокластического материала и согласное
залегание (т.е. переклинальное) многочисленных интрузивных тел, внутри постройки его
цементирующие. Для межпластового внедрения магмы в постройку вулкана немаловажную роль
может играть и образование «лавовой пробки» в верхней части вулканического канала. Поскольку
прочность и мощность «лавовой пробки» велика, расплаву легче внедряться между слоями, образуя
наблюдаемые формы. Подобный механизм внедрения силлов в пористые породы шлакового конуса,
насыщенные и имеющие разный градиент температур, можно объяснить, принимая во внимание
расчеты С.А. Христиановича [1960] и Ю.П. Желткова [1966] для гидродинамической системы.
348
Примером таких образований является широко известное проявление траппового магматизма.
Одновременно и последовательно с внедрением силлов и образованием даек происходит излияние
лавовых потоков на склоны вулкана, которые “обезображивают” его, придавая постройке
асимметричную форму (рис. 3).
Рис. 3. Лавовые потоки Карымского вулкана извержения 1962-1986 гг.
Для вулканов-гигантов характерно также заложение радиальных трещин на их склонах, с
последующим внедрением по ним даек и образование побочных извержений. Магматические камеры
и силлы формируются внутри постройки вулкана на небольших глубинах, а магмоподводящий канал
представляет собой переплетенную систему даек, напоминающую «размочаленный морской канат».
Субвулканические породы (subvolcanic rocks) – это тела или межпластовые интрузии,
затвердевшие на небольшой глубине [Макдоналд, 1975]. В разрезе многих кратеров, в барранкосах и в
эродированных склонах вулканов часто среди пирокластического материала наблюдаются
монолитные линзообразные, иногда выдержанные по мощности тела, интерпретируемые как лавовые
потоки. Но, исходя из динамики формирования и становления лавовых потоков, очевидно, что такие
линзообразные тела никак не могут называться лавовыми потоками или даже их осевыми частями. У
них на контакте с вмещающими породами нет характерной для лавовых потоков подстилающей
дробленой поверхности, характерной для глыбовых и шлако-глыбовых лавовых потоков. Так как
внедрение межпластовых субвулканических или субинтрузивных тел происходит в «горячую» еще
пластичную среду, и на эндоконтакте этих тел у них нет и не может быть зоны закаливания, как в
случае образования даек с «холодным» контактом. В разрезах эродированных вулканов у таких
субвулканических межпластовых тел никогда не наблюдается ни корки закаливания, ни
подстилающей дробленой подошвы, характерной для лавовых потоков. А все эти магматические тела
в разрезах традиционно ошибочно принимаются за лавовые потоки. Какую бы форму (глыбовые,
шлакоглыбовые, гавайского типа «пахое-хое) или состав (базальты, андезиты) и не имели лавовые
потоки, они никогда не бывают выдержаны по мощности, как те монолитные тела, что наблюдаются в
разрезах вулканах. В разрезах многочисленных шлаковых конусов, как, например, на шлаковых
конусах вулкана Этна, на «Втором» шлаковом конусе Большого трещинного Толбачинского
извержения (БТТИ), наблюдаются плотные монолитные прослои «лавовых потоков» (рис.4).
Полевыми наблюдениями достоверно установлено, что во время извержения лава никогда не
«переплескивалась», а тем более не изливалась из кратера на склоны [Хренов, 2003].
349
Рис. 4. Разрез второго шлакового конуса, Северный прорыв БТТИ (1975 г.)
Список литературы
Влодавец В. И. Справочник по вулканологии. М.: Наука, 1984, 338 с.
Грейтон Л. К. Предположение о вулканическом тепле. М.: Из-во ИЛ, 1949, 166 с.
Желтков Ю. П. Деформация горных пород. М.: Недра, 1966, 196 с.
Лучицкий И. В. Основы палеовулканологии. М.: Наука. Т. 1, 1971, 498 с.
Макдоналд Г. Вулканы. М.: МИР, 1975, 428 с.
Ритман А. Вулканы и их деятельность. М.: МИР, 1964, 437 с.
Тиррель Г.В. Вулканы. ОНТИ, 1934, 220 с.
Токарев П. И. Прогноз извержения вулкана Ключевской в марте 1983 г. // Вулканология и сейсмология,
1985, № 4. С. 3-8.
Хренов А. П. Современный базальтовый вулканизм Камчатки (результаты аэрокосмических и
петрологических исследований): Автореферат дис. д.г.-м.н. М.: ИГЕМ РАН, 2003. С. 48.
Христианович С. А. Исследования механизма гидравлического разрыва пласта // Труды института
геологии и разработки гор. иск. АН СССР, 1960. Т. 2, 320 с.
Источники
магм
Южного
и
Центрального
Итурупа
по
данным
микроэлементного
моделирования:
СОПОСТАВЛЕНИЯ
С
ГЛУБИННЫМИ
МАГМАТИЧЕСКИМИ
ИСТОЧНИКАМИ БАЗАЛЬТОВ ЮЖНОГО ПРИМОРЬЯ
1Т.
А. Ясныгина, 1С. В. Рассказов, 2В. С. Сахно, 2Г. И. Говоров, 1М. Е. Маркова
1Институт
земной коры СО РАН, Иркутск, ty@crust.irk.ru, rassk@crust.irk.ru
геологический институт ДВО РАН, Владивосток
2Дальневосточный
В зоне субдукции плавится преимущественно материал надсубдукционного клина при участии
флюидов, образующихся при разрушении минералов погружающегося слэба. Источники магм как
фронтальной, так и тыловой зоны островной дуги характеризуются присутствием водных минералов.
Микроэлементный состав возможных источников вулканических пород дуги северо-восточного
Хонсю успешно моделировался с учетом содержания и подвижности микроэлементов в водном
флюиде [Tatsumi, Kogiso, 1997]. Моделирование проводилось по концентрациям Rb, K, Ba, Sr, Pb, Ce,
350
Nd, Y и по изотопному составу стронция, неодима и свинца. В наиболее глубинном модельном
источнике магм тыловой зоны дуги снижалась доля ортопироксенов (по сравнению с менее
глубинными источниками), а содержание клинопироксена с высоким содержанием натрия
(жадеитовый минал) и низким – кальция превышало содержание высококальциевого пироксена
(диопсидовый минал).
Образцы лав Курильской островной дуги отобраны в южной (кальдера Урбич, вулкан
Атсонупури) и центральной (вулканы Баранского, Тебенькова, Мачеха, Богдан Хмельницкий) частях
о-ва Итуруп, а также драгированы на шельфе о-вов Итуруп и Уруп. На шельфе Итурупа подводные
вулканы объединяются в отдельные цепочки [Авдейко и др., 1992]. Южнее п-ова Чирип они образуют
субмеридиональную цепочку Крылатка (номера вулканических построек по каталогу [Авдейко и др.,
1992] – 9 – п.8.1 – 8.4, обр. 2319-2321 и 2323-2324), а к северо-западу от п-ова Атсонупури – несколько
субширотных цепочек (9 – п.8.8 – 8.12, обр. 2341-2343). Отдельные группы вулканических построек
севернее и северо-восточнее п-ва Чирип объединяются в цепочки Чирипская и Простор.
Определения микроэлементов выполнены методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной
плазмой (ICP-MS). Подготовка проб осуществлялась в лаборатории изотопии и геохронологии ИЗК
СО РАН, а измерения – в Иркутском ЦКП на масс-спектрометре VG PlasmaQuad PQ 2+. Петрогенные
оксиды определялись методами «мокрой химии» в ДВГИ ДВО РАН.
На Южном и Центральном Итурупе во фронтальной зоне Курильской дуги преобладают лавы и
лавобрекчии андезитов. На п-ове Атсонупури, на подводной террасе южнее его и на шельфе Урупа
изливались базальты. Андезибазальты истока реки Урумпет (кальдера Урбич), часть андезибазальтов
вулканов Баранского, Тебенькова представляют фронтальную зону, а андезибазальты вулкана Богдан
Хмельницкий и подводных вулканов шельфа Итурупа – тыловую зону. Среди лав кальдеры в заливе
Простор встречаются дациты. Фигуративные поля андезибазальтов и андезитов фронтальной зоны
дуги на диаграмме AFM и по соотношению SiO2 – FeO*/MgO располагаются на границе толеитовой и
известково-щелочной серий. Базальты вулкана Атсонупури относятся к толеитовой серии,
андезибазальты и андезиты подводных вулканов и все лавы вулкана Богдан Хмельницкий – к
известково-щелочной серии.
По сравнению с базальтами и андезибазальтами шельфа о-ва Уруп и тыловой зоны северной
части Курильской островной дуги (вулканы Геофизиков [Baranov et al., 2002], Маканруши и др.), лавы
подводных вулканов субширотных цепочек шельфа Южного Итурупа (номера вулканических
построек 9 – п.8.8 – 8.12 по [Авдейко и др., 1992]) обогащены и легкими, и тяжелыми
редкоземельными элементами. Их спектры становятся плоскими при переходе от средних
редкоземельных элементов к тяжелым. Петрографически все образцы с подобными спектрами
отличаются большим количеством вкрапленников амфибола (около 10 %). Редкоземельные спектры
лав цепочки Крылатка разделяются на три группы: 1) подобные спектрам андезитов субширотных
цепочек; 2) субпараллельные ровные, сопоставимые со спектрами лав вулкана Богдан Хмельницкий и
3) обедненные средними редкими землями (Gd-Er), сходные со спектрами лав подводной кальдеры
Простор. Спектры андезибазальтов шельфа о. Уруп слегка обеднены легкими редкоземельными
элементами.
Поперечная зональность островной дуги наблюдается по отношениям K/Nb, Nb/Zr и Zr/Hf.
Вулканические породы фронтальной зоны отличаются от пород тыловой зоны более высокими K/Nb и
более низкими Nb/Zr и Zr/Hf. По Nb/Ta и Zr/Hf лавы тыловой зоны дуги блики к океаническим
базальтам. В лавах фронтальной зоны Nb/Ta понижается до значений, характерных для пород
континентальной коры, а Zr/Hf – до еще более низких значений.
Микроэлементное моделирование частичного плавления проводилось по уравнениям [Shaw,
1970] на основе состава недифференцированной мантии [McDonough, Sun, 1995]. Рассчитывались
содержания редкоземельных элементов, а также Th, U, Y, Zr и Hf. Использовались коэффициенты
распределения из работ [Литасов, 1998; Foley et al., 1994; Green, 1994; Halliday et al., 1995; La Tourrette
et al., 1995].
Редкоземельный спектр андезибазальта фронтальной зоны дуги, обр. ИК-10, кальдера Урбич,
Южный Итуруп, характеризует плавление 15-16 % шпинель-амфибол-содержащего перидотитового
источника, соответствующего по содержанию редких земель недифференцированной мантии (рис. 1
351
А). Обр. ИБ-23А, влк. Баранского, Центральный Итуруп, соответствует плавлению 20-25 % такого
источника. По расчетам на основе содержания петрогенных оксидов (использовались уравнения
[Фролова и др., 1989; Kinzler, Grove, 1991]) магмы могли выплавляться при температуре около 1300 °C
и давлении 1,1 – 1,2 ГПа.
В лавах фронтальной зоны южной и центральной частей Итурупа наблюдается корреляция Zr/Hf
с содержаниями Zr и снижение Zr/Hf при увеличении степени частичного плавления. Если принять
величину степени частичного плавления, исходя из моделирования по редкоземельным спектрам, то
Zr/Hf в источниках магм должно быть более низким, чем в недифференцированной мантии.
Составы известково-щелочных базальтов и андезибазальтов подводных вулканов шельфа
Южного Итурупа получаются при плавлении источника, содержащего оливин, ортопироксен,
высококальциевый и низкокальциевый клинопироксены, гранат и два водных минерала: амфибол и
слюду (рис. 1 Б, обр. 2341-4). Степень частичного плавления составляет 2 – 4 %. По оценкам на основе
экспериментов [Schmidt, Poli, 1998], модельный источник, отличающийся одновременным
присутствием амфибола и слюды, предположительно, находится на глубине около 70 км (Р = 2,2-2,4
ГПа, содержание воды около 5%).
Результаты микроэлементного моделирования магмообразования на примере составов базальтов
тыловой зоны Итурупа могут использоваться для интерпретации особенностей микроэлементного
состава расплавов, связанных с более глубинными надслэбовыми источниками. Такие базальты
изливались около 13 млн л.н. на Шкотовском и Шуфанском плато Южного Приморья. На больших
глубинах (Р > 3,7 ГПа) происходит полное разрушение амфибола и в минеральном составе источника
увеличиваются доли слюды, омфацита и граната. При плавлении получаются составы, обедненные
легкими редкоземельными элементами, с (La/Sm)N <1. Для образования таких расплавов требуется
плавление 4-5 % рестита после удаления 2,5 % расплава (источник В1), либо плавление 5–6 % рестита
после удаления 1,5 % расплава (источник В2). Модальные составы источников В1 и В2 имеют
различное содержание флогопита (2 % и 11 % соответственно). Рассчитанные составы расплавов
отличаются от реальных базальтов Южного Приморья более низкими содержаниями La. Источник
магм мог быть слегка обогащен легкими редкоземельными элементами (La-Ce). Содержания La и Ce
как наиболее литофильных редкоземельных элементов могут повышаться при контаминации
континентальной корой во время прохождения через нее расплава.
Интеграционный проект 7.10.3/2006, проект Байкал-РФФИ 05-05-97254-р-байкал.
Список литературы
Авдейко Г. А., Антонов А. Ю., Волынец О. Н. и др. Подводный вулканизм и зональность Курильской
островной дуги. М.: Наука, 1992, 528 с.
Литасов К. Д. Геохимические модели развития мантийных магматических систем по данным изучения
глубинных ксенолитов Витимского и Удоканского вулканических полей (Восточное Забайкалье) // Дис. … к. г.-м.
н. Новосибирск, 1998, 292 с.
Фролова Т. И., Перчук Л. Л., Бурикова И. А. Магматизм и преобразование земной коры активных
окраин. М.: Недра, 1989, 261 с.
Baranov B. V., Werner R., Hoernle K. A. et al. Evidence for compressionally-induced high subsidence rates in
the Kurile Basin (Okhotsk Sea). Tectonophysics, 2002, V. 350. P. 63-97.
Foley S. F., Jenner G. A., Jackson S. E., Fryer B. J. Trace element partition coefficient between phlogopite,
clinopyroxene and matrix in the alkaline lamprophyre from Newfoundland, Canada // Mineral. Mag., 1994, V. 58 A.
P. 280-281.
Green T. H. Experimental studies of trace-element partitioning applicable to igneous petrogenesis – Sedona 16
years later // Chem. Geol., 1994, V. 117. P. 1-36.
Halliday A. N., Lee D.-C., Tommasini S. et al. Incompatible trace elements in OIB and MORB and source
enrichment in the sub-oceanic mantle // Earth Planet. Sci. Lett., 1995, V.133. P. 379-395.
Kinzler R., Grove T. Primary magmas of mod-ocean ridge basalts. 1. Experiments and methods // J. Geophys.
Res., 1992, V.97B. P.6885-6906.
LaTourrette T., Hervig R. L., Holloway J. R. Trace element partitioning between amphibole, phlogopite and
basanite melt // Earth Planet. Sci. Lett., 1995, V.135. P. 13-30.
McDonough W. F., Sun S.-S. The composition of the Earth // Chem. Geol., 1995, V. 120. P. 223-253.
352
Schmidt M.W., Poli S. Experimentally based water budgets for dehydrating slabs and consequences for arc
magma generation // Earth Planet. Sci. Lett., 1998, V.163. P. 361-379.
Shaw D. M. Trace element fractionation during anatexis // Geochim. Cosmochim. Acta., 1970, V.34. P. 237-243.
Tatsumi Y., Kogiso T. Trace element transport during dehydration processes in the subducted oceanic crust: 2.
Origin of chemical and physical characteristics in arc magmatism // Earth Planet. Sci. Lett., 1997, V.148. P. 207-221.
Рис. 1. Нормированные к хондриту [McDonough, Sun, 1995] концентрации редкоземельных элементов в
базальтах и в расплавах из модельных источников. А – фронтальная зона, источник А, андезибазальты Южного и
Центрального Итурупа; Б – тыловая зона, источник Б и базальт из субширотной цепочки подводных вулканов,
шельфа Итурупа; В – источник магм тыловой зоны и реститы после удаления расплава; Д, Е – плавление
реститов (источники В1 и В2): составы модельных расплавов и позднемиоценового базальта Юго-Западного
Приморья, обедненные легкими редкоземельными элементами. F – степень частичного плавления
Ультраосновные
Полярного Урала
1А.
лампрофиры
западного
склона
А. Соболева, 2М. А. Шишкин, 3Н. В. Романова, 3Е. В. Котельникова
1Институт
геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар, soboleva@geo.komisc.ru
Санкт-Петербург, Mikhail_Shishkin@vsegei.ru
3ООО “Кратон”, Сыктывкар, kolesnik@mireko.komi.ru
2ВСЕГЕИ,
Ультраосновные лампрофиры необычного состава обнаружены на Полярном Урале. Имея
определенное сходство с альнеитами, они обладают более низкой щелочностью и вследствие этого
должны быть отнесены к ультраосновным членам минеттового ряда.
Лампрофиры, находящиеся предположительно в субвулканическом или гипабиссальном
залегании, были вскрыты скважиной при заверке связанной с ними интенсивной магнитной аномалии
на западном склоне Полярного Урала в междуречье Кары и Гнетью. Породы залегают
непосредственно под толщей плиоцен-четвертичных отложений, мощность которых, по данным
бурения, составляет 88 м. Мощность тела лампрофиров неизвестна, так как скважина вошла лишь в
верхнюю его часть на глубину 21 м.
Лампрофиры условно отнесены к косвожскому комплексу раннедевонского возраста на
основании локализации их среди пород косвожской свиты, наличию в последней редких эффузивных
образований и лампроитов (одинитов) в более южных районах [Шишкин и др., 2005]. Нельзя
исключать и более молодой возраст лампрофиров, например мезозойский. Возможна их корреляция с
шарьюским долерит-лампроитовым гипабиссальным комплексом ранне-среднеюрского возраста,
развитым на гряде Чернышева.
Лампрофиры представляют собой серо-зеленые массивные породы с порфировой, сериальнопорфировой в сочетании с пойкилитовой структурами и реликтовой призматически-зернистой
структурой основной массы. Породы сложены (об. %) слабоизмененным клинопироксеном (45–55) и в
различной степени хлоритизированным флогопитом (4–6), а также оливином и/или пироксеном (2–3)
и, возможно, девитрифицированным стеклом, замещенными преимущественно серпентин-хлоритовым
агрегатом (30–35). Акцессорные минералы представлены апатитом (1–3), титанитом и перовскитом.
Среди рудных (10–13) преобладает титаномагнетит, обычны пентландит и пирротин, реже
встречаются халькопирит и ильменит, иногда в срастании с пирротином присутствует кобальтин.
Отчетливо вторичное происхождение имеют хлорит, хлорит-серпентиновый агрегат и кальцит. При
приближенном минералогическом анализе установлены также тремолит, биотит и гидробиотит.
Вкрапленники клинопироксена бесцветные, с отчетливо зональным строением размерами 2–2.5
мм и до 3.5–4 мм. В их периферийной части содержатся пойкилитовые включения рудных минералов,
апатита, флогопита. Кристаллы неравномерно, пятнами, хлоритизированы. Клинопироксеном более
поздней генерации сложены обильные пойкилитовые включения во флогопите, он также встречается в
виде тонких удлиненно-призматических бесцветных зерен длиной 0.1–0.3 мм, редко до 5 мм, в
основной массе и образует сравнительно крупные призматические немногочисленные зерна
353
размерами 0.6–1 мм. По химическому составу клинопироксены отвечают низкожелезистому
титансодержащему диопсиду, характерно возрастание железистости, концентраций Ti и Al от центра к
кайме зерен. Диопсиды мелких зерен основной массы более магнезиальные, чем вкрапленники.
В кайме вкрапленников диопсида встречены обособления размером 30–40 мкм, отвечающие по
составу эндиопсиду. Возможно, это включения глубинных пироксенов, но границы обособлений
ровные, четкие, и это позволяет предположить, что они могут быть продуктами распада твердого
раствора.
Флогопит в породе встречается в виде неравномерно хлоритизированных изогнутых пластинок
густо-коричневого цвета размерами 2–5 мм и пятнистых скоплений. Содержит обильные
пойкиловключения клинопироксена, титаномагнетита и ильменита, редкие призмы апатита, а также
многочисленные овальные и округлые включения (0.1–0.3 мм) оливина или/и пироксена,
псевдоморфно замещенного хлорит-серпентиновым агрегатом, и иногда содержащие мелкие зерна
сфена. Небольшие чешуйки флогопита содержатся также в виде пойкилитовых вростков в богатых
включениями каймах зональных кристаллов клинопироксена, что свидетельствует о двух этапах
кристаллизации диопсида. Для флогопита характерна высокая магнезиальность (77–87 %) и
титанистость (TiO2 2.5–7.26 мас. %), а также тенденция возрастания содержания Ti с медленным
ростом Al [Митчелл, 1988], свойственная только лампрофирам минеттовой группы (известковощелочным, по [Rock, 1984]).
Короткопризматические зерна апатита обычно заключены в ойкокристаллах флогопита или в
фенокристаллах диопсида, в последнем случае могут быть окружены хлоритом. Иногда образуют
сростки с клинопироксеном или заключают его мелкие призмы. В составе апатита отмечается примесь
стронция (SrO – 1.45–3.31 мас. %) и SO3 (до 0.52 мас. %).
Титанит встречается в виде многочисленных овальных субидиоморфных зерен в основной массе
размером до 0.15 мм, иногда они ассоциируют с субидиоморфными мелкими зернами карбоната. Его
зерна часто заключены в фенокристаллах диопсида и в псевдоморфозах по включениям оливина и/или
пироксена во флогопите и диопсиде. Обнаружен также вместе с перовскитом в ассоциации с
ильменитом, вероятно, замещая последний. Для титанита характерно наличие примесей Al2O3 до 0.61
мас. %, FeO до 1.92 мас. %, MgO до 1.92 мас. % и V2O5 до 0.76 мас. %.
Перовскит входит в виде зерен размером 5–10 мкм в состав перовскит-титанит-ильменитовых
агрегатов, в которых перовскит, по всей видимости, замещает ильменит, а по нему развивается
титанит. Образует также мелкие идиоморфные кристаллы с каймами титанита размером около 20
микрон в основной массе или в фенокристаллах клинопироксена. Перовскит, развивающийся по
ильмениту, содержит примеси FeO 0.91–21.7 мас. %, V2O5 до 1.13 мас. %, MnO до 2.89 мас. %, а в его
самостоятельных кристаллах отмечается лишь FeO до 1.66 мас. %.
Ильменит образует гипидиоморфные уплощенные зерна размером около 50 мкм, замещается
титанитом и перовскитом. Характеризуется заметным содержанием пирофанитовой составляющей
(MnTiO3 – 6–12 мол. %) и примесью V2O5 до 0.8 мас. %.
Титаномагнетит присутствует в виде агрегата идиоморфных и субидиоморфных зерен
размерами 0.03–0.1 мм и до 2 мм, иногда замещенных в ядерной части и по периферии титанитом.
Входит в состав основной массы, а также образует включения во флогопите и фенокристаллах
диопсида. Титаномагнетит содержит высокую долю ульвита Fe2TiO4 – от 19 до 53 мол.%, лишь в
единичных зернах снижающуюся до 4–6 мол. %. Среди примесей присутствуют V2O5 (0.41–0.83 мас.
%), MnO (0.39–1.96 мас. %), Cr2O3 (0.40–0.71 мас. %), SiO2 (0.41–1.54 мас. %). Для титаномагнетитов
характерен эволюционный тренд, присущий ультраосновным лампрофирам: рост Ti при постоянстве
Fe/Fe+Mg [Rock, 1986], отмечается положительная корреляция между содержаниями Ti и Mn.
Сульфиды в рассматриваемых породах представлены (в порядке убывания содержаний)
пентландитом, пирротином и халькопиритом, сульфоарсениды – кобальтином.
Пентландит образует изометричные зерна размерами от менее 1 до 100 микрон в кайме крупных
вкрапленников клинопироксена, пластинках флогопита и в основной массе. Кроме того, слагает
линзовидные и каплевидные выделения размерами до 10 микрон в кайме крупных фенокристаллов
клинопироксена, располагаясь часто внутри обособлений хлорита или хлоритизированного флогопита.
Зерна пентландита часто неоднородны, в них определяются две фазы – (Ni4.08Fe3.44Co1.12)8.64S8 и
354
(Ni4.80Fe3.76Co1.20)9,76S8. В гомогенных зернах содержится Ni – 4.56–4.72 ф.е., Fe – 3.12–3.68 ф.е., Co –
0.8–1.68 ф.е. Линзовидные и каплевидные выделения представляют собой моносульфидный твердый
раствор на основе пентландита, они сложены двумя фазами пентландита, различающимися
содержанием меди и никеля, наример: (Fe4.16Ni3.52Co0.64Cu0.08)8.40S8 и (Fe4Ni2.56Cu1.84Co0.40)8.80S8. Они
отличаются от “кристаллических” включений наличием в составе меди, более высокой железистостью
и пониженными содержаниями Ni и Co, что позволяет предположить два этапа формирования
пентландита – в ходе ликвационного обособления сульфидного расплава и при кристаллизации
ультраосновной магмы в качестве одной из ранних фаз.
Пирротин более редок, чем пентландит, он обнаружен в виде мелких зерен неправильной
формы, иногда идиоморфных, с гексагональными сечениями, размерами до 10–15 мкм. Встречается в
основной массе и в виде включений в крупных фенокристаллах клинопироксена совместно с
хлоритом. Внутри зерен пирротина отмечаются включения титаномагнтита неправильной формы
размером до 5 мкм, позволяющие установить более поздний рост пирротина по отношению к
титаномагнетиту. Состав пирротина описывается формулой Fe0.83-0.90S, для него характерна примесь Ni
до 0.66 мас. %.
Халькопирит присутствует в виде редких мелких зерен размером до 10–15 мкм в основной
массе и в каймах крупных фенокристаллов клинопироксена, иногда в срастаниях с пирротином. В
последнем случае не исключено образование пирротина и халькопирита при распаде
высокотемпературного твердого раствора FeS–CuFeS2. Во включении халькопирита из
клинопироксена отмечаются необычно высокие изоморфные примеси никеля (2.26 мас. %) и кобальта
(0.64 мас. %).
Кобальтин – единичные угловатые зерна размером около 4 мкм в срастании с пирротином,
находящиеся в пределах участков включений флогопит-хлоритового агрегата в кайме крупного
фенокристалла клинопироксена. В его составе присутствует примесь Ni (0.82 мас. %) и необычайно
низкая для кобальтина примесь Fe (1.25 %). Ассоциация этого минерала с пирротином и его
никелистый состав может свидетельствовать о магматическом генезисе кобальтина.
