петрофизические особенности магматитов южно
advertisement
ПЕТРОФИЗИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МАГМАТИТОВ ЮЖНО-СИНЕГОРСКОЙ
ВУЛКАНО-ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ВПАДИНЫ
А. Н. Сокарев, Л. А. Изосов
Тихоокеанский океанологический институт им В.А. Ильичева ДВО РАН, Владивосток,
sokar@poi.dvo.ru
1
Южно-Синегорская многокупольная вулканно-тектоническая впадина (ЮСВ) выделена
Л.А.Изосовым [Изосов, 2002] и представляет собой южное извено окраинно-континентального Западно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса, обрамляющего дорифейский Ханкайский массив [Изосов, Коновалов, 2005]. В ее пределах ЮСВ выделяются следующие магматические комплексы: 1)
позднекембрийский (новотроицкий, ваознесенский), 2) ордовикский (гродековский, снегуровский,), 3)
раннесилурийский ( малоключевской, пограничный), 4)раннедевонский ( кленовский), 5) позднедевонский (лунзенский), 6) раннекарбоновый (светлояровский, куйбышевский, григорьевский), 7) позднепермский (горнохуторский). В завершающий этап формирования впадины произошло становление
раннемеловых интрузий синегорских гранитоидов.
Позднекембрийский комплекс представляет собой вулканно-плутоническое сообщество, все
члены которого связаны постепенными переходами. В него входят: супутинская толща риолитов и их
туфов, экструзивы риолитов (жерловая фация) и массивы вознесенских гранитов субвулканического
типа. Ордовикские магматические образования включают батолитовый комплекс, образовавшийся в
течение двух фаз – базитовой и гранитоидной. Внедрение последних фиксирует куполообразование на
Ханкайском массиве и коррелируется с позднеордовикским воздыманием Китайской платформы и
формированием промышленно алмазоносных кимберлитовых трубок [Ву Иашань и др., 1992]. Раннесилурийский (?) комплекс представлен малоключевской толщей вулканитов основного и среднего состава, с которой связаны массивы габбро и перидотитов, толщей базальтов и диабазов [Изосов, 2002] и
дайками карбонатных пикродолеритов, спессартитов и керсантитов с кимберлитовым петрохимическим трендом [Говоров и др., 1997]. В малоключевских гипербазитах обнаружен кристалл алмаза, пиропы и другие минералы-индикаторы алмаза [Изосов и др., 2002]. Реннедевонский комплекс образован толщей риолитов и их туфов с прослоями базальтов и пространственно и парагенетически с ними
связанными экструзивами и субвулканами риолитов, а также субвулканическим интрузивом габброгранитного состава. Позднедевонский комплекс образован покровами андезитов и базальтов. Раннекарбоновый комплекс включает покровы кислых вулканитов, экструзивы и субвулканические интрузивы габбро, экструзивы риолитов, гранит-порфиров, и субвулканические интрузивы габбро, сиенитов, габбросиенитов и гранитов. Позднепермский комплекс представлен барабашской свитой базальтов, андезитов и их туфов, а также куполами флюидальных фельзориолитов.
В пределах ЮСВ выполнены крупномасштабные геофизические съемки (гравиразведка, магниторазведка), позволящие определит основные черты ее глубинного строения. В таблице приведены
сведения о плотностных и магнитных свойствах некоторых породных комплексов, развитых в пределах впадины. Как видно из приведенных в таблице данных плотность и магнитная восприимчивость
рассматриваемых магматитов находятся в прямой зависимости от их основности. Большинство вулканогенных и интрузивных образований имеют низкие показатели намагниченности, что является отличительным признаком домеловых вулканно-плутонических ассоциаций региона. Повышенная магнитность куйбышевских и синегорских гранитоидов связана с их перемагничиванием в связи с наложением более поздней рудной (оловянной, урановой, редкометалльной) минерализации.
3
Средние показатели плотности и магнитной восриимчивости породных комплексов
Синегорской структуры
Состав
Геологич.
индекс
[г/см3 ]
.
[10-6СИ]
P2br
C1sj
D3ln
D2-3lt
2.58
2.59
2.70
2.58
50
833
1860
650
D2-3lt
D2-3lt
D2-3lt
D2-3lt
D2-3lt
D1
1
C1
C1
C1
C1
D1
D1
S1
S1
O
O
O
O
2.58
2,51
2,55
2.58
2,50
2.60
2,63
2,59
2.58
2,57
2,58
2,68
2,57
2,99
2.70
2,56
2,52
2,51
2,52
2,84
2,54
2,54
2,55
2,56
2,55
2,58
650
1999
101
650
68
905
8513
20
88
75
6291
14977
4230
13343
16066
289
130
88
837
1097
70
75
60
88
108
25
1
2
3
4
5
6
7
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
Туфы риолитов, андезидацитов
Риолиты, их туфы
Диабазы
Туфоалевролиты, туфопесчаники, вулканиты кислого
состава
в т.ч. вулканиты
осадочные породы
Туфопесчаники, алевролиты, туффиты, туфы к.с.
в т.ч. вулканиты
осадочные породы
Риолиты, их туфы
Гранодиориты синегорские
Риолиты
Граниты абрамовские
Граниты абрамовские
Граниты абрамовские
Диориты кленовские
Граниты кленовские
Базальты
Основные и ультроосновные породы
Граниты снегуровские
Граниты снегуровские
Граниты снегуровские
Граносиениты гродековские
Габбро
Граниты вознесенские
Граниты вознесенские
Граниты вознесенские
Граниты вознесенские
Граниты вознесенские
Граниты вознесенские
Список литературы
Ву Иашань, Джен Юаньшен, Тан Ляльян, Жан Анди. Зависимость алмазоносности кимберлитов от
тектонических структур фундамента Сино-Корейской платформы // Геология и геофизика, 1992, № 10. С.117-123.
Говоров И. Н., Благодарева Н. С., Журавлев Д. З. Петрогенезис флюоритовых месторождений Вознесенского рудного района (Приморье) по данным Rb-Sr изотопии магматических и метасоматических пород //
Тихоокеанская геология, 1997, Т.16, №5. С.60-69.
Изосов Л. А. Среднепалеозойские формации и тектоника Япономорского региона. Владивосток, Дальнаука, 2002, 278с.
Изосов Л. А., Коновалов Ю. И. Западно-Сихотоэ-Алинский окраинно-континентальный вулканический
пояс и его тектоническая позиция в Западно-Тихоокеанской зоне перехода континент-океан. Владивосток, Дальнаука, 2006, 326с.
4
ПЕТРОФИЗИКА ВОСТОЧНОГО СИХОТЭ-АЛИНСКОГО ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПОЯСА
А. Н. Сокарев
Тихоокеанский океанологический институт им В.А. Ильичева ДВО РАН, Владивосток,
sokar@poi.dvo.ru
1.Банк данных «Петрофизика Приморья» содержит информацию о физических (плотностных,
магнитных, электрических) и палеомагнитных характеристиках образцов горных пород из более чем
130000 точек петрофизического и 500 пунктов палеомагнитного опробования. Основу базы составляют результаты изучения свойств образцов пород из коллекций геолого-съемочных и геофизических
партий, проводивших крупномасштабное геологическое картирование и геофизические съемки, поисковые, тематические и др. работы на территории Приморского края. В изученных коллекциях представлены практически все основные петрогенетические разности геологических образований региона
в возрастном диапазоне от докембрия до неогена включительно. Восточно-Сихотэ-Алинский вулканический пояс (ВСАВП) относится к числу наиболее изученных в петрофизическом отношении геологических структур Приморья.
2.Породные комплексы стратиграфических подразделений ВСАВП характеризуются пестрым
петрографическим и фациальным составом с довольно широкими диапазонами показателей физических характеристик. Последние закономерно изменяются как по вертикали, так и по латерали ВСАВП.
Показали плотности, находясь в прямой корреляционной зависимости от пористости и основности вулканогенных пород, возрастают в направлении нижних членов стратиграфической колонки пояса в связи с сокращением пористости и усилением диагенеза пород. Зависимость плотностных показателей вулканитов от возраста, стратиграфического положения особенно четко проявляется при сопоставлении плотностных показателей фациальных аналогов разновозрастных толщ и свит кислого состава.
В составе практически всех стратиграфических подразделений ВСАВП присутствуют менее и
более магнитные породы. Соотношение объемов тех и других в рамках одной и той же толщи, свиты
не остается постоянным-объемы магнитных разностей постепенно сокращаются в направлении с севера на юг.
Относительно интрузивных образований можно отметить, что их наиболее магнитные разности
тяготеют к восточной границе ВСАВП, к береговой линии.
3.Геологические образования позднемеловых-неогеновых вулканно-плутонические ассоциаций
ВСАВП отличаются от близких по фациальному и петрографическому составу раннемезозойских –
палеозойских магматитов прежде всего своей повышенной магнитностью (подавляющее большинство
доверхнемеловых вулканогенных и интрузивных образований региона немагнитны). В намагниченностичасти вулканогенных образований пояса значительную роль играет остаточная составляющая (Qфактор достигает десятков единиц). Последняя в большинстве случаев имеет термоостаточное происхождение , характеризуется высокой стабильностью, прямой или обратной полярностью. Основным
носителем намагниченности являются титаномагнетиты с низкими блокирующими температурами в
породах базальтового состава и более высокими блокирующими температурами – в кислых вулканитах. В намагниченности интрузивных пород преобладает индуцированная составляющая (Q-фактор,
как правило, меньше единицы). В их ферромагнитной фракции преобладают магнетиты. В общем случае намагниченность магматитов ВСАВП растет с повышением их основности, однако нередки случаи, когда намагниченность вулканогенных образований кислого состава (риолитов, риодацитов, дацитов) сопоставима с намагниченностью пород базальтового ряда, а зачастую и превосходит последнюю по величине.
4.В палеомагнитном разрезе позднемеловых-неогеновых пород ВСАВП выделяется как минимум шесть зон с прямой и обратной полярностью, в рамках каждой из которых одноименной полярностью попарно связаны толщи, резко отличающиеся по составу слагающих их эффузивных и пирокластических образований [Сокарев,1987]. Связанные с эффузивно-пирокластическими толщами близкоодновременные им экструзии и дайки образуют в пределах выделенных палеомагнитных горизонтов
такие же пары петрографически разных пород.
5
Это дает основание утверждать, что выделенные палеомагнитные горизонты соответствуют
конкретным магматическим фазам и отражают цикличность развития магматизма в ВСАВП.
5.Намагниченность гидротермально-измененных вулканитов из рудных зон золото-серебряных
месторождений, расположенных в пределах ВСАВП, по направлению практически не отличается от
намагниченности вмещающих отложений палеоцен-эоценовой зоны прямой полярности (пара , представленная кузнецовской и верхнекедровской свитами). Сульфидно-касситеритовые, полиметаллические руды месторождений и рудопроявлений, локализованные в вулканитах пояса или у его границ в
раннемеловых песчано-алевролитовых толщах, характеризуются повышенной намагниченность. Последняя связана с пирротином. По направлению она близка к намагниченности вулканитов самаргинской и богопольской свит, слагающих маастрихт-датский горизонт обратной полярности.
6. Ю.Н.Размахнину все осадочные породы рудных полей месторождений метасоматически изменены. Им выделялись две категории метасоматитов: региональные метасоматиты, образовавшиеся в
результате преобразования пород под воздействием глубинных сквозьмагматических растворов, и локальные метасоматиты – гидротермалиты, как результат гидротермального преобразования региональных метасоматитов на стадии рудообразования [Размахнин, 1973, 1975]. В результате петрофизического изучения эталонных коллекций метасоматитов установлено, что среди региональных метасоматитов лишь биотитовые роговики, слагающие нижний метасоматический ярус, характеризуются
анамально высокими показателями плотности, электрического сопротивления , интенсивности термолюминесценции, свидетельствующими о высокотемпературном преобразовании пород. Метасоматиты
зон пропилитовых и березитоподобных изменений, слагающих верхний метасоматический ярус по
своим физическим характеристикам практически не отличаются от аналогичных по составу и возрасту
пород за пределами рудных полей. Рудные тела тяготеют к зоне плотностного раздела на границе
нижнего и верхнего метасоматических ярусов месторождений [Размахнин, 1974]. По данным палеомагнитных исследований в метасоматитах Кавалеровского рудного района фиксируется метахронная
доскладчатая намагниченность и поэтому, возможно, Ю.Н.Размахнин был прав, когда считал региональный метасоматоз догранитным.
Многочисленные попытки установления генетических связей руд с интрузивным магматизмом
не увенчались успехом. Вместе с тем, приведенные данные дают основание предполагать, что рудный
процесс может связан не с интрузивным магматизмом, а с вулканизмом ВСАВП. Следует отметить,
что большая часть месторождений Кавалеровского и Дальнегорскогорудных районов расположена в
зоне перемагничивания, связанного с процессами рудообразования. В субширотной зоне перемагничивания, рассекающией ВСАВП и уходящей под акваторию Японского моря, в раннемеловых, юрских
и триасовых отложениях и интрузивных массивах Дальнегорского района фиксируется намагниченность обратной полярности, аналогичная намагничености руд.