Хлорит образует мелкочешуйчатый бесцветный или светло-желтоватый агрегат в основной
массе, выполняет псевдоморфозы по темноцветным минералам – оливину и/или пироксену включений
в ойкокристаллах флогопита и в фенокристаллах клинопироксена, а также участками замещает
флогопит. Является высокомагнезиальным и образует непрерывный ряд составов от пеннина до
талько-хлорита. В породе, по-видимому, содержатся смешанно-слойные силикаты типа серпентинохлорита. Наличие серпентина в породе подтверждается данными термического и рентгеноструктурного анализов.
Кальцит встречается в виде редких зерен размерами 0.1–0.3 мм, иногда частично замещает
мелкие призмы клинопироксена основной массы.
Главные минералы рассматриваемых пород – клинопироксен и флогопит по химическому
составу близки к минералам пород щелочного ряда – лейцититов, лампроитов, ультраосновных
лампрофиров [Лампроиты, 1991; Rock, 1986]. Ксеногенное происхождение можно предположить
только для включений эндиопсида [Rock, 1986; Доусон, 1983]. В породах отмечается высокое
содержание рудных минералов в основной массе, широкое развитие сульфидов железа, никеля и меди.
Распространены титановые фазы – железо-титановые оксиды ряда ульвошпинель – магнетит и
ильменит, а также титанит и перовскит; для клинопироксена и флогопита также характерен
титанистый состав. Железо-титановые оксиды при практически безмагнезиальном составе обогащены
марганцем. Структурные особенности позволяют отнести рассматриваемые породы к классу
гипабиссальных, а их минеральный состав свидетельствует о близости к ультрамафитовым
лампрофирам и о несколько повышенной щелочности минералообразующей среды.
По химическому составу (таблица) лампрофиры относятся к ультраосновной группе (SiO2 –
33.1–36.9 %), характеризуются невысоким содержанием щелочей (Na2O+K2O – 0.56–0.76 %) и
калиевой их спецификой (Na2O/K2O – 0.27–0.70). Породам свойственна невысокая магнезиальность
(MgO – 17.8–18.6 %) при повышенном содержании CaO, FeO, Fe2O3 и Al2O3. Не обнаруживается их
сходства с известными вулканическими породами нормального петрохимического ряда, к которому
они принадлежат, – пикритами, коматиитами, меймечитами из-за заметно более высоких содержаний
355
в рассматриваемых породах TiO2, CaO, K2O и P2O5 , что более обычно для пород повышенной
щелочности.
Содержания Cr и Ni в лампрофирах в 3–8 раз ниже кларков ультраосновных пород,
околокларковые концентрации характерны для Co. Умеренно (в 5–20 раз) повышены концентрации
HREE, Rb, V и Hf. Высокое или чрезвычайно высокое превышение кларковых концентраций (более
чем в 10 раз) установлено для Sr, Ba, LREE, Ta и особенно Cs. Характерно сильное обогащение
легкими редкими землями относительно тяжелых (LaN/YbN – 50–58) и отсутствие дефицита европия
(EuN/EuN* – 0.9–1). Подобное обогащение некогерентными элементами характерно и для альнеитов, и
для кимберлитов, лишь лампроиты можно уверенно выделить по значительно более высоким
концентрациям Rb, Sr, Ba и Hf. Но при этом сопоставимые низкие содержания когерентных элементов
(Cr и Ni) отмечаются только в ультрамафитовых лампрофирах (альнеитах).
Рассматриваемым породам нелегко найти место в петрографической и петрохимической
классификации. Они не похожи на ультраосновные лампроиты ни по особенностям минералогии, ни
по химическому составу, в первую очередь по низкому содержанию калия и, более низкими
концентрациями большинства несовместимых элементов-примесей, а также Cr и Ni. Обладают
некоторыми чертами, свойственными кимберлитам (отсутствие фельдшпатоидов и мелилита,
отсутствие или незначительное развитие амфиболов, высокая магнезиальность диопсида, низкая
щелочность пород при ее калиевом характере), но отличаются от них текстурными и структурными
особенностями, низкомагнезиальным и низкохромистым составом Fe-Ti оксидов, наличием диопсида
в качестве главного породообразующего минерала и второстепенной ролью оливина, более высоким
содержанием CaO, FeO, Fe2O3 при пониженном MgO и резко меньших Cr и Ni. Наибольшим
сходством рассматриваемые породы обладают с ультрамафитовыми лампрофирами типа альнеитов,
отличаясь от них лишь более низкой щелочностью и, как следствие, отсутствием фельдшпатоидов,
мелилита и щелочных амфиболов. Проведенное сопоставление показывает, что рассматриваемые
породы, скорее всего, являются ультраосновным членом минеттового (известково-щелочного)
лампрофирового ряда. В частности, об этом свидетельствует и отмеченный ранее минеттовый тренд
эволюции флогопитов.
Список литературы
Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них: Пер. с англ. М.: Мир, 1983, 300 с.
Лампроиты / О.А.Богатиков, И.Д.Рябчиков, В.А.Кононова и др. М.: Наука, 1991, 302 с.
Митчелл Р. Х. Лампроиты – семейство щелочных горных пород // Записки ВМО. 1988. Ч. CXVII. Вып. 5.
С. 575-586.
Шишкин М. А., Малых О. Н., Попов П. Е. и др. Государственная геологическая карта Российской
Федерации. Масштаб 1:200 000 (новая серия). Листы Q-41-V, VI. (приняты к изданию в 2005 г).
Rock N. M. S. The Nature and Origin of Ultramafic Lamprophyres: Alnцites and Allied rocks // Journal of
Petrology., 1986, V. 27, Part 1. P. 155–196.
Содержание петрогенных оксидов (мас. %), элементов-примесей (г/т) и нормативный минеральный
состав (мол. %) лампрофиров косвожского комплекса
Примечание. Интервалы глубин скв. Г1: 1 – 95.8-98.8 м; 2 – 102.9-103.4 м. 3 – 106.36-106.55. 4 – 106.75107.0 м. Содержания элементов-примесей определены методом ICP-MS в ЦИИ ВСЕГЕИ. Нормативный состав
рассчитан с учетом данных микрозондового анализа.
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ
И
КРИТЕРИИ РАЗГРАНИЧЕНИЯ
ИМПАКТНЫЕ
РАСПЛАВЫ
–
В. И. Фельдман, Л. В. Сазонова
МГУ им. М.В.Ломоносова,
Feldman@geol.msu.ru
геологический
356
факультет,
кафедра
петрологии,
г.
Москва.
Импактные расплавы в природе возникают при соударениях космических тел. Образовавшиеся
при их застывании породы (расплавные импактные породы – тагамиты и обломочные
стеклосодержащие импактные брекчии – зювиты) макроскопически сильно напоминают эффузивные и
вулканогенные обломочные породы. Поэтому для разграничения этих образований, принадлежащих к
двум различным типам горных пород [Петрографический…, 1995], необходимо отслеживать комплекс
определенных признаков – геологических, геофизических, петрографических, минералогических,
петро-геохимических, изотопных.
В геологическом отношении импактные расплавы (и возникающие из них горные породы, далее
ИР) приурочены к многочисленным астроблемам – кольцевым структурам, возникающим в точках
соударения с поверхностью нашей планеты космических тел (астероидов, комет, гигантских
метеоритов). От кольцевых структур иного генезиса (вулканических, в частности) астроблемы
отличаются одновременным проявлением отрицательных аномалий в магнитном и гравитационном
полях. Форма астроблем (метеоритных кратеров) зависит от их поперечника и отношение глубины
кратера к его диаметру меняется от 0.24 – 0.33 (при поперечниках до нескольких километров) до 0.05 –
0.02 и менее (при поперечниках в десятки и сотни километров). Взрывные вулканические кратеры
характеризуются большими величинами этого отношения: 0.34 – 0.42 и больше. Кроме того,
астроблемы являются бескорневыми структурами: ни геофизические, ни буровые исследования не
обнаруживают в них подводящих каналов (в отличие от вулканов и вулканических кальдер). Важным
отличительным признаком являются ксенолиты, заключенные в импактитах и вулканитах. В первом
случае они представлены только местными породами (породами мишени, в которых выработана
котловина кратера). Во втором обязательно присутствуют и глубинные образования (вплоть до
мантийных), вынесенные на поверхность при подъеме эндогенного расплава [Геология астроблем,
1980; Геология и петрология…, 1982; Импактиты, 1981; Фельдман, 1990].
Выделяется два типа ИР, отличающихся по времени и условиям формирования. Это расплавы
стадии проникновения (I) и донные расплавы (II). Первые, более ранние, появляются в процессе
врезания ударника (астероида) в породы мишени (земной коры). Их составы являются
монопородными (по химическому составу отвечают составам конкретных расплавоматеринских пород
мишени) и, как правило, не образуют смесей между собой. Вторые, более поздние, представляют
хорошо перемешанный и усредненный (полипородный) расплав, состав которого не сопоставляется с
составами конкретных пород мишени. Благодаря тому, что породы земной коры очень разнообразны
по химическому составу, химизм ИР колеблется в очень широких пределах и нередко отличается от
составов эндогенных магматических (вулканических) пород, соответствуя, например, глинам,
глинисто-карбонатным осадочным породам, кварцевым песчаникам и т.п. Такие необычные составы
нередко встречаются среди импактитов одной астроблемы, чего никогда не наблюдается в
вулканических структурах [Фельдман, Ряховский, 1989].
Ударные нагрузки при возникновении импактных расплавов в зависимости от минерального
состава пород превышают 50 – 70 ГПа, а температуры расплавов достигают 3000 – 3500 С. Такие
высокие параметры определяют соответствующие градиенты: на границе астроблемы ударные
напряжения не превышают 1 кб, а температуры пород мишени не поднимаются выше нескольких
десятков градусов. Очень важной особенностью ИР является высокая степень окисленности,
благодаря тому, что количество кислорода в расплаве увеличивается за счет разрушения в ударной
волне минералов горных пород и восстановления воды и других газов. При этом парциальное
давление кислорода поднимается до 1 атм и выше [Фельдман, 1990]. В этих условиях в качестве
ликвидусной фазы зафиксирован гематит (астроблема Эльгыгытгын), а в эксперименте отмечено
появление анортита с Fe3 в тетраэдре [Минеева и др.].
Импактные расплавы I типа распространены главным образом в закратерных выбросах и в
дальних выбросах (тектиты и микрошарики катастрофных слоев, развитые на удалениях от
материнских кратеров на сотни и тысячи километров). Обычно они застывают с образованием стекол
или содержат небольшое количество кристаллических фаз. Стекла при этом имеют специфические
спектры ЭПР, ИКС, ЯГР. Так, инфракрасные спектры свидетельствуют о весьма высоких
температурах (превышающих 70 – 100 градусов С в секунду) и скоростях остывания (которые могут
быть выше 106 – 107 º С · с-1) [Фельдман и др., 1983; Poe et al., 1992]. Эти расплавы характеризуются
357
очень сильной неустойчивостью, и при их остывании часто проявляется жидкостная несмесимость.
Иногда это происходит неоднократно, как, например, в астроблеме Жаманшин [Фельдман, Сазонова,
1993] или в экспериментах с ударным плавлением альмандина и гранита [1999]. Высокая степень
перегрева ИР над ликвидусом приводит к резкой деполимеризации структуры расплава,
сохраняющейся при его закалке. Следствием этого является появление специфической характеристики
импактных расплавных стекол: возникновение значимой разницы между измеренным показателем
преломления стекла и его показателем преломления, рассчитанным по его химическому составу.
Величина Δn = │nизм – nрасч│растет с повышением температуры ИР и достигает 0.035 при 3000 С
[Фельдман, 1990]. В стеклах вулканического происхождения расхождений в величинах измеренного и
рассчитанного показателя преломления на наблюдается, так как вулканические расплавы крайне редко
бывают перегретыми выше ликвидуса.
Породы, возникшие из расплавов II типа, характеризуются полнокристаллическим строением
или присутствием небольшого количества стекла в базисе. Их кристаллизация происходит при более
низких температурах и начинается с минералов более высокотемпературных, чем в обычных
изверженных породах аналогичного химического состава. Типичным для таких импактитов является
обилие скелетных кристаллов (как гранных, так и реберных форм) с обратной кинетической
зональностью. Это детально описано в астроблемах Янисъярви (Россия) для кордиерита [Импактиты,
1981], Болтыш (Украина) для полевых шпатов и пироксена [Геология и петрология…, 1982; Сазонова,
Коротаева, 1989; Фельдман, 1990], Маникуаган и Клируотер (Канада) для полевых шпатов и
пироксенов [Floran et al., 1978; Phinney et al., 1978] и др. Для этих условий (весьма быстрого остывания
расплава – со скоростями n – n · 10 ºС · с-1) характерна смена габитуса растущих кристаллов
породообразующих минералов от цельнотельных (в начале) к гранным скелетным (футляровидным) и
затем к реберным скелетным формам в пределах одного кристалла. В вулканических породах такие
случаи практически отсутствуют. С описанным изменением габитуса кристаллов коррелируется
специфическая зональность. В плагиоклазах для нее типична смена прямой зональности с
увеличением натровости в процессе роста цельнотельных кристаллов, которая сменяется резким
увеличением содержания калиевого минала в скелетных формах, достигающим 10 – 15 и даже 20 – 25
%. В калиевых полевых шпатах, наоборот, резко увеличивается роль анортитового компонента (до 15
– 20 %). В пироксенах происходит увеличение содержания глинозема при падении количества
кремнезема. Такая зональность, необычная для остывания расплава в условиях низкого давления,
также совершенно не характерна для вулканитов. Она является следствием роста минералов за счет
вещества двориков вычерпывания при быстром нарастании вязкости расплава, затрудняющем
диффузию компонентов.
Кристаллизация импактных расплавов начинается еще до окончания разгрузки. Поэтому в
качестве продуктов их застывания в астроблемах и при лабораторных экспериментах систематически
выявляются высокобарические фазы кремнезема (коэсит и стишовит), углерода (алмаз и лонсдейлит),
реже оливина (рингвудит) и ромбического пироксена (меджорит). Появление этих минералов
происходит при различных температурах и давлениях (25 – 60 ГПа), но эти параметры всегда выше,
чем условия кристаллизации аналогичных минералов в условиях статического нагружения в 1.5 – 2.0 и
даже в 10 раз. Ни один из этих минералов (за исключением алмаза) в вулканических породах не
встречен (да и алмаз в вулканитах рассматривается как продукт глубинных, а не поверхностных,
вулканических процессов).
Среди геохимических особенностей ИР важнейшими являются присутствие метеоритного
вещества и связанные с этим геохимические аномалии, а также аномалии в содержаниях элементов
примесей, определяемые условиями импактного плавления и испарения вещества. Метеоритное
вещество в импактитах известно в трех формах. Иногда это обломки метеоритов, сохраняющиеся
главным образом при ударах железных тел и в кратерах небольшого (до 1 км или несколько больше)
размера. Реже отмечаются переплавленные фрагменты метеоритного материала. Но наиболее частым
случаем является форма геохимического рассеяния вещества, когда анализ указывает на наличие
прибавки в расплаве (по сравнению с породами мишени) метеоритных компонентов (никеля, хрома,
меди, ванадия, иридия и других платиноидов и т.п.), но минеральных носителей этих элементов
выявить в импактных стеклах не удается. Известны астроблемы, в которых обнаружены все три
358
формы метеоритного вещества, что позволило понять закономерности его переработки и
перераспределения при импактном событии. Это Вабар в Саудовской Аравии, Хенбери в Австралии,
Метеор в Северной Америке. Было показано, что рассеянное метеоритное вещество распределено в
импактитах очень неравномерно и в разных участках одной той же породы его содержание может
отличаться на порядок и более. Само же обогащение бывает очень резким в массивных стеклах и
слабо или совсем незаметным в пемзах, откуда оно улетучивается при дегазации ИР. Например, в
Болтышской астроблеме (Украина) импактные стекла содержат иридия в 8 раз больше, чем породы
мишени, а пемзы всего в 2 раза больше. Для никеля эти цифры соответственно 2 и 1.4 раза. В
астроблеме Эльгыгытгын (Чукотка) иридия в импактных стеклах в 3 раза больше, чем в породах
мишени, а в пемзах только в 1.25 раза. Еще меньше разница по никелю: 1.5 и 1.25 раза соответственно.
Тем не менее парные отношения таких элементов как никель, хром, кобальт, иридий и др., позволяют
различать типы метеоритов-ударников [Капусткина, Фельдман, 1988]. Естественно, что при изучении
метеоритного вещества в стеклах неясного генезиса с целью разграничения импактных и
вулканических образований содержания элементов примесей в стеклах должно сравниваться с их
количеством в породах мишени, а не с кларками для земной коры в целом.
То же самое следует подчеркнуть и относительно изучения элементов-примесей в
проблематичных стеклах вообще. Их использование для разграничения импактитов и вулканитов
возможно только при сравнении содержаний конкретных компонентов в стеклах с их количествами в
породах мишени. В этом случае отчетливо проявляется специфика поведения многих элементов в
процессах импактного плавления и испарения. Так, например, такой легколетучий элемент, как фтор,
не испаряется из импактного расплава, поскольку при температурах около 3000 ºС он входит в
кремнекислородный тетраэдр, образуя структуру [SiO3F], которая при закалке расплава сохраняет
фтор в стекле. Олово накапливается до 300 % (относительно пород мишени) в стеклах и до 700 % в
пемзах, так как в высокоокислительной среде ИР оно меняет валентность с 2+ на 4+ и образует
тетраэдр (аналогичный кремнекислородному). В противоположность олову свинец, который, как и
олово, в обычных процессах является двухвалентным, эту валентность не меняет и поэтому его
содержание в импактитах падает вдвое против количества в породах мишени. Количество таких
примеров можно многократно увеличить.
Особое место в изучении импактитов занимают изотопные исследования. В настоящее время в
российской и зарубежной литературе опубликованы данные по изотопии более чем полутора десятков
элементов – кислорода, гелия, аргона, бериллия, алюминия, рения, осмия, неодима, углерода, железа,
никеля, меди, урана, свинца, магния и др. Эти материалы с разной полнотой позволяют обсуждать три
задачи: 1) выявление источника расплава (эндогенный или импактный); 2) определение времени
импактного события; 3) оценка доли метеоритного компонента в расплаве. В первом случае наиболее
успешным оказалось использование изотопных отношений 3He : 4He, 187Os : 186Os и 187Os : 188Os, а
также величины  Nd. Для гелия во всех случаях (Пучеж-Катункская астроблема в России, Логойская в
Белорусии и Сильян в Швеции) была выявлена коровая величина 3He : 4He  п · 10  8 (при п · 10  4 – п
· 10  6 для мантийных и эндогенных образований). По осмию четко устанавливается коровая природа
расплава для астроблем Садбери в Канаде, Калькоп и Цваинг в Африке и др. поскольку 187Os : 186Os в
земной коре и современных морских осадках лежит в пределах 8.2 – 8.9, а в продуктах плавления
мантии (гипербазитах СОХ и альпинотипных гипербазитах) составляет 0.9 – 1.1. В то же время 187Os :
188Os в первом случае колеблется в пределах 0.87 – 1.61, а во втором 0.11 – 0.18. Величина  Nd в
импактитах (астроблемы Садбери в Канаде, Вредефорт и Оазис в Африке, Попигай в России) всегда
является отрицательной, что указывает на отсутствие хотя бы примеси мантийных выплавок.
В целом импактные расплавы представляют собой весьма специфические образования, по
сумме признаков хорошо отличающиеся от эндогенных магматических производных любых
формаций. Их изучение необходимо как с общенаучных позиций, так и с чисто практическими
целями.
Работы проводятся при поддержке грантов РФФИ 03-05-64496, 05-05-64778 и гранта
Президента Российской Федерации для поддержки ведущих научных школ – ВНШ-1645.2003.5.
359
Список литературы
Геология астроблем. Л.; Недра, 1980, 231 с.
Геология и петрология взрывных метеоритных кратеров. Киев; Наук. думка, 1980, 228 с.
Импактиты. М.: Изд-во МГУ, 1981, 240 с.
Капусткина И.Г., Фельдман В.И. Фракционирование метеоритного вещества в импактном процессе //
Геохимия, 1988, № 11. С. 15 – 47.
Минеева Р.М., Бершов Л.В., Марфунин А.С. и др. Структурные формы железа и марганца в тектитах и
импактитах по данным ЭПР // Минер. журнал. С. 30 – 35.
Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические образования. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ,
1995, 128 с.
Сазонова Л.В., Коротаева Н.Н. Особенности морфологии и химического состава полевых шпатов
расплавных импактитов Болтышской астроблемы (Украина) // Метеоритика, 1989. Вып. 48. С. 183–193.
Фельдман В.И. Петрология импактитов. М.: Изд-во МГУ, 1990, 299 с.
Фельдман В.И., Ряховский В.М. Некоторые петрологические особенности импактных расплавов //
Метеоритика, 1989. Вып. 48. С. 139 – 145.
Фельдман В.И., Козлов Е.А., Жугин Ю.Н. и др. Особенности застывания импактного расплава
альмандинового состава // Доклады АН СССР, 1999. т. 365, № 2. С. 253 – 256.
Фельдман В.И., Коротаева Н.Н., Свешникова Е.В. Инфракрасные спектры тектитов, импактитов и
обсидианов // Изв. АН СССР, сер. Геол., 1983, № 2. С. 96 – 100.
Фельдман В.И., Сазонова Л.В. Условия образования и застывания импактных расплавов в астроблеме
Жаманшин // Петрология, 1993. Т. 1, № 6. С. 596 – 614.
Floran R.J. et al. Manicouagan impact melt, Quebec. 1. Stratigraphy, petrology and chemistry // J. Geoph. Res.,
1978, vol. 83, N B6, p. 2737 – 2759.
Phinney W.C. et al. West Clearwater, Quebec impact structure. Part II: Petrology // Proc. Lun. And Hkan. Sci.
Conf. IX, 1978, p. 2659 – 2693.
Poe B.T., McMillan P.F. et al. Al and Si coordination in SiO2 – Al2O3 glasses and liquids: a study by NMR and
IR spectroscopy and MD simulations // Chem. Geol., vol. 96, N 3 – 4, p. 333 – 349.
ТИПОМОРФИЗМ ЦИРКОНОВ ПОРОД ЧАРКЫНСКОГО ВУЛКАНОПЛУТОНИЧЕСКОГО ПОЯСА КАК ПОКАЗАТЕЛЬ ИХ ГЕНЕЗИСА
Т. С. Хабибулина
ИГАБМ СО РАН, Якутск, пр. Ленина, 39, tkhabi@mail.ru
В докладе изложены первые данные по результатам комплексного исследования типоморфизма
цирконов субвулканических и гипабиссальных образований на примере Чаркынского вулканоплутонического пояса (ЧВПП). ЧВПП прослеживается более чем на 80 км вдоль северо-восточного
борта Иньяли-Дебинского синклинория (рис. 1) и включает субвулканические и гипабиссальные
массивы и изолированные поля вулканитов [Вишневский, 1973, 1986; Флеров и др., 1979].
Вулканогенные образования установлены в составе хангасской (J2a) свиты, сложенной
алевропелитами, покровами палеотипных андезибазальтов и риодацитов, и безымяннинской (J2a–bj),
состоящей из перемежающихся покровов андезибазальтов, андезидациов, риодацитов и их кластолав.
Субвулканические и интрузивные образования образуют цепочку выходов вдоль зоны
регионального разлома. Они прорывают вулканогенно-осадочную толщу (см. рис. 1) и датируются
концом поздней юры – ранним мелом. По составу выделяется две группы массивов [Трунилина и др.,
2004].
К первой группе отнесены субвулканические тела и дайки диорит-гранодиоритового (андезитдацитового) состава (массивы Южно-Хангасский, Наледный). Породы высокоглиноземистые (al/=2,03,6), принадлежат к известково-щелочной серии с ведущей ролью калия в сумме щелочей; по
соотношениям Rb и Sr соответствуют производным мантийных и мантийно-коровых расплавов и
представляют собой дифференциаты базальтоидной магмы. Сочетание петрогеохимических и
минералогических особенностей указывает на происхождение материнского расплава в результате
контаминации исходного мантийного расплава веществом нижней коры.
360
Ко второй, более молодой группе отнесены субвулканические массивы и дайки микрогранит- и
риолит-порфиров (массивы Северо-Хангасский, Безымянный, «выход 789,0 м»). Породы
высокоглиноземистые, принадлежат к известково-щелочной серии с ведущей ролью калия в сумме
щелочей; по соотношениям Rb и Sr принадлежат к производным мантийно-коровых и коровых
расплавов и представляют собой дифференциаты сиалической магмы; по сочетанию
петрогеохимических параметров пород и их минералогических особенностей исходный расплав
генерировался в нижней коре при участии тепла и флюидов глубинного происхождения.
По результатам изучения цирконовых популяций автором выделяется также промежуточная
группа магматических тел, включающая дацитовые субвулканы Муочуньинской и Онньехской групп
и ассоциирующие с ними дайки гранит- и гранодиорит-порфиров.
Для уточнения генезиса пород ЧВПП и выявления возможных типоморфных особенностей
цирконов вулкано-плутонических пород был применен метод изучения цирконовых популяций [Pupin,
1980], доказавший свою состоятельность при решении подобных задач; методика работы детально
рассмотрена автором ранее [Хабибулина, 2003]. Результаты исследования кристалломорфологии и
состава цирконов отражены на рис. 2, 3 и в таблице.
Усредненные составы цирконов пород Чаркынского вулкано-плутонического пояса
Породы
риодацит
вмещающей
безымяннинской
свиты
Морфотип
J2
Q5
E
Q4-5
1-я группа
Q3
S16
S11
E
Q4-5
Q3
промежуточная
группа
S21
S16
S12-13
Зона
опр.