Список литературы
Размахнин Ю. Н., Размахнина Э. М. Систематика, зональность и металлогеническое значениеметасоматитов оловоносных полей Сихотэ-Алиня // Геология рудных месторождений, 1973, №1. С. 12-17.
Размахнин Ю. Н., Размахнина Э. М., Василенко В. П. и др. Поисково-оценочные критерии на олово на
основе региональной и локальной метамоматической зональности (на примере Сихотэ-Алиня) // Сов.геология,
1974. С.35-44.
Размахнин Ю. Н. О догранитном и контактовом этапах в геохимии олова Сихот-Алиня и их металлогеническом значении // Геохимическиеметоды при поисках месторождений олова, вольфрама и ртути. Владивосток, 1975. С.110-112.
Сокарев А. Н., Рыбалко В. И. О цикличности магматизма Восточного Сихотэ-Алиня (по палеомагнитным данным) // Фанерозойский магматизм Сихотэ-Алинской вулканической области. Владивосток, 1987. С.76-81.
6
ВОЗДЕЙСТВИЕ ЯКУТСКОГО СУПЕРПЛЮМА НА ВЕРХНЮЮ МАНТИЮ
СИБИРСКОГО КРАТОНА И ФОРМИРОВАНИЕ ВЕРХНЕДЕВОНСКИХ КИМБЕРЛИТОВ
Л. В. Соловьева, Е. К. Егоров, Д. А. Кошкарев
Институт Земной коры СО РАН, Иркутск, solv777@crust.irk.ru, egorov@crust.irk.ru
Кимберлитовый магматизм развивается на древних платформах, имеющих мощную жесткую
литосферу. Кимберлиты являются типичными субэффузивными ультраосновными породами калиевого ряда. Наиболее продуктивный на алмазы на Сибирской платформе верхнедевонский кимберлитовый магматизм связывают с Якутским суперплюмом, подъем которого из глубинной мантии вызывает
на границе литосфера – астеносфера мощное термальное возмущение и геохимическое преобразование вещества [Киселев, 2002; Соловьева и др., 2005]. Предполагается, что у подошвы литосферной
плиты происходит образование локальных очагов расплавов, родительских ассоциациям Cr-бедных
мегакрист и производящих специфическое магматическое замещение в астеносферном и литосферном
веществе. Эти процессы исследованы на примере геохимических особенностей граната из высокотемпературных деформированных перидотитов Южной Африки, Канады и Сибири [Егоров и др. 2004;
Соловьева и др., 2005; Burgess, Harte, 2004, Griffin et al., 1996].
Целью настоящего исследования было показать на наиболее типичных примерах характер распределения ряда несовместимых редких элементов (Nb, Zr, Hf, Ti, Y, REE) в гранатах и клинопироксенах из высокотемпературных деформированных лерцолитов мегакристаллического и крупнопорфирового типа, в Cr-бедных мегакристах граната, рассчитать составы равновесных им расплавов и рассмотреть возможную эволюцию астеносферных жидкостей в период кимберлитобразующего цикла.
Все приведенные примеры выполнены на глубинных ксенолитах и Cr-бедных мегакристах из кимберлитов трубки Удачная [Соловьева и др.,2005]. Мегакристы Gnt, а также Gnt и Cpx из деформированных лерцолитов в центральных и краевых частях зерен были проанализированы на содержания редких
элементов методом вторично-ионной спектрометрии (SIMS) на микроанализаторе «Сameca IMS ion
probe» в Институте микроэлектроники РАН (Ярославль) по методике [Соболев, Батанова, 1995]. Последний метод обеспечивал точность измерений редких элементов с концентрациями > 0,1 г/т 10 – 15
отн. % и 40 – 50 отн. % для концентраций < 0,1 г/т.
Для крупнопорфировых деформированных лерцолитов характерны относительно крупные порфирокласты граната (1 – 6 мм) и обогащенность гранатом и клинопироксеном (до 25-30% каждого минерала). В гранате нередко включены полуограненные кристаллики Cpx, Ol и глобули сульфидов, а в
клинопироксене – Gnt, Ol, глобули сульфидов. Гранат имеет коричнево-красную, оранжево-красную
окраску, близкую окраске мегакрист. В составе этого типа выделяются специфические породы, включающие единичные сильно деформированные мегакристаллы Gnt, Cpx, Opx, Ol, Il (от 0,5 до 5 см) и
представляющие, по всей видимости, деформированные кумулаты мегакрист [Егоров, 2004]. Можно
предположить, что крупнопорфировые деформированные лерцолиты в первоначальном виде также
были скоплениями кумулативных кристаллов, позднее катаклазированных и частично перекристаллизованных при растекании вещества плюма у подошвы литосферной плиты. Gnt мегакристы представлены гладкими округлыми и эллипсоидальными желваками размером от 1 до 3,5см. Они имеют грубую кливажность, которая сечется под косым углом тонкой трещиноватостью и, как правило, содержат мелкие каверны, выполненные субмикроскопическим полиминеральным агрегатом (бывшие расплавные включения – [Соловьева и др., 1997]). Мегакрист UZ 76-910 представляет сросток граната с
ильменитом . Диапазон магнезиальности (mg#) мегакрист: 0,67 – 0,86.
Типичные примеры распределения несовместимых редких элементов в мегакристаллическом
Gnt лерцолите 00-92 с двумя мегакристаллами Gnt (0,5 и 1,5 см), в крупнопорфировом лерцолите 01225 и в 4-х мегакристах граната показаны на рис.1 (слева). Распределения редких элементов в центральных частях зерен граната из Gnt лерцолитов в целом подобны и характеризуются последовательным увеличением нормированных содержаний от La к Yb, а также имеют характерные устойчивые
пики для высокозарядных элементов – Nb, Zr + Hf, Ti, что отмечалось ранее для Gnt из мегакристаллического Gnt лерцолита из трубки Удачная [Егоров, 2004]. В крупном зерне Gnt (~ 6 мм) из мегакристаллического лерцолита содержания редких элементов определены в двух свежих блоках из относи-
7
тельно гомогенной центральной части и в двух точках из узкой краевой зоны вблизи келифитовой
каймы. Заметные различия для разных блоков центральной части зерна устанавливаются только для
самых несовместимых элементов – Nb, La, Ce. Линии состава краевых зон зерна смещаются вверх в
левой части графиков, при этом пики для HFSE заметно сглаживаются. В зерне Gnt 01-225 отмечается
очень слабое обогащение краевой зоны редкими элементами в ряду La – Hf. Распределение редких
элементов в четырех мегакристах Gnt (рис.1, внизу слева), как по уровню содержаний, так и типу кривых близки Gnt из деформированных мегакристаллического и крупнопорфирового Gnt лерцолитов.
Определенное отличие проявляется в отсутствии max Ti для мегакрист Gnt, за исключением Gnt UV
91-81. На линии Gnt UZ 76-910 (гранат в сростке с ильменитом) проявлен отчетливый Ti минимум.
Для наиболее несовместимых элементов в ряду Nb – Eu мегакристы Gnt показывают большое сходство с зональностью в Gnt из обр. 00-92. В отличие от последней, Gnt мегакристы показывают значительно более широкий диапазон по содержаниям HREE (Gd – Yb). При этом для Gnt мегакрист фиксируется четкая корреляция между содержанием HREE и железистостью минерала. Линия Gnt UZ 76-910
пересекает параллельную систему линий остальных мегакрист, что, по-видимому, указывает на влияние сокристалллизации Gnt с ильменитом. Нормированные распределения несовместимых редких
элементов в Cpx из деформированных лерцолитов показаны на рис 2. Для всех исследованных Cpx
проявлен достаточно сходный тип распределения: min для Nb, Zr+Hf, Ti и выпуклые кривые в районе
LREE.
Для суждений о возможных составах и источниках расплавов, которые дали начало ассоциации
мегакрист и преобразовывали вещество на границе литосфера – астеносфера в период кимберлитообразующего цикла, были рассчитаны составы расплавов, равновесных с Gnt и Cpx. В соответствии с
представлениями [Burgess. Harte, 2004], предполагается, что в астеносферной части и в низах литосферной плиты в этот период реализовывались условия локального равновесия минерал/расплав. Расчет производился по формуле: CL= Cmin/K, где CL – концентрация элемента в расплаве; Cmin – концентрация элемента в минерале; K – коэффициэнт распределения элемента между минералом и расплавом.Для расчетов были взяты коэффициэнты распределения KGnt/L для Nb, Zr, Hf, Ti, Yb, по [Xie
et al.,1995]; для La, Ce, Nd, Sm, Eu, Dy, Er, [Burgess, Harte, 2004 – при 1300° C]; для Gd, по[Zack et al.,
1997]; для Y, по [Hallidey et al., 1995]; KCpx для Nb, Zr, Hf, по [Xie et al.,1995]; для La, Ce, Nd, Sm, Eu,
Dy, Er, Yb, по [Burgess, Harte, 2004]; для Gd, по [Hallidey et al., 1995]; для Ti, Y, по [Hart, Dunn, 1993].
Рассчитанные составы L для зонального Gnt 00-92 показывают обогащение расплавов, равновесных с узкими краевыми зонами наиболее несовместимыми редкими элементами, особенно Nb, La,
Ce, резко проявленное для самой внешней зоны Gnt 00-92 (рис. 1 – справа). Эта же тенденция прослеживается для редкоэлементного состава Gnt из 4-х точек в центре зерен разных Gnt лерцолитов (L Gntс) и 4-х мегакрист (L MegGnt). Существенное отличие составов L, равновесных мегакристам, заключается в обогащении последних всеми редкими элементами. Обогащение L Gnt мегакрист возрастает с
увеличением железистости Gnt, что может соответствовать трендам фракционной кристаллизации и
снижению температуры. Линия L наиболее железистого мегакриста Gnt Uz 76-910 (сросток с ильменитом) пересекает линии L Gnt других мегакрист, что может быть связано с сокристаллизацией Gnt с
ильменитом. Единой чертой всех расплавов, равновесных с Gnt являются максимумы для HFSE (Nb,
Zr+Hf, Ti) на кривых распределения несовместимых редких элементов. Расплавы, равновесные с Сpx
из деформированных Gnt лерцолитов, за исключением краевой зоны одного зерна, показывают троги
всех HFSE, особенно резкие для Zr+Hf (рис. 3).
Сопоставление рассчитанных расплавов, равновесных с центральными частями Gnt из деформированных лерцолитов и мегакристами Gnt, с типичными свежими кимберлитами из трубки Удачная
(поле на рис.1) показывает один и тот же уровень содержаний несовместимых редких элементов.
Принципиальное различие между природными кимберлитами и рассчитанными расплавами, равновесными с Gnt, заключается в наличии трогов для Zr + Hf и Ti на линиях кимберлитов и максимумов
на линиях расплавов. Напротив, поле кимберлитов достаточно близко линиям рассчитанных расплавов, равновесных с Cpx, особенно для краевой части зонального зерна. Это может свидетельствовать о
том, что клинопироксен кристаллизовался из астеносферных жидкостей позднее граната и возможно
ильменита [Егоров, 2004]. Таким образом, протокимберлитовые расплавы могли возникать, как оста-
8
точные флюиды от кристаллизации астеносферных базитовых расплавов. Подъем кимберлитовых
магм к поверхности, по-видимому, происходил после «стекания» базитовых жидкостей в Вилюйский
рифт и их проявлением в виде Вилюйско-Мархинского дайкового пояса [Киселев и др., 2002].
Список литературы
Егоров К. Н., Соловьева Л. В., Симакин С. Г. Мегакристаллический катаклазированный лерцолит из
трубки Удачная: минералогия, геохимические особенности, генезис // Докл. АН, 2004, 397, № 1. С. 1011 – 1016.
Киселев А. И., Егоров К. Н., Масловская М. Н. Геодинамика развития кимберлитового и базитового
магматизма в области Вилюйского палеорифта // Докл. АН, 2002, 396, № 5. С. 660-666.
Соболев А. В., Батанова В. Г. Мантийные лерцолиты офиолитового комплекса Троодос, о-в Кипр: геохимия клинопироксена // Петрология, 1995, Т. 3, №5. С. 487-495.
Соловьева Л. В., Егоров К. Н., Маркова М. Е. и др. Мантийный метасоматизм и плавление в глубинных
ксенолитах из трубки Удачная, их возможная связь с алмазо- и кимберлитообразованием // Геология и геофизика,
1997, 38, № 1. С. 172 – 193.
Соловьева Л. В., Костровицкий С. И., Егоров К. Н. и др. Проблема формирования астеносферных жидкостей в кимберлитообразующем цикле: геохимия граната и клинопироксена из деформированных перидотитов и
мегакрист // Геология алмазов – настоящее и будущее. Воронежский гос. ун-т, 2005. С. 705- 715.
Burgess S. R., Harte B. Tracing lithosphere evolution through the analysis of heterogeneous G9/G10 garnet in
peridotite xenoliths, II: REE Chemistry // J. Petrol., 2004, 45. P. 609 – 634.
Griffin W. L., Smith D., Ryan C. G. et al. Trace element zoning in mantle minerals: metasomatism and thermal
events in the upper mantle // Can. Mineral., 1996, 34. P. 1179-1193.