С
P
G
C
P
G
C
P
G
C
P
G
C
P
G
C
P
G
C
P
G
С
P
G
С
P
G
С
P
G
C
P
G
С
P
G
С
P
ZrO2
P2O5 ThO2
UO3
SiO2
Y2O3
HfO2
Yb2O3
ZrO2HfO2
63,30
64,15
63,90
68,04
65,91
66,56
68,25
67,36
67,42
67,94
68,31
67,55
66,39
66,50
65,76
66,21
65,64
65,82
68,85
68,57
68,18
66,96
67,76
66,45
66,00
65,25
64,86
67,61
67,66
67,67
66,44
66,70
66,78
65,38
65,57
65,11
66,27
65,80
0,02
0,00
0,01
0,16
0,23
0,13
0,07
0,15
0,13
0,11
0,09
0,20
0,19
0,14
0,16
0,14
0,05
0,15
0,08
0,05
0,07
0,35
0,15
0,14
0,12
0,15
0,16
0,18
0,20
0,27
0,03
0,01
0,00
0,01
0,11
0,11
0,22
0,12
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
31,16
31,67
31,07
32,79
32,93
33,15
31,20
31,05
31,23
31,28
30,91
31,11
32,01
32,36
32,41
31,86
32,68
32,06
31,11
30,34
31,49
31,16
31,39
31,81
31,43
31,52
31,56
31,06
31,60
31,34
32,26
32,29
32,36
32,31
32,19
32,35
32,29
32,60
0,00
0,00
0,00
0,00
0,07
0,00
0,00
0,06
0,00
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
1,18
1,32
1,34
1,12
1,19
1,38
0,91
1,04
1,07
1,02
1,14
1,14
1,10
1,24
1,28
1,23
1,39
1,40
1,21
1,22
1,34
1,46
1,57
1,70
1,23
1,34
1,41
1,30
1,39
1,47
1,26
1,28
1,38
1,27
1,40
1,34
1,19
1,22
0,01
0,00
0,00
0,04
0,11
0,08
0,03
0,07
0,03
0,04
0,00
0,03
0,11
0,06
0,07
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
0,01
0,13
0,03
0,01
0,02
0,03
0,05
0,05
0,08
0,10
0,00
0,00
0,00
0,00
0,04
0,00
0,03
0,00
53,64
48,60
47,69
60,75
55,39
48,23
75,39
64,79
62,83
67,06
60,65
59,80
60,60
54,37
52,09
53,83
47,22
47,01
56,90
56,20
50,88
45,92
43,17
39,11
54,09
49,24
46,47
53,19
49,62
46,14
54,30
53,51
49,75
52,03
46,75
48,94
57,48
56,15
0,00
0,00
0,00
0,03
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,01
0,02
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,02
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
361
S11
Q4-5
Q3
2-я группа
S12-13
S8
P1
G1
G
C
P
G
C
P
G
C
P
G
C
P
G
C
P
G
C
P
G
С
P
G
65,56
64,03
64,17
63,22
66,69
65,78
66,00
65,73
66,23
65,20
65,35
65,92
64,95
66,04
66,26
66,25
66,07
64,66
64,51
65,66
65,62
65,36
0,21
0,15
0,13
0,12
0,04
0,09
0,05
0,06
0,04
0,10
0,00
0,00
0,04
0,04
0,02
0,03
0,04
0,06
0,13
0,03
0,00
0,03
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
0,00
0,00
0,02
0,00
0,00
0,03
0,01
0,01
0,01
0,00
0,05
0,03
0,00
0,01
0,01
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,04
0,01
0,00
0,01
0,00
0,13
0,28
0,00
0,00
0,12
32,80
32,61
32,92
33,28
31,45
31,86
31,80
32,09
31,86
31,70
32,45
32,40
32,31
33,05
32,94
32,98
32,20
32,32
31,81
32,13
32,02
32,28
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,21
0,00
0,00
0,00
1,28
1,03
1,22
1,24
0,88
0,92
1,04
0,96
1,10
1,34
1,25
1,38
1,75
1,36
1,59
1,63
1,08
1,63
1,90
1,18
1,51
1,79
0,02
0,00
0,02
0,01
0,02
0,02
0,02
0,01
0,00
0,04
0,00
0,00
0,01
0,03
0,02
0,04
0,02
0,06
0,06
0,03
0,00
0,05
51,73
62,17
52,60
50,98
75,61
71,61
64,10
68,32
60,55
48,66
53,06
48,82
38,21
48,71
43,38
41,28
61,46
40,11
34,23
57,56
44,30
37,11
Примечание. Анализы выполнены автором на рентгеновском микроанализаторе CAMEBAX-Micro в
ИГАБМ СО РАН; С – центр, Р – край призмы, G – край пирамиды кристалла. Условия съемки: U – 20 kv, I –
15nA, стандарты – силикаты, окислы и металлы.
Популяция цирконов риодацитов Хангасской свиты состоит из двух морфотипов – J2~90% и
Q5~10% (см. рис. 2-3, 3, табл.). Кристаллы морфотипа J2 сильно оплавлены и содержат обильные
темноцветные и рудные включения. Они почти стерильны в отношении фиксируемых примесей, а по
величине ZrO2/HfO2 –это типичные цирконы средних по составу пород [Ляхович, 1973]. Эти
особенности позволяют предположить их ксеногенный (реститовый ?) характер. Кристаллы
морфотипа Q5 – идиоморфные, с немногочисленными включениями, по составу заметно отличаются
от вышеописанных – кратно возрастает содержание P2O5, Yb2O3. Величина ZrO2/HfO2 в ядрах (~60,75)
близка к таковым показателям у J2 (~53,64), приближаясь к величинам, свойственным цирконам
средних по составу пород [Ляхович, 1973]. Ядра затравки цирконов морфотипа Q5, по-видимому,
унаследованы магмой риодацитового состава от более ранних этапов развития материнского расплава.
Собственный же цирконовый материал риодацитов – лишь фрагментарные внешние оболочки
кристаллов морфотипа Q5 с ZrO2/HfO2~48. Отсутствие более низкотемпературных морфотипов
цирконов в популяции предполагает последовавшее при T=850-800оC излияние с моментальной
кристаллизацией расплава при формировании покрова.
Популяции цирконов вулкано-плутонических пород 1-й группы представляют собой
типичную популяцию цирконов, кристаллизовавшихся в условиях изначально минимальной
щелочности, несколько возрастающей в остаточном расплаве по мере становления на фоне падения
температуры (см. рис. 2-1, 3, табл.). Цирконы морфотипа Е, резко выделяющиеся низкими,
характерными для цирконов основных по составу пород содержаниями HfO2 (0.91-1.07-1.04),
унаследованы от предыдущих этапов эволюции расплава. Присутствие в породах первой группы
оплавленных и резорбированных зерен гроссуляра [Трунилина и др., 2004], обычного минерала
метаморфических пород региона (реликтовый минерал субстрата магмогенерации), позволяет
предположить именно реститовую его природу. Полное отсутствие низкотемпературных морфотипов
в популяциях позволяет предположить быструю кристаллизацию в приповерхностных условиях.
Популяции цирконов вулкано-плутонических пород 2-й группы – классические популяции
коровых гранитоидов [Хабибулина, 2003]. Ядра-затравки цирконов морфотипа Q4-5, Q3 унаследованы
от магм основного (ZrO2/HfO2>70) состава и зачастую только фрагментарно прикрыты тонкой
оболочкой циркона со «средними» величинами ZrO2/HfO2=60-50 [Ляхович, 1973). Продуктами
завершающей фазы развития материнского расплава в камерах становления являются только конечные
362
оболочки среднетемпературных кристаллов Q3 и кристаллы средне- и низкотемпературных цирконов
морфотипов S12-13, S8 и G1. Аномально высокие («основные») величины ZrO2/HfO2 в ядрах цирконов
пород 2 группы указывают на опосредованное участие глубинного вещества при формировании
сложнодифференцированных материнских расплавов.
Популяции цирконов вулкано-плутонических пород промежуточной группы (см. рис. 2-2,
3, табл.) представляют собой продукт средних по составу магм, переживших начальный период
становления в обстановке камер закрытого типа на фоне медленно растущей щелочности среды
кристаллизации. Отсутствие в популяциях низкотемпературных цирконов также предполагает
быструю кристаллизацию при снижении температуры ниже 750 оС (единичные цирконы S12-13) в
приповерхностных условиях или же открытие камер с последующей мгновенной кристаллизацией при
потере остаточных расплавов и флюидов. Заметный рост (а не наоборот) величин отношений
ZrO2/HfO2 по направлению от наиболее к наименее высокотемпературным морфотипам (E→S11),
имеющий место в популяциях, теоретически возможен при повышении температуры расплава в
близповерхностной камере становления.
Таким образом, по характеру популяций цирконов и особенностям их составов породы ЧВПП,
представляют собой отдельные последовательные дифференциаты развития единого магматического
очага, генерированного при участии глубинного, основного по химизму, вещества, что согласуется с
выводами петрологов [Трунилина и др., 2004]. Налицо схожесть составов высоко- и
среднетемпературных морфотипов цирконов всех трех групп плутонических пород по высоким
величинам ZrO2/HfO2 отношений и относительно повышенным содержаниям Р и Yb с составом
цирконов морфотипа Q5 покрова риодацитов хангасской свиты. Это обстоятельство дает автору
основание предполагать если не единый долгоживущий (периодически возобновляемый) источник для
расплавов, сформировавших эффузивные вмещающие толщи и для расплавов сформировавших тела
вулкано-плутонического пояса, то какую-то более сложную родственную связь.
Список литературы
Ляхович В. В. Редкие элементы в акцессорных минералах гранитоидов. М.: Недра, 1973, 275 с.
Трунилина В. А., Орлов Ю. С., Роев С. П. Состав магматических пород Чаркынского вулканоплутонического пояса и его геодинамическая позиция // Тихоокеанская геология, 2003. Т. 22, № 6. С. 127-136.
Флеров Б. Л., Трунилина В. А., Яковлев Я. В. Оловянно-вольфрамовое оруденение и магматизм
Восточной Якутии. М.: Наука, 1979, 275 с.
Хабибулина Т. С. Типология и состав цирконов гранитоидов Верхояно-Колымских мезозоид
(петрогенетическме аспекты). Якутск: Сахаполиграфиздат, 2003, 147 с.
Pupin J. P. Zircon and granite petrology // Contrib. to Miner. and Petrol., 1980, V. 73. P. 207-220.
Рис. 1. Тектоническая схема бассейна р.Чаркы (по А.Н. Вишневскому, 1986)
ИД – Иньяли-Дебинский синклинорий: Чаркы-Индигирская складчато-надвиговая система, 1 – зоны
линейных складок (нижняя, средняя юра); 2 – брахиподобных, реже линейных складок (средняя, верхняя юра); 3
– чешуйчатых структур и складок пластического волочения (фронтальная часть); Чаркы-Иньялинская корневая
система, 4 – зона узких линейных изоклинальных складок (нижняя, средняя юра); 5 – позднеюрский
вулканический комплекс (а – эффузивно-осадочные фации; б – субвулканические и жерловые фации, тела и
дайки); 6 – раннемеловые гранитоиды; 7 – зона развития брахиподобных и линейных складок верхнетриасовых
терригенных отложений (ЧЭ – Чибагалах-Эрикитский антиклинорий); 8 – зона складчато-блоковых структур
ордовик-каменноугольных терригенно-карбонатных отложений (Ч – Чималгинский антиклинорий); 9 –
кайнозойские наложенные впадины (ВЧ – Верхне-Чаркынская, НЧ – Нижне-Чаркынская); разрывные нарушения:
10 – долгоживущие разломы, 11 – взбросы и надвиги, 12 – сдвиги, 13 – оси антиклиналей, 14 – оси синклиналей.
Массивы Чаркынского вулкано-плутонического пояса: 1 – Северный Хангасский, 2 – Южный Хангасский, 3 –
выход высоты 789,0 м, 4 – Безымянный, 5 – Горбы, 6 – Наледный, 7 – Муочуньинская группа, 8 – Онньохская
группа, 9 – Мямундинский
Рис. 2. Усредненные статистические диаграммы цирконовых популяций Чаркынского вулканоплутонического пояса для пород: 1) – первой, 1-2) – промежуточной, 2) – второй группы, 3) – риодацитов
хангасской свиты
Рис. 3. Главные тренды эволюции цирконовых популяций (Pupin, 1980)
363
Тренды популяций цирконов из гранитоидов: 1-3 – коровых и преимущественно коровых источников; 4 (а,
b, c) – известково-щелочных и 5 – субщелочных серий гибридных мантийно-коровых источников; 6 – щелочных
и 7 – толеитовых серий мантийных или существенно мантийных источников. Mu – предел распространения
цирконовых популяций из мусковитовых гранитов (I.T<450), Ch – область распространения цирконовых
популяций чарнокитоидов. I.A. – индекс агпаитности, I.T. – индекс температуры
Поля расположения популяций цирконов пород Чаркынского вулкано-плутонического пояса: 1-й группы –
а) дацитов и б) андезидацитовых порфиров Южно-Хангасского, в)плагиогранитов Наледного; промежуточной
группы – г)дацитов из подошвы, д) порфировых дацитов, е) крупнопорфировых дацитов, ж) гранит-порфиров
Онньеха, з) гранодиорит-порфиров Муочуньи; 2-й группы – и) микрогранитов выхода 789,0м, к) микрогранитов
Безымянного, л) андезидацитов и м) кварцевых диоритовых порфиритов Северо-Хангасского; н) риодацитов
хангасской свиты
СПЕЦИФИКА
ВУЛКАНИЧЕСКИХ
ПРОЦЕССОВ
ФОРМИРОВАНИИ
РАННЕДОКЕМБРИЙСКОЙ КРИСТАЛЛИЧЕСКОЙ КОРЫ
ПРИ
В. С. Шкодзинский, А. Н. Зедгенизов
Институт
геологии
алмаза
и
благородных
металлов
СО
РАН,
Якутск,
shkodzinskiy@diamond.ysn.ru
Раннедокембрийская кристаллическая кора мощностью до 40 – 50 км слагает верхнюю часть
континентальной литосферы и имеет ряд специфических особенностей, долгое время казавшихся
непонятными. Грубослоистое ее строение и преимущественно ортогнейсовый состав, казалось бы,
свидетельствуют о большой роли вулканических процессов при ее формировании. Однако с этим не
согласуется практически полное отсутствие в гнейсовых комплексах одновозрастных с ними
месторождений и рудопроявлений золота, олова, меди, серебра, свинца, цинка и сопровождающих их
зон гидротермальных изменений, очень характерных для фанерозойских вулканогенных поясов.
Отсутствуют и реликты текстур вулканокластов, лавобрекчий и лавоконгломератов, неоднородность
состава которых не мог бы затушевать никакой метаморфизм, так как последний не уничтожает
резких границ между различными породами. Это дополняется почти полным отсутствием
гидротермального оруденения в связи с многочисленными телами раннедокембрийских гранитогнейсов, нетипичностью для гнейсовых толщ метаморфизованных конгломератов, каустобиолитов,
океанических осадков, а также кимберлитов, лампроитов и других щелочных ультраосновных и
основных магматических пород. Все это свидетельствует о специфичности процессов образования
пород раннедокембрийской кристаллической коры.
Природу этой специфичности объясняют полученные в последние десятилетия, особенно в
результате полетов на Луну, данные о горячем образовании планет земной группы и о существовании
на ранних этапах их эволюции глобальных магматических океанов глубиной во многие сотни
километров [Wood et al., 1970; Шкодзинский, 1985, 2003; Beard et al., 1998 и др.]. Оказалось, что на
Луне нет малодифференцированных пород типа хрондритов. Все ее породы являются
магматическими, очень древними (обычно 4,5 – 3,7 млрд. лет) и высокодифференцированными
(содержат до сотен хондритовых норм расплавофильных компонентов). Это свидетельствует о
протекании на ранней стадии эволюции Луны глобальных процессов магматического
фракционирования. Особенно показательно присутствие на ней анортозитовой коры мощностью до
100 км, образование которой произошло путем фракционирования слоя мафического расплава
толщиной не менее 1000 км [Beard et al., 1998]. Высокая отражательная способность Меркурия
указывает на анортозитовый состав его коры и на присутствие на нем магматического океана в
прошлом. Широкое распространение среди каменных метеоритов дифференцированных
магматических разностей подтверждает широкое развитие процессов магматического
фракционирования на ранней стадии эволюции планет. О существовании магматического океана на
Земле свидетельствуют: 1) отсутствие в земной коре пород древнее 4 млрд. лет и следов завершавшей
аккрецию гигантской метеоритной бомбардировки, связанное с расплавленным состоянием ее
364
верхнего слоя в первые 0,56 млрд. лет; 2) изотопные данные о протекании глобальных процессов
магматической дифференциации на самой ранней стадии эволюции Земли; 3) значительное
превышение (в 5 – 10 раз) современного теплового потока над величиной радиогенного
тепловыделения [Смыслов, 1993], обусловленное большими запасами первичного тепла в земных
недрах; 4) признаки тонкости и пластичности докембрийской литосферы и многие другие данные
[Шкодзинский, 2003].
Выполненные расчеты [Шкодзинский, 1995, 2003 и др.] показали, что земной силикатный
магматический океан возник при аккреции нижней мантии в результате импактного тепловыделения.
По мере роста Земли его придонная часть кристаллизовалась и фракционировала под влиянием
увеличения давления новообразованных аккрецией верхних частей. Кумулаты и захороненные среди
них расплавы после компрессионного затвердевания сформировали соответственно мантийные
ультраосновные породы и эклогиты, что объясняет состав и происхождение этих наиболее
распространенных в мантии пород. Остаточные расплавы обогащали магматический океан
расплавофильными компонентами и обусловили рост среднего содержания последних от нижних
частей мантии к верхним. С укрупнением с течением времени падавших планетезималей
увеличивались величина импактного тепловыделения, температура и глубина магматического океана
и уменьшалась степень придонной кристаллизации новообразованных импактных магм, что привело к
эволюции состава возникавших остаточных расплавов от малобарических кислых, средних и
толеитовых при образовании нижней мантии до высокобарических субщелочных пикритовых и
перидотитовых при формировании верхней мантии.
Изменение состава остаточных расплавов, формировавшихся при компрессионном придонном
фракционировании, обусловило возникновение расслоенности в магматическом океане. После
прекращения аккреции он имел глубину около 240 км и состав его изменялся от кислого в верхней
части, через средний и основной до пикритового и перидотитового в нижней. Вследствие
значительного увеличения плотности с глубиной (от примерно 2,2 до 2,8 г/см3) в расслоенном
магматическом океане при остывании не возникали обширные, от подошвы до поверхности,
конвективные потоки, поэтому он очень медленно (в течение почти 4 млрд. лет) остывал,
кристаллизовался и фракционировал сверху вниз преимущественно в результате кондуктивных
теплопотерь.
Расчеты динамики остывания расслоенного постаккреционного магматического океана
[Шкодзинский, 2003] свидетельствуют о том, что в первые 0,56 млрд. лет земная поверхность была
полностью покрыта расплавом и на ней не было твердых пород, что объясняет отсутствие в земной
коре пород древнее 4 млрд. лет. В это время начиналась кристаллизация лишь наиболее
высокотемпературных минералов, что является причиной иногда устанавливаемого очень древнего
возраста (до 4,4 млрд. лет) ядерных частей некоторых кристаллов циркона в серых гнейсах Австралии.
В период примерно с 4 до 2,7 млрд. лет назад происходили кристаллизация и фракционирование
верхних частей кислого слоя магматического океана с образованием серых гнейсов из кумулатов и
древнейших гранитов из остаточных расплавов. С появлением на поверхности магматического океана
серогнейсовой протокоры, достаточно прочной для того, чтобы выдерживать нагрузку мафических
вулканитов, на ней начали формироваться зеленокаменные пояса в результате излияния основных и
ультраосновных магм из поднимавшихся нижнемантийных плюмов.
Преимущественно 3,3 – 1,8 млрд. лет назад протекали процессы кристаллизации и
фракционирования нижних частей кислого слоя после их частичного всплывания к земной
поверхности с формированием эндербитов и чарнокитов. На затвердевавшей поверхности
возникавших гранулитовых подвижных зон в ранних очень горячих водоемах накапливались первые
преимущественно хемогенные и эоловые осадки, которые после уплотнения и метаморфизма под
влиянием горячего основания погружались в него и формировали изолированные тела парапарод,
присутствующие в монофациальных супракрустальных гранулитовых комплексах. В нижних частях
гранулитовых зон, куда не достигали погружающиеся тела парапород, сформировался
нестратифицированный инфракрустальный комплекс, не содержащий метаморфизованных осадочных
пород. После значительного затвердевания слоя кислого расплава на нем образовались различные
зонально метаморфизованные супракрустальные комплексы. Эти процессы объясняют происхождение
365
континентальной кристаллической коры, ее преимущественно кислый ортогнейсовый и гранитоидный
состав и огромную мощность.
Температура на поверхности Земли после завершения процессов ее аккреции составляла около
о
2000 С. С учетом этого и повышенной в несколько раз скорости вращения вокруг своей оси [Рингвуд,
1982] Земля сначала не могла захватывать и удерживать никакие газы. Поэтому атмосфера
отсутствовала на ранней Земле, что объясняет крайне низкое содержание в современной атмосфере
первичных изотопов благородных газов. Атмосфера и гидросфера начала формироваться из газов,
выделявшихся при кристаллизации магматического океана, после падения температуры земной
поверхности и возникновения на ней ранней пластичной серогнейсовой протокоры. Такое
происхождение атмосферы и гидросферы объясняет близость их по составу (кроме кислорода) к
магматическим газам [Шкодзинский, 2003].
Сначала вся вода находилась в состоянии пара и верхняя часть газово-паровой оболочки
остывала под влиянием излучения в космическое пространство. Это приводило к конденсации пара и к
возникновению мощного слоя облаков. Этот слой поглощал солнечное излучение. Поэтому на ранней
Земле не было широтной климатической зональности, что является причиной близости состава
парапород на различных древних щитах. Это согласуется с данными А.И.Пака [1987] о существовании
в раннем докембрии на всей Земле жаркого влажного климата. Разделение на слабовыраженные
аридные и гумидные зоны начинается в раннем протерозое. Очень влажный жаркий климат обусловил
широкое развитие в раннем докембрии кор выветривания и объясняет отсутствие следов присутствия
каустобиолитов в раннедокембрийских гнейсах.
В участках погружения затвердевшей и уплотнившейся коры на земную поверхность
изливались кислые расплавы. На поверхности этих магматических “морей” вновь формировалась и
погружалась пластичная кора, и эти процессы повторялись многократно. Высокое давление на дне
газово-паровой оболочки тормозило процессы расширения магматических газов и эксплозивной
дезинтеграции магм, поднимавшихся к земной поверхности, что является причиной отсутствия
вулканокластов и реликтов их текстур в раннедокембрийских ортогнейсах. Высокая температура
газово-паровой оболочки и приповерхностных пород препятствовала процессам остывания
отделявшихся магматических газов и формирования ими гидротермального оруденения. Это
объясняет отсутствие сингенетичного гидротермального оруденения в древних ортогнейсах.
Вынесенные рудные компоненты рассеивались в газово-паровой оболочке, многие сотни миллионов
лет находились в ней в растворенном состоянии, затем осаждались под влиянием ее остывания и
обусловили широкое развитие стратиформного оруденения преимущественно в позднепротерозойских
осадочных толщах, формировавшихся в полуостывших водоемах.
Вследствие подъема кислых магм с очень небольшой глубины и незначительной разницы между
плотностями их и формировавшейся коры в участках излияния магм не могли возникать высокие
вулканические постройки. Большая пластичность и небольшая мощность коры приводили к быстрому
растеканию под влиянием гравитационных сил небольших возвышенностей, возникавших в участках
тектонического сжатия. Это обусловило выравненность рельефа земной поверхности при
формировании раннедокембрийских гнейсовых комплексов и объясняет отсутствие в них
метаморфизованных конгломератов.
Изливавшиеся на затвердевавшую высокотемпературную земную поверхность в основном
кислые, реже основные магмы перекрывали возникшие осадочные породы и очень медленно остывали
и кристаллизовались под покровом горячей газово-паровой оболочки. Поэтому они формировали
изначально хорошо раскристаллизованные породы, что объясняет частое переслаивание парапород с
гранитогнейсами и с основными кристаллическими сланцами и нетипичность для ортогнейсов и
кристаллических сланцев мелкозернистых разностей с реликтами вулканических структур и текстур.
Высокая температура земной поверхности и магматический генезис большинства пород
кристаллической коры объясняют обычно отсутствие в раннедокембрийских гнейсах реликтов
прогрессивного этапа метаморфизма, высокотемпературный характер и ареальное распространение их
минеральных парагенезисов. Локальные конвективные течения магмы под формирующейся корой
приводили к возникновению на ее нижней границе субгоризонтальной изоклинальной складчатости,
которая позже, по мере консолидации коры, сминалась все более открытыми и крупными складками.
366
В участках повышенной основности подстилающего слоя кислого расплава процессы
погружения кристаллизовавшейся более кислой коры не происходили. Поэтому здесь формировались
более мощные слои осадочных пород, замедлявшие подток тепла из незакристаллизованных частей
магматического океана, и температура земной поверхности очень сильно понижалась в результате
выпадения проливных дождей из верхних частей газопаровой оболочки, конденсировавшейся под
влиянием излучения тепла в космическое пространство. Это приводило к возникновению устойчивых
конвективных ячей в газопаровой оболочке – ее нижние остывшие части перемещались в
гранулитовые подвижные зоны, где кислые магмы частично выходили на земную поверхность. Они
здесь нагревались, поднимались вверх и конденсировались преимущественно над охлажденными
участками. Выпадавшие из них дожди еще больше охлаждали эти участки. Вулканические и
осадочные процессы в этих участках, вследствие существования пониженной температуры и более
жесткой коры, начинали приближаться к современным. Это объясняет присутствие иногда
небольшого количества вулканокластов, конгломератов и гидротермального оруденения в
зеленокаменных поясах, тогда как в близких к ним по возрасту гранулитовых зонах эти образования
не возникали.
В период с 2,6 до 0,6 млрд. лет назад происходили процессы кристаллизации и
фракционирования нижних мафических слоев магматического океана с образованием мафических
кумулатов, щелочных и субщелочных остаточных расплавов и продуктов их затвердевания в
континентальной литосфере и коре, что объясняет позднее появление щелочных магматических пород,
континентальной литосферы и тектоники литосферных плит в истории Земли и обычно отсутствие
щелочных разностей в раннедокембрийских ортогнейсах и кристаллических сланцах. Примерно 2,8 –
1 млрд. лет назад происходили процессы выжимания еще не затвердевших плагиоклазовых кумулатов
среднего и основного слоев магматического океана с образованием автономных анортозитов. Позже
эти кумулаты затвердели и потеряли способность к выжиманию, что объясняет прекращение
процессов образования автономных анортозитов в конце протерозоя и в фанерозое. Высокая
пластичность кислой коры препятствовала протеканию процессов скалывания и выдвижения
мантийных пород под влиянием ее смещений и является причиной отсутствия офиолитов в
раннедокембрийских гнейсовых комплексах.