Halliday A. N., Lee D. C., Tommasini S. et al. Incompatible trace elements in OIB and MORB and source enrichment in the subcontinental mantle // Earth Planet. Sci. Lett., 1995, 133. P. 379-395.
Hart S. R., Dunn T. Experimental cpx/melt partitioning of 24 trace element // Contrib. Mineral. Petrol., 1993,
113. P. 1-8.
Sun S., Mcdonough W.F. Chemical and isotopic systematics of ocean basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins. Geol. Special. Publ., 1989, 42. P. 313-345.
Xie Q., McCuaig T. C., Kerrich R. Secular trends in the melting depths of mantle plumes: evidence from
HFSE/REE systematics of Archean high- Mg lavas and modern oceanic basalts // Chem. Geology., 1995, 126. P. 29 – 42.
Zack T., Foley S. F., Jenner G. A. A consistent partitioning coefficient set for clinopyroxene, amphibole and
garnet from laser ablation microprobe analyses of garnet pyroxenite from Kakanui, New Zealand // News Jb. Miner.
Abh., 1997, 172. P. 23 – 41.
Рис. 1 . Спайдерграммы REE+ HFSE в гранате из мегакристаллического гранатового лерцолита 00-92, из
крупнопорфирового гранатового лерцолита 01-225 и из мегакрист граната (слева). Справа – рассчитанные составы расплавов, равновесных с зонами граната 00-92 (L Gnt 00-92), c центральными частями зерен из мегакрупнокристаллических лерцолитов (L Gnt-c) и с мегакристами граната (L MegGnt ). Концентрация микроэлемента в минерале нормирована по хондриту С1 [Sun, McDonough, 1989]. Номера образцов указаны на графиках.
Здесь и далее: разные зерна имеют разные значки; залитые значки – центральные, не залитые значки – узкие краевые зоны зерен . В зерне Gnt 00-92 точки анализа в краевой зоне находятся в 60 -70 мкм (большой не залитый
кружок) – и в 150 мкм от келифитовой каймы (малый не залитый кружок). Мегакристы: UZ 77-857 (mg# =0,86) –
залитый кружок; UV 91-81 (mg# =0,825) – залитый ромб; UZ 91-71 (mg# =0,74) – незалитый квадрат; UZ 76-910
(mg# =0,67) – залитый квадрат. Поле – неизмененные кимберлиты из трубки Удачная.
Рис. 2. Спайдерграмма REE+ HFSE в клинопироксене из центральных частей зерен крупнопорфировых
лерцолитов (залитые значки) и в краевой зоне одного зерна (незалитый квадрат). Концентрация микроэлемента в
минерале нормирована по хондриту С1 [Sun, McDonough, 1989].
.
Рис. 3. Спайдерграммы REE+ HFSE для 3-х рассчитанных составов расплавов (L Cpx), равновесных с центральными частями зерен клинопироксена (залитые значки) и с краевой зоной одного зерна (незалитый квадрат).
Концентрация микроэлемента в расплаве нормирована по хондриту С1 [Sun, McDonough, 1989]. Поле – неизмененные кимберлиты из трубки Удачная.
9
К ВОПРОСУ О ПРИРОДЕ НИЗКИХ КОНЦЕНТРАЦИЙ NI, CO, CR, V, SC
ВУЛКАНИТОВ ОСТРОВОДУЖНЫХ СИСТЕМ
В. Г. Степанец
Вильгельмсхафен, Германия, stepanez@mail.ru
Определение основных условий генерации магмы над зоной субдукции, несмотря на длительную историю изучения фанерозойского вулканизма островодужных систем и активных окраин континентов, все еще остается в значительной мере дискуссионными. С позиции тектоники плит плавление
мантийного вещества над зоной субдукции происходит при взаимодействии его с флюидами, отделяющимися от пододвигаемой океанической плиты [Best, 1975 и многие другие].
Как правило, проявление вулканической деятельности во внутриокеанических островодужных
системах связывают с поднятием или всплыванием к поверхности «горячего» мантийного вещества
«мантийного диапира», из которого магма частично изливается на поверхность, а из оставшейся части
образуются плутонические и субвулканические тела, формируя при этом новообразованную кору
[Karig, 1971].
Предполагается постепенное, поэтапное перемещение мантийного диапира в зону субдукции, на
начальном этапе диапир не подвергается воздействию флюидов, отделяющихся в процессе дегазации
океанических осадков и гидратизированных базальтов, поскольку, в данный момент, диапир находится вне области влияния пододвигаемой океанической плиты. Состав таких родоначальных мантийных
магм проблематичен, однако анализ литературных данных и моделирование магм свидетельствуют,
что состав флюидной фазы данных силикатных расплавов обеднен хлором, фтором, бором. Магмы
таких мантийных диапиров, фракционируют, по-видимому, по боуэновскому типу, а их поздние дифференциаты обеднены железом, но обогащены магнием и хромом, их плутонические кумулятивные
составляющие лишены рудных скоплений хромитов, но содержат залежи титаномагнетитов.
Последующие поступательные перемещения океанической коры в зону субдукции могли инициировать образование нисходящих конвекционных ячеек. Затем конвектирующий мантийный диапир
насыщается флюидами, отделяющимися от океанической плиты. Обзор литературных данных и выявленная автором геохимическая зональность палеозойских стратифицированных вулканогенных толщ
дают основание заключить, что на ранней стадии дегазации от океанических осадков отделяется только хлоридный флюид. Основным источником гиперсолевого хлоридного флюида является морская
вода, обогащенная галогенами, содержащаяся в океанических осадках и базальтах, поставляемых
смежной зоной субдукции, и только последующее плавление пелагических осадков и базальтов приводит к формированию комплексных хлоридных флюидов, способных переносить литофильные элементы.
Смена режима кристаллизации силикатного расплава на флюидно-магматический (ликвационный) тип дифференциации должна привести к образованию минеральных фаз, отличающихся своим
составом от минералов, образующихся в процессе постепенного фракционирования магматического
расплава, вызванного медленным охлаждением, т. е. магм не подверженных хлорированию или флюидному воздействию.
Анализ уровня накопления MgO, Na, Co, Cr, Ni и Cl в фанерозойских вулканитах островодужных систем и океанических островов свидетельствует, что примитивные вулканиты (ПВ, >6% MgO)
содержат высокие концентрации Sc, Co, Cr, Ni и низкие концентрации Cl <0,09 %, а дифференцированные вулканиты (ДВ, <6% MgO) содержат крайне высокие концентрации Cl >0,1 % и низкие концентрации Sc, Co, Cr и Ni. Эту закономерность распределения в вулканитах элементов группы железа
(Ni, Co, Cr, V, Sc) и магния можно объяснить с позиции хлорирования расплавов магматических очагов, формирующихся в процессе ликвации астеносферного мантийного диапира над зоной субдукции.
В таких зонах широко развиты дифференцированные базальты. Если согласиться с [Karig, 1971],
что вещество мантийного диапира является исходной магмой для образования вулканогенных, субвулканических и плутонических пород, то в этой связи уместно вспомнить закон сохранения массы,
еще М.В. Ломоносов (1748) писал: «если в одном месте убывает, то в другом обязательно – присово-
10
купится», то есть масса веществ, вступивших в химическую реакцию, равна массе веществ, образующихся в результате реакции.
Следовательно, потерянные дифференцированными вулканитами элементы должны сохраниться в остаточном ультраосновном расплаве и кристаллизоваться впоследствии в мафические минеральные фазы. К примеру, хром в виде рудных высокомагнезиальных хромитовых залежей, магний в виде
оливиновый кумулатов, а тугоплавкие металлы могут образовывать рудные расплавы элементов платиновой группы.
Рис. 1. Диаграммы Cl–MgO (a), F-MgO (б). Для расплавных включений вулканитов задуговых спрединговых бассейнов (1-2):1–Лау [Kent et al., 2002]; 2–Манус [Sinton et al., 2003]; Идзу-Бонинской островной дуги (3-5)
[Straub et al., 2003]: 3–базальты и андезиты; 4–high-H андезиты; 5–риолиты.
Рис. 2. Диаграммы Cl–Cr, – Ni для вулканитов задугового спредингового бассейна Манус [Sinton et al.,
2003]: 1–базальты; 2–андезиты; 3–риолиты. Серым цветом обозначены анализы по хрому, никелю и хлору, полученные по расплавным включениям. Черным цветов обозначены данные по хлору из расплавных включений, а
хрома и никеля из их матриксов пород, вмещающих расплавные включения.
11
Природа и состав надсубдукционного флюида относятся к наиболее спорным вопросам в современной петролого-геодинамической модели эволюции активных конвергентных структур, наряду с
такими важными проблемами как, состав и природа мантийного вещества, различная степень его частичного плавления и роль осадочного материала субдуцируемой плиты.
На сегодня существует две противоположные точки зрения на состав и природу надсубдукционного флюида. Представители первого направления, наиболее многочисленные на сегодняшний день,
полагают, что основным источником надсубдукционного флюида является дегидратация водосодержащих минералов субдуцированной океанической плиты [Best, 1975; Iwamori, 1998 и др.]. Сторонники
другой точки зрения, чьи представления базируются на систематизации составов расплавных включений и закалочных стеклах, характеризующих составы природных магм, утверждают, что обогащение
хлором, обнаруженное в расплавных включениях вулканитов островодужных систем, слишком велико, чтобы быть объясненным исключительно присутствием его в амфиболах, флогопитах, апатитах и в
других минералах океанической плиты. Это дало основание утверждать, что источником хлора является морская вода, обогащенная галогенами, поставляемая смежной зоной субдукции [Stepanez &
Kammer, 2002; Kent et al., 2002 и др.].
Известно, что морская вода океанов характеризуется постоянством солевого состава на протяжении всего фанерозоя. Этот вывод обосновывается тем, что биологические виды палеозоя и мезозоя
более или менее сходны с современными видами. В открытых частях современных океанов морская
вода в среднем содержит до 350/00 солей, в которых основную массу составляют ионы (0/00): Cl(18.978), Na+ (10.5561), а также SO42-(2.6486), Mg2+ (1,272), Ca2+ (0.4001), K+ (0.3800), F- (0,0013), Sr2+
(0,0133).
Верхняя часть океанической коры состоит из пелагических осадков и гидратизированных базальтов. Обе составляющие океанической коры содержат морскую воду, которая при субдукции поступает в мантию и участвует в магматических и метаморфических процессах, протекающих над зоной субдукции. Об этом свидетельствуют высокие концентрации Cl в расплавных включениях фанерозойских вулканогенных и плутонических пород, а также во флюидных включениях минералов различных типов гидротермальных рудных месторождений. Это дает основание заключить, что солевым
составом морской воды океанов может быть обусловлен состав флюида, образующегося в процессе
сепарации морской воды, отделяющейся в результате дегидратации от погружающихся в зону субдукции пелагических осадков и гидратизированных базальтов. Подтверждением поступления морской
водой в магматические камеры, генерирующие над зоной субдукции, являются также концентрации
органического азота в вулканических парах, величина δ18О, повышенные концентрации благородных
газов и космогенного изотопа 10Be в расплавных включениях островодужных вулканитов [Best, 1975;
Brown et al., 1982 и др.].
Источником солевого галогенного флюида может служить и собственно морская вода, которая,
учитывая высокое давление водного столба океанов, может поступать в мантию под рифты океанических островов.
При таких условиях дифференцированные вулканиты характеризуются крайне низкими концентрациями бария. Тогда как образование магм дифференцированных вулканитов, генерирующих над
зоной субдукции, обусловлено контаминацией мантийного вещества океаническими осадками, обогащенных барием.
Магматические процессы, протекающие над зоной субдукции, как показал анализ распределения галогенов в магматических породах, имеют резко выраженную хлоридную специализацию. Известно, что хлор обладает высокой химической активностью, увеличивает скорость прохождения химических реакций, снижает температуру плавления и кипения образованных хлоридов, определяет
распределение элементов в водогазовых смесях и магматическом расплаве. Различие температур
плавления и кристаллизации элементных фаз даёт основание предположить, что в процессе хлорирования происходит ликвация астеносферной мантии в магматических камерах, генерирующих над зоной субдукции, при этом образуются легкоплавкие кислые, среднее, основные магмы и тугоплавкая
хромшпинеливая ультраосновная магма. Постоянный вынос из магматического расплава Mg, элементов группы железа и других тугоплавких металлов способствует образованию дифференцированных
12
вулканитов и одновременному увеличению объема оливиновой и хрошпинеливой фаз в ультраосновном расплаве.
Этот процесс можно сопоставить с сегрегацией или ликвацией в металлургии, хлорированием
труднообогатимых руд цветных (Ti, Co, Cu, Ni и др.) и благородных (Pt, Ir, Os, Rh, Pd) металлов, образующих летучие хлориды. Метод хлорирования расплавов широко используется в отечественной металлургии и давно известен металлургам-технологам [Глинка, 1974].
Концентрации MgO, Na2O, Ni, Cr, Co, V, Sc в магматических породах надсубдукционных комплексов лимитируется уровнем насыщения магматического расплава хлором.