С позиций концепции глобального магматического фракционирования, на раннем этапе
существования Земли выделяются следующие стадии ее геологической эволюции: 4,56 – 4 млрд. лет
назад – панмагматическая стадия эволюции континентальной литосферы; 4 – 1,9 млрд. лет назад –
стадия зарождения тонкой пластичной континентальной коры в океане магмы; 1,9 – 0,6 млрд. лет
назад – стадия тектоники тонких пластичных коровых плит; 0,6 – 0,2 млрд. лет назад – стадия
тектоники толстых полужестких корово-мантийных плит; 0,2 – 0 млрд. лет – стадия тектоники
толстых жестких корово-мантийных плит. Дальнейшее утолщение литосферы при еще длительном
сохранении высокой температуры ядра приведет в будущем к возрастанию глубины образующихся
океанов, высоты гор и вулканов и к все более широкому формированию щелочных вулканитов и
интрузий. После остывания ядра тектонические и магматические процессы прекратятся и Земля будет
находиться на стадии развития, аналогичной существующей в настоящее время на Луне. На ней
присутствует очень мощная (около 800 км) жесткая литосфера и почти не протекают эндогенные
процессы.
Список литературы
Пак А. И. Эволюция кор выветривания в истории Земли. ФАН, 1987, 156 с.
Рингвуд А. Е. Происхождение Земли и Луны. М.: Недра, 1982, 294 с.
Смыслов А. А. Тепловая эволюция Земли // Эволюция геологических процессов в истории Земли. М.:
Наука, 1993. С. 216-225.
Шкодзинский В. С. Фазовая эволюция магм и петрогенезис. М.: Наука, 1985, 232 с.
Шкодзинский В. С. Проблемы глобальной петрологии. Якутск: Сахаполиграфиздат, 2003, 238 с.
Beard B.L., Taylor L.A., Scherer E.E., Johonson C.M., Snyder G.A. The source region and melting
mineralogy of high-titanium and low-titanium lunar basalts deduced from Lu-Hf isotope data // Geochim. Et Cosmochim.
Acta., 1998, V. 26. P. 525-544.
367
Wood J. A., Diskey J. S., Marnin V. B., Powel B. H. Lunar anorthosits and geophisical model of Moon // Proc.
Appolo XI Lunar Sci. Conf. Houston. 1970, V. 1. P. 965-989.
ПРИРОДА ВЗРЫВОВ КИМБЕРЛИТОВЫХ МАГМ
В. С. Шкодзинский
Институт
геологии
алмаза
и
благородных
металлов
СО
РАН,
Якутск,
shkodzinskiy@diamond.ysn.ru
Проблема происхождения вулканических взрывов издавна привлекает внимание
исследователей. В последние десятилетия она наиболее интенсивно обсуждается в связи с открытием
многих новых кимберлитовых трубок на различных континентах. Рассматриваются две главные
гипотезы – фреатомагматическая и флюидномагматическая. Согласно первой, взрывы, формирующие
кимберлитовые брекчии и диатремы, обусловлены парообразованием при соприкосновении
кимберлитовой магмы с грунтовыми водами [Lorenz, Kurzlaukis, 2003]. Это приводит к взрывной
дезинтеграции вмещающих пород и кимберлитовых магм. В этом случае непонятно, почему
взрываются не только вмещающие породы, но и кимберлитовые магмы, и почему последние почти не
изливаются на земную поверхность. В то же время, внедряющиеся в районах распространения
кимберлитовых трубок базальтовые магмы застывают в основном в виде даек, лав и силлов и очень
редко формируют трубки взрыва, хотя более высокая температура этих магм (1000 – 1200 оС) по
сравнению с кимберлитовыми (800 – 1000о [Шкодзинский, 1985]) должна была бы приводить к более
интенсивным фреатомагматическим взрывам при их внедрении. Вызывает сомнение и возможность
возникновения очень мощных фреатомагматических взрывов при соприкосновении магм и грунтовых
вод, так как при подводных излияниях базальтовые магмы затвердевают обычно в виде пиллоу-лав без
существенных взрывов [Ботвинкина, 1974]. Это обусловлено низкой теплопроводностью воды,
которая приводит к переходу в пар лишь очень тонкого ее приконтактового слоя. Поэтому пар
успевает удаляться без взрывных явлений.
Согласно флюидномагматической гипотезе, взрыв происходит в результате выделения и резкого
расширения газов под влиянием декомпрессии в поднимающихся магмах [Skinner, Marsh, 2003]. Но
неясно, почему часть богатых летучими компонентами кислых магм достигает земной поверхности
без взрыва с образованием потоков газонасыщенных пенистых лав (игниспумитов, пемзовых лав
[Ботвинкина, 1974]), кимберлитовые же магмы обычно не формируют потоки лав даже в районах
широкого распространения кимберлитовых трубок. Взрывной процесс отличается от невзрывного
очень быстрым расширением газов, почти мгновенно образующихся в результате химических реакций
или ударных процессов, а также освобождающихся при разрушении емкостей высокого давления
[Покровский, 1980]. В поднимающейся магме, пока она остается жидкой, не может произойти очень
быстрое расширение газов, поскольку скорость ее подъема в земной коре относительно невелика
(сантиметры – метры в секунду). В таких магмах пузырьки расширяются постепенно. При достижении
занимаемого объема более 66% они начинают соприкасаться, магма распыляется и в дальнейшем
быстро поднимается расширяющаяся струя газов с обломками кристаллов и каплями расплава,
которая формирует туфы [Мархинин, 1985]. Если слияния пузырьков не происходит вследствие
невысокого содержания летучих, то магмы изливаются на земную поверхность. Для взрывного
расширения выделяющихся из магм газов необходимо, чтобы этот процесс временно затормозился.
Обычно предполагается [Филд и др., 1997], что расширение прекращается, когда отделяющиеся газы
накапливаются под непроницаемыми для них породами. Когда это препятствие разрушается,
происходит взрывное их расширение с формированием туфобрекчий и трубок взрыва. Однако также
неясно, почему взрывается вся магматическая колонна, а не только перекрывающие ее породы.
Можно предполагать, что существует какое-то малоизвестное явление, которое на
малоглубинной стадии подъема магм иногда препятствует расширению в них газов. Существование
такого явления и его сущность иллюстрируют рассчитанная по опубликованным экспериментальным
и термодинамическим данным Р-Т диаграмма фазового состава и эволюции кимберлитовых магм (рис.
368
1). На ней линии подъема магм (А, Б, В) на малоглубинной стадии подъема (при давлении менее
примерно 1,5 – 2 ГПа) пересекают изоконцентраты расплава с все меньшим содержанием последнего.
То есть эти магмы затвердевают под влиянием декомпрессии и не могут достигать земной
поверхности в жидком состоянии. Декомпрессионное затвердевание магм связано с падением
давления летучих компонентов вследствие уменьшения общего давления при подъеме, что повышает
температуру кристаллизации магм.
Вследствие относительно небольшой скорости образования зародышей кристаллов, последние
чаще всего не успевали возникать при подъеме магм, поэтому происходило их остеклование.
Повышение вязкости декомпрессионно остекловывавшихся магм препятствовало адиабатическому
расширению пузырьков газа, возникавших в результате вскипания расплава, и приводило к
консервации высокого внутреннего давления газовой фазы при падении внешнего литостатического
давления по мере подъема. С увеличением этой разницы давлений до предела суммарной прочности
перегородок между пузырьками в остеклованной магме и вмещающих пород происходили
эксплозивная дезинтеграция верхних частей магматических колонн и приконтактовых частей
окружающих пород (участки 3 на линиях эволюции на рис. 1), быстрое значительное их расширение за
счет подброса материала вверх и, частично, в горизонтальном направлении за пределы образующегося
кратера с возникновением кимберлитовых диатрем.
Как иллюстрирует фазовая диаграмма, интенсивное декомпрессионное затвердевание
низкотемпературных кимберлитовых магм начиналось при давлении около 0,25 – 0,3 ГПа и,
следовательно, такая величина избыточного внутреннего давления газовой фазы могла быть
законсервирована в поднявшихся к земной поверхности верхних частях кимберлитовых колонн. Эта
величина лишь в 8 – 10 раз меньше максимального давления (2,5 ГПа [Покровский, 1980]),
возникающего при взрыве тринитротолуола. С учетом огромного объема декомпрессионно
затвердевших частей магматических колонн (миллиарды м3) сила взрыва должна быть колоссальной.
Как показали расчеты [Шкодзинский, 1995)], при поверхностном взрыве обломки могли быть
подброшены на высоту 15,5 км, при подземном взрыве на глубине 4 км – на 400 м. В последнем случае
часть обломков вмещающих пород и затвердевших кимберлитов была выброшена на земную
поверхность в окрестностях трубки, но большая часть падала в диатрему. Крупные и плотные обломки
опережали мелкие при падении, что приводило к перемешиванию кимберлитового материала и
обломков вмещающих пород и объясняет иногда погружение последних ниже уровня их
стратиграфического залегания.
Вследствие высокого содержания газов и весьма равномерного распределения их в
кимберлитовом расплаве дезинтеграция остеклованной кимберлитовой магмы была очень тонкой
вплоть до распыления стекла и дробления вкрапленников. Взрывалась вся затвердевшая и
полузатвердевшая часть кимберлитовой колонны, а не только ее приконтактовая часть с водоносным
или газонепроницаемым горизонтом, что объясняет образование больших объемов кимберлитовых
брекчий. Из-за сильного охлаждения газов при адиабатическом расширении и теплоотдачи в холодные
ксенолиты вмещающих пород температура брекчий быстро понижалась на 500 – 600 оC и достигала
300 – 400о [Шкодзинский, 1995] и менее, что является причиной незначительного метаморфизма
ксенолитов осадочных пород в брекчиях и сохранения в них иногда даже древесины. Распыленный
стекловатый материал вследствие его очень высокой химической активности, реагируя с остатками
воды и углекислоты, замещался вторичными минералами, в основном серпентином и карбонатами.
При прогнозно-поисковых и оценочных работах важно иметь возможность оценить степень
эродированности кимберлитовых трубок по структурно-текстурным особенностям слагающих их
пород. Для этого необходимо разработать генетическую систематику кимберлитовых пород с учетом
их положения в вертикальном разрезе трубок. Для кимберлитов обычно применяется терминология,
предложенная для вулканических пород. М. Филд и др. [1997] выделяют эпикластические,
пирокластические и вулканокластические брекчии кратерной фации, кимберлиты диатремовой и
гипабиссальной фаций. Однако различия механизмов их образования недостаточно ясны.
Из рассмотренной модели образования эксплозивных брекчий в результате дезинтеграции
декомпрессионно затвердевших кимберлитовых магм под влиянием законсервированного высокого
давления газовой фазы следует, что должна наблюдаться вертикальная зональность кимберлитовых
369
пород в зависимости от степени затвердевания кимберлитового расплава перед взрывом и масштабов
перемещения дезинтегрированного материала (рис. 2). Материал, не подвергавшийся эксплозивной
дезинтеграции, представлен массивными порфировыми или афировыми кимберлитами подводящей
дайки. При высоком (более 20%) содержании обломков глубинных или вмещающих пород он
переходит в эруптивную брекчию. Выше расположены эксплозивные брекчии, подразделяемые на
эндо- и эпикластические. Эндокластические брекчии возникли из материала, не поднимавшегося над
земной поверхностью, и разделяются на жидко-, пластично- и твердокластические.
Характерные для нижних частей жидкокластические эксплозивные брекчии сформировались в
результате быстрого вскипания, суспензирования, дегазации и разбрызгивания полужидкой магмы,
происходивших в результате резкого снижения давления при взрыве верхних декомпрессионно
затвердевших частей магматических колонн. После удаления большей части газов происходили
процессы частичного слияния капель, начавших затвердевать под влиянием декомпрессии. Такие
брекчии имеют вид неоднородных кимберлитов с иногда раздробленными вкрапленниками и
небольшими округлыми участками массивных кимберлитов, промежутки между которыми содержат
повышенное количество вторичных серпентина и карбоната. В кимберлитовых участках присутствуют
микролиты клинопироксена, возникшие в результате резкого снижения давления воды после взрыва
[Филд и др., 1997].
Типичные для верхней части жерла и нижней части раструба пластичнокластические
кимберлитовые брекчии содержат более четко выделяющиеся округлые выделения мелкозернистых
кимберлитов, сцементированные обычно более крупнозернистыми карбонатом и серпентином. В
ядрах округлых выделений (автолитов) часто присутствуют вкрапленники или ксенолиты, что
обусловлено повышенной прочностью таких выделений и хорошей сохранностью их при взрыве и
дегазации. Выделения иногда имеют концентрическую микрозональность, образование которой
связано с процессами химического и динамического воздействия потоков отделяющихся газов на
обломки остекловывающейся вязкой магмы. Такие пластичнокластические брекчии в отечественной
литературе обычно описываются под названием автолитовых. Главный объем раструба должен быть
сложен твердокластическими брекчиями, возникшими при взрыве почти полностью декомпрессионно
затвердевших частей кимберлитовых магматических колонн. Обломки в них угловатые и
сцементированы мелкораздробленным материалом, замещенным вторичными минералами.
Вследствие большой прочности полностью затвердевших кимберлитовых магм и максимального
избыточного давления в них газовой фазы, сила взрыва при образовании этих брекчий была
наибольшей. Это обусловило максимальное разрушение вмещающих пород и формирование наиболее
широкой части кимберлитовых диатрем – раструба.
Выше располагаются эпикластические эксплозивные брекчии кратерной части кимберлитовых
трубок. Они возникли в результате падения в кратер кимберлитового материала, подброшенного
взрывом выше земной поверхности. Главными их особенностями являются присутствие грубой
слоистости, связанной с сортировкой материала по крупности и плотности при падении, меньшее
развитие вторичных минералов, присутствие иногда примеси осадочного материала. Это систематика
объясняет главные особенности строения кимберлитовых диатрем. Магмы, богатые углекислотой,
вследствие ее раннего отделения от расплава, взрывались на большей глубине и формировали
относительно узкие протяженные диатремы, похожие на морковку. Бедные углекислотой магмы
формировали короткие широкие бокалоподобные трубки взрыва.
Вследствие зарождения в нижних частях континентальной литосферы кимберлитовые магмы
обычно имеют невысокую первичную температуру, поэтому их малоглубинная эволюция происходила
в условиях, соответствующих полю Рс+Тв+Ф на рис. 1, в котором магмы не могут достигать земной
поверхности без процессов декомпрессионного затвердевания и эксплозивной дезинтеграции. Это
объясняет обычно отсутствие излившихся на земную поверхность кимберлитовых лав в районах
распространения малоэродированных кимберлитовых трубок.
Таким образом, главной причиной вулканических взрывов является консервация
декомпрессионным затвердеванием высокого внутреннего давления газовой фазы в относительно
низкотемпературных богатых летучими магмах при подъеме. Такое происхождение вулканических
взрывов объясняет главные особенности кимберлитовых диатрем и брекчий.
370
Список литературы
Ботвинкина Л. Н. Генетические типы отложений областей активного вулканизма. М.: Наука, 1974, 320 с.
Мархинин Е. К. Вулканизм. М.: Недра, 1985, 224 с.
Покровский Г. И. Взрыв. М.: Недра, 1980, 136 с.
Филд М., Гибсон Д. Г., Уилкис Т. А. и др. Геология кимберлитовой трубки Орапа А/К1, Ботсвана:
дальнейшее развитие представлений о внедрении кимберлитовых трубок // Геол. и геофиз., 1997. Т. 38, № 1. С.
24–45.
Шкодзинский В. С. Происхождение кимберлитов и алмаза. Якутск: Изд-во ЯНЦ СО РАН, 1995, 168 с.
Шкодзинский В. С. Фазовая эволюция магм и петрогенезис. М.: Наука, 1985, 232 с.
Lorenz V., Kurzlaukis S. Kimberlite pipes: growth models and resulting implications for diamond exploration //
8th International Kimberlite Conference. Long Abstract. Victoria, Canada, 2003, 5 р.
Skinner E. M., Marsh J. S. Kimberlite eruption processes // 8th Kimberlite Conference. Long Abstract. Victoria,
Canada, 2003, 4 р.
Рис. 1. Р-Т диаграмма фазового состава и эволюции кимберлитовых магм с 10% Н 2О и 10% СО2
Линии со стрелками А – В – различные варианты эволюции магм при подъеме. Этапы эволюции магм: 1 –
без процессов декомпрессионного затвердевания, 2 – с протеканием этих процессов, 3 – с эксплозивной
дезинтеграцией. Показаны поля устойчивости граната (Гр), шпинели (Шп) и флогопита (Фл); Сб – карбонаты [по:
Шкодзинский, 1985, с упрощениями]
Рис. 2. Распределение различных разновидностей кимберлитов в трубке в соответствии с моделью взрыва
кимберлитовых магм в результате декомпрессионного затвердевания:
1 – интрузивные кимберлиты; 2 – 4 – эндогенные жидкокластические (2), пластичнокластические (3) и
твердокластические (4) эксплозивные брекчии; 5 – эпигенные твердокластические эксплозивные брекчии
Состав и источники магм и
хангайского
позднекайнозойского
(ЦЕНТРАЛЬНая МОНГОЛИя)
1В.
динамика формирования
вулканического
ареала
В. Ярмолюк, 1Е. А. Кудряшова, 2В. М. Саватенков
1Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН,
Москва, volya@igem.ru
2Институт геологии и геохронологии докембрия, Санкт-Петербург
Позднекайнозойский Хангайский вулканический ареал является одним из крупнейших в
строении кайнозойской внутриплитной вулканической провинции Центральной и Восточной Азии.
Вулканические поля этого ареала распространены на площади около 250х250 км, охватывая, главным
образом, территории Хангайского нагорья и его ближайшего обрамления. По площади ареала
проявления вулканизма распространены неравномерно. Выделяются три основных района вулканизма
(рис. 1): Долиноозерский (Южно-Хангайский), Водораздельный (осевая часть Хангайского хребта) и
Тарятский (северное подножие Хангайского хребта). Каждый из них имеет структуру грабена и
ограничен с бортов субширотными сбросами. Помимо этих вулканических районов выделяется ряд
протяженных долинных лавовых потоков, сформировавшихся на склонах нагорья на заключительной
стадии развития ареала.
371
Рис. 1. Распределение позднекайнозойских лавовых полей Хангайского вулканического ареала
Грабены: I - Долиноозерский, II - Водораздельный, III - Тарятский
Проведены систематические геохронологические исследования вулканических пород. В
соответствии с полученными результатами, во-первых, подтвержден ранее сделанный вывод
[Девяткин, 1981; Логачев и др., 1982; Ярмолюк и др., 1984] о формировании Хангайского ареала в
интервале последних 30 млн. лет. Во-вторых, установлено, что вулканическая активность была
многоимпульсной и не прерывалась паузами большой продолжительности. В-третьих, выявлены
закономерные миграции центров вулканизма в истории развития ареала. Выделены следующие этапы
вулканической активности: позднеолигоцен-раннемиоценовый (30-22 млн. лет), среднемиоценовый
(17-12 млн. лет), позднемиоцен-плиоценовый (10-2.5 млн. лет), плейстоценовый (1.3-0.2 млн. лет) и
голоценовый (<0.01 млн. лет). В пределах каждого этапа дополнительно выделены отдельные
импульсы вулканизма, отвечающие времени формирования отдельных вулканических полей или их
групп.
Лавовые поля позднеолигоцен-раннемиоценового этапа формировались практически
исключительно в южной части ареала в пределах Долиноозерского грабена. Вулканические события
среднего миоцена продолжили формирование Долиноозерского грабена, но, кроме того,
зафиксировали начало вулканической активности в Водораздельном грабене. На протяжении позднего
миоцена и плиоцена произошло несколько эпизодов вулканизма. До рубежа 7.5 млн. лет они
протекали в пределах Водораздельного грабена, то есть в центральной части ареала, а более поздние
вулканические события (<7.5 млн. лет) охватили также северный (Тарятский) его край. В плейстоцене
наиболее масштабные вулканические излияния произошли в Тарятском грабене, где был сформирован
мощный лавовый чехол по всей его площади. В современной структуре грабена ему соответствует
средняя лавовая терраса. В этот же этап была сформирована система протяженных долинных лавовых
потоков, растекающихся в стороны от осевой части хребта и зафиксировавших своим формированием
стадию активного роста гор. Голоценовый этап проявился в Тарятской впадине и был связан с
деятельностью вулкана Хорго, потоки которого сформировали долинный поток протяженностью не
менее 70 км.
Таким образом, на протяжении последних 30 млн. лет вулканическая активность в пределах
Хангайского ареала характеризовалась последовательной миграцией ее центров с юга на север. Эта
миграция укладывается в общий тренд смещения центров вулканизма в пределах позднемезозойской 
372
кайнозойской Южно-Хангайской вулканической области (включает Хангайский ареал как составную
часть), который трассируется цепочкой разновозрастных вулканических ареалов, сформировавшихся в
диапазоне последних 90 млн. лет и протянувшихся от южной границы Монголии до Центрального
Хангая.
Состав вулканических продуктов ареала определяют лавы основных пород, реже бомбы и
шлаки, локализованные вблизи центров излияний, которые зафиксированы шлаковыми конусами.
Породы всех возрастных уровней содержат мантийные ксенолиты – лерцолиты, пироксениты,
мегакристы пироксена, полевого шпата, оливина, в некоторых случаях граната. В соответствии с
данными о химическом составе, излившиеся породы отвечают трахибазальтам, трахиандезибазальтам,
базанитам, реже базальтам, меланефелинитам и фонотефритам. Вариации состава охватывают
диапазон по SiO2 от 42.6 до 52.2 мас.% и по содержанию Na2O+К2О от 4.6 до 9.7 мас.%. В целом они
характеризуются повышенными содержаниями P2O5 (от 0.4 до 1.6 мас.%) и TiO2 (>1.7 мас.%) и
умеренными содержаниями Al2O3 (<17 мас.%). Излившиеся расплавы были дифференцированы, на
что, в частности, указывает относительно низкая величина Mg# (<0.6, в среднем 0.5). Породы разных
грабенов в целом близки по составу, хотя и характеризуются незначительными различиями. Наиболее
заметны различия состава для пород Долиноозерского и Водораздельного грабенов. Последние
относительно богаче Al2O3, но имеют более низкие содержания TiO2, K2O, P2O5. Породы Тарятского
грабена имеют промежуточный состав, хотя и выделяются более высоким содержанием щелочей и
относительно более низким содержанием СаО. Кроме того, они характеризуются наиболее широкими
вариациями составов  от меланефелинитов через базаниты и трахибазальты до трахиандезибазальтов.
Несмотря на отмеченные различия, в целом разновозрастные проявления магматизма, принадлежащие
к тому же разным структурным зонам Хангайского ареала, характеризуются близкими трендами
вариаций содержания породообразующих компонентов.
О сходстве состава разновозрастных пород свидетельствуют также геохимические данные.
Вулканиты всех возрастных групп обладают близкими содержаниями несовместимых элементов,
средние составы которых на спайдерграммах практически не различаются. Спектр распределения этих
элементов близок к спектру базальтов OIB-типа, но отличается от последнего в целом более
фракционированным распределением редких земель, а также более высоким содержанием
литофильных элементов (Rb, Ba, Sr) и более низким содержанием таких элементов, как Th, U, тяжелые
РЗЭ. Особо следует отметить наличие ярко выраженного Ta-Nb максимума, типичного для пород всех
структурных зон и в целом характерного для магматических источников внутриплитного магматизма.
Сходство состава пород из разных структурных зон вулканического ареала хорошо
прослеживается на графиках взаимной корреляции распределения несовместимых элементов. Как
правило, фигуративные точки состава укладываются в общие линейные тренды, свидетельствующие о
близких соотношениях несовместимых элементов в источнике расплавов. Отклонением от общего
правила стало поведение Pb, указывающее на его более низкое содержание в исходных расплавах
пород Долиноозерского грабена. На графиках парных отношений несовместимых элементов составы
пород из разных структурных зон ареала образуют общие скопления фигуративных точек,
компактный характер которых указывает на близкий состав магматического источника
разновозрастных пород. По своим характеристикам (графики La/Yb-Th/Ta, Ce/Pb-Nb/U) этот источник
близок к составу источников базальтов океанических островов (OIB-тип) (рис. 2А, Б).
Достаточно близкими были и условия плавления. Средой магмообразования пород Хангайского
ареала, по-видимому, служила гранатсодержащая мантия, в которой участие граната достигало 6%
(рис. 2В, Zr/Nb-Ce/Y). Основная масса расплавов во всех структурных зонах сформировалась при
степенях плавления 1-2% из мантии с содержанием граната 2-4%. Наиболее глубинными стали магмы
меланефелинитов, которые образовались из источника с содержанием граната до ~6% при степени
плавления около 0.75% и базанитов, но с большими степенями плавления (~1.3%).
Изотопный состав пород ареала (рис. 2Г) представлен трендом составов, который
прослеживается из области умеренно деплетированных источников типа PREMA в область
обогащенных легкими редкими землями источников типа EM-I. Наличие этого тренда
свидетельствует, что в образовании исходных расплавов вулканического ареала участвовала
комбинация обоих этих источников. Доля мантии типа EM-I была более высокой в породах
373
Долиноозерского грабена, в то время как близкие между собой составы пород Водораздельного и
Тарятского грабенов представляют источники, в составе которых была повышена роль мантии типа
PREMA.
Рис. 2. Составы пород Хангайского ареала на графиках парных отношений несовместимых элементов (АВ) и на диаграмме εNd–εSr (Г)
Грабены: 1 – Долиноозерский, 2 – Водораздельный, 3 – Тарятский; 4 – поле составов пород
раннекайнозойского Гоби-Тяньшаньского ареала
Поля составов модельных магматических источников даны по по [Hofmann et al., 1986; Tomlinson K.Y.,
Condie K.C., 2001]
Геодинамика формирования вулканического ареала определяется следующими его
характеристиками. Становление ареала произошло во внутриплитной обстановке в центре Азиатского
континента вдали от границ литосферных плит. Ареал характеризуется замкнутыми размерами и
лишен структурных связей с другими проявлениями внутриплитного магматизма в Центральной Азии,
то есть развивался автономно. Режим его формирования характеризовался ярко выраженными
условиями растяжения  рифтогенеза, что привело к образованию в пределах ареала эшелонированной
системы грабенов.
Характеристики состава вулканических продуктов Хангайского ареала свидетельствуют о
сходстве его источников с составом источников океанических островов, формирование которых
связывается с мантийными плюмами. Очевидно, что геологические особенности строения и развития
Хангайского вулканического ареала не противоречат петрологическим данным и также указывают на
связь ареала с локально действующим мантийным источником (или с горячей точкой мантии).
Дополнительный аргумент в подтверждение этого представления дают данные гравиметрических и
сейсмологических исследований, показавших, что в основании литосферы Хангая расположен
локальный выступ астеносферы, который достигает подошвы коры на глубине около 50 км [Зорин и
др., 1988]. Подобные выступы располагаются также под другими областями новейшего вулканизма в
Центральной Азии и, в частности, установлены в основании Южно-Байкальской, Витимской и
Удоканской вулканических областей [Зорин и др., 1988]. Подобная связь предполагает, что именно эти
выступы горячей мантии (астеносферы) контролируют новейшую вулканическую активность в
регионе, и, следовательно, их можно рассматривать как горячие точки мантии. Таким образом, можно
считать, что модель связи вулканического ареала с горячей точкой мантии достаточно
374
аргументирована, так как обоснована рядом независимых данных – геологических, петрологических,
геофизических.