Доказательствами геохимической взаимосвязи между галогенами, петрогенными окислами и
элементами группы железа являются отношения Cl-MgO; F-MgO (рис.1); Cl-Cr и Cl-Ni (рис.2), которые характеризуются отрицательными трендами; отношения Cl -K2O, -Na2O (рис.3), Cr-, Ni-, Co-, Sc
г/т- MgO, которые коррелируются положительно. Распределение Co, Sc, Cr, Ni и MgO относительно
хлора в расплавных включениях и матриксах вулканитов подчиняется хлоритовому закону, чем выше
концентрации Cl, тем ниже уровень обогащения вулканических пород Co, Sc, Cr, Ni и MgO.
Рис.3. Диаграммы Cl–K2O, –Na2O для расплавных включений вулканитов Идзу-Бонинской островной дуги. Условные обозначения см. рис.1.
Главными особенностями составов шпинелидов кумулятивных перидотитов, ассоциирующих с
дифференцированными вулканитами, являются низкие содержания Ti, Fe и высокие концентрации Mg
при широких вариациях содержаний Cr, Al. Такая геохимическая специализация рудных хромитов
перидотитов, ассоциирующих с дифференцированными вулканитами (с поздними производными феннеровского типа дифференциации), может свидетельствовать о том, что высокие концентрации хлора
способствуют стабилизации ферришпинелевой фазы, обогащению Na и выносу Mg, Cr, Ni, Sc из базальтового расплава и одновременному увеличению объема оливиновой и хромшпинелевой фаз в ультраосновном расплаве. Установленная генетическая взаимосвязь между низкими концентрациями Mg,
Cr в базальтах и присутствием высокомагнезиальных хромитовых залежей в ассоциирующих с ними
рестит-кумулятивных дунитах мафит-ультрамафитов офиолитов может служить надежным критерием
поисков скрытых месторождений хромитов в структурах фанерозойских спрединговых задуговых бассейнов.
Следовательно, распределение элементов группы железа в магматических расплавах объясняется с позиции хлорирования расплавов магматических очагов, формирующихся в процессе плавления
астеносферного мантийного диапира над зоной субдукции, а не примитивным повторным плавлением
астеносферной мантии [Pearce et al.,1995], вызывающим обширную кристаллизацию мафических фаз.
Список литературы
Глинка Н. Л. Общая химия. Л.: Химия, 1974, 360 c.
Best M. G. Amphibole-bearing cumulate inclusions, Grand Canyon, Arizona, and their bearing on silicaundersaturated hydrous magmas in the upper mantle // J. Petrol., 1975, V.16. P.212-236.
Brown L., Klein J., Middleton R., Sacks I.S., Tera F. 10Be in island-arc volcanoes and implications for subduction // Nature, 1982, V. 299, №5885. P. 718-720.
13
Harmon R. S, Hoefs J. Oxygen isotope heterogeneity of the mantle deduced from global 18O systematics of basalts from different geotectonic settings // C.M.P., 1995, V.120. P. 95-114.
Iwamori H. Transportation of H2O and melting in Subduction zone // EPSL, 1998. P. 65-80.
Karig, D. E. Structural history of the Mariana Island are system // Bull. Geol. Soc. Amer., 1971, V. 42. P. 323344.
Kent A. J. R., Peate D. W., Newman S., Stolper E. M., Pearce J. A .Chlorine in submarine glasses from the Lau
Basin: seawater contamination and constraints on the composition of slab-derived fluids. // EPSL, 2002, V. 202, № 2, P.
361-377.
Pearce J. A., Baker P. E., Harvey, Luff I. W. Geochemical evidence for subduction fluxes, mantle melting and
fractional crystallization beneath the south Sandwich Island Arc. // Journal Petrology, 1995, V.35. P. 1073-1109.
Sinton J. M., Ford L.l., Chappell B., McCulloch M. Magma Genesis and Mantle Heterogeneity in the Manus
Back-Arc Basin, Papua New Guinea // J. of Petrology, 2003, V. 44, №1. P. 159-195.
Stepanez W. G., Kemmer A. G. Mg, Ni and Cr fractionation in ophiolite as indication of the island arc and
spreading back-arc magmatism maturity: an example from Central Kazakhstan // GEO2002. Planet Erde., 2002, Heft 21,
P. 321-322.
Straub S. M., Layne G. D. The systematics of chlorine, fluorine, and water in Izu arc front volcanic rocks: Implications for volatile recycling in Subduction zones // GCA, 2003, V.67, I 21. P. 4179-4203.
ХРОНОЛОГИЯ НЕОПЛЕЙСТОЦЕНОВОГО ВУЛКАНИЗМА
ХРЕБТА УДОКАН (ЗАБАЙКАЛЬЕ)
Ф. М. Ступак, 2В. А. Лебедев
1
Институт природных ресурсов, экологии и криологии СО РАН, Чита, magma@cinr.chita.su
Институт геологии рудных месторождений, петрографии,минералогии и геохимии РАН,
Москва, leb@igem.ru
1
2
Проявления молодых (позднечетвертичных) вулканогенных пород в пределах Удоканского лавового плато (УЛП) известны уже более полусотни лет, но до сих пор нет единства во взглядах на
время и последовательность их формирования. Однозначно принимая послеплатобазальтовый геологический возраст таких пород (важнейший аргумент – размещение в долинах, расчленяющих толщу
УЛП), одни исследователи относят их в полном объеме к голоцену [Живая тектоника…, 1966; Киселев
и др., 1979], другие – разделяют на голоценовые и плейстоценовые [Ступак, 1977, 1987; Рассказов,
1982]. Сторонники второй точки зрения, в свою очередь, расходятся в количественных оценках времени начала, отдельных эпизодов и общей продолжительности плейстоценовых извержений [Багдасарьян и др., 1981; Ступак, Ступак, 1986; Рассказов и др., 2000].
В настоящем сообщении приводятся новые данные о возрасте пород некоторых позднеплейстоценовых вулканов западной окраины УЛП, положенные в основу предлагаемой схемы последовательности их извержений (таблица). Схема составлена с привлечением всех имеющихся на сегодня К-Ar
датировок пород перечисленных в таблице вулканов, заимствованных из упомянутых выше публикаций. Эти датировки получены в разное время, в различных лабораториях и имеют разный уровень
надежности. Наши анализы (в таблице выделены жирным шрифтом) выполнены по методике, изложенной в работе [Чернышев и др., 2006]. Они хорошо согласуются с материалами полевой геологии и
относительными возрастными соотношениями пород в объеме конкретных вулканических построек.
Наименее достоверными, в сравнении с новыми данными, являются результаты, полученные
при анализе валовых проб пород, особенно тех, которые выполнены низкоточным устаревшим объемным методом ( в таблице приведены под индексом СС). Они представляют собой исключительно
оценки возраста пород, чаще всего удревненные, поскольку в анализ вовлекался и материал вкрапленников, весьма многочисленных и разнообразных минералогически в неоплейстоценовых вулканитах
УЛП. Влияние заключенного во вкрапленниках избыточного радиогенного аргона при определении
возраста пород хорошо иллюстрируется различиями датировок однотипных пород (гавайитов влк.
14
Кислый ключ и трахит-порфиров влк. Инаричи), полученных по основной их массе и по монофракциям полевых шпатов из фенокристаллов и их сегрегаций.
Морена сартанского оледенения (14С возраст древесины - 12050 ± 650 лет)
Вулканы
ВЕРХНИЙ
0,1
27
Туруктак (Аку)
Инаричи (Чепе)
Кислый Ключ
(Обильный)
Трахиты массивные глыбовые
Эффузивные –
2,5 (п) СС
Субщелочные
оливиновые
базальты
0,045±0,025 (ом)
СРЕДНИЙ
НЕОПЛЕЙСТОЦЕН
Усть-Хангура
Экструзивные –
0,87 (п) СС
0,04±0,015 (ом)
Муджиериты
трахиандезитобазальты керсутитсодержащие
0,165±0,02
(ом)
0,64±0,04 (ом) Р
0,05 (п) СС
(нет данных)
Трахиты
плитчатые
0,08±0,015 (ом) 0,48±0,04
(ом) Р
Трахиандезиты керсутитсодержащие (нет данных)
Гавайиты
0,125±0,025 (ом)
0,188±0,009 (пш) Р
Трахиандезитобазальты,
трахиандезиты 0,19±0,025
(ом)
Трахиты тонкоплитчатые
0,9±0,1 (п) Б
Трахит-порфиры
0,26±0,02 (ом)
0,38±0,05 (пш) Р
(некк)
Примечания: 1) названия вулканов – авторские, в скобках – принятые в других работах; 2) значения
возраста - в млн. лет; 3) анализированный материал: ом – основная масса пород, п – порода, пш – полевой
шпат; 4) источники: СС – Ступак, Ступак, 1986; Б – Багдасарьян и др., 1981; Р – Рассказов и др., 2000; 5)
подчеркнута дата, полученная 39Ar-40Ar методом.
В то же время наблюдаются существенные различия в значениях возраста, полученных нами и
сообщенных в работе [Рассказов и др., 2000], для близких по составу и условиям проявления пород,
определенных по их основной массе. Так, возраст керсутитсодержащих трахиандезитобазальтов (бенморитов, по С.В. Рассказову и др.) лавового языка влк. Туруктак по нашим определениям почти в четыре раза моложе возраста, приводимого в работе [Рассказов и др., 2000]. Еще более значительны (в 6
раз) такие различия для трахитов влк. Инаричи. (По причине отсутствия в указанной работе точной
привязки места отбора пробы трахита последний сопоставляется с проанализированной нами плитчатой его разновидностью; в случае корреляции его с гипсометрически более высоко расположенной,
т.е. более молодой, глыбовой разновидностью трахитов, проявленной в постройках влк. Туруктак и
Инаричи, расхождения возрастных датировок превысят порядковую величину). По всей вероятности,
отмеченное завышение, по отношению к нашим данным, значений К-Аr дат, сообщенных в работе
[Рассказов и др., 2000], объясняется несовершенством применявшейся упомянутыми авторами мето-
15
дики датирования и, в частности, использованием в качестве трасера аргона с атмосферным изотопным составом, что могло существенно повлиять на итоговую погрешность возраста.
Таким образом, полученные нами данные свидетельствуют, что время извержений молодых, но
доголоценовых, вулканов УЛП укладывается в интервал немногим более 200 тысяч лет, охватывающий, согласно [Постановления…, 1998], почти всю позднюю пору неоплейстоцена и верхнюю треть
средней его поры. Геологически такой интервал приближенно соответствует отрезку времени между
самаровской и сартанской ледниковыми эпохами. Тот же интервал по данным С.В. Рассказова и его
коллег составляет около 450 тысяч лет, что более чем в два раза больше нашей оценки и отодвигает
начало вулканических извержений неоплейстоцена в нижнюю половину его нижней поры. Последнее
представляется маловероятным по причинам довольно хорошей сохранности вулканических построек
и умеренного, в целом, эрозионного в них вреза, в ряде мест еще не достигшего подошвы лавовых
наслоений.
Cписок литературы
Багдасарьян Г. П., Герасимовский В. И., Поляков А. И., Гукасян Р. Х. Новые данные по абсолютному
возрасту и химическому составу вулканических пород Байкальской рифтовой зоны // Геохимия, 1981, № 3.С. 342350.
Живая тектоника, вулканы и сейсмичность Станового нагорья/ Солоненко В.П., Тресков А.А., Курушин
Р.А. и др. М.: Наука, 1966, 225 с.
Киселев А. И., Медведев М. Е., Головко Г. А. Вулканизм Байкальской рифтовой зоны и проблемы глубинного магмообразования. Новосибирск:Наука. Сиб. отд-ние, 1979, 197 с.
Постановления Межведомственного стратиграфического комитета и его постоянных комиссий. Вып. 30.
СПб, 1998. С.19-20.
Рассказов С. В. Юные вулканиты хребта Удокан// Поздний плейстоцен и голоцен юга Восточной Сибири.
Новосибирск: Наука, 1982. С. 125-136.
Рассказов С. В., Логачев Н. А., Брандт И. С. и др. Геохронология и геодинамика позднего кайнозоя:
(Южная Сибирь – Южная и Восточная Азия). Новосибирск: Наука, 2000, 288 с.
Ступак Ф. М. Эксплозивные кратеры хребта Удокан (Северное Забайкалье) // Изв. АН СССР, сер. геол.
1977, № 4. С. 28-36.
Ступак Ф. М. Кайнозойский вулканизм хребта Удокан. – Новосибирск:Наука. Сиб. Отд-ние, 1987, 169 с.
Ступак Ф. М., Ступак Р. М. Туруктак, Инаричи – новые вулканы Байкальского рифта // Изв. АН СССР,
сер. Геол. 1986, № 11. С. 69-81.
Чернышев И. В., Лебедев В. А., Аракелянц М. М. К-Аr датирование четвертичных вулканитов: методология и интерпретация результатов // Петрология, 2006, Т. 14, № 1. С. 69-89.
ВОЗРАСТ ПОЗДНЕМЕЗОЗОЙСКИХ ВУЛКАНОГЕННЫХ ПОРОД ЮГО-ВОСТОЧНОГО
ЗАБАЙКАЛЬЯ (ПО ДАННЫМ 40AR/39AR ДАТИРОВАНИЯ)
Ф. М. Ступак, 2А. В. Травин
1
Институт природных ресурсов, экологии и криологии СО РАН, Чита, magma@cinr.chita.su
2
Объединенный институт геологии, геофизики и минералогии СО РАН, Новосибирск,
travin@uiggm.nsc.ru
1
В позднем мезозое на территории Забайкалья в геодинамических обстановках растяжения
сформировалась система многочисленных, значительно разобщенных рифтогенных впадин, заполненных осадочными и магматическими образованиями, расчлененными на ряд свит и комплексов [Геологическое строение…, 1997]. Между тем, разработка их корреляционных схем затруднена не только
сложным строением континентальных осадочно-вулканогенных толщ впадин, но и недостатком
надежных, прежде всего, радиоизотопных определений возраста пород.
Настоящая работа посвящена 40Ar/39Ar датированию эффузивных пород из шести впадин ЮВ
Забайкалья (рис., врезка), в каждой из которых было отобрано по одной пробе. Проба 13-98 (андезит)
отобрана в Шадоронском прогибе на левобережье верхнего течения р.Буторовский Голготай в 1 км
16
выше устья пади Монастырева, из низов разреза верхней (буторовской) толщи J2-3 шадоронской серии;
проба 97-3 (трахиандезит) взята в Усть-Карской впадине на правобережье низовий р.Бол. Куларка (левый приток р.Шилка), из толщи вулканогенных образований, залегающих, по нашим наблюдениям, в
середине разреза J3 терригенных отложений ундино-даинской серии; проба К-15 (трахибазальт) отобрана в западной части Букукунского грабена на левобережье среднего течения р. Хужартай, из низов
небольшого покрова базальтовых лав бырцинской свиты, залегающих (с переслаиванием) на толще
терригенных отложений грабена. Из витропорфировых трахибазальтовых лав той же свиты была взята
проба К-6 в западной части Алтано-Кыринской впадины на левобережье р. Передний Алтан в 2,5 км
от ее устья. Проба 96-20 (трахибазальтовое вулканическое стекло внешней части лавовой подушки)
отобрана в Дурулгуйской впадине в левом борту пади Куку-Шивэр из толщи базальтовых лав, перекрывающих нижнемеловые терригенно-осадочные отложения; проба 99-13 (такое же стекло) взята в
небольшом, до 50 км2, Кумовском грабене в междуречье Кума-Боты из нижнего горизонта гиалокластитов, залегающих в разрезе терригенно-осадочных отложений уже упомянутой ундино-даинской
серии. По степени кристалличности анализируемые породы разделяются на фанеритовые (13-98, 97-3)
и содержащие вулканическое стекло, в ряду которых (К-15, К-6, 96-20, 99-13) его количество составляет, соответственно, 15-20, 80-85, 90-95 и 98-99%. Постмагматические изменения в породах проявлены весьма слабо и даже в наиболее затронутых ими стекловатых разновидностях лав количество вторичных минералов (палагонит, хлорофеит и др.) суммарно не превышает 1-2%.
17
18
Рис. 40Ar/39Ar возрастные, Ca/K спектры и диаграммы зависимости измеренного возраста от
Аr*(Cl)/39Ar(K) отношений для позднемезозойских вулканогенных пород ЮВ Забайкалья. На врезке – схема
расположения впадин, вмещающих эффузивы, датированные 40Аr/39Ar методом, их названия (Б – Букукунская,
АК – Алтано-Кыринская, Д – Дурулгуйская, Ш – Шадоронская, К – Кумовская, УК – Усть-Карская), места отбора
проб и их номера.
38
Методика 40Ar/39Ar исследований описана в [Ступак, Травин, 2004], а их результаты представлены на рисунке. Помимо возрастных и Ca/K спектров, там же помещены диаграммы зависимости измеренного возраста от отношения образовавшихся при облучении на Cl и на K изотопов аргона –
38Аr*/39Ar, которое, соответственно, пропорционально Cl/K отношению. Видно, что соответствующее
принятым критериям [Fleach et al., 1977] возрастное плато наблюдается только в спектрах четырех исследованных образцов (13-98, 97-3, К-15, 96-20). В спектре образцов К-6 и 99-13 выделяется промежуточное плато, состоящее из двух ступеней. Анализ диаграмм зависимости измеренного возраста от
отношения 38Аr*/39Ar (Cl/K) показывает, что ступени, включенные в возрастное плато, характеризуют-
19
ся, как правило, меньшими значениями Cl/K отношения. При этом для образцов 13-98, K-15, 96-20
наблюдается обратная корреляция между измеренным возрастом и Cl/K отношением. Можно предположить, что увеличение Cl/K отношения (вынос K, привнос Cl) в породах и нарушение их K/Ar системы происходят при поздних наложенных событиях. В разностях, содержащих значительное количество вулканического стекла эти процессы проявляются в большей степени благодаря их метастабильному состоянию.
Полученные значения возраста пород свидетельствуют о принадлежности их к разным этапам
позднемезозойского вулканизма. Наиболее древними из них, среднеюрскими (верхи бата, здесь и далее согласно [Дополнения …, 2000]), оказались эффузивы верхней толщи шадоронской серии. Более
молодыми по времени проявления, позднеюрскими, точнее – титонскими являются эффузивы западной части Букукунского грабена; еще более молодыми, раннемеловыми (берриасскими) – эффузивы
Усть-Карской впадины (139,71,3 млн. лет). Остальные три даты характеризуют стекловатые породы с
различной величиной потерь радиоактивного Ar: умеренной – в базальтах Переднего Алтана и Дурулгуя, позволяющей относить их к аптским образованиям, и значительной – в базальтах Кумы, измеренный возраст которых указывает на рубеж палеоцена-эоцена, а геологический – не моложе раннего мела.
Таким образом, первые для Юго-Восточного Забайкалья определения 40Ar/39Ar возраста позднемезозойских вулканогенных пород подтверждают сложившиеся представления о множественности
этапов их проявления. Установлены реперный характер некоторых датировок и непригодность для
этих целей определений возраста стекловатых разностей эффузивов.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты 99-05-64397, 02-05-64455, 05-0564438).
Список литературы:
Геологическое строение Читинской области / К.К. Анашкина, К.С. Бутин, Ф.И. Еникеев и др. Чита, СТС,
1997, 239 с.
Дополнения к Стратиграфическому кодексу России. СПб: ВСЕГЕИ, 2000, 112с.
Ступак Ф. М., Травин А. В. Возраст позднемезозойских вулканогенных пород Северного Забайкалья (по
данным 40Ar/39Ar датирования) // Геология и геофизика, 2004, Т. 45, № 2. С. 280-284.
Fleach R. J., Sutter J. F., Elliot D. H. Interpretation of discordant 40Ar/39Ar age-spectra of Mesozoic tholeiites
from Antarctica// Geochem. Cosmochim. Acta, 1977, V.41. P. 15-32.
ГЕОХИМИЯ ВЕРХНЕМЕЛОВЫХ ВНУТРИПЛИТНЫХ БАЗАЛЬТОВ
ОЛЮТОРСКОГО ПОЛУОСТРОВА (КОРЯКСКОЕ НАГОРЬЕ)
А. Н. Сухов, В. Д. Чехович
Геологический институт РАН, Москва, sukhov@ilran.ru
Олюторский полуостров расположен в южной части Корякского нагорья и образует южную
оконечность Олюторского берегового хребта, сложенного верхнемеловыми дислоцированными отложениями Ачайваям-Валагинской островной дуги и сопредельного ей окраинного бассейна, аккретированных к окраине Азии в позднем эоцене (Геология…, 1987; Шапиро, 1995).
Внутриплитные базальты слагают вулканические толщи в южной части Олюторского полуострова. Структурно они занимают наиболее низкое положение и имеют тектонические соотношения с
перекрывающими островодужными толщами (Чехович, 1993). Отложения сильно дислоцированы и
залегают в виде чередования чещуй и пластин, разделенных системой крутопадающих надвигов.
Мощность отдельных чешуй с ненарушенным залеганием слоев колеблется от первых десятков до
первых сотен метров. Базальты слагают подушечные и массивные лавы, лавобрекчии, реже туфы, содержащие маломощные включения, линзы и прослои глинисто-кремнистых и кремнистых осадков с
остатками микрофауны радиолярий средне-верхнекампанского возраста.
20
Петрографически базальты имеют преимущественно афировое строение, в подчиненном количестве развиты плагиоклаз-, оливин (?)-плагиоклаз-, или клинопироксен-плагиоклазпорфировые разности. Вторичные изменения представлены минералами низких степеней метаморфизма: альбитом,
хлоритом, гематитом, цеолитом, хлоритом.
Состав этих пород уже изучался ранее на небольшом числе образцов и была установлена их
принадлежность к внутриплитному типу (Геология…,1987). Нами была собрана и проанализирована
представительная коллекция из 60 образцов, включая определение редких элементов методом ICP-MS.
Полученные данные показывают, что изученные породы представляют серию составов варьирующих
от нормальных толеитов (N-MORB) через обогащенные толеиты (E-MORB) до щелочных базальтов
(OIB) с содержаниеми TiO2 1.2-2.5%. Отсутствующие или весьма слабо проявленные тренды фракционирования породообразующих элементов при заметных вариациях МgO (11-4%), явное преобладание
афировых разностей пород указывает на то, большая часть изученных составов возникло из независимых порций магмы. Наиболее наглядно это демонстрирует расширенный график редких элементов,
выстроенный по степени их несовместимости и нормированный по примитивной мантии. На этом
графике составы изученных базальтов образуют спектр кривых сближенных в тяжелой части спектра
и расширенный в легкой части (La/Nb= 0.6-1.2; Zr/Nb= 6-30; Tb/Yb= 0.2-0.35). При этом следует подчеркнуть, что и обогащенные, и обедненные составы встречаются в одном и том же разрезе в естественном чередовании.
В современных условиях подобные явления описаны в северной части ВосточноТихоокеанского хребта (11є20ґN). Базальты, изливающиеся в осевых зонах спрединга, а также слагающие многочисленные, небольшие по размеру вулканические постройки (seamounts), развитые в этом
районе в непосредственной близости от центров спрединга и вдоль рассекающих трансформных разломов, демонстрируют широкий спектр составов от сильно истощенных толеитов N-MORB до обогащенных E-MORB и щелочных OIB (Niu et al., 1997, 1999). Объясняются наблюдаемые явления неоднородностью мантии, которая, будучи истощенной литофильными элементами, содержит ассоциации
пород (дайки щелочного состава, эклогиты), обогащенного этими элементами. Расплавы, возникающее в ходе плавления этого комбинированного субстрата, обуславливают наблюдаемую на диаграммах парных соотношений редких элементов картину смешения. При нанесении на подобные диаграммы (Ta/Hf-Ho/Th, Nb/Sm-Zr/Rb,Nb) составы базальтов Олюторского полуострова последние отчетливо
ложатся на кривые смешения, образованными составами базальтов вулканов ВосточноТихоокеанского хребта.
Обращаясь к вопросу, в каких условиях могли формироваться толщи внутриплитных базальтов
Олюторского полуострова, с учетом того, что они тектонически включены в аккреционную структуру
верхнемеловой Ачайваям-Валагинской системы “островная дуга-окраинное море”, можно предположить, что в область магмогенерации спредингового центра окраинного моря попадали участки обогащенной мантии, связанные с деламинацией древней литосферы Азиатского материка. Возможно с
этим же источником обогащения связан высокий уровень обогащения литофильными элементами повсеместно наблюдаемый в породах Ачайваямско-Валагинской островной дуги.
Список литературы
Геология юга Корякского нагорья // М.: Наука, 1987, 168с.
Чехович В. Д. Тектоника и геодинамика складчатого обрамления малых океанических бассейнов // М.:
Наука, 1993, 272с.
Шапиро М. Н. Верхнемеловая Ачайвам-Валагинская вулканическая дуга и кинематика плитв Северной
части Тихого океана // Геотектоника, 1995, №1. С.52-64.
Niu Y., Batiza R. Trace element evidence from seamounts for recycled oceanic crust in the Eastern Pacific mantle
// Earth and Planetary Science Letter., 1997, V.148. P.471-483.
Niu Y., Collerson K. D. Origin of enriched-type mid-ocean ridge basalt at ridges far from mantle plumes: The
East Pacific Rise at 11є20ґN // Journal of Geophysical Research, V.104, №B4. P.7067-7087.