Важной характеристикой взаимодействия горячей точки со структурами литосферы стали
миграции центров вулканизма по территории региона. Эти миграции начались еще в позднем мелу и
отразили более общие закономерности формирования структуры позднемезозойской – кайнозойской
Южно-Хангайской вулканической области, которая в качестве составной (позднекайнозойской) части
включает Хангайский ареал. За интервал времени около 90 млн. лет (с позднего мела по голоцен) в
пределах этой области центры вулканизма постепенно переместились к северу на 600 км из района
восточного окончания хребтов Гобийского Тянь-Шаня в центральную часть Хангайского нагорья,
сформировав последовательный ряд разновозрастных частично перекрывающихся вулканических зон.
На протяжении всего этого времени состав вулканических продуктов в пределах вулканической
области изменился весьма незначительно (рис. 2), что свидетельствует об устойчивости состава
источников расплава. Выявленная миграция центров вулканической активности связывается с
движениями литосферной плиты относительно локализованного источника горячей мантии (ЮжноХангайской горячей точки мантии), современная позиция которой определяется астеносферным
выступом в основании Центрального Хангая [Ярмолюк и др., 1995].
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ 05-05-64000.
Список литературы
Девяткин Е. В. Кайнозой внутренней Азии (стратиграфия, геохронология, корреляция). М.: Наука, 1981,
196 с.
Зорин Ю. А., Балк Е. В., Новоселова М. Р., Турутанов Е. Х. Толщина литосферы под МонголоСибирской горной страной и сопредельными регионами // Физика Земли, 1988, № 7. С. 32-42.
Логачев Н. А., Девяткин Е. В., Малаева Е. М., Глуховская Н. Б., Крамаренко Г. С., Шелкопляс В. Н.
Кайнозойские отложения Тарятской впадины и долины р. Чулуту (Центральный Хангай) // Серия геологическая,
1982, № 8. С. 76-86.
Ярмолюк В. В., Иванов В. Г., Коваленко В. И., Самойлов В. С. Динамика формирования и магматизм
позднемезозойско-кайнозойской Южно-Хангайской горячей точки мантии (Монголия) // Геотектоника, 1994,
№ 5. С. 28-45.
Hofmann A. W., Jochum K. P., Seufert M., White W. M. Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on
mantle evolution // Earth Planet. Sci. Lett., 1986, V. 79. P. 33-45.
Tomlinson K. Y., Condie K. C. Archean mantle plumes: evidence from greenstone belt geochemistry // Mantle
plumes: their identification through time. Spec. Paper 352, Colorado, 2001. P. 341-358.
V.
фациально-формационный
вулканогенных
образований,
И НОМЕНКЛАТУРА ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД
анализ
КЛАССИФИКАЦИЯ
РАЗВИТИЕ ВУЛКАНИЗМА И ФАЦИАЛЬНЫЕ ОСОБЕННОСТИ
ВУЛКАНОГЕННЫХ ПОРОД В ДИАТОМИТОНОСНЫХ БАССЕЙНАХ
АРМЕНИИ В ПОЗДНЕПЛИОЦЕН-ЧЕТВЕРТИЧНОЕ РЕМЯ
Т. А. Авакян, Ж. О. Степанян
Институт геологических наук НАН РА, Ереван, Армения, janeta.stepanyan@gmail.com
С
позднеплиоцен-четвертичным
наземно-вулканогенным
комплексом
Армении
пространственно и генетически связана вулканогенно- диатомитовая формация. Она протягивается
прерывистой полосой от басс. р. Ахурян на западе через центральную часть Армении к басс. р.
Воротан на юге. Ширина выходов формации колеблется в продуктивной части от 5-10 до 50-60 км,
максимальная ее мощность составляет 350-400 м [Ахурянский, Воротанский, Горисский бассейны]. В
ней сконцентрировано свыше 30 месторождений диатомитов. Из них 80-90% вулканогенноосадочного типа.
375
Роль вулканизма в развитии диатомитоносных бассейнов очевидна. Вулканические продукты,
во-первых, сами оседали в виде самостоятельных горизонтов, во-вторых, способствовали
поступлению в осадок огромных масс кремнезема, что, в свою очередь, приводило к образованию как
собственно диатомитов, так и смешанных типов вулканогенно-диатомитовых пород. Изучение
разрезов диатомитовых месторождений показывает чередование диатомитовых пород с
вулканическими – лавовыми потоками, туфами, пемза-пепловыми породами (Авакян, 1999).
Фациальные изменения наблюдаются как в вертикальном, так и в латеральном направлениях. В
большинстве разрезов фациальные переходы постепенные. В вертикальном направлении продукты
вулканизма представлены таким образом: в нижней части формации залегают долеритовые андезитобазальты мощностью до 200 м, андезито-базальты, андезито-дациты и дациты [N23- Q1] мощностью от
10 до 50 м. Средняя часть сложена двумя потоками долеритовых базальтов [Q1] общей мощностью
около 7 м, между которыми заключены диатомитовые породы. Верхи формации [Q2 – Q3] слагаются
кислыми эффузивами-липаритами, дацитами, а также трахитами мощностью 50 м и более. Отметим,
что в северной части формации в верхних горизонтах превалируют андезито-базальты, дациты и их
пирокласты мощностью от 10 до 100 м. Как видно из вышеизложенного, вулканические породы
являются одной из составных частей разрезов диатомитовой формации. Основные петрографические
разности этих пород присутствуют по всей изученной территории, однако их содержание и
соотношения с диатомитами различны на разных участках. Рассматривая развитие вулканитов по
латерали, отметим следующее: в западной-северо-западной части поля развития диатомитовой
формации вулканические породы соответствуют андезито-дацитам [Ахурянский бассейн]. Следующая
к юго-востоку петрографическая провинция – центральная часть формации охватывает бассейны рек
Кассах, Раздан, Азат. Она слагается преимущественно андезито-базальтами при подчиненном
значении липаритов. Заслуживает внимания то, что на некоторых участках центральной части
формации [район сел. Парби] диатомиты залегают на нижнечетвертичных туфах. В самых южных
районах развития формации [Сюникский бассейн] превалируют трахибазальты, трахиандезиты,
дациты и липариты. Кроме того, присутствуют мощные [50 м и более] пепло-пемзовые отложения. В
верхах формации в этих районах господствуют вулкано-брекчиевые диатомитовые породы, в которых
обломки представлены угловатыми кусками пемзы, перлита, обсидиана с пузырчатой, флюидальной
текстурой, а также встречаются обломки трахитов, дацитов, базальтов. Состав, остроугольная форма,
грубая сортировка обломочного материала вулканокластических пород указывают на то, что
вулканические аппараты располагались вблизи бассейнов осадконакопления.
Изучение парагенетических ассоциаций вулканических, пирокластических, пирокластоосадочных и диатомитовых пород, их перемежаемость свидетельствуют о синхронности образования
этих отложений. А диатомеи, развитые в диатомитах, содействуют определению относительного
возраста всего комплекса пород. Исследование переслаивания пород способствует восстановлению
палеогеографической
обстановки
позднеплиоцен-четвертичного
времени
формирования
вулканогенно-диатомитовой формации и истории развития вулканизма.
В заключение отметим, что изучение фациальных переходов вулканических пород, их
мощностей и распространенности является одним из факторов выявления как чистых диатомитов, так
и собственно пемзовых и пепловых участков [Авакян, 1994].
Список литературы
Авакян Т. А. Формационные критерии поисков месторождений диатомитов Армении // Изв. НАН РА,
Науки о Земле, 1994, XLVII, № 3. С. 37-42.
Авакян Т. А. О некоторых закономерностях формирования месторождений диатомитов на территории
Армении // Изв. НАН РА, Науки о Земле, 1999, LII, № 1. С. 27-34.
376
Роль вулканизма позднего карбона – перми в формировании
геохимического облика углей Минусинского бассейна
С. И. Арбузов, В. В. Ершов
Томский политехнический университет, Томск, siarbuzov@mail.ru, erchovv@mail.tomsknet.ru
Влияние фактора синхронного вулканизма на формирование геохимического облика угольных
месторождений и бассейнов в полной мере еще не оценено. Только в последние десятилетия ученые
подошли к пониманию глобальной роли вулканизма в формировании особенностей микроэлементного
состава углей [Finkelman, 1993].
Влияние вулканизма на угленосные отложения довольно многообразно и заключается в
обогащении грунтовых и поверхностных вод определенными химическими элементами, в
атмосферном переносе и выпадении пирокластического материала и аэрозолей в области
торфонакопления, а также в косвенном воздействии на процессы угленакопления через изменение
климатических условий и состава атмосферных газов. Роль вулканизма при формировании состава
грунтовых и поверхностных вод можно с той или иной степенью достоверности оценить на локальных
площадях, как это сделано для германий-угольных месторождений Дальнего Востока [Костин,
Мейтов, 1972]. Влияние вулканизма на микроэлементный состав углей через изменение климата
можно оценить лишь гипотетически. Наиболее достоверные оценки влияния субсинхронного
вулканизма на формирование геохимического спектра элементов-примесей в углях могут быть
получены при изучении погребенной пирокластики и реставрации ее первоначального состава.
В последние годы нами показана важная роль вулканизма в формировании
радиогеохимического облика палеозойских угольных бассейнов Сибири, доказано влияние
пирокластики на геохимические особенности углей Минусинского бассейнов [Арбузов и др., 2003,
2004].
Минусинский угольный бассейн расположен в одноименной котловине, окруженной горными
сооружениями Кузнецкого Алатау на западе, Западного Саяна на юге и юго-востоке и Восточного
Саяна – на востоке. В северном направлении Минусинская котловина через систему локальных
котловин плавно переходит в Западно-Сибирскую низменность.
В пределах бассейна известно 10 месторождений и проявлений каменного угля. Промышленная
добыча ведется на Черногорском, Изыхском и Бейском месторождениях. Угленосные отложения
имеют суммарную мощность более 1800 м и подразделяются на 5 свит. В угленосных отложениях
черногорской свиты выделяют от 6 – 7 (Изыхское и Черногорское месторождения) до 14 и более
(Бейское месторождение) угольных пластов. На Изыхском и Бейском месторождениях сохранились
все угленосные свиты, на Черногорском – только нижняя часть разреза. Верхняя часть разреза,
представленная белоярской и нарылковской свитами, содержит до 30 угольных пластов и
характеризуется максимальной для бассейна угленосностью.
Угли бассейна гумусовые, малых степеней метаморфизма. По марочному составу достаточно
однородны (марки Д и Г). Средняя зольность углей 15%. Угли труднообогатимы, для коксования не
пригодны, склонны к самовозгоранию.
По геохимическим особенностям угли Минусинского бассейна близки к углям Кузбасса, но
отличаются более контрастным накоплением многих редких элементов [Арбузов и др., 2003]. При
крайней бедности исходного терригенного материала литофильными редкими металлами угольные
пласты бассейна характеризуются отчетливо выраженной литофильной редкометалльной
специализацией (рис. 1).
Как показали выполненные нами исследования, литофильная геохимическая специализация
углей бассейна во многом обусловлена влиянием пирокластики. В большинстве угольных пластов
выявлены специфические небольшие по мощности (от первых миллиметров до нескольких
сантиметров), но значительные по протяженности глинистые прослои – тонштейны.
В Черногорском месторождении наиболее значительное количество тонштейнов установлено в
пластах Мощный, Гигант, Великан, Двухаршинный черногорской свиты. На Бейском месторождении
на том же стратиграфическом уровне значительное количество пирокластики отмечено в пласте 17.
377
Особенно многочисленны они в угольных пластах верхней части разреза: в нарылковской и изыхской
свитах. В мощном (более 15 м) пласте XXVIII нарылковской свиты тонштейны хорошо различимы
невооруженным взглядом на вскрытой слабовыветрелой поверхности в разрезе. Количество
пирокластики в пласте так велико, что радиоактивность углей в естественном залегании достигает 2025 мкР/Ч при фоновом значении для углей 3-5 мкР/Ч.
Полученные в последнее время данные по геохимическим особенностям тонштейнов указывают
на преобладание среди них разностей со специфическим редкометалльным составом [Hower et al.,
1999; Zhou et al., 2000; Burger et al., 2002; Арбузов и др., 2003; Grevenitz et al., 2003; Dai et al., 2003].
Геохимические особенности их настолько характерны, что с успехом могут использоваться для
диагностики измененной пирокластики в комплексе с другими методами. Состав вулканического
пепла может быть разным в зависимости от типа вулканизма, но как показывают исследования, во
многих бассейнах представлен в основном кислой пирокластикой [Ван, 1968; Адмакин, 1992; Zhou et
al., 2000 и др.]. Типоморфной особенностью измененной кислой пирокластики в углях является
высокое содержание элементов-литофилов [Hower et al., 1999; Zhou et al., 2000], главным образом
элементов-гидролизатов (Th, Zr, Hf, Ta, Y, REE), не характерных для терригенного и аквагенного
концентрирования в условиях озерно-болотных фаций.
Пепловый материал играл весьма значительную роль в обогащении угольных пластов редкими
элементами. Так, угли пласта Двухаршинного за пределами влияния горизонтов пирокластики
характеризуются весьма низкими содержаниями урана и тория. Содержание урана здесь изменяется от
0,22 до 0,88 г/т при среднем значении около 0,6 г/т, а тория – от 0,42 до 1,2 г/т при среднем значении
около 0,8 г/т (табл. 1). В то же время средневзвешенное их содержание для углей пласта составляет 1,5
г/т U и 3,1 г/т Th. Зольность углей вне зоны влияния пирокластики около 2,5%, что свидетельствует о
том, что накопление органической массы происходило в условиях верхового торфяника. В настоящее
время их средневзвешенная зольность на сухое вещество составляет 5,1 %. Следовательно, для
данного верхового торфяника около 50% зольности обеспечено за счет пирокластики. Более 80 %
урана и 70 % тория в угольном пласте также обусловлено пирокластикой. Для верхней пачки пласта
Великан-I с тонштейном мощностью 5 см пирокластика в изученном сечении обеспечивает свыше
50% общей зольности и до 85 % содержания урана и тория. Это также верховой торфяник с первичной
зольностью без учета пеплового материала 2 % и со среднепластовой зольностью с учетом
пирокластики 4,4 % (сам тонштейн в расчет не принимался, а рассматривался как породный прослой).
Таблица 1
Среднее содержание U, Th и зольность (A ) некоторых углей,
содержащих пирокластический материал*
d
Угольный пласт
Двухаршинный
Великан-I
В среднем для разреза пласта
Ad, %
U
Th
5,0
1,5
3,1
4,4
1,1
3,1
Участки вне зоны влияния пирокластики
Ad, %
U
Th
2,5
0,4
0,8
2,0
0,2
0,5
Примечание. Приведены средние данные по отдельным детальным сечениям, а не средние оценки по
пластам.
В зольных углях, формировавшихся из торфов низинных фаций торфонакопления, оценить роль
пирокластического материала в концентрировании редких элементов весьма сложно. Если
использовать в качестве репера слабоподвижный в гипергенных условиях Th, пренебрегая его
привносом в торфяник в растворенном виде с грунтовыми и поверхностными водами, то доля
пирокластики может быть оценена путем сравнения содержания тория в углевмещающих породах и в
золе угля. Во всех случаях количество сверхнормативного Th превышает 50 % [Арбузов и др., 2003].
Накопление элементов в связи с пирокластикой происходит как в самих тонштейнах, так и на
границе с ними в органическом веществе [Hower et al., 1999; Арбузов и др., 2003].
Элементы-примеси, содержащиеся в породообразующих минералах (вулканическое стекло,
полевые шпаты, слюды) в процессе разрушения минеральной матрицы переходят в раствор и
фиксируются в близлежащих зонах в органическом веществе. В зависимости от миграционных
378
свойств они концентрируются либо вблизи горизонта пирокластики, либо на удалении от него.
Некоторые элементы могут покидать пределы пласта. Так, отчетливо различаются зоны
концентрирования урана и тория. Торий накапливается непосредственно на контакте, тогда как ореол
распределения урана существенно шире (рис. 2). Аналогично поведение и другой пары элементов с
разными миграционными свойствами в гипергенных условиях – тантала и ниобия.
Вещественным выражением влияния синхронного вулканизма на редкометалльный состав углей
является отчетливо выраженная геохимическая специализация углей бассейна на литофильные
элементы-гидролизаты: Zr, Hf, Ta, Nb, Y, Th, а также на другие литофильные редкие металлы (Sr, U,
Be, Ge, Rb, Cs). Кроме того, угли, содержащие пирокластику, нередко обогащены фосфором. Обычно
угли и торф бедны фосфором. Так как он активно используется растительностью, в торфе
накапливается лишь 4 % от той массы, что содержится в растениях [Ковалев, Жуховицкая, 1976].
Поэтому высокое содержание фосфора может рассматриваться как критерий влияния вулканогенного
материала [Юдович, Кетрис, 2002]. А.Б. Травин (1956), обобщавший материалы по минеральным
примесям в углях Сибири, отметил наличие таких высокофосфористых углей в Минусинском
бассейне.
Все эти данные указывают на существенное влияние пирокластики на формирование
геохимического фона и редкометалльного потенциала углей Минусинского бассейна. Источниками
вулканического пепла, вероятно, были местные вулканы, находящиеся в структурах обрамления в
Кузнецком Алатау, Горной Шории и Западном и Восточном Саяне [Ван, 1973 и др.]. Причем
масштабы и характер вулканизма этого возраста, проявленного в Алтае-Саянской области, еще
предстоит оценить.
Проведенные геохимические исследования, выполненные на основе большого объема
фактического материала, позволяют не только подтвердить значительную роль вулканизма в
формировании угленосных отложений Минусинского бассейна, но и сделать вывод о глобальном
влиянии вулканогенных процессов С-Р возраста на формирование редкометалльного геохимического
фона палеозойских углей и вмещающих их осадочных отложений. Палеозойский вулканизм оказал
воздействие на состав элементов-примесей в углях Кузнецкого, Минусинского и Тунгусского
бассейнов. Этим во многом объясняется близкий редкометалльный состав углей этих бассейнов,
несмотря на различие состава областей питания и разные условия их образования.
Список литературы
Адмакин Л. А. Типы тонштейнов в угольных пластах Минусинского бассейна // Литология и полезные
ископаемые, 1992, № 2. С. 49 – 56.
Арбузов С. И., Волостнов А. В., Ершов В. В. Радиогеохимическая характеристика углей основных эпох
торфоугленакопления центральной Сибири // Радиоактивность и радиоактивные элементы в среде обитания
человека: Материалы II Международной конференции. Томск: Изд-во “Тандем-Арт”, 2004 (а). С. 46 – 51.
Арбузов С. И., Ершов В. В., Рихванов Л. П., Кяргин В. В., Булатов А. А., Дубовик Н. Е.
Редкометалльный потенциал углей Минусинского бассейна. Новосибирск: Изд-во СО РАН, Филиал “ГЕО”,
2003(в), 300 с.
Ван А. В. Роль пирокластического материала в угленосных отложениях Кузнецкого бассейна // Советская
геология, 1968, № 4. С. 129 – 137.
Ван А. В. Вулканизм и угленакопление // Вопросы литологии Сибири. Труды СНИИГГМСа.
Новосибирск, 1973(а). Вып. 170. С. 14 – 21.
Ковалев В. А., Жуховицкая А. А. Фосфор в болотной среде. Минск: Наука и техника, 1967. 144 с.
Костин Ю. П., Мейтов Е. С. К генезису месторождений высокогерманиеносных углей и критериям их
поисков // Изв. АН СССР. Сер. Геол., 1972. № 1. С. 112 – 119.
Травин А. Б. К вопросу о минеральных примесях в углях Кузбасса и некоторых путях возможного
использования их // Тр. Горно-геологического ин-та АН СССР, Западно-Сибирский филиал. Вып. 17. Вопросы
геологии. Новосибирск, 1956. С. 141 – 155.
Юдович Я. Э., Кетрис М. П. Неорганическое вещество углей. Екатеринбург: УрО РАН, 2002, 422 с.
Burger K., Zhou Y., Ren Y. Petrography and geochemistry of tonsteins from the 4th Member of the Upper
Triassic Xujiahe formation in southern Sichuan Province, China // Int. J. Coal Geology, 2002, Vol. 49, № 1. P. 1-17.
Dai S., Ren D., Hou X., Shao L. Geochemical and mineralogical anomalies of the late Permian coal in the Zhijin
coalfield of southwest China and their volcanic origin // Int. J. Coal Geol., 2003, Vol. 55, № 2-4. P. 117-138.
379
Finkelman R. B. Trace and minor elements in coal // Organic geochemistry. Chapter 28 / Eds. M.H. Engel, S.A.
Masco. N.Y., 1993. P. 593 – 607.
Grevenitz P., Carr P., Hutton A. Origin, alteration and geochemical correlation of Late Permian airfall tuffs in
coal measures, Sydney Basin, Australia // Int. J. Coal Geology, 2003, Vol. 55, № 1. P. 27-46.
Hower J. C., Rupport L. F., Cortland F. E. Lanthanide, yttrium, and zirconium anomalies in the Fire Clay coal
bed, Eastern Kentucky // Int. J. Coal Geology. 1999, Vol. 39, № 1-3. P. 141-153.
Zhou Y., Bohor B. F., Ren Y. Trace element geochemistry of altered volcanic ash layers (tonsteins) in Late
Permian coal-bearing formations of eastern Yunnan and western Guizhou Provinces, China // Int. J. Coal Geology, 2000,
Vol. 44, N3-4. P. 305-324.
Рис. 1. Геохимическая специализация углей Минусинского бассейна
1 – среднее содержание элемента; 2 – наибольшее локально высокое содержание элемента; 3 – поле
локально высоких содержаний
Рис. 2. Распределение U, Th, Ta, Hf, La, Yb и зольности в углях в вертикальном профиле пласта Великан-I
Влияние
внешней
среды
базальтовых вулканитов Исландии
на
формирование
А. Р. Гептнер
Геологический институт РАН, Москва, remheptner@mtu-net.ru
Исследования, проведенные в Исландии, показывают, что физико-географическая среда
является одним из тех факторов, которые определяют основные особенности динамических форм
накопления не только вулканогенно-осадочных, но и вулканогенных отложений, формирующихся на
поверхности земли. Влияние внешней среды сказывается не только на строении и условиях залегания
отложений, но также и на формировании различных структурно-текстурных и петрографических
типов вулканогенных пород.
По способу извержения вулканогенные отложения разделяются на эффузивные и эксплозивные
образования. Однако смена эффузий эксплозиями и наоборот нередко оказывается связанной только с
изменением внешних условий извержения. Среди эффузивных и эксплозивных образований по
способу образования и накопления могут быть выделены две генетически резко различные группы
отложений, одна из которых формируются на суше, а другая  в воде.
Некоторые типы базальтовых вулканогенных отложений, образовавшихся в различных физикогеографических условиях, отличаются по ряду признаков, которые с успехом могут быть
использованы для восстановления основных черт палеогеографии древних вулканических районов
суши.
Наиболее отчетливо влияние внешней среды проявилось во время плейстоценовых оледенений,
когда большая часть Исландии была покрыта мощной толщей льда. Для этих интервалов характерно
образование таких толщ, состоящих из парагенетически связанных субаэральных и субаквальных лав,
отложений субаэральных и субаквальных лавовых фонтанов и гидроэксплозий, синхронных
извержениям склоновых, селевых и озерных образований. Среди лав, изливавшихся в долины рек и на
прибрежные морские равнины, широко развиты отложения фреатических эксплозий.
Лавовые потоки и покровы. Жидкие и подвижные базальтовые лавы от места извержения
растекались на огромные расстояния (более чем 130 км). В этом случае влияние типа извержения
(центральное или трещинное) и морфологии вулканической постройки на характер распространения,
особенностей текстур и мощности лавовых накоплений не сказывается. Форма лавовых покровов и
некоторые особенности их строения зависят главным образом от характера рельефа, наличия или
отсутствия на пути лавового потока рек, озер, ледниковых покровов, положения уровня грунтовых вод
в тех отложениях, на которые он ложится, и некоторых других факторов.
Характерной особенностью базальтов, излившихся в субаэральной обстановке, является
сочетание нескольких типов текстур в одном потоке. Помимо шлаковых зон в подошве и кровле,
380
большая нижняя часть потока обычно имеет крупнопризматическую отдельность, ориентированную
перпендикулярно к подошве. Вверх по четкой границе она сменяется мелкопризматической
столбчатостью, перпендикулярной к плоскости ограничения, наклонной или прихотливо изогнутой
(такой тип столбчатости в Исландии назван куббаберг) (рис. 1). Выше лава становится плотной или
пористой. Вверх мелкопризматическая отдельность сменяется плитчатой лавой, представляющей
собой пологоволнистую кровлю лавового потока типа пахоэхоэ.
Сочетание таких типов столбчатости возникает, видимо, в результате неравномерного по
вертикали остывания лавового потока. Одной из причин этого может быть перекрытие излившейся
лавы водными потоками. Ориентированная перпендикулярно к основанию столбчатость возникла в
уже неподвижном лавовом потоке, а наклонная или изогнутая мелкопризматическая столбчатость
указывает на небольшие подвижки в верхней части уже остановившегося, но еще не застывшего
лавового покрова.
Рис. 1. Куббаберг  крупнопризматическая отдельность в верхней части лавового потока
Мощные пачки монолитных лав, в которых отсутствуют потоки с разными типами столбчатости
по вертикали, могут свидетельствовать о большой скорости накопления, при которой последующие
порции излившейся лавы способствовали равномерному остыванию погребенных потоков.
Отложения лавовых фонтанов. По составу пород и условиям залегания отложения лавовых
фонтанов распадаются на два типа: субаэральных лавовых фонтанов и субаквальной лавовой
грануляции и пульверизации расплавленного материала.
Отложения субаэральных лавовых фонтанов генетически и пространственно связаны с
субаэральными лавовыми потоками и отложениями пеплопадов. Продукты лавового фонтанирования
обладают рядом характерных черт, позволяющих распознать их в ископаемом состоянии и отличить
от образований другого происхождения. Для отложений субаэральных лавовых фонтанов,
возникающих при извержении особенно жидких порций лавы, характерно наличие большого
количества шаровых бомб (рис. 2).
381
Рис. 2. Характерный тип бомб субаэральных лавовых фонтанов
Особенности состава и строения отложений подводной грануляции и пульверизации
расплава (подводного лавового фонтанирования) определяются главным образом большой скоростью
вспрыскивания магмы в воду. В результате подобной подводной вулканической деятельности
возникают мощные и протяженные толщи разнообразной гиалокластики генетически и
пространственно связанные с подушечными лавами. Пульверизационные гиалокластиты характерны
для участков бассейнов с относительно небольшой глубиной (не превышающей первые 100 м).
При субаэральном лавовом фонтанировании и подводной пульверизации расплава происходит
образование шаровых и неправильной формы тел, но по своему строению они четко отличаются друг
от друга. Субаквальные образования гранулированной лавы всегда окутаны сидеромелановой коркой
закала, которая отсутствует у субаэральных шаровых бомб (рис. 3). Субаквальные образования во
внутренних частях сложены плотной лавой, тогда как для субаэральных шарообразных бомб
характерна большая пористость центральных, а иногда и периферических частей. В подводной
обстановке шары образуются без участия ксенолитов, как это обычно имеет место при субаэральном
лавовом фонтанировании.
Рис. 3. Гиалокластиты подводной пульверизации расплава. Черная оторочка на крупном фрагменте и
мелкие черные обломки  сидеромелановое закалочное стекло
Гидроэксплозии и фреатические извержения на лавовом потоке. В составе
вулканокластического материала можно различать отложения гидроэксплозивных извержений,
происходивших в бассейне, и отложения вторичных эксплозий на лавовом потоке (фреатические
извержения на лавовом потоке). Гидроэксплозии характерны не только для морских (шельфовых), но
и для интрагляциальных извержений. Образующийся эксплозивный материал легко отличается от
тефры субаэральных извержений по составу, так как он состоит преимущественно из вспененного
сидеромеланового (закалочного) стекла. Нередко лавовые фонтаны и насыпные конусы возникают при
382
фреатических извержениях на лавовом потоке в результате интенсивного парообразования в
подстилающих его породах.
В отличие от наземного подводный базальтовый вулканизм при извержении на мелководье
является источником большого количества рыхлого стекловатого материала. Это  гидроэксплозивная
тефра и импульверизационные гиалокластиты. Главный фактор распространения базальтовой
гиалокластики на большое расстояние  это перенос ее водными течениями.
Пирокластические образования
андезитовых вулканов Камчатки
современных
извержений
О. А. Гирина
Институт
вулканологии
и
г. Петропавловск-Камчатский, girina@kscnet.ru
сейсмологии
ДВО
РАН,
Наиболее распространенным типом вулканической активности на нашей планете является
эксплозивная деятельность вулканов. "Эксплозия" – в узком смысле слова означает "внезапный, очень
непродолжительный сильный взрыв" [Влодавец, 1984; Макдональд, 1975]. Эксплозивная деятельность
разных вулканов может выражаться отдельными слабыми или сильными взрывами, а также
непрерывными сериями взрывов. Рыхлый обломочный материал, поступающий на поверхность земли
в результате эксплозивных извержений вулканов, носит название "пирокластика" [Влодавец, 1984].
Структурно-текстурные особенности пирокластических отложений определяются свойствами
исходной магмы, ее составом, газонасыщенностью, вязкостью и т.д., а также динамикой эксплозивной
активности вулкана.
Андезитовым вулканам уделяется особое внимание в связи с внезапностью и
катастрофическими масштабами их эксплозивных извержений, при которых в короткое время – в
течение нескольких дней, а иногда и часов – на поверхность земли поступают огромные массы
ювенильного и резургентного вулканогенного материала. Наиболее опасными являются извержения
вулканов, поставляющие на поверхность земли пирокластические продукты кислого и среднего
составов. Всем известны последствия извержений вулканов Мон-Пеле на о-ве Мартиника (1902 г.),
Безымянный на Камчатке (1956 г.), Сент-Хеленс в Каскадных горах (1980 г.), Ундзен на о-ве Кюсю
(1991 г.) и т.д.
Хотя андезитовых вулканов на планете меньше, чем базальтовых, в XX веке продуктивность
андезитового вулканизма в 3 раза превысила таковую базальтового. На Камчатке из 30 действующих
вулканов более 20 относятся к андезитовым. Хорошо известны мощные толщи пирокластических
отложений в районах Курильского озера, вулканов Шивелуч, Ксудач, Кизимен и др.
Наблюдать катастрофические эксплозивные извержения андезитовых вулканов вулканологам
удается чрезвычайно редко, если же это случается, то ученые получают достоверную информацию о
последовательности формирования пирокластических отложений вулканов. Чаще всего исследователи
имеют дело лишь с многометровыми толщами пирокластики, тем более когда изучаются голоценовые
или более древние образования. Сопоставление непосредственных наблюдений процесса извержения
вулкана и полевых исследований пирокластических отложений, сформированных в ходе этого
эруптивного события, помогает разобраться в толщах пирокластики, выделить в них различные типы,
соответствующие различным этапам развития извержения, восстановить механизм извержения.
Кроме катастрофических, происходят сильные эксплозивные извержения андезитовых и
андезито-дацитовых вулканов, связанные с ростом их лавовых куполов. Такие события, как правило,
кратковременны (продолжаются в течение нескольких часов или суток), происходят достаточно часто
(до нескольких раз в год), поставляя на поверхность земли относительно небольшие объемы
разнообразных пирокластических продуктов. Изучение таких извержений и их пирокластических
образований на вулканах Безымянный, Сент-Хеленс, Шивелуч, Мерапи, Суфриер Хилс и других
позволяет лучше понимать механизм извержений таких вулканов и прогнозировать их активность на
ближайшее будущее.
383
В конце XX века в результате многочисленных визуальных, теоретических и
экспериментальных работ появились генетические классификации пирокластических образований, в
которых все многообразие пирокластики среднего – кислого составов сводится, в целом, к следующим
главным типам отложений: 1 – пирокластических потоков (pyroclastic flows), 2 – пирокластических
волн (pyroclastic surges), 3 – направленных взрывов (directed blast), 4 – пепловых облаков
пирокластических потоков (ash cloud of pyroclastic flows) или коигнимбритовых облаков (co-ignimbrite
plumes), 5 – тефры или пирокластики, отложившейся из эруптивных облаков (pyroclastic fall) [Гирина,
1998, 2001].
На Камчатке в настоящее время в состоянии непрерывного извержения – роста лавовых куполов
– находятся два вулкана – Безымянный с 1955 г. и Шивелуч с 1980 г.
Вулкан Безымянный – уникальный объект Курило-Камчатской островодужной системы,
расположен в центральной части Ключевской группы вулканов. Многие ученые не считали вулкан
действующим, лишь Б.И. Пийп отметил, что по геологическим данным, Безымянный можно
рассматривать «как недавно потухший или, быть может, не совсем потухший вулкан» [Пийп Б., 1946].
После пробуждения вулкана 22 октября 1955 г. его активность продолжается до настоящего времени.
30 марта 1956 г. произошло знаменитое катастрофическое извержение Безымянного, в процессе
которого были сформированы все генетические типы пирокластических отложений. После этого
эруптивного события в науке появились термины «извержение направленного взрыва» и «извержение
типа Безымянный» [Горшков, 1962, 1963; Горшков, Богоявленская, 1965]. Сразу же после разрушения
стратовулкана в образовавшемся эксплозивном кратере начался рост лавового купола Новый.
Характер его деятельности, связанный с поступлением на поверхность земли претерпевающей
эволюцию магмы, изменялся. С 1977 г. для вулкана стали характерны почти ежегодные сильные
кратковременные эксплозивные извержения, продолжительностью от 30-40 минут до 48 часов, при
которых формировался такой же спектр генетических типов пирокластики, как и в 1956 г. С 1977 по
июнь
2006
г.
произошло
32
таких
события:
http://www.kscnet.ru/ivs/kvert/volcanoes/Bezymianny/index.html. Главными отличиями эксплозивных
извержений последнего 30-летия от катастрофы 1956 г. являются значительно меньшие масштабы
событий и объемы пирокластических продуктов. Например, если в 1956 г. объем ювенильной
пирокластики составлял 1.5 км3, то в 1985 г., при наиболее сильном извержении вулкана после
катастрофы, – 0.05 км3 [Богоявленская, Кирсанов, 1981; Алидибиров и др., 1988].
Шивелуч – самый северный действующий вулкан Камчатки. Современная постройка Молодого
Шивелуча сформировалась в голоцене. Извержения этого этапа представляли собой, с одной стороны,
катастрофические направленные взрывы с выбросом пирокластического материала объемом до 4-5
км3, с другой – рост экструзивных куполов в кратере вулкана. Наиболее древнее из точно датируемых
извержений вулкана имеет возраст 8700 лет тому назад (т.н.), молодое – 260 лет т.н. [Мелекесцев и др.,
1991]. В голоцене произошло не менее 60 крупных катастрофических извержений вулкана с
примерной периодичностью – одно в 100-300 лет. После катастрофического извержения в 1964 г.
новые лавовые куполы в эксплозивном кратере начали выжиматься лишь в 1980 г. – спустя 16 лет
после мощного эруптивного события. С 1980 по 2006 г. произошло 5 сильных эксплозивных
извержений
вулкана
–
в
1993,
2001,
2004
гг.
и
два
в
2005
г.:
http://www.kscnet.ru/ivs/kvert/volcanoes/Sheveluch/index.html , но весь спектр генетических типов
пирокластических отложений наблюдался только при трех последних эруптивных событиях.
Наибольший объем пирокластики был извержен в феврале 2005 г. – около 0.2 км3 [Нуждаев и др.,
2005].
В процессе комплексного изучения пирокластических отложений новейших извержений
вулканов Безымянный и Шивелуч были выявлены характерные особенности каждого из генетических
типов современной пирокластики.
Пирокластические потоки представляют собой смесь разноразмерного пирокластического
материала и газа, имеющую в основном ламинарное течение; причем количество обломков в смеси
значительно превышает газовую составляющую [Богоявленская, Брайцева, 1988; Sigurdsson H. еt al.,
2000]. Главными механизмами образования пирокластических потоков считаются: а) коллапс
эруптивной колонны – тип «суфриер»; б) коллапс экструзивного купола или фронта лавового потока
384
на его склоне – тип «мерапи» [Макдональд, 1975]. Различают два основных типа пирокластических
потоков, наблюдающихся на вулканах Безымянный и Шивелуч. Отложения пирокластических
потоков пористых андезитов несортированы, содержание обломков (частиц размером более 2 мм) в
них составляет не более 40-30 %, а заполнителя, соответственно – 60-70 %; глыбы достигают размера
1-1,5 м. Потоки залегают согласно рельефу; протяженность их, в зависимости от масштаба
извержения, может достигать 10-30 км от кратера, мощность – до 20-25 м. Содержание ювенильного
вещества в них бывает до 80 %. Поверхность отложений – ровная. Отложения пеплово-глыбовых
пирокластических потоков также несортированы, залегают согласуясь с рельефом, но количество
обломков в их составе повышено до 40-50 %, размер глыб может достигать 7-10 м. Длина потоков
небольшая – до 10 км, содержание собственно ювенильного вещества в них – до первых десятков
процентов. На поверхности потоков четко выражены бортовые и фронтальные валы высотой до 10-15
м [Гирина, 1998].
Пирокластические волны представляют собой высокогазонасыщенные турбулентные потоки с
низким содержанием обломочного материала [Sigurdsson H. еt al., 2000]. В настоящее время
выделяются две основные разновидности пирокластических волн: приземная волна (ground surge) и
волна пеплового облака (ash cloud surge). Отложения приземной волны представляют собой хорошо
отсортированные средне-крупнозернистые пески с небольшим количеством обломков размером от 2
до 20-30 мм. Мощность отложений при слабых извержениях вулканов может достигать 10 см; при
сильных, катастрофических – 2-3 м [Гирина, 1998]. Особенностью образований является то, что их
переход в отложения пирокластических потоков происходит постепенно, без резкой границы. Яркой
чертой заполнителей этих отложений является одномодальное распределение фракций – резкое
преобладание частиц диаметром 0,125 – 0,25 мм (например до 30-42 % на вулкане Безымянный) или
0,25 – 0,5 мм (например до 37-45 % на вулкане Шивелуч). Обломков крупнее 2 мм содержится в них
не более 10 %. Характерно, что преобладающие фракции заполнителей приземных волн и
пирокластических потоков одного извержения – одинаковы [Гирина, 1998]. Мощность отложений
волн пепловых облаков может достигать 1 – 2 м при слабых извержениях вулканов и 3 – 5 м при
сильных. Материал таких пирокластических волн агрегирован, в отличие от приземных волн, что
связано, вероятно, с различиями в механизме формирования их отложений [Гирина, 1998]. По
гранулометрическому составу заполнители отложений волн пепловых облаков имеют бимодальное
распределение фракций – преобладание частиц размером 0,125 – 0,5 мм и менее 0,056 мм. Содержание
обломков в них достигает 20 – 25 %. Преобладающая крупнозернистая фракция заполнителей
отложений совпадает с таковой пирокластических потоков [Гирина, 1998].
Особой разновидностью пирокластических волн являются отложения, формирование которых
происходит при извержениях вулканов типа направленных взрывов. Впервые отложения
направленного взрыва были детально описаны на вулкане Безымянный после катастрофического
извержения 30 марта 1956 г. [Горшков, 1962; Горшков, Богоявленская, 1965]. Отложения
направленного взрыва не согласуются с топографией подстилающего рельефа – их мощность (до 2 м у
кратера вулкана и до 1 – 2 см на расстоянии 30 км) примерно одинакова и в долинах, и на
водоразделах. Залегают они как на поверхности земли – на почвенно-пирокластическом чехле, так и в
разрезах – под отложениями агломерата направленного взрыва и пирокластического потока.
Отложения направленного взрыва, как и образования волн пепловых облаков, слоисты. По
гранулометрическому составу они представляют собой вулканический песок с примесью обломков
пород до 10 – 20 %. Преобладают обломки диаметром 1 – 2 см, но встречаются и размером до 10 – 20
см.
Отложения пепловых облаков пирокластических потоков образуются в процессе движения
пирокластического потока по склону вулкана и представляют собой пеплы, отделившиеся от
заполнителя потока в результате конвективной гравитационной дифференциации пирокластической
массы [Гирина, 1997, 1998]. Отложения не слоисты, в основном состоят из тонкого вулканического
стекла с небольшой примесью обломков породообразующих минералов и пород.
Тефра (pyroclastic fall) представляет собой стратифицированные образования, формирование
которых происходит под действием гравитации из нижних частей поднимающейся над кратером
385
вулкана вертикальной эруптивной колонны и из пепловой тучи, трансформированной из этой колонны
[Гирина, 2001].
Всесторонний анализ особенностей пирокластических образований позволил автору найти те их
характеристики, с помощью которых диагностика генетических типов пирокластических отложений
облегчается и становится более достоверной. Основными критериями определения генетических
типов пирокластики являются: стратиграфический (залегание, протяженность, мощность отложений,
границы с ниже- и вышележащими), структурно-текстурный (слоистость, количество и
распределение обломков в заполнителе отложений). Подтвердить и уточнить диагностику
генетических типов пирокластики помогут критерии: гранулометрический состав заполнителей
отложений (распределение фракций, наклон и местоположение кумулятивных кривых состава на
графике, численные значения гранулометрических статистических коэффициентов), химический и
минеральный составы пород (содержание кремнезема и других элементов, ювенильного вещества),
физические свойства отложений (плотность твердой фазы, плотность естественного сложения,
пористость) [Гирина, 1997, 1998, 2001].
Список литературы
Алидибиров М. А., Богоявленская Г. Е., Кирсанов И. Т. и др. Извержение вулкана Безымянный в
1985 г. // Вулканология и сейсмология, 1988, № 6. C. 3-17.
Богоявленская Г. Е., Брайцева О. А. О генетической классификации пирокластических отложений и
типах отложений извержения вулкана Безымянный 1955-1956 гг. // Вулканология и сейсмология. 1988. № 3. С.
39-55.
Богоявленская Г. Е., Кирсанов И. Т. Двадцать пять лет вулканической активности вулкана Безымянного
// Вулканология и сейсмология, 1981, № 2. С. 3-13.
Влодавец В. И. Справочник по вулканологии. М.: Наука, 1984, 340 с.
Гирина О. А. Конвективная дифференциация пирокластики андезитовых вулканов // Вестник МГУ. Серия
4. Геология, 1997, № 1. C. 27-32.
Гирина О. А. Пирокластические отложения андезитовых вулканов и диагностика их генетических типов //
Геодинамика и вулканизм Курило-Камчатской островодужной системы. Петропавловск-Камчатский, 2001.
C. 253-266.
Гирина О. А. Пирокластические отложения современных извержений андезитовых вулканов Камчатки и
их инженерно-геологические особенности / Отв. ред. И.В. Мелекесцев; ИВГиГ ДВО РАН. Владивосток:
Дальнаука, 1998, 173 с.
Горшков Г. С. К вопросу о классификации некоторых типов взрывных извержений // Вопросы
вулканизма: Тр. 1-го Всесоюз. вулканол. совещ. 23 сентября-2 октября 1959 г. М.: АН СССР, 1962. C. 31-38.
Горшков Г. С. Направленные вулканические взрывы // Геология и геофизика, 1963, № 12. С. 140-143.
Горшков Г. С., Богоявленская Г. Е. Вулкан Безымянный и особенности его последнего извержения
1955-1963 гг. / Отв. ред. Б.И. Пийп. СО АН СССР, Институт вулканологии. М.: Наука, 1965. 171 с.
Макдональд Г. Вулканы. М.: Мир, 1975. 432 с.
Мелекесцев И. В., Волынец О. Н., Ермаков В. А. и др. Вулкан Шивелуч // Действующие вулканы
Камчатки, М.: Наука, 1991. Т. 1. С. 84-103.
Нуждаев А. А., Гирина О. А., Мельников Д. В. Некоторые результаты изучения пирокластических
отложений извержений 28 февраля и 22 сентября 2005 г. вулкана Молодой Шивелуч наземными и
дистанционными методами // Вестник КРАУНЦ. Серия Науки о Земле, 2005, № 2. Вып. 6. С. 62-66.
Пийп Б.И. Деятельность Камчатской вулканологической станции Академии наук СССР в 1944 г. // Бюл.
вулканол. ст., 1946, № 13. C. 6-9.
Sigurdsson H., Houghton B.F., McNutt S.R., Rymer H. and Stix J. Encyclopedia of Volcanoes // Academic
press. San Diego, San Francisco, New York, Boston, London, Sydney, Toronto, 2000, 1417 p.
386
ПЕРВЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ И ПЕТРОЛОГИИ ВУЛКАНИТОВ,
«ПОДСТИЛАЮЩИХ»
ОСНОВАНИЕ
БАЙКАЛЬСКОЙ
СЕРИИ
ПОЗДНЕГО РИФЕЯ (ЮГ СИБИРСКОГО КРАТОНА)
1
Д.
П.
Гладкочуб,
2
М. Станевич, С. А. Писаревский
1
1 А.
Т.
В.
Донская,
1
А.
М.
Мазукабзов,
1 Институт
2
земной коры СО РАН, Иркутск, dima@crust.irk.ru
Университет Западной Австралии, Перт, Австралия, spisarevsky@tsrc.uwa.edu.au
Важными индикаторами стадии деструкции суперконтинентов и раскрытия новых океанических
бассейнов являются вулканогенные и осадочные комплексы пассивных континентальных окраин. В
пределах южной части Сибирского кратона в качестве образований неопротерозойской пассивной
окраины кратона, заложение которой было связано с раскрытием Палеоазиатского океана,
рассматриваются нижние горизонты байкальской серии. На ряде участков их распространения
(голоустенская свита) присутствуют фрагменты вулканических и вулканогенно-осадочных пород,
относимых к хотской (или нуганской) свите [Геологическая карта…, 1964; Маслов, 1983 и др.].
Существует несколько вариантов трактовки контакта вулканитов хотской (нуганской) свиты с
отложениями основания байкальской серии. Так, согласно региональной стратиграфической схеме
[Решения…, 1978], закреплено несогласное налегание нижней подсвиты голоустенской свиты на
науганскую (хотскую) свиту. Однако, в ряде случаев (бассейны рек Малая и Правая Иликта, Малая
Лена) описано согласное налегание доломитов нижней подсвиты голоустенской свиты на осадочные
отложения, относимые к нуганской (хотской) свите (описание контакта см. [Маслов, 1983]).
Сближенное и даже частичное совмещение во времени проявления «хотского» вулканизма и
осадконакопления байкальского времени допускается также для Северного Прибайкалья (верховья рек
Ондоко, Олокит, Чая) [Маслов, 1983]. Стоит заметить, что во всех существующих в настоящее время
стратиграфических схемах [Решения…, 1973; Маслов, 1983; Маслов, Кичко, 1985 и др.] возраст
вулканогенных и вулканогенно-осадочных отложений хотской (нуганской) свиты рассматривался как
среднерифейский или позднепротерозойский [Рябых, Рябых, 1979; Постников, 2001 и др.].
Непосредственно выше этого «хотского» уровня традиционно помещались отложения байкальской
серии.
С целью изучения и изотопного датирования вулканитов хотской свиты как стартовой точки для
отсчета начала эволюции рифейской пассивной окраины Сибирского кратона были проведены
исследования в бассейне р. Барлог (правый приток р. Бугульдейка). На рассматриваемой территории
отложения хотской свиты залегают на гранитах приморского комплекса. Контакты с породами
голоустенской и улунтуйской свит байкальской серии в обнажениях не вскрыты и, согласно
Геологической карты масштаба 1:50000, имеют тектонический характер. В разрезе хотской свиты
присутствуют темно-зеленые и зеленовато-серые эффузивы, гравелиты, а также маломощные прослои
конгломератов. Степень метаморфического преобразования пород не превышает условий
зеленосланцевой и нижних степеней эпидот-амфиболитовой фации. Конгломераты представлены
редкогалечными разностями, которые вверх по разрезу переходят в гравелиты и песчанистые сланцы.
В гальках присутствуют, главным образом, различные по зернистости гранитоиды. Гравелиты
сложены кварцем, измененным плагиоклазом и обломками эффузивов. Особенности разреза
осадочной пачки хотской свиты свидетельствуют о хаотической природе ее накопления в условиях
неспокойного тектонического развития.
Для петролого-геохимического изучения было отобрано более 30 проб вулканитов, относимых к
хотской свите. Среди исследованных вулканитов присутствуют измененные порфириты базальтового
и андезитобазальтового состава. Главными минералами рассматриваемых пород являются плагиоклаз,
эпидот и актинолит, иногда хлорит, в варьирующих пропорциях. Из реликтовых минералов
относительной сохранностью обладает лишь плагиоклаз, который в своей основной массе раскислен и
перекристаллизован в мелкозернистый соссюритизированный агрегат. Реликты плагиоклаза
соответствуют андезину (№№ 32-34). В отдельных образцах угадываются реликты порфировых
387
выделений плагиоклаза. Первичный пироксен в вулканитах не сохранился. Скелетные формы этого
минерала выполнены актинолитом, хлоритом и эпидотом. Вулканическое стекло основной массы
раскристаллизовано и замещено тонкими игольчатыми выделениями актинолита, землистым
агрегатом эпидота, чешуйчатыми образованиями зеленоватого хлорита.
Все проанализированные эффузивы могут быть отнесены к единой базальт-андезитобазальтовой
серии. Для пород характерна умеренная глиноземистость, низкие содержания TiО2 (0,56-0,82%) и K2O
(0,09-0,81%). По петрохимическим характеристикам породы отвечают составам известково-щелочной
серии. Согласно классификациям [Meschede, 1986; Pearce, Norry, 1979], вулканиты близки к
базальтоидам внутриплитных обстановок растяжения. Индекс дифференцированности вулканитов
(Mg#) варьирует от 69 в базальтах до 44 анзезитобазальтах. В породах отмечается отчетливая
корреляция концентраций Cr, Ni, Co с величиной Mg#. Однако содержания высокозарядных (Y, Zr,
Nb, Ti) и крупноионных литофильных (Rb, Sr, Ba) элементов не демонстрируют четко выраженной
корреляции с индексом дифференцированности, свидетельствуя о том, что многообразие химических
составов вулканитов, вероятно, не может быть объяснено простой моделью фракционной
кристаллизации. Изученные породы имеют высокие значения отношений Th/Ce (0.07 – 0.13), Th/Ta
(2.7 – 16.4), умеренные значения Nb/U (< 22) и Ce/P (<10), высокие содержания Th (до 5,4 г/т) и
отрицательные аномалии по Nb-Ta, P и Ti, отчетливо выраженные на мультиэлементных спектрах. Все
эти особенности в большей степени типичны для пород континентальной коры [Taylor, McLennan,
1985; Rudnick, Fountain, 1995], нежели для базальтов типа MORB и OIB [Sun, McDonough, 1989]. В
пользу комбинации процессов фракционной кристаллизации и коровой контаминации (AFC) как
механизма, ответственного за формирование геохимических характеристик расплавов,
свидетельствует отрицательный наклон тренда на диаграмме в координатах SiO2 – (143Nd/144Nd). О
возможной литосферной природе магматического очага (литосферная мантия) свидетельствуют
высокие значения La/Nb (2,1-4,7) и La/Ta (до 75,41) модулей, рассчитанные для хотских вулканитов
[Thompson, Morrison, 1988].
Авторами работы были проведены геохронологические исследования вулканитов хотской
свиты. Работы выполнялись на масс-спектрометре SHRIMP-II в Центре масс-спектрометрии при
Университете Кетина (г. Перт, Западная Австралия). В результате исследований было установлено,
что возраст пород составляет 273 млн. лет (конкордантное значение по 11 зернам циркона). При этом
из 16 проанализированных зерен не было встречено ни одного захваченного циркона с возрастом,
типичным для пород фундамента Сибирского кратона (2,5 или 2,0 – 1,85 млрд. лет). Последнее
наблюдение особенно интересно в связи с тем, что захваченные цирконы с подобными «сибирскими»
возрастами присутствуют практически повсеместно в базитах, сформировавшихся в пределах
Сибирского кратона (личные наблюдения авторов по результатам датирования на SHRIMP-II
различных по возрасту комплексов, интрудирующих Сибирский кратон).
Полученное значение возраста вулканитов позволяет изъять хотскую свиту из разреза мезонеопротерозоя, а также переосмыслить тектоническую эволюцию южной части Сибирского кратона в
позднем палеозое. В решении вопроса об условиях образования вулканитов и объяснении их
положения в пределах краевой части кратона просматривается два основных варианта: 1) вулканиты
образовались в пределах кратона (практически in situ); 2) вулканиты были образованы в пределах
прилегающей складчатой области и в последующем надвинуты на окраину кратона.