21
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ ЯПОНСКОГО И ОХОТСКОГО МОРЕЙ НА ОСНОВЕ
РАДИОИЗОТОПНОГО ДАТИРОВАНИЯ (ПО ДАННЫМ ДРАГИРОВАНИЯ)
В. Т. Съедин, Т. А. Емельянова
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, Владивосток,
sedin@poi.dvo.ru, emelyanova@poi.dvo.ru
Окраинные моря – один из основных структурных элементов зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану. Выяснение происхождения и эволюции впадин окраинных морей является
одним из главных вопросов теоретической геологии. Вулканические породы широко развиты в пределах Охотского и Японского окраинных морей. Они играют важную (а иногда определяющую) роль в
геологическом строении различных структур этих морей. Специфика морских геологических исследований (при драгировании) предполагает всестороннее изучение поднятого каменного материала в лабораторных условиях. Одним из важнейших моментов исследования вулканических пород является
изотопное датирование образцов. Причем в некоторых случаях значения изотопного возраста является
определяющим моментом при изучении тех или иных типов (или комплексов) вулканических пород.
Естественно, что в этом случае особенную роль играет достоверность получаемых изотопных датировок, что в первую очередь зависит от применяемой методики и от правильности выбора образцов для
исследования. В настоящей работе мы попытаемся показать значение (роль) данных по изотопному
датированию в изучении особенностей вулканизма Охотского и Японского окраинных морей.
В Охотском море данные радиоизотопного датирования были приняты за основу разделения
вулканических пород на комплексы [Емельянова и др., 2003; Емельянова, 2004], поскольку все вулканиты внутренней части моря характеризуются близким петрографическим и химическим составом.
Согласно определениям радиоизотопного возраста, полученным в разные годы и в разных лабораториях (табл.1), вулканиты Охотского моря можно разделить на 8 возрастных групп: 1 – позднеюрская
(179-142 млн. лет); 2 – раннемеловая (130-97 млн. лет); 3 – позднемеловая (96-69 млн. лет); 4 – палеоценовая (57 млн. лет); 5 – эоценовая (51-37 млн. лет); 6 – позднеолигоценовая (25 млн. лет); 7 – позднемиоценовая (11.9 млн. лет); 8 – плиоцен-плейстоценовая (4.1 – 0.9 млн. лет). Из таблицы видно, что
степень достоверности выделения тех или иных возрастных групп различна. Некоторые возрастные
интервалы представлены лишь одним определением (палеоценовый, позднеолигоценовый и позднемиоценовый), что не позволяет уверенно выделять соответствующие вулканические комплексы в
Охотском море. Более того, палеоценовая и позднемиоценовая датировки получены по старым методикам и измененным образцам. Позднеюрский интервал представлен пятью определениями, однако и
в этом случае нет оснований уверенно говорить о выделении в Охотском море позднеюрского вулканического комплекса. Так как все имеющиеся датировки этого возраста получены по старым методикам, а образцы с этими определениями ничем не отличаются от образований раннемеловой и позднемеловой групп. Переопределение изотопного возраста одного из образцов этой группы (табл. 1, обр.
3120-54) в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН дало результат 102 ± 5 млн.
лет (было 179.4 млн. лет). Это факт подтверждает недостаточную обоснованность выделения позднеюрского вулканического комплекса в Охотском море. В Охотском море можно уверенно выделить
лишь 4 возрастных вулканических комплекса: 1 – раннемеловой, 2 – позднемеловой, 3 – эоценовый, 4
– плиоцен-плейстоценовый. Первые два комплекса выделяются не только по изотопным определениям, но и на основании сходства входящих в них пород с образованиями Охотско-Чукотского Вулканического Пояса. Меловые вулканиты в Охотском море выделялись и ранее, а вот два кайнозойских
комплекса выделены нами впервые [Емельянова и др., 2003; Емельянова, 2004]. Основанием для этого
послужили данные радиоизотопного датирования, которые получены нами по неизмененным образцам в ИГЕМ РАН в период с 1999 по 2004 год (табл. 1). Эоценовый комплекс охарактеризован 9-ю
определениями и только одно из них (обр. 2897-7) приводится по литературным данным (табл. 1).
Плиоцен-плейстоценовый комплекс выделен нами на основании 9 определений, полученных для образцов с различных вулканических построек расположенных по обрамлению Курильской котловины.
Большинство определений (7 опр.) получены в лаборатории ИГЕМ РАН (табл. 1). При этом плиоцено-
22
вый этап подводного вулканизма во внутренней части моря (южный склон возвышенности Академии
Наук) выделен нами впервые только на основании изотопных датировок [Съедин и др., 2002].
Таблица 1
Радиоизотопные определения возраста вулканитов Охотского моря
№
№ пробы
Широта
Долгота
Глубина, м
K%±,%
40
1*
2
3
4
5
6
7
8*
9
10
11
12
13*
14
15
16*
17
18
19*
20*
21
22
23
24*
25
26*
27
28*
29*
30*
31*
32*
33
34*
35*
36
37*
38
39*
40*
41*
42*
43*
44*
45
46*
47
3120-54
2120-67
3125-27
3121-1
3163-16
3123-1
2120-30
27-14-109
2122-4
3159-2
2829-28
3121-39
2122-2
3121-37
3129-10
3116-24
962-5б-3
3118-13
3110-16
27-14-3
3105-1
962-1
962-2а
3129-16
3110-40
3105-9
4218-506
2122-22
3133-1
3133-3
3157-13
3111-1
3120-56
3129-19
3118-19
2897-7
3125-21
3115-2
27-19-2
126-4-1
27-19-10
126-1-1
2357-8
2357-5
27-18-3
43-2
27-18-1
55 17,3
49 39,2
55 47,6
54 58,2
54 57,2
55 33,6
49 39,2
48 29,3
49 25,6
53 19,7
56 23,2
54 58,2
49 25,6
54 58,2
55 49,6
54 54
50 32,0
55 00,5
52 52,5
48 29,3
48 41,0
50 32,0
50 32,0
55 49,6
52 52,5
48 41
50 10 ,0
49 25,6
56 12,0
56 12,0
49 25,5
52 55,1
55 17,3
55 49,6
55 0,5
53 11,0
55 47,6
54 52,5
49 39,8
46 02,14
49 39,8
46 02
47 55,0
47 55,0
48 19.06’
47 07
48 19.48’
144 44,1
151 26,7
146 09,8
144 58,0
144 56,7
145 52,1
151 26,7
151 02,1
151 55,6
149 49,8
143 37,0
144 58,0
151 55,6
144 58,0
148 36,0
147 07,5
149 43,0
145 09,6
148 38,6
151 02,1
151 10,0
149 43,0
149 43,0
148 36
148 38,6
151 10
149 48,0
151 55,6
149 15,5
149 15,5
15157.3
148 40,8
144 44,1
148 36
145 09,6
149 18,2
146 09,8
147 07,8
152 09,6
14740,05
152 09,6
14744,03
148 02,0
148 02,0
15150.24
15028,3
15150.13
500-460
1950
240-210
1300-1200
1300-1200
125
1950
3050-2540
1200
1300-1250
200-180
1300-1200
1200
1300-1200
260-220
800-550
1320-1030
1000-800
1200-1060
3050-2540
2200-2100
1320-1030
1320-1030
1200-1060
2210-2110
140
1200
235
235
1450-1240
1220-1160
500-460
1000-800
1000
240-210
570-520
1500-1300
1500-1300
2700-2900
2700-2900
3190-2945
3190-2945
1,26
1,34
1,18
1,03
1,80
0,450 0,015
1,27
1,88
0,750,015
2,982
0,25
0,920,015
1,160,03
3,07
1,380,02
0,1160,005
1,20
1,160,03
1,750,02
1,620,02
1,900,02
0,95 0,02
1,130,015
1,17 0,015
1,82 0,02
2,61
1,380,03
1,38 0,02
0,71 0,015
1,18
0,74 0,015
1,310,03
0,79 0,02
2,480,03
1,50 0,02
1,090,02
1,6350,033
1,420,03
1,8080,036
1,64679
1,43018
1,2227
1,05464
1.68571
3,8 0,1
1,05286
1,45786
5,80,2
0,006359
1,8964
6,30,2
7,80,6
2,0425
9,10,3
0,75 0,02
0,74518
6,60,2
9,30,3
7,90,25
6,80,2
3,15 0,10
3,6 0,15
3,8 0,15
5,60 0,15
0,8045
4,130,15
3,65 0,15
1,250,05
0,09714
0,210,015
0,310,015
0,180,01
0,520,015
0,280,01
0,190,01
1,0360,25
0,120,01
0,6540,26
23
Arрад
±, нг/г
Возраст
±1,6,
млн. лет
1025
149,0
147,8
143,6
142,0
130,3
125,0
1186
117,0
115,8
115,0
108,6
1075
106,3
106,2
974
966
93,4
933
916
87,6
87,31,8
855
804
753
693
572,3
512,3
472,5
463
463
442,5
44,0
42,52,5
392,5
37,2
25,21,8
11,9
4,10,4
3,40,3
3,30,3
3,00,2
2,70,3
2,60,3
1,6320,01
1,20,2
0,9320,04
Примечание: */ обозначены датировки, полученные в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН с 1999 по 2004 г.г.
Вулканические породы Японского моря детально охарактеризованы серией работ сотрудников
ТОИ ДВО РАН [Леликов, Терехов, 1982; Геология дна…, 1987; Съедин, 1987; 1989 и др.], в которых
приведены и данные по радиоизотопному датированию. Результаты последних исследований по определению возраста вулканитов Японского моря частично приведены в статье Е.П. Леликова с соавторами [Леликов и др., 2001]. Вулканические породы Японского моря разделены на типы (или комплексы) главным образом на основании их химических и минералогических особенностей. Однако, для
определения стратиграфического положения того или иного типа (или комплекса) вулканических пород использовались материалы по радиоизотопному датированию. Вулканические породы Японского
моря разделяются на 6 типов (или комплексов): 1 – континентальные толеиты; 2 – вулканиты известково-щелочной серии континентальных окраин; 3 – щелочные базальтоиды континентальных рифтов;
4– окраинно-морские толеиты и их дифференциаты; 5 – породы трахиандезитового комплекса; 6 – породы андезитового комплекса. Континентальные толеиты известны только на материковом склоне
Южного Приморья. По своим особенностям они аналогичны неогеновым (позднемиоценовым) платобазальтам Южного Приморья. В то же время имеющиеся датировки изотопного возраста [Съедин,
1989] располагаются в интервале 51-11 млн. лет, что позволяло неоднозначно интерпретировать время
их формирования. Полученная нами радиоизотопная датировка (табл. 2, обр. 791-б) для одного из
Таблица 2
Радиоизотопные определения возраста вулканитов Японского моря
№
№ пробы
Широта
Долгота
Глубина, м
Возраст
±1,6,
млн. лет
1*
791-Б
42 30,5
132 55,5 1100-1000
0,470,02
0,360,015
11,10,8
2*
413-2
38 59.3
134 24.7 400-350
1,220,02
1,950,05
231
3*
1427
360-340
39 03.8
134 19.6
0,380,015
0,730,03
18,01,5
4*
1999
39 53.6
133 19.3 1350-1200
1,610,025
2,800,08
24,71
5*
2005
39 50.4
133 17.4 1600-1500
2,380,03
3,60,1
21,51,0
6**
2682-1-3
1,83
24,26
40 18.9
134 16.2 1500
7***
2682-1-12
1,56
2,72
24,9
40 18.9
134 16.2 1500
8*
1147-Г
41 46.2
132 22.4 1800-1580
1,010,025
0,920,03
13,10,7
9*
1567
1800-1750
42 07.9
133 44.2
4,210,04
3,300,15
11,20,5
10*
7714-А
42 35.1
136 17.4 1600-1500
1,020,025
0,760,02
10,70,5
11*
2055-4
42 30.5
136 16.5 3150-2900
2,550,03
1,820,08
10,20,5
12 *
2068
42 25.2
134 58.0 2800-2500
0,910,15
0,760,03
12,01
13*
2070-А
42 25.1
134 59.0 3400-3100
1,210,02
0,380,015
4,50,3
14*
2697-1-3
2100-1800
42 32.5
135 23.2
1,070,025
0,610,02
8,20,5
15*
2519-2-1
38 30.2
129 49.7 1200-1050
0,930,02
0,510,015
7,90,5
Примечание: */ обозначены датировки, полученные в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН, **/ в ДВГИ ДВО РАН, ***/ в ПО “Примгеология”.
K%±,%
40
Arрад
±, нг/г
образцов этого типа дает позднемиоценовый возраст (11.1 ± 0.8 млн. лет), что соответствует
времени образования платобазальтов Южного Приморья. Вулканиты 2-го типа также известны только
на материковом склоне Юго-Восточного Приморья. Изотопные датировки по породам этого типа отсутствуют. Их возраст принят как палеоцен-эоценовый на основании сходства этих вулканитов с образованиями палеоцен-раннеэоценовой свиты Приморья. Щелочные базальтоиды (3-ий тип) слагают отдельные вулканические постройки в северной части Цусимской котловины, в том числе о-ва Уллындо
и Чукто, а также участвуют в геологическом строении о-вов Оки (о-в Дого). Время образования аналогичных вулканитов на прилегающей суше (о-в Хонсю, п-ов Корея) плиоцен-четвертичное. Изотопные
датировки для вулканитов этого типа укладываются в интервал 3.5 – 2.2 млн. лет [Съедин, 1989], что
хорошо согласуется с временем образования аналогичных пород прилегающей суши. Образования 4-
24
го типа слагают вулканические горы и небольшие хребты в глубоководных котловинах Центральной и
Хонсю, а также формируют наложенные постройки в краевых частях крупных возвышенностей
(Ямато, Ното, Окусири и Восточно-Корейская). Многочисленные определения радиоизотопного возраста (более 50 опр.) для пород этого типа варьируют в широком интервале (от 60 до 3.5 млн. лет), что
дает основание для неоднозначного толкования времени формирования этих пород. Больше всего сомнения вызывают датировки палеогенового возраста. Для выяснения этого момента в ИГЕМ РАН были переопределены 3 образца базальтов Центральной котловины, для которых ранее были получены
наиболее “древние” определения возраста (обр.2070-А – 58.5; 7714-А – 52.7; 2697-1-3 – 40.2 млн. лет)
и один образец с Восточно-Корейской возвышенности (обр.2519-2-1 – 28.3 млн. лет). Полученные радиоизотопные датировки для этих образцов показали соответственно – 4.5; 10.7; 8.2 и 7.9 млн. лет
(табл. 2). Эти данные, наряду с результатами определения других образцов (основная часть образцов
характеризуется интервалом 15-5 млн. лет), позволяют более уверенно говорить о формировании вулканитов этого типа в среднемиоцен-плиоценовое время. Вулканические породы 5-го и 6-го типов (трахиандезитовый и андезитовый комплексы) распространены на всех крупных возвышенностях Японского моря, характеризующихся “субконтинентальным” типом земной коры. Возраст пород трахиандезитового комплекса был определен ранее на основании радиоизотопных датировок как поздний
олигоцен-ранний миоцен [Леликов, Терехов, 1982; Геология дна…, 1987]. В настоящее время имеется
12 определений калий-аргоновым методом для пород этого комплекса, которые, несмотря на то, что
получены в разные годы и в разных лабораториях, укладываются в довольно узкий интервал 27.5-15.0
млн. лет. Причем основная часть определений (9 обр.) варьирует в интервале 27.5-20 млн. лет. Это
позволяет довольно уверенно говорить о позднеолигоцен-раннемиоценовом времени образования пород трахиандезитового комплекса. Породы андезитового комплекса выделены нами в работе [Леликов
и др., 2001]. В настоящее время имеется 40 определений изотопного возраста для пород этого комплекса, выполненных в разные годы и в разных лабораториях (главным образом в ПТГУ). Данные
определения возраста этих вулканитов варьируют в широком временном диапазоне от 16 до 68 млн.
лет. При этом одно определение имеет мезозойский возраст (68 млн. лет) и три – менее 20 млн. лет
(19.3; 18.9; 16.0 млн. лет). Все полученные в последние годы определения (табл. 2, № 2-7) укладываются в интервал 25-18 млн. лет. В этом же интервале располагаются и 8 старых датировок, в том числе
и две полученные японскими исследователями. Учитывая данные радиоизотопного возраста для пород
андезитового комплекса и их геологическое положение, мы можем с уверенностью говорить о позднеолигоцен-раннемиоценовом времени образования этих вулканитов. Скорее всего, вулканические породы андезитового комплекса Японского моря формировались в тот же период вулканизма, что и породы трахиандезитового комплекса.
Таким образом, приведенные материалы свидетельствуют о том, что радиоизотопные датировки
сыграли значительную роль в выделении различных комплексов (или типов) вулканических пород
Охотского и Японского морей и в выяснении их стратиграфического положения. В частности, в Охотском море эоценовый и плиоцен-плейстоценовый комплексы выделены исключительно на основании
данных радиоизотопного возраста. В Японском море радиоизотопные датировки позволили, прежде
всего, определить возрастной интервал трахиандезитового и андезитового комплексов, а также более
уверенно датировать время образования других типов вулканических пород. В целом материалы по
радиоизотопному датированию для вулканических пород позволяют более обоснованно говорить о
происхождении и эволюции впадин Охотского и Японского окраинных морей. Таким образом, приведенные материалы свидетельствуют о том, что радиоизотопные датировки сыграли значительную роль
в выделении различных комплексов (или типов) вулканических пород Охотского и Японского морей и
в выяснении их стратиграфического положения. В целом материалы по радиоизотопному датированию для вулканических пород позволяют более обоснованно говорить о происхождении и эволюции
впадин Охотского и Японского окраинных морей.
Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ 06-05-96108 и ДВО 06-III-А-07258.
25
Список литературы
Емельянова Т. А., Леликов Е. П., Съедин В. Т., Нарыжный В. И. // Тихоокеан. геология, 2003, т. 22, №
4. С.3-18. 2.
Емельянова Т. А. Вулканизм Охотского моря. Владивосток, Дальнаука, 2004, 148 с.
Съедин В.Т., Емельянова Т.А., Леликов Е.П. // Строение, геодинамика и металлогения Охотского региона. Южно-Сахалинск, ИМГИГ ДВО РАН, 2002, Т.1. С.193-197.
Леликов Е. П., Терехов Е. П. // Тихоокеан. геология, 1982, № 2. С.71-77.
Геология дна Японского моря. Владивосток, 1987, 140 с.
Съедин В. Т. // Геология дна Японского моря. Владивосток, 1987. С.77-90.
Съедин В. Т. // Тихоокеан. геология, 1989, № 2. С.30-38.
Леликов Е. П., Емельянова Т. А., Съедин В. Т. и др. Тихоокеан. геология, 2001, Т.20, № 5. С.118-122.
СРАВНЕНИЕ ВУЛКАНИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ЯПОНСКОГО И
ОХОТСКОГО ОКРАИННЫХ МОРЕЙ
В. Т. Съедин, Т. А. Емельянова
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, Владивосток,
sedin@poi.dvo.ru, emelyanova@poi.dvo.ru
Окраинные моря – один из основных типов структур Земли. Охотское и Японское моря являются отдельными звеньями в системе окраинных морей Востока Азии. Несмотря на принадлежность к
одному типу геоструктур, Японское и Охотское окраинные моря резко отличаются друг от друга и
характеризуются четко выраженной индивидуальностью, которая выражается в особенности рельефа
(морфологии) дна, характере земной коры и в геологическом строении основных структур этих морей.
Вулканические породы широко развиты в пределах Охотского и Японского окраинных морей. Они
играют важную (а иногда определяющую) роль в геологическом строении различных структур этих
морей. На основании химического и минералогического составов, геологического положения и данных радиоизотопного датирования среди вулканических пород Охотского и Японского морей выделены разновозрастные типы (или комплексы), краткая характеристика которых приведена в таблице. В
настоящей работе мы попытаемся провести сравнительный анализ особенностей вулканизма Охотского и Японского окраинных морей.
В Охотском море за основу разделения вулканических пород на комплексы были приняты данные радиоизотопного датирования [Емельянова и др., 2003; Емельянова, 2004], поскольку все вулканиты внутренней части моря характеризуются близким петрографическим и химическим составом.
Согласно определениям радиоизотопного возраста, полученным в разные годы и в разных лабораториях (табл.1), вулканиты Охотского моря можно разделить на 8 возрастных групп: 1 – позднеюрская
(179-142 млн. лет); 2 – раннемеловая (130-97 млн. лет); 3 – позднемеловая (96-69 млн. лет); 4 – палеоценовая (57 млн. лет); 5 – эоценовая (51-37 млн. лет); 6 – позднеолигоценовая (25 млн. лет); 7 – позднемиоценовая (11.9 млн. лет); 8 – плиоцен-плейстоценовая (4.1 – 0.9 млн. лет). Степень достоверности
выделения тех или иных возрастных групп различна. Некоторые возрастные интервалы представлены
лишь одним определением (палеоценовый, позднеолигоценовый и позднемиоценовый), что не позволяет уверенно выделять соответствующие вулканические комплексы в Охотском море. В Охотском
море можно уверенно выделить лишь 4 возрастных вулканических комплекса: 1 – раннемеловой, 2 –
позднемеловой, 3 – эоценовый, 4 – плиоцен-плейстоценовый.
Вулканические породы Японского моря детально охарактеризованы серией работ сотрудников
ТОИ ДВО РАН [Леликов, Терехов, 1982; Геология дна…, 1987; Съедин, 1987; 1989 и др.]. Результаты
последних исследований по определению возраста вулканитов Японского моря частично приведены в
статье Е.П. Леликова с соавторами [Леликов и др., 2001]. Вулканические породы Японского моря разделены на типы (или комплексы) главным образом на основании их химических и минеральных осо-
26
бенностей с учетом данных радиоизотопного датирования. Вулканические породы Японского моря
разделяются на 7 типов (или комплексов): 1 – континентальные толеиты; 2 – вулканиты типа известково-щелочной серии континентальных окраин; 3 -- щелочные базальтоиды континентальных рифтов;
4 – окраинно-морские толеиты и их дифференциаты; 5 – океанические толеиты; 6 – породы трахиандезитового комплекса; 7 – породы андезитового комплекса. Континентальные толеиты известны только
на материковом склоне Южного Приморья. По своим особенностям они аналогичны неогеновым
(позднемиоценовым) платобазальтам Южного Приморья. Вулканические породы типа образований
известково-щелочной серии континентальных окраин распространены в Японском море также незначительно и известны только на материковом склоне Юго-Восточного и Восточного Приморья. Они
аналогичны породам кузнецовской свиты Приморья, которая имеет палеоцен-раннеэоценовый возраст.
Щелочные базальтоиды слагают отдельные вулканические постройки в северной части Цусимской
котловины, в том числе о-ва Уллындо, Чукто и Дого. Время их образования плиоцен-четвертичное.
Изотопные датировки для вулканитов этого типа укладываются в интервал 3.5 – 2.2 млн. лет, что хорошо согласуется с временем образования аналогичных пород прилегающей суши. Образования 4-го
типа слагают вулканические горы и небольшие хребты в глубоководных котловинах Центральной и
Хонсю, а также формируют наложенные постройки в краевых частях крупных возвышенностей. Вулканические породы 5-го типа (океанические толеиты) были вскрыты в скважинах глубоководного бурения (проект ODP) в котловине Хонсю. Возраст базальтов в скважинах – нижний миоцен [Kaneoka et
al.,1992]. Вулканические породы 6-го и 7-го типов (трахиандезитовый и андезитовый комплексы) распространены на всех крупных возвышенностях Японского моря, характеризующихся “субконтинентальным” типом земной коры. Имеющиеся данные по радиоизотопному датированию позволяют довольно уверенно говорить о позднеолигоцен-раннемиоценовом времени образования пород трахиандезитового комплекса [Леликов, Терехов, 1982; Геология дна…, 1987]. Породы андезитового комплекса выделены нами в работе [Леликов и др., 2001]. Учитывая данные радиоизотопного возраста для
пород андезитового комплекса и их геологическое положение, мы можем с уверенностью говорить о
позднеолигоцен-раннемиоценовом времени образования этих вулканитов.
Позднеюрский вулканический комплекс не известен в Японском море (табл.), да и в Охотском
его выделение вызывает большие сомнения. Во- первых, все имеющиеся датировки получены по старой методике, во-вторых, образцы с юрскими датировками полностью аналогичны породам раннемелового комплекса, и в-третьих, переопределение одного образца из этой группы дало раннемеловой
интервал. Вулканические породы раннемелового возраста имеются только в Охотском
море. Они известны на всех возвышенностях внутренней части моря и представлены главным
образом базальтами, андезитобазальтами и андезитами и в меньшей степени – туфами этих пород и
долеритами. По своим особенностям раннемеловые вулканиты аналогичны породам формации высокоглиноземистых базальтов и андезитовой формации Охотско-Чукотского вулканического пояса
[Емельянова и др.,2003; Емельянова,2004]. Позднемеловой вулканический комплекс в обоих морях
характеризуется преобладанием вулканитов кислого состава и широким развитием туфов вплоть до
игнимбритов (табл.). В Охотском море вулканиты этого комплекса составляют порядка 70% от пород
фундамента и широко развиты на всех возвышенностях внутренней части моря. Породы представлены
лавами андизидацитов, дацитов, риодацитов и риолитов а также спекшимися туфами риолитов и риодацитов. Довольно часто всречаются игнимбриты. Значительно реже в составе комплекса отмечаются
базальты, андезитобазальты, андезиты и их туфы. По своим особенностям позднемеловые вулканиты
Охотского моря аналогичны породам позднемеловой игнимбритовой формации Охотско-Чукотского
вулканического пояса [Емельянова и др.,2003; Емельянова,2004]. В Японском море к этому возрастному комплексу относятся вулканиты, развитые на материковом склоне Восточного Приморья, который является прямым продолжением структур Приморья в Японское море. Позднемеловые вулканиты
во внутренней части Японского моря (Южное Ямато), на наш взгляд, достоверно не установлены. Образования палеоцен-эоценового возраста установлены в Охотском и Японском морях. В Охотском море вулканиты эоценового возраста имеют широкое развитие. Они участвуют в геологическом строении
всех крупных возвышенностей внутренней части моря. Представлены они, главным образом, андезитобазальтами и андезитами, сформированными в континентальных условиях. Реже встречаются андезитодациты, дациты, риодациты и риолиты (табл). В Японском море вулканиты этого возраста, пред-
27
ставленные базальтами и андезитами, известны только на материковом склоне Приморья. В обоих морях породы этих комплексов относятся к образованиям известково-щелочной высокоглиноземистой
серии континентальных окраин, которые формируются после основного (мезозойского) этапа магматизма окраинно-котинентальных вулканических поясов. Вулканические породы позднеолигоценраннемиоценового возраста широко распространены в Японском море и известны на всех крупных
возваышенностях моря. По составу пород они подразделяются на два комплекса – трахиандезитовый и
андезитовый. Породы трахиандезитового комплекса наиболее широко развиты в южной и югозападной частях моря. Они представлены в основном спекшимися туфами трахиандезитового, трахидацитового и трахилипаритового составов а также игнимбритами. Наряду с туфами встречаются трахиандезиты, трахидациты и трахириолиты и реже – базальты и андезиты (табл). Породы андезитового
комплекса в основном распространены в центральной и восточной частях моря. Они представлены
главным образом андезитобазальтами и андезитами, а также, в меньшей степени, – базальтами, дацитами, риолитами и их туфами. В Охотском море выделение вулканического комплекса такого возраста
не имеет достаточных оснований, так как имеется лишь одно определение отвечающее этому интервалу. Вулканические породы нижнемиоценового возраста, представленные главным образом толеитами
типа N-MORB (океанические толеиты), вскрыты скважинами ODP в Японском море в котловине Хонсю. В Охотском море вулканиты такого типа и возраста отсутствуют. Вулканические породы среднемиоцен-плиоценового возраста (окраинно-морские толеиты и их дифференциаты) широко распространены в Японском море. Они слагают многочисленные вулканические постройки в глубоководных котловинах Цетральной и Хонсю, а также образуют наложенные постройки в краевых частях крупных
возвышенностей. Породы этого возраста (континентальные толеиты) также известны на материковом
склоне Южного Приморья. В Охотском море вулканиты этого возраста достоверно не установлены.