В качестве аргументов, противоречащих первой модели, может выступать отсутствие среди
проанализированных цирконов захваченных зерен с типичными «сибирскими» возрастами, а также
отсутствие в регионе подводящих каналов, вулканических построек и(или) каких-либо областей
растяжения (мощный разлом, рифт, грабен), с наличием которых можно было бы связать
формирование изученных вулканитов. В то же время оба этих аргумента могут быть использованы для
подкрепления гипотезы об образовании вулканитов в пределах складчатого пояса, располагающегося
в настоящее время на расстоянии менее 30 км от места распространения вулканитов. Интересно, что
тектонические пакеты, содержащие в своем составе базальты и андезитобазальты близкого к хотским
вулканитам химического состава, присутствуют поблизости в районе бухты Цаган-Заба [Рябых,
Рябых, 1979]. В этом районе вулканиты и ассоциирующие осадочные толщи (цаган-забинская серия
неопределенного возраста) тектонически залегают на раннепалеозойских интрузивных и
388
метаморфических породах Ольхонской коллизионной системы Центрально-Азиатского складчатого
пояса. Вероятно, изученные вулканиты хотской свиты и близкие к ним по составу и структурному
положению (тектонические пакеты) вулканогенные образования цаган-забинской свиты
предварительно могут рассматриваться как своего рода аналоги. Однако для более надежного
обоснования этого предположения требуется проведение дальнейших исследований.
Имеющиеся данные позволяют предположить, что вулканические и ассоциирующие с ними
вулканогенно-осадочные породы хотской свиты были сформированы 273 млн. лет назад в пределах
кратонизировавшегося в раннем палеозое (500–470 млн. лет) [Донская и др., 2001] участка складчатой
области, прилегающей к кратону. Обстановка растяжения, ответственная за формирование
вулканитов, вероятно, была обусловлена рифтогенными процессами, протекавшими в тылу
позднепалеозойской активной континентальной окраины [Zorin, 1999]. Надвигание фрагментов
хотской свиты на краевые части кратона могло иметь место в поздней юре, одновременно с
формированием мощных позднеюрских надвигов, широко представленных в пределах южной части
Сибирского кратона.
Исследования выполнены при поддержке РФФИ (грант № 04-05-64412), грантов Президента РФ
МД-1720.2005.5 и НШ 7417.2006.5, Фонда содействия отечественной науке, Интеграционных
программ СО РАН ОНЗ-10.1 и ОНЗ 6.5, а также ведомственной целевой программы «Развитие
научного потенциала высшей школы (2006-2008 годы)» № РНП.2.2.1.1.7334.
Список литературы
Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Прибайкальская. Лист №-48-XXXV. М.: Недра,
1964, 95 с.
Донская Т. В., Скляров Е. В., Гладкочуб Д. П. и др. Прибайкальский коллизионный метаморфический
пояс // Докл. РАН, 2000. Т. 374, № 1. С. 79-83.
Маслов В. К. О перерывах в осадконакоплении и корреляции разрезов среднего-верхнего рифея в
Западном Прибайкалье // Геология и геофизика, 1983, № 7. С. 30-41.
Маслов В. К., Кичко А. И. Рудная зональность в отложениях среднего- верхнего рифея Западного и
Северо-Западного Прибайкалья // Литология и полезные ископаемые, 1985, № 6. С. 83-96.
Постников А. А. История развития Байкало-Вилюйского бассейна в позднем докембрии //
Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия: Мат. совещ. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2001. С. 208-212.
Решения Всесоюзного стратиграфического совещания по докембрию, палеозою и четвертичной системе
Средней Сибири. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1983, 215 с.
Рябых А. М., Рябых Э. М. Докембрийские субвулканические структуры в центральной части Западного
Прибайкалья // Докембрийские субвулканические структуры Прибайкалья. Н.: Наука, 1979. С. 56-59.
Meschede M. A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental
tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram // Chemical Geology; 1986, 56. Р. 207-218.
Pearce J. A., Norry M. J. Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks // Contrib.
Mineral. Petrol., 1979, 69. Р. 33-47.
Rudnick R. L., Fountain D. M. Nature and composition of the continental crust: a lower crustal perspective //
Reviews of Geophysics, 1995, 33. Р. 267-309.
Sun S., McDonough W. F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle
composition and processes // In: Saunders A.D., Norry M.J. (Eds.) Magmatism in the Oceanic Basins. Geol. Soc. London.
Spec. Pub., 1989, V. 42. P. 313-345.
Taylor S. R., McLennan S. M. The continental crust: its composition and evolution. Blackwell, Oxford Press.
1985, 312 p.
Thompson R. N., Morrison M. A. Asthenospheric and lower-lithospheric mantle contributions to continental
extension magmatism: an example from the British Tertiary Province // Chem. Geol., 1988, 68. P. 1-15.
Zorin, Yu. A. Geodynamics of the western part of the Mongolia-Okhotsk collisional belt, Trans-Baikal region
(Russia) and Mongolia // Tectonophysics, 1999, 36. P. 33-56.
389
ГЕНЕЗИС
АНАЛЬЦИМ-ХЛОРОФЕИТОВЫХ
ВЕНДСКОЙ ТРАППОВОЙ ФОРМАЦИИ БЕЛАРУСИ
БАЗАЛЬТОВ
О. Ф. Кузьменкова, Н. В. Веретенников, В. П. Самодуров
Институт геохимии и геофизики НАН Беларуси, Минск, lapts@igs.ac.by
Вулканомагматические образования позднего протерозоя (волынская серия венда)
распространены на юго-западной окраине Восточно-Европейской платформы в виде
субмеридиональной полосы шириной от нескольких десятков до 250 км, протяженностью около 700
км, которая охватывает юго-западную часть Беларуси, северо-запад Украины, восток Польши
[Ушакова,1962; Махнач, Веретенников, 1970; Skaly platformy prekambryjskiej w Polsce, 1974]. Ее
образование связывают с поздним этапом распада суперконтинента Родинии 600 – 550 млн. лет назад
и раскрытием океана Япетус между Лаврентией и Балтикой и его ответвления – моря Торнквиста
[Хаин, 2004; Носова и др., 2005].
Трапповая формация представлена преимущественно эффузивной и пирокластической фациями,
в меньшей степени – гипабиссально-интрузивной. На территории Волыни [Знаменская и др., 1990] и
Польши [Skaly platformy prekambryjskiej w Polsce, 1974] она сложена основными вулканитами и имеет
двухчленное строение. На территории Беларуси кроме нижней и верхней базальтовых толщ локально
распространена средняя толща средне-кислых эффузивов и их туфов (Брестская впадина) [Махнач,
Веретенников, 1970]. Глубина залегания вулканитов формации на территории Беларуси – 120 – 1300
м. Их петрографическое и петрохимическое изучение позволило установить, что эффузивные породы
нижней толщи представлены субщелочными низко- и умереннотитанистыми оливин-, реже нефелиннормативными оливиновыми базальтами и долеритами, локально в подошве толщи – их железистыми
разностями (Брестская впадина) и высококалиевыми трахибазальтами (волынитами) (ЛуковскоРатновский горст). Верхняя толща, имеющая в Беларуси большее площадное распространение,
сложена петрографически выдержанными средне- и высокототанистыми кварц-нормативными
толеитовыми базальтами нормального ряда, по [Магматические, 1983], соответствующими
палагонитовым базальтам [Кузьменкова, 2005; Носова и др., 2005] (табл. 1). Базиты являются
гиперстен-нормативными, для них характерно высокое содержание железа (на уровне MORB) и
низкое – Al2O3 и CaO (табл. 1). Отмечена тенденция увеличения содержания как железа, так и
кремнезема от ранних дифференциатов базальтовой магмы к поздним. В базальтах много “палагонитхлорофеит-хлоритовых обособлений” [Магматические.., 1983], распределенных крайне неравномерно:
содержание их в отдельных участках варьирует от первых процентов до 15 – 20%.
Таблица 1
Средний состав основных магматических пород вендской трапповой формации Беларуси
Окислы,
вес%
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3общ.
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
Q
Or
Ab
Нижняя толща
1 (n=5)
48,24
1,84
13,43
14,67
0,19
7,58
6,4
3,3
0,89
0,3
0
6,46
24,21
2 (n=11)
48,55
1,72
14,12
13,66
0,25
6,89
8,03
3,37
0,91
0,24
0
5,55
29,25
Верхняя толща
3 (n=9)
48,03
1,92
12,96
15,34
0,15
8,03
5,32
3,24
0,88
0,36
0
5,45
29,03
390
4 (n=2)
50,49
1,67
17,26
11,97
0,28
5,14
2,75
3,31
2,89
0,38
0
6,61
25,51
5 (n=14)
50,12
1,82
13,81
15,62
0,11
6,04
8,79
1,47
0,51
0,23
5,41
3,1
12,78
An
Ne
Di
Hy
Ol
Mt
Ilm
Ap
27,37
0,72
8,88
5,21
23,32
0,54
2,63
0,67
21,48
0,19
15,11
5,83
18,04
0,61
3,38
0,58
16,3
0
8,24
21,15
13,68
0,62
3,84
0,59
27,38
0
8,89
2,98
24,98
0,54
2,63
0,68
29,82
0
11,37
32,58
0
0,6
3,57
0,55
Примечание. Анализы выполнены методом РФА (ИГЕМ РАН) и силикатного анализа (ОИГГ СО РАН,
г. Новосибирск). 1 – 4 породы субщелочного ряда: 1 – гипабиссальные оливиновые долериты, 2 – оливиновые
базальты, 3 – железистые оливиновые базальты, 4 – высококалиевые трахибазальты; 5 – толеитовые базальты
нормального ряда. Нормативные минералы расcчитаны по методу CIPW.
Долгое время в геологической литературе существовала путаница в понимании терминов
“хлорофеит”, “палагонит”, “гуллит”, “гизингерит” и др., которыми обозначали встречающиеся в
породах базальтового состава аморфные водосодержащие минералы и продукты их
раскристаллизации, по составу близкие к смектитам. В настоящее время палагонитом считают продукт
гидратации сидеромеланового стекла, хлорофеитом – литификации насыщенного водой остаточного
расплава, обособляющегося до полного застывания вулканического стекла. Для частично
раскристаллизованного хлорофеита предложено название “фиброхлорофеит”, для пористого
хлорофеита с низким показателем преломления – “гель-хлорофеит” [Минералы.., 1992].
Неокристализованный изотропный хлорофеит в базальтах и долеритах Беларуси встречается в
их свежих разностях центральных частей потоков в виде шаровидных, линзовидных и амебовидных
обособлений (дегазационных везикулах) размером до первых сантиметров, без заметных подводящих
каналов. Он также наполняет интерстиционные промежутки с причудливыми контурами,
подчиненными очертаниям породообразующих минералов базальтов (ложные миндалины), которые
мельче везикул или соизмеримы с ними. При совместном нахождении в интерстициях стекла и
хлорофеита последний всегда обособляется внутри стекла. Существующие некоторые
пространственные взаимосвязи везикул и ложных миндалин свидетельствуют об их генетическом
родстве. Они образуют в породе сложные цепочки, петли или ячейки, разобщенные участками, в
которых хлорофеит отсутствует (рис. в.). В отдельных базальтовых потоках содержатся
разноориентированные мономинеральные прожилки хлорофеита толщиной до 5 – 6 мм, образованные,
вероятно, по трещинам скола в не до конца застывших базальтах фронтальных частей потоков в
процессе их течения. Какие-либо контактовые изменения во вмещающих выделения хлорофеита
породах не наблюдаются, что указывает на отсутствие градиента температур при их формировании.
Макроскопически хлорофеит черный, в тонких краях просвечивает коричневым или зеленокоричневым цветом, стекловатый, с матовым блеском и раковистым изломом. В сферических
выделениях обычны концентрические и радиальные трещины “усыхания” (рис. в., г.). Интенсивность
и оттенки его цвета варьируют как от образца к образцу, так и от центра к периферии миндалин и
везикул, подчеркивая ритмичную зональность в их строении. В толеитовых базальтах окраска
хлорофеита в шлифах изменяется от зеленовато-коричневой до оранжево-бурой, а в оливиновых
базальтах – от желтовато-коричневой (горчичной) до зеленовато-бурой (табл. 2). Часто наблюдаются
постепенные переходы от изотропных литогелей центральных участков везикул и ложных миндалин к
фиброхлорофеиту периферийных участков и к смектитам, формирующим причудливые оторочки,
“короны” радиально-лучистого, концентрически-зонального строения (рис. а, г.). Степень
окристаллизации хлорофеита возрастает с интенсивностью изменений пород, до полного замещения
его вторичными минералами (хлорит, монтмориллонит и др.).
Таблица 2
Состав и свойства неокристализованного хлорофеита базальтов трапповой формации Беларуси
Порода
Оливинов
Железистые оливиновые
базальты
391
Толеитовые базальты
№обр.,
глубина
Форма
выделения
Цвет в шлифе
оптические
свойства
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3общ.
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Сумма
ые
базальты
в8-25,
425м*
1c-101,
1266 м*
1c-102,
1270м*
1c-103,
1278 м*
27к-44-6,
1023м**
прожилок
везикула
везикула
везикула
ложная
миндалина
желтобутылоч
бурый
бутылочн бутылочн
но(горчичны о-зеленый о-зеленый
зеленый
й)
No=
No=
1,6531,4956
1,656
59,38
49,04
51,12
51,14
0,29
0,09
0,11
0,06
4,47
4,14
0,68
0,41
27,5
39,92
41,73
42,76
0
0,13
0,3
0,23
4,97
3,9
4,3
4,2
1,51
0,55
0,32
0,24
1,7
2,19
1,36
0,89
0,18
0,04
0,08
0,07
100,00
100,00
100,00
100,00
оранжевобурый
шагрень
59,17
0,37
8,71
23,25
0,00
4,55
3,11
0,54
0,30
100,00
27к-44-15,
1023 м**
ложная
миндалин
а
в27-18,
372,5 м*
в27-19,
376м*
везикула
везикула
зеленоват
зеленоватооранжевоокоричневы
бурый
коричнев
й
ый
шагрень,
шагрень
шагрень No=1,46141,4624
57,63
60,75
59,37
0,28
0,24
0
10,74
4,37
5,69
22,64
20,14
23,79
0,25
0,14
0,17
4,77
8,66
7,02
3,07
3,56
2,54
0,33
1,86
1,3
0,29
0,28
0,12
100,00
100,00
100,00
Примечание. Анализы выполнены методом микрозондового анализа на анализаторе: * РЭМ – 100У, 25kV,
50mA (ИГиГ НАН Беларуси); ** Link ISIS, 15kV, 1 – 3 nA (ИГЕМ РАН). Пересчитано на сухой остаток.
Аморфность исследованных минералов подтверждена дифрактограммами (дифрактометр ДРОН 3, Cu –
излучение, графитовый монохроматор, ИГиГ НАН Беларуси).
Хлорофеит толеитовых базальтов при высокой шагрени имеет пористое строение и относится к
гель-хлорофеиту (рис. б, д.). В целом хлорофеиты вендских базальтов Беларуси обладают изменчивым
химическим составом, что характерно для этого минерала, поскольку его химизм определяется
составом остаточного базальтового расплава (и флюидной фазы в случае участия в процессе
метеорных вод) при постоянно высоком (56,36 – 60,75%) содержании кремнезема (табл. 2).
В железистых оливиновых базальтах изотропный хлорофеит имеет бутылочно-зеленый цвет и
высокий показатель преломления, что обусловлено значительным содержанием железа в минерале
(Fe2O3общ. 39,92 – 42,76%) (табл. 2). Такую разновидность хлорофеита авторы предлагают называть
феррохлорофеитом (рис. в, г.). Столь высокого содержания железа в хлорофеитах других провинций,
судя по имеющимся опубликованных данным об этом минерале, не отмечено [Сазонова, 1938;
Гоньшакова, 1956; Шашкина, 1956; Ушакова,1962; Симанович и др., 1986 и др.]. Наиболее близкими
по составу являются оранжево-коричневый хлорофеит из трахидолеритовой дайки плато р. Колумбия
(США) и черный, на сколе оранжевый хлорофеит из Деканских траппов (Fe2O3общ. 37% и 33,74%
соответственно, пересчитано на сухой остаток) [Минералы.., 1992].
В базальтах как верхней, так и нижней толщ существует устойчивая минеральная ассоциация
анальцим-хлорофеит в соотношении соответственно примерно 1:15 и 1:10. Анальцим образует
шарообразные обособления не более 0,4 мм в диаметре в везикулах и ложных миндалинах
хлорофеита, преимущественно в их периферийных участках. Формы его выделений варьируют от
сферолитов до скаленоэдров. Анальцим имеет радиально-лучистое строение, заметно двупреломляет и
разбит многочисленными микротрещинами вследствие дегидратации. Нередко наблюдаются
скелетные кристаллы анальцима с различной степенью “загрязнения” хлорофеитом, преимущественно
от центра кристаллизации анальцима (рис. а, б, в). Подобные взаимоотношения этих минералов были
отмечены в вендских базальтах Волыни З.Г. Ушаковой, которые она объясняла развитием
“палагонита” по анальциму, считая последний первичномагматическим минералом [Ушакова, 1962]. В
базальтах Чешской губы З.А. Сазоновой [1938] описан “анальцим в зеленом палагоните в виде
392
шариков или многогранников”. Она указывает на магматическое происхождение анальцима и вслед за
ранними исследователями этих пород О.О. Баклундом, Д.С. Белянкиным, В.И. Влодавцом
высказывает предположение о ликвационном механизме обособления хлорофеитовых капель в
жидком стекле.
Рис. Хлорофеитовые и анальцим-хлорофеитовые выделения в базальтах трапповой формации Беларуси
В проходящем свете: а. ложная миндалина фиброхлорофеита в оливиновом базальте, центр
кристаллизации анальцима – зерно плагиоклаза (обр. 8в-24, 410,5 м); б. скелетный кристалл анальцима с каймой
вторичного альбита и пористый гель-хлорофеит в ложной миндалине толеитового базальта (обр.27в-18, 372,5 м);
в. расположение дегазационной везикулы и ложных миндалин феррохлорофеита в железистом оливиновом
базальте (затушевано темным), сферолиты анальцима частично загрязненны хлорофеитом (обр.1с-101, 1266 м).
Снимки под сканирующим электронным микроскопом JSM – 35C; г. везикула феррохлорофеита, частично
раскристаллизованного в фиброхлорофеит, видны трещины усыхания, увеличение 200 (обр. 1с-100б, 1259 м); д.
гель-хлорофеит, увеличение 2000 (обр. 27в-19,376 м)
Наблюдаемые взаимоотношения хлорофеита и анальцима в вендских базальтах Беларуси, на
взгляд авторов, свидетельствуют об одновременном образовании этих минералов до застывания
вулканического стекла из двух несмешивающихся компонентов водонасыщенного остаточного
расплава фемического (железо-силикатного) и сиалического (натриево-силикатного) составов при
существенном преобладании первого. Наличие таких “глобул”, наподобие эмульсии в жидкостях, по
мнению Боуэна [1928], является текстурным признаком ликвации расплава. Несмесимость расплавов
экспериментально установлена в широком интервале составов пород и может рассматриваться как
типичная особенность многих систем, в частности KAlSi3O8 – NaAlSi3O8 – FeO – Fe2O3 – SiO2
[Naslund, 1976]. Радиально-лучистое строение анальцимовых глобул, вероятно, является следствием
окристаллизации сиалических капель расплава, а часто наблюдаемые скелетные формы кристаллов
анальцима возникали в результате его быстрого охлаждения.
Излияния вендских базальтов в пределах территории Беларуси происходили в наземных
условиях, обычно на пласты и пачки предшествующих им туфов, реже – непосредственно на породы
кристаллического фундамента, а на востоке области активного вулканизма – на терригенные породы
рифея. Значительное участие метеорных вод в процессе формирования хлорофеита не предполагается.
Таким образом, обилие анальцим-хлорофеитовых обособлений как в эффузивных, так и в
гипабиссальных дифференциатах базальтовой магмы вендской трапповой формации Беларуси
является следствием ее первичной водонасыщенности.
Работа выполнена при поддержке гранта БРФФИ Х06Р – 136.
Список литературы
Гоньшакова В.И. Некоторые термические и рентгеноструктурные данные о палагоните и палагонитовых
миндалекаменных диабазах западной части Вилюйской впадины // Известия Академии наук СССР. Серия
геологическая, 1956, № 4. С. 109-116.
Знаменская Т.А., Коренчук Л.В., Приходько В.Л. Палеотектонические условия формирования
волынской серии Волыно-Подолии // Геол. журнал, 1990, № 3. С. 133-141.
393
Кузьменкова О.Ф. Вендская вулканогенная формация Беларуси (особенности минерального и
химического состава пород) // Металлогения древних и современных океанов-2005. Формирование
месторождений на разновозрастных океанических окраинах. Т. ІІ. Миасс, 2005. С. 113-117.
Магматические горные породы. Т. 1. Ч. 1. М., 1983, 366 с.
Махнач А.С., Веретенников Н.В. Вулканогенная формация верхнего протерозоя (венда) Белоруссии. Мн.,
1970, 234 с.
Минералы. Справочник. Т IV, вып. 2. М., 1992. С. 102-111.
Носова А. А., Веретенников Н.В., Кузьменкова О.Ф. Вендские траппы запада Восточно-Европейского
кратона (Волынская провинция): геохимические, минералогические, изотопные (Sr, Nd) данные и вопросы
петрогенезиса // Происхождение магматических пород: Мат-лы Международного (Х Всероссийского)
петрографического совещания. Т. ΙΙ. Апатиты, 2005. С. 163-165.
Носова А.А., Веретенников Н.В., Левский Л.К. Природа мантийного источника и особенности коровой
контаминации неопротерозойских траппов волынской провинции (Nd- и Sr-изотопные и ISP-MS-геохимические
данные) // Доклады РАН, 2005. Т. 400, № 4. С. 1-5.
Сазонова З.А. Петрография базальтов Чешской Губы // Труды Петрографического института, 1938. Вып.
12. С. 107-152.
Симанович И.М., Дриц В.А., Дайняк Л.Г. Смектиты и изотропные фазы в базальтах Северного Тимана //
Литология и полезные ископаемые, 1986, № 1. С. 86-103.
Ушакова З.Г. Нижнепалеозойская трапповая формация западной части Русской платформы // Труды
ВСЕГЕИ. Т. 30. Л., 1962, 160 с.
Хаин В.Е. История геологического развития континентов // Планета Земля: Энциклопедический
справочник // Тектоника и геодинамика. Спб., 2004. С. 196-200.
Шашкина В.П. О хлорофеите из базальтов Волыни // Минералогический сборник Львовского
геологического общества, 1956, № 10. С. 346-352.
Bowen N.L. The evolution of the igneous rocks. Princeton Univ. Press, 1928. 333 p.
Naslund H.L. Liquid immiscibility in the system KAlSi3O8 – NaAlSi3O8 – FeO – Fe2O3 – SiO2 and its application
to natural magmas // Carnegie Institution of Washington Year Book 75, 1976. P 592-597.
Skaly platformy prekambryjskiej w Polsce. Czesc 2. Pokrywa osadowa, Warszawa, 1974, 260 p.
ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ
СЕРИИ
МАФИТ-УЛЬТРАМАФИТОВ,
ИЛИ
ЧЕМ
ОТЛИЧАЮТСЯ
КОМАТИИТОВЫЕ
БАЗАЛЬТЫ
ОТ БОНИНИТОВ И МАРИАНИТОВ
В. В. Куликова, В. С. Куликов
Институт геологии Карельского НЦ РАН, Петрозаводск, vkulikova@onego.ru
Эволюция геологических знаний периодически претерпевает кризис, который может иметь
разные причины. Авторы хотели бы остановиться на некоторых вопросах классификации
высокомагнезиальных пород (ВМВП): коматиитовых базальтов и бонинитов – марианитов, поскольку
они имеют принципиальное значение для исследований докембрийского основного – ультраосновного
магматизма. Ревизия имеющихся результатов по магматизму Ветреного Пояса (ЮВ Фенноскандия)
[Шарков и др., 2005] должна предполагать, в первую очередь, как получение новой альтернативной
информации, так и критический пересмотр имеющегося научного задела разных авторов. Поскольку
такого анализа не было выполнено, авторы возвращаются к своим предыдущим выводам по данной
проблеме.
Классификация и номенклатура ВМВП – бонинитов, марианитов, коматиитов, коматиитовых
базальтов, пикробазальтов, пикритов, меймечитов, кимберлитов, лампроитов неоднократно
обсуждались как на примере отдельных регионов и стран, так и на планетарном уровне, и
принимались соответствующие рекомендации [Классификация..., 1981; Петрографический кодекс,
1995; Arndt and Nisbet, 1982 и др.]. До настоящего времени в мировой практике не существует
однозначного определения ВМВП. По международной классификации [A classification..., 1989] для
коматиитовой и толеит-пикритовой серии ВМВП должны содержать MgО > 18%, а для бонинитовой –
> 8%. Анализ вещественного состава позволяет считать, что к ВМВП следует относить породу, в
394
которой содержание MgО (в пересчете на безводный остаток) составляет более 9%. При этом для
измененных разновидностей ВМВП принадлежность их к классу магматических (изверженных) пород
устанавливается по геологическим, петрографическим и минералогическим признакам с учетом
сохранившегося первичного минерального состава.
Для высокомагнезиальных вулканических пород характерны следующие особенности:
1) резкое преобладание темноцветных минералов;
2) наличие значительного количества стекловатой фазы;
3) содержание валового MgО более 9%;
4) редкая сохранность первичного минерального состава, особенно в докембрийских
вулканитах, доля которых среди всех ВМВП не менее 2/3, и невозможность использования
модального минерального состава в качестве главного параметра для классификации;
5) пассивная роль кремнезема (в отличие от MgО) в процессе дифференциации
высокомагнезиальных расплавов;
6) принадлежность ВМВП к различным петрогенетическим сериям, формирующимся из разных
мантийных субстратов, имеющим различные материнские расплавы, и, возможно, отражающим
различные геодинамические обстановки их формирования.
Единая классификация и номенклатура ВМВП с учетом указанной выше специфики ВМВП
базируется на следующих принципах:
1) классификация осуществляется на основе химического состава породы [Ле-Ба, Штрекайзен,
1991]: «если реальный (модальный) минеральный состав магматической горной породы не может быть
установлен, химический состав выступает как следующий классификационный признак». К классу
ВМВП не могут быть отнесены породы, подвергшиеся интенсивным метасоматическим
преобразованиям с существенным привносом или выносом элементов;
2) в качестве главных параметров химической классификации ВМВП используются три
элемента Mg, Al и Ti, поскольку они имеют наиболее широкое распространение в земной коре,
устойчивы при метаморфизме и относятся к разным группам Периодической системы Д.И.
Менделеева (Mg - IIA, Al - IIIA, Ti - IVБ). Эти элементы принадлежат также к разным типам: Mg – s
(1s22s2p63s2), Al – p (3s23p1), Ti – d (3d2 4s2), характеризуются разной энергией орбиталей в
последовательности s<p<d. Mg и Al относятся к элементам-модификаторам, Ti – к
сеткообразователям. Mg – главный элемент, отражает генетическую природу (степень плавления
мантийного субстрата) и степень дифференциации магматического расплава в процессе петрогенеза.
Он составляет основу доминирующих минеральных фаз ВМВП (оливин, пироксены). Al и Ti –
геохимически труднорастворимые, резко амфотерные элементы, склонные к концентрации и
стабильные при метаморфизме. Их отношение Al2O3/TiО2 – (алюмотитановый модуль – АТМ) в
ВМВП, как правило, близок АТМ материнского магматического расплава [Петрохимические серии..,
2001];
3) предлагаемая классификация ВМВП требует коррективы для крайней левой части TASдиаграммы, которая рекомендована Подкомиссией по систематике МСГН для классификации всех
вулканических пород [Классификация.., 1997]: границу по SiO2 между ультраосновными и основными
породами предлагается считать “плавающей”. Это означает, например, что в коматиите как
ультраосновной породе содержание SiO2 может иногда превышать 45%, хотя оно принято для TASдиаграммы за верхний предел ультраосновной породы. Такая же “плавающая” (около М=90) граница
фактически существует в ВМВП между мафитовыми и ультрамафитовыми породами;
4) привлечение для базовой классификационной диаграммы других элементов, в частности РЗЭ
(все они относятся к f-типу орбиталей), в настоящее время не корректно. Это обусловлено тем, что
мала база данных и разные авторы по-разному интерпретируют значения РЗЭ, что создает
информационный шум и противоречит принципу простоты, который рекомендован Подкомиссией по
систематике изверженных горных пород МСГН в качестве одного из главных для классификации.
Выбранные три главных элемента (Mg, Al, Ti) для классификации являются наиболее
представительными для ВМВП. При исключении из рассмотрения состава ВМВП SiO 2, играющего
пассивную роль при кристаллизационной дифференциации высокомагнезиальных расплавов, на долю
трех окислов MgO, Al2O3 и TiO2 приходится от 50 до 80% оставшейся массы породы. Поведение FeO в
395
кристаллизационной дифференциации в основном аналогично TiO2, поэтому представительность
вышеназванных окисидов становится еще более убедительной. MgO = 9 % – нижний предел
содержания магнезии в ВМВП коматиитовой серии (Brooks, Hart, 1974). MgO = 24 и 34% – границы
коматиита как вида ВМВП. Этими же параметрами следует ограничить и пикрит (АТМ = 4 – 10). Иные
параметры по MgO (> 18%) приняты для коматиита у канадских геологов, нашедшие отражение и в
рекомендациях Подкомиссии по систематике (Arndt and Nesbit, 1982; А Classification..., 1989 и др.).
Главным аргументом в пользу проведения границы в MgO = 18% послужили данные по химизму
пород коматиитовой серии Канадского щита (Arndt and Nesbit, 1982), т.к. здесь проходит граница
разрыва составов (или статистический минимум ВМВП). В других районах мира она не установлена
ни для коматиитовой, ни для других серий ВМВП. Целесообразно сохранить принцип приоритета при
определении параметров коматиитового базальта, в соответствии с предложением М. и Р.Вильонов
(Viljoen, Viljoen, 1969), т.е. < 24% MgO. Базальт – общепринятое корневое слово для вулканических
пород основного (т.е. SiO2 = 45-53%) состава. Проведенное исследование ВМВП
Фенноскандинавского щита и других районов развития докембрия, содержащих MgO от 18 до 24%,
показало, что более 90% этих пород следует относить к основным породам, т.к. в них SiO2 > 45%
(Куликов, 1988). Подобный вывод обоснован и относительно меланократовости (индекс М) пород с
содержанием MgO = 18-24%. По данным Н.Т.Арндта с коллегами (Arndt, Nesbit, 1982), в этих породах
М = 65-70 (М = 90 – минимум для ультрамафических пород), т.е. эти породы в соответствии с
рекомендациями Подкомиссии по систематике МСГН должны быть в классе мафических. Таким
образом, к коматииту как представителю ультрамафической породы предпочтительно установить
нижнюю границу по MgO = 24% по массе. Целесообразен интервал MgO = 24-34% для пикрита,
марианита, а также базальтоидного и слюдистого кимберлита.
Базовые диаграммы для классификации ВМВП предпочтительно строить в системе Al2O3–MgO–
TiO2. Авторами в разное время были предложены три варианта: 1) MgO–1O х TiO2–Al2O3, 2) MgO –
ATM (Al2O3/TiO2 - алюмотитановый модуль) (табл. 1) и 3) lg MgO–lg АТМ. Границы по оси АТМ
устанавливаются для выделяемых серий пород на основе данных по наиболее представительным
природным ассоциациям. Для коматиитовой серии были выделены 2 группы пород: Alдеплетированная и Al-недеплетированная (Nesbitt et al., 1979). В первой АТМ незначительно
превышает 10, а во второй – близок к 20 (хондритовому отношению). Реально существуют
ассоциации, где показатель изменяется от 10 до 30. АТМ > 30 характерен для пород бонинитовой
серии. АТМ = 10-4 для пикритовой, меймечитовой – 4-2 (1.8), лампроитовой – 2-0.5.
Коматиитовая серия ВМВП была широко развита на Фенноскандинавском щите, при этом в
архее преобладали коматииты [Коматииты и .., 1988 и мн. др.] – аналоги коматиитовой серии
Зимбабве и др. регионов мира по составу как пород, так и стекла: АТМ=15 – 25 и MgO = 9 – 18%;
стекло: АТМ = 25; MgO – около 2% [Nisbet et al., 1987 и др.]. Начиная с 2.5 Ga, господствующими, но
ограниченными локальными палеорифтами стали коматиитовые базальты и комагматичные им
плутониты. Анализ известных геохимических данных по коматиитовым вулканитам Ветреного Пояса
свидетельствует о стабильном АТМ = 20 – 25 и MgO = 9 – 18%, а также близких значениях
традиционно определяемых РЗЭ для коматиитовых базальтов и отдельно для коматиитов всех
структур. При этом нами ранее было установлено [Петрохимические .., 2001 и др.], что основные –
ультраосновные ассоциации на Фенноскандинавском щите имели материнские магмы разных серий:
анортозитовой (частично, на Кольском п-ове), бонинитовой (Западная и Северная Карелия, в т.ч.
Беломорский подвижный пояс), коматиитовой (ЮВ щита). На рис. 1 видно, как существенно
отличаются содержания РЗЭ для бонинитов и стекол бонинитов от коматиитовых базальтов и
коматиитов
[Nisbet
et
al.,
1987;
Ryabchikov
et
al.,
1988;
Коновалов
//
http://petrobank.poi.dvo.ru/hunter/hunter. htm; Шарков и др., 2005 и др.]. Отмечается несколько групп
элементов, имеющих одинаковые содержания: La и Nd; Sm, Gd и Dy; Er и Yb; Tm, Lu – во всех пробах
коматиитовых базальтов независимо от местоположения тела эффузива (см. рис. 1). Возможно,
дальнейшее изучение этих элементов как энергетически значимых для классификации магматических
пород позволит более целенаправленно выявить их особенности.
По данным Я.В.Бычковой [Петрохимические.., 2001], к интрузивам с исходными магмами
марианит-бонинитового ряда с последовательностью кристаллизации: Ol > Ol + Opx > Opx + Pl – Ol >
396
Opx + Pl + Aug – относятся Кивакка и Луккулайсваара и др. Порядку кристаллизации
коматиитовых магм (Ol > Ol + Cpx > Cpx + Opx + Pl – Ol > Pig + Cpx + Pl – Opx > Pig + Cpx + Pl + Mt)
отвечают Бураковско-Аганозерский, Койтелайнен, Кейвитса. Средневзвешенный состав этих массивов
соответствует составу кумулятивной части коматиитовых потоков.
Эффузивные породы (бониниты – марианиты, коматиитовые базальты и др.) уже обрели
индивидуальный тренд дифференциации и свое конкретное место в классификации, а поля реститов
материнских расплавов в виде самостоятельных интрузивов логично подчеркивают родство
магматических пород соответствующих серий.
Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект 05-05-64788).
Список литературы
Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов: Рекомендации Подкомиссии
по систематике изверженных пород Международного союза геологических наук: Пер. с англ. С.В. Ефремовой.
М.: Недра, 1997, 248 с.
Коновалов Ю.И. Структурная неоднородность разломной зоны Хантер и состав редкоземельных
элементов в вулканических комплексах // http://petrobank.poi.dvo.ru/hunter/hunter. htm.
Куликов В.С., Куликова, В.В. Классификация высокомагнезиальных магматических пород // Мат-лы 2-й
ежегодной научной конференции «Петрология магматических и метаморфических комплексов». Вып. 2. Томск,
2001. С. 146 – 151.
Ле Ба М., Штрекайзен А. Систематика магматических горных пород Междунар. союза геол.наук // Зап.
ВМО. 1991. 4. 120, № 4. С. 1-20.
Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические образования // Отв. ред. Н.П. Михайлов.
СПб., 1995, 128 с.
Петрохимические серии магматических пород / В.В. Куликова, В.С. Куликов, С.В. Ефремова и др.
Петрозаводск, 2001, 115 с.
Шарков Е.В., Евсеева К.А., Красивская И.С., Чистков А.В. Магматические системы
раннепалеопротерозойской Балтийской крупной изверженной провинции кремнеземистой высокомагнез.
(бонинитоподобной) серии. Геология и геофизика. 2005. Т. 46. № 9. С. 968 – 980.
Arndt N. T., Nesbit E.G. What is a komatiite? //Komatiites. London.1982, p. 19–27.
Brooks C., Hart S.R. On the significance of komatiite // Geology. 1974. V. 2. P. 107 – 110.
Le Maitre R.W., Bateman P., Dudek A. еt al. A Classification of Jgneous Rocks and Glossary of term.
Oxford.U.K., 1989.
Nesbitt R.W., Sun S.-S.,Purvis A.C. Komatiites: geochemistry and genesis //Canad. mineralogist. 1979. Vol. 17,
n. 2. P. 165-186.
Nisbet E.G., Arndt N.T., Bickle M.J., Cameron W.E. et al. Uniquely fresh 2.7 Ga komatiites from the
Belingwe greenstone belt, Zimbabwe. Geology.vol. 15, No 12, p. 1147 – 1150.
Ryabchikov I.D., Suddeby P., Girnis A.V., Kulikov V.S., Kulikova V.V., Bogatikov O.A. Trace-element
geochemistry of Archaean and Proterozoic rocks from eastern Karelia, U.S.S.R, 1988. Lithos. Vol. 21, pp. 183-194.
Viljoen M.J., Viljoen R.P. The geology and geochemistry of the lower ultramafic unit of the Onverwacht Group
and a proposed new class of igneous rochs. –Geol. Soc. Afr., Spec. Publ. 1969, v. 2, pp. 55 – 86.
О КЛАССИФИКАЦИИ ОСНОВНЫХ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД
Н. А. Румянцева
Всероссийский научно-исследовательский
СПб, rumyantseva@vsegei.ru
геологический
институт
им.
А.П.Карпинского,
1. Принципы классификации магматических пород, разрабатывавшиеся в 1970-1980 гг.
Международной подкомиссией по систематике изверженных пород (МК), Терминологической
комиссией МПК и другими организациями, и изложенные в ряде крупных итоговых работ [Белоусов и
др., 1997; Классификация…, 1981; Классификация…, 1997; Магматические горные породы…, 1983;
Петрографический кодекс, 1995], остаются предметом обсуждения [Иванов, 2005 и др.]. Это связано с
важным значением магматических формаций для геодинамических реконструкций и
минерагенических прогнозов. Наиболее эффективной для решения этих задач является такая
397
классификация пород, которую можно было бы непосредственно использовать для оценки
формационной принадлежности слагаемых ими комплексов и оценки обстановок их формирования.
Классификации, упомянутые выше, такой задачи не решают.
2. В последние годы для палеогеодинамических реконструкций используют, минуя диагностику
самих пород, содержания в них редких элементов путем нанесения их на диагностические диаграммы,
где оконтурены поля составов пород современных обстановок. Автором показано ранее, что такой
способ геодинамического анализа не заменяет формационных исследований, а дополняет их
[Румянцева, 2000]. Для классификации пород содержания редких элементов пока не учитываются.
Перспективными представляются принципы классификации магматических пород, в которых
классификационные признаки основываются на известных законах петрогенеза [Штейнберг, 1985].
Наряду с этим огромное количество накопленных химических анализов пород, доступность их
получения, возможность обработки с помощью компьютерных технологий позволяют подойти к
разработке классификации пород на основе применения статистических методов.
3. Для дальнейшего усовершенствования классификации магматических пород необходимо
учесть некоторые недостатки существующих классификаций. Рассмотрим их на примере группы
основных вулканических пород.
Если группы, ряды и семейства пород в приводимых классификациях выделены для каждого из
таксонов по единым признакам, то на уровне выделения видов это важное требование научных
классификаций не выдерживается. Виды выделены по составу либо темноцветных минералов, либо
полевых шпатов, либо по количеству последних, так что один и тот же базальт может попасть
одновременно в разные виды.
Таблица
Породы
умереннощелочного ряда
(трахибазальты)
Породы нормального ряда
(базальты)
Классификация и типичные обстановки проявления семейств базальтов и трахибазальтов
Натриевые
Известковистые
Щелочноизвестковистые
Известковистые
Калиевонатриевые
Щелочноизвестковистые
Калиевонатриевые
Щелочноизвестковистые
Известковощелочные
Калиевые
Известковощелочные
Меланократовые
Мезократовые
Лейкократовые
Мезократовые
Лейкократовые
Меланократовые
Мезократовые
Мезократовые
Лейкократовые
Мезократовые
Лейкократовые
Мезократовые
Лейкократовые
Срединно-океанические
хребты,
«зеленокаменные» пояса
Современные островные дуги
Древние островные дуги (ранние стадии
развития, фронтальные части дуг)
Области рассеянного рифтогенеза на
древних платформах
Рифты на молодых платформах
Островные
дуги
(зрелые
стадии),
окраинноконтинентальные
пояса,
коллизионные орогены
Континентальные
острова
рифты,
океанические
Древние и современные островные дуги
(тыловые части дуг, зрелые стадии
развития)
Наблюдается несоответствие между реально существующим разнообразием пород и
количеством выделяемых их видов. Так, для наиболее распространенных пород – базальтов –
выделено всего 4 вида, что, конечно, не исчерпывает всей совокупности природных объектов. Такое
положение сложилось отчасти из-за бедности номенклатуры основных вулканических пород,
особенно нормальных по щелочности, для которых существует одно однословное название –
«базальт», а большинство названий видов образуются путем добавления к нему прилагательных.
Комиссии МК и МПК рекомендуют не употреблять большинство устаревших терминов (анамезит,
океанит, мелафир, мимозит, толеит) и в то же время, сохраняя исторические традиции, не вводить, по
мере возможности, новых названий. В последние годы широко используются термины «толеитовый
базальт» и «известково-щелочной базальт», отсутствующие в упомянутых выше принятых
классификациях как не имеющие четкого смысла. Если понимать под ними начальные члены серий
того же названия, сама правомерность выделений таких серий сомнительна из-за неопределенности
критериев их выделений [Белоусов и др., 1982; Румянцева, 2000].
398
Существует резкое несоответствие между выделяемыми видами основных вулканических и
плутонических пород (как в отношении количества видов, так и признаков их выделения), что
затрудняет поиски названий комагматичных пар.
Граничные значения признаков в большинстве случаев задаются произвольно для всех
таксонов, при этом часто одни и те же значения используются для различных групп и семейств пород.
Однако если, например, ряды пород выделять по отношению Na2O : K2O без учета содержания SiO2, то
почти все граниты и риолиты попадут в калиевый ряд, базальты – в натриевый.
Отсутствие последовательного порядка использования тех или иных классификационных
признаков и точных их граничных значений не позволяет создать алгоритм для определения видовой
принадлежности пород.
Надо также иметь в виду, что в качестве классификационных признаков желательно
использовать не содержание отдельных элементов [Иванов, 2005], а величины их определенных
комбинаций (например, нормативных минералов), поскольку в процессах плавления и кристаллизации
элементы участвуют в пропорциях, соответствующих стехиометрии минералов. Для определения
количественных значений признаков целесообразно в качестве точек отсчета использовать составы
эвтектик, котектик, температурных максимумов [Штейнберг, 1985].
4. Автором сделана попытка совершенствования классификации пород путем использования
математической статистики. Методом главных компонент была обработана выборка из 457 средних
анализов основных вулканических пород (средние подсчитаны для 12 тысяч частных анализов),
представляющая как древние магматические формации континентов, так и различные ассоциации
современных островных дуг, океанов, рифтов. В результате были выявлены петрохимические
признаки, испытывающие наибольшие вариации и вносящие наибольший вклад в общую дисперсию
составов пород. Эти же признаки оказались дискриминантными для пород, наиболее существенно
различающихся по обстановкам формирования. Наряду со степенью щелочности и типом щелочности
такими признаками являются степень известковистости и лейкократовости пород.
5. Для количественной оценки этих признаков и выбора их граничных значений можно
воспользоваться подходами, предложенными автором ранее. Степень щелочности оценивается по
содержанию нормативных кварца и нефелина. Тип щелочности можно определить как меру
отклонения состава исследуемых пород от некоторых средних составов, близко совпадающих с
эвтектическими и котектическими [Румянцева, 1977, рис. 4]. Тогда тип щелочности можно оценить по
разности 1,5 SiO2 – K2O / (Na2O+0,7 K2O), которая для натриевых пород >60, для калиево-натриевых
30 – 60, для калиевых < 30. Для определения степени известковистости и лейкократовости можно
использовать диаграмму (Ab + Or) – An – цветной индекс [Румянцева, 1985, рис. 3]. По величине
отношения An : (An + Ab + Or) породы основного состава можно разделить на известковистые (где это
отношение > 50), щелочно-изветковистые (35 – 50) и известково-щелочные (< 35). Степень
лейкократовости определяется по величине отклонения нормативного цветного индекса (ц. и.) от
линии котектики Di – Pl для безводной системы Ab – An – Di, с выделением меланократовых (для
известковистых ц. и. > 50, для щелочно-известковистых >40), мезократовых (для известковистых ц. и.
40 – 50, для щелочно-известковистых 30 – 40) и лейкократовых (для известковистых ц. и. < 40, для
щелочно-известковистых < 30) базальтов.
6. Перечисленных выше признаков достаточно, чтобы разделить основные вулканические
породы, принадлежащие разным формациям и связанные с разными геодинамическими обстановками.
Целесообразность использования именно этих признаков для классификации пород обоснована
Штейнбергом [1985] с точки зрения физико-химических закономерностей образования пород и магм.
Соответствие выделяемых видов основных эффузивов тем или иным геодинамическим обстановкам
(табл.) позволяет для объяснения их генезиса наряду с петрологической интерпретацией особенностей
состава использовать и геологические факторы: величину теплового потока, строение литосферы,
скорость накопления вулканических продуктов, их объем, фациальные особенности пород.
Устанавливается обратная зависимость между степенью щелочности основных эффузивов и
масштабами проявления вулканизма как возможным критерием степени плавления. Формации с
умереннощелочными базальтами предваряют или завершают крупные этапы базальтового вулканизма,
а также появляются по периферии вулканических ареалов, т.е. как бы фиксируют пространственно-
399
временные границы тепловых аномалий. В областях современного вулканизма степень щелочности
падает с увеличением величины теплового потока (например, в Восточно-Африканском рифте по
направлению к Красному морю). Тип щелочности определяется в основном содержанием калия,
варьирующим в десятки и сотни раз. Повышение его содержания в умереннощелочных породах,
отмечаемое в тылах островных дуг и окраинно-континентальных поясов преимущественно на
завершающих этапах их развития, отсутствие калиевых пород в океанах позволяют связывать его рост
с наращиванием континентальной коры и, судя по изотопно-геохимическим данным, с ассимиляцией
ее материала. В тех случаях, когда сочетаются высокие содержания K, Ti, Zr, Nb (например, в рифтах),
доказывается связь пород с большой глубиной генерации магм. Степень известковистости базальтов,
наиболее высокая в срединно-океанических хребтах с их максимальным тепловым потоком,
огромными масштабами извержения (70 % от всего извергаемого на Земле материала), можно связать
с высокой интенсивностью плавления. Близкие условия существовали, вероятно, для базальтов
«зеленокаменных» поясов и древних платформ. Высокой известковистостью характеризуются и
базальты современных островных дуг, чем они отличаются от их древних аналогов. Отчасти это
можно объяснить зеленокаменным перерождением последних, иногда сопровождающимся выносом
кальция. Степень лейкократовости базальтов четко делит породы платформ и подвижных областей.
Мезократовые базальты типичны для зон рифтов в пределах континентальных платформ и океанов, их
фациальные и петрографические особенности говорят о кристаллизации из «сухих» магм.
Лейкократовые
базальты
появляются
почти
исключительно
в
островных
дугах,
окраинноконтинентальных поясах, коллизионных орогенах. Обилие в них пирокластики, порфировые
структуры, раннее выделение магнетита, присутствие водных силикатов свидетельствуют о высоком
содержании воды в магме. С этим согласуется предположение о связи лейкократовых базальтов с
зонами поглощения высоководного материала.
Список литературы
Белоусов А. Ф., Кривенко А. И., Полякова З. Г. Вулканические формации. Новосибирск: Наука, 1982,
167 с.
Иванов О. К. Опыт химической систематики ортомагматических горных пород // Уральский
геологический журнал, 2005, № 3 (45), 110 с.
Классификация и номенклатура магматических горных пород: справочное пособие. М.: Недра, 1981,
160 с.
Классификация магматических (изверженных) пород и словарь терминов: Рекомендации подкомиссии по
систематике изверженных пород: Пер. c англ. М.: Недра, 1997, 248 с.
Магматические горные породы: Классификация. Номенклатура. Петрография. М.: Недра, 1983, 768 с.
Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические образования. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ,
1995, 128 с.
Румянцева Н. А. О классификации эффузивных пород. Зап. ВМО, ч. 106. Вып. 1, 1977. С. 53–61.
Румянцева Н. А. Систематика базальтовых формаций (на петрохимической основе) // Советская геология,
№ 6, 1985. С. 105–117.
Румянцева Н. А. Вулканические формации, серии, геохимические типы: соотношения, принципы
классификации // Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы. Сыктывкар: Геопринт, 2000. С. 182–
184.
Штейнберг Д. С. О классификации магматитов. М.: Наука, 1985. 159 с.
НОВЫЕ
ПОЛОЖЕНИЯ
ПЕТРОГРАФИЧЕСКОГО
О ВУЛКАНОГЕННЫХ ОБРАЗОВАНИЯХ
КОДЕКСА
Л. Н. Шарпенок, Е. А. Кухаренко, А. Е. Костин
ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, lyudmila_sharpenok@vsegei.ru
Анализ замечаний и предложений к Петрографическому кодексу 1995 г., а также практика его
применения выявили три основных требующих дополнений или изменений направления в отношении
400
вулканогенных образований: 1) совершенствование химической классификации (TAS-диаграммы)
вулканических пород; 2) разработка положений о вулканогенно-осадочных образованиях; 3)
совершенствование классификации и номенклатуры вулканокластических горных пород.
1. С целью усовершенствования TAS-диаграммы, рекомендованной Подкомиссией по
систематике магматических пород МСГН, одной из рабочих групп по подготовке Кодекса II редакции
разработаны предложения, касающиеся главным образом кислых вулканитов, поля которых не были
выделены на диаграмме Подкомиссии с необходимой степенью детальности. Для обоснования этих
предложений была создана база данных этих пород, содержащая более 4000 химических анализов из
опубликованных работ по различным регионам мира. При создании банка данных соблюдались все
принципы и правила, определенные Подкомиссией, а при статистическом анализе данных и
построении классификационной диаграммы использовалась программа GRAPHER. В результате поля
кислых пород на диаграмме были значительно детализированы и получили новые очертания; впервые
четко обособились поля щелочных трахитов, щелочных трахириодацитов – пантеллеритов, щелочных
риолитов – комендитов (рис.). При этом для всех групп пород с близкой кремнекислотностью по мере
увеличения содержания щелочей выделены ряды полей пород от низкощелочных до щелочных с
отклонением к оси суммы щелочей (например, ряд полей низкощелочных риолитов – риолитов –
трахириолитов – щелочных трахириолитов). Подобным же образом выделяется ряд полей и для пород
риодацитовой группы. В ряду дацитов по мере нарастания щелочности поле трахидацитов сменяется
полем трахитов и далее – щелочных трахитов, наследующих, таким образом, линию кислотности
дацитов. В дальнейшем, возможно, будет целесообразно видоизменить поле трахиандезитов,
подразделив его с учетом существования трахитов разных формационных ассоциаций –
дифференциатов риолитоидной или базальтоидной магм. Представляется важным выделение полей
низкощелочных пород в кислой части диаграммы, поскольку, несмотря на сравнительно небольшой
объем этих пород, они являются индикаторными для определенных тектонических режимов.
2. Для совершенствования картирования и картографирования к Петрографическому кодексу II
редакции подготовлен и апробируется новый самостоятельный раздел, предусматривающий
возможность выделения разноранговых подразделений вулканогенно-осадочных и осадочновулканогенных образований. В качестве базовых подразделений приняты, наряду с магматическими,
вулканогенно-осадочный и осадочно-вулканогенный комплексы и предусмотрены вспомогательные и
укрупненные подразделения. Для всех подразделений, как и для магматических, определены их
признаки – вещественный состав, конституционное строение и динамика формирования,
геологическое строение, а также событийные и пространственные рамки их проявления и
соотношение с вмещающей средой (табл. 1). Полагаем, что введение в практику работ этих
подразделений в значительной мере упростит составление карт различных масштабов и обеспечит
взаимопонимание между их составителями.
3. Известно, что для вулканогенных обломочных пород (вулканокластических) существует
много классификаций, по ряду положений сходных, а иногда противоречивых. Критический анализ
всех материалов позволил рабочей группе подготовить к обсуждению новый усовершенствованный
вариант этой классификации (табл. 2). По сравнению с прежними вариантами, в предлагаемой
классификации упорядочена терминология, касающаяся вулканокластитов, и большее внимание
уделено продуктам подводных извержений, которые убедительно диагностируются многими
вулканологами. В соответствии с этим в классификацию введены гидроэксплозивные породы
(гидрокластиты), широко выделяющиеся во многих регионах.
Рис. Классификационная диаграмма (K2O+Na2O)-SiO2:
А – рекомендованная Подкомиссией по систематике изверженных пород Международного союза
геологических наук (МСГН) [Le Maitre et al., 1989]; Б – предлагаемая авторами доклада
401