Единственое определение 11.9 млн.лет получено, во-первых, – по старой методике, а во-вторых, – по
измененному образцу. Учитывая этот факт, выделение среднемиоценового комплекса вулканитов в
Охотском море, вряд ли, можно считать корректным. Плиоцен-голоценовые вулканические породы
известны в Японском и Охотском морях (табл). В обоих случаях они развиты локально. В Японском
море они известны только в юго-западной части моря, где образуют вуканические постройки в северном борту Цусимской котловины, а также участвуют в геологическом строении островов Оки. Они
представлены щелочными породами типа вулканитов континентальных рифтов. В Охотском море
вулканические породы этого возраста обнаружены только по обрамлению Курильской котловины.
Они слагают вулканические постройки на северном борту котловины (южный склон возвышенности
Академии наук), вулкан Геофизиков – в самой котловине, но основная их часть сосредоточена вдоль
склона Курильской островной дуги. Вулканиты представлены главным образом породами аналогичными образованиям известково-щелочной серии островных дуг с несколько повышенным уровнем
калиевости.
Таблица
Схема корреляции вулканитов Охотского и Японского морей
Возраст
комплекса
Плиоценголоценовый
Японское море
Состав пород
Оливиновые,
оливин-пироксеновые,
пироксен-плагиоклазовые,
амфиболплагиоклазовые базальты, К – вые трахиты,
(3,5; 2,2 млн. лет до современного периода).
Вулканы Цусимской котловины. О-в Дого.
Среднемиоценплиоценовый
Плагиоклазовые,
оливин-плагиоклазовые,
оливин-пироксен-плагиоклазовые, базальты,
ферробазальты,
двуполевошпатпироксеновые, трахиандезиты, Na – K-ые трахиты, трахидациты, трахилипариты. (13,1-4,5
млн. лет). Вулканы котловин Японской и
Ямато. Наложенные постройки.
Оливин-плагиоклазовые базальты. (11,1 млн.
28
Охотское море
Состав пород
Двупироксен-плагиоклазовые базальты, андезибазальты, андезиты, трахиандезиты, лавы
оливин-клинопироксен-плагиоклазовых базальтов. Возвышенность Академии наук (4,12,60,932 млн. лет), вулканы: Геофизиков (1,60,932 млн. лет), Обручева (1,2 млн. лет), Гидрографов (3,4-3,0)
Оливин-двупироксен-плагиоклазовые базальты. (11,9 млн. лет). Охотский свод. (?).
Олигоценраннемиоценовый
ПалеоценЭоценовый
Позднемеловой
лет). Континентальные толеиты. Материковый склон Южного Приморья.,
Игнимбриты, спекшиеся туфы кислого и среднего составов,
пепловые туфы, трахиандезиты, трахидациты, трахилипариты. (27- 18 млн. лет). Трахиандезитовый комплекс.
Пироксен-плагиоклазовые, пироксен-оливинплагиоклазовые базальты, андезиты, дациты,
липариты Андезитовый комплекс. Крупные
возвышенности .
Океанические толеиты.
Котловина Хонсю. Скв. ODP.
Пироксен-плагиоклазовые базальты, андезибазальты. Известково-щелочная серия континентальных окраин. Аналог кузнецовской свиты Приморья. Материковый склон Южного и
Восточного Приморья.
Туфы дацитов, риолитов, липариты, риолитовые порфириты (103-64 млн. лет) Аналог
приморская серии. Материковый склон Восточного Приморья.
Базальты, андезиты, дациты, риолиты, туфы
андезидацитов. (68 млн. лет). Возвышенность
Южное Ямато. (?).
Раннемеловой
Позднеюрский
Двупироксен-плагиоклазовые андезиты.
(25 млн. лет). Банка Кашеварова. (?).
Амфибол-клинопироксен-плагиоклазовые и
оливин-двупироксен-плагиоклазовые, клинопироксен-плагиоклазовые андезибазальты и
андезиты,
оливин-клинопироксенплагиоклазовые базальты, роговообманковоплагиоклазовые
дациты,
амфиболплагиоклазовые,
двупироксенплагиоклазовые андезидациты и дациты, амфибол-полевошпатовые риодациты и кластолавы риолитов. (51-37,2 млн. лет). Воз-ти
Академии наук, Института океанологии,
Охотский свод, банка Кашеварова.
Двупироксен-амфибол-плагиоклазовые, амфибол-плагиоклазовые андезидациты, дациты, риодациты, биотит-роговообманковые
риолиты, туфы риолитов, игнимбриты, редко
базальты и андезибазальты, лавы и туфолавы
андезитов, туфы базальтов и андезитов. (9669 млн. лет). Воз – ти Академии наук, Института
океанологии,
Охотский
свод,
б,Кашеварова.
Клинопироксен-плагиоклазовые,
оливинпироксеновые, оливин-плагиоклазовые базальты,
клинопироксен-амфиболплагиоклазовые андезибазальты, андезиты,
двупироксен-амфибол-плагиоклазовые
андезибазальты и их туфы, амфиболплагиоклазовые андезиты и андезидациты,
долериты (130,3-97млн. лет). Воз – ти Академия наук, Института океанологии, Охотский
свод, банка Кашеварова.
Двупироксен-плагиоклазовее базальты, андезибазальты,
роговообманковоплагиоклазовые андезиты и андезидациты
(179-142 млн. лет). Банка Кашеварова, возвышенность Академии наук. (?).
Сравнение вулканических комплексов Японского и Охотского морей указывает на существенное различие особенностей проявления мезо-кайнозойского вулканизма в пределах этих морей:
1. В Охотском море мезозойские вулканические породы известны на всех возвышенностях его
внутренней части и играют важную роль в геологическом строении этих структур. В Японском море
мезозойские вулканиты известны только на материковом склоне Приморья.
2. Эоценовые вулканические породы также широко развиты в Охотском море. Они, также как
мезозойские, известны на всех возвышенностях его внутренней части. В Японском море они обнаружены в незначительном количестве и только на материковом склоне Приморья.
29
3. Вулканические породы позднеолигоцен-раннемиоценового возраста в Охотском море достоверно не установлены. В тоже время, они широко распространены в Японском море, где представлены образованиями различных геохимических типов. Породы этого возраста известны на всех крупных возваышенностях Японского моря и в котловине Хонсю (Ямато).
4. Вулканические породы среднемиоцен-плиоценового возраста в Охотском море также достоверно не установлены, а в Японском море имеют значительное развитие. Они слагают вулканические постройки в котловинах, наложенные постройки на возвышенностях и известны на материковом
склоне Приморья. Они также представлены образованиями различных геохимических типов.
5. Плиоцен-голоценовые вулканические породы известны в Японском и Охотском морях. В
обоих случаях они развиты локально: – в Японском море по периметру Цусимской котловины, а в
Охотском – по обрамлению Курильской котловины. Породы этого возраста в морях резко отличаются
по геохимическим особенностям. В Японском море это щелочные вулканиты, а в Охотском – это, в
основном, известково-щелочные образования с повышенным уровнем калия.
В целом, сравнительный анализ вулканических пород Японского и Охотского окраинных морей
свидетельствует о четкой индивидуальности вулканизма проявившегося в их пределах, что указывает
на специфику образования каждого из этих морей.
Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ 06-05-96108 и ДВО 06-III-А-07258.
РОЛЬ ГРЯЗЕВОГО И ГАЗОВОГО ВУЛКАНИЗМА В ФОРМИРОВАНИИ
МЕЗОЗОЙСКО-КАЙНОЗОЙСКИХ ВПАДИН БАЙКАЛЬСКОГО РЕГИОНА
А. В. Татаринов, Л. И. Яловик
Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, tatarinov@gin.bsc.buryatia.ru
Исследованиями последнего времени мезозойско-кайнозойская система рифтогенных впадин
Прибайкалья и Забайкалья рассматривается как новая потенциально нефтегазоносная провинция, перспективная на поиски промышленных месторождений углеводородного сырья. Получены неоспоримые доказательства современных крупномасштабных процессов газообразования во впадинах байкальского типа [Исаев, 2006], в том числе в акватории Байкала (открытие газогидратов, картирование
многочисленных выходов на поверхность горючих газов, данные по изучению биоорганики). Этим
представлениям противоречат традиционные модели формирования впадин байкальского и забайкальского типов [Мац и др., 2001; Флоренсов, 1960], которые не учитывают роли газового и грязевого вулканизма в образовании депрессионных морфоструктур и процессах литогенеза. В этой связи необходима постановка специализированных широкомасштабных исследований, направленных на уточнение
и ревизию существующих литолого-стратиграфических схем, геолого-структурных, геодинамических
построений для мезозойско-рифтогенных депрессионных структур Байкальского региона.
Успешное решение данной проблемы возможно лишь при наличии детально разработанных моделей газового и грязевого вулканизма на основе четко сформулированных критериев и отличительных признаков его проявления.
В нашем сообщении предлагаются “рабочие” варианты (макеты) таких моделей, рассматриваются основные их элементы, структурно-литологические, петролого-минералогические признаки участия процессов газового и грязевого вулканизма в формировании впадин.
Газовый вулканизм
В обводненных толщах кайнозойских впадин Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) газовый вулканизм преимущественно проявлен в виде газовых грифонов [Исаев, 2006]. Роль последних без учета
водного флюида, в основном, заключается в локальном перемешивании материала гравийно-песчаноглинистой размерности по разрезу впадин, а также в образовании небольших просадок, приводящих к
углублению днищ последних. Наземный газовый вулканизм в кристаллическом обрамлении впадин
байкальского типа, на плечах рифтов БРЗ, характеризующихся слабой обводненностью, формирует
30
изометричные отрицательные морфоструктуры и специфический флюидно-кластогенный глыбоводресвяный комплекс. Особенности строения и параметры депрессионных структур газововулканического типа изучены на примерах Левосарминского [Татаринов, 1993] и Джебольдинского или Патомского [Колпаков, 1951] кратеров. Элементы газововулканической структуры установлены нами в районе месторождения золота Горное, в древних породах обрамления Ципиканской впадины. К специфической разновидности депрессионных структур рассматриваемого типа целесообразно отнести поноры
(воронки), образующиеся в областях катастрофических землетрясений [Хромовских, 1963]. Их диаметры достигают 130-150 м, а глубины – 80-90 м. Поноры заполняются местным глыбовым материалом склоновых отложений.
Левосарминский кратер диаметром 140 м и глубиной 1,5-2 м, заложен на гранитах приморского
комплекса (рифей) [Татаринов, 1993]. Внешний вал его сложен глыбами пирометаморфизованных
кирпично-красных гранитов с новообразованным высокотемпературным опаловидным кварцем, а центральная горка с диаметром у основания 15 м и высотой 2,5 м – выдавленными из глубины около 300
м “экзотическими” обломками, глыбами (до 0,4х0,3 м) нижнепротерозойских метабазитов иликтинской свиты. Молодая и также не эродированная газовулканическая постройка (Джебольдинский кратер), аналогичная Левосарминскому кратеру была обнаружена в Ленском золоторудном районе (Дальняя тайга) [Колпаков, 1951]. Внутренний диаметр этого кратера 86 м, а в центре его находится горка
высотой 6 м. Кратер окружен кольцевым валом. Он заложен на известняках мариинской свиты. Глыбы, обломки известняков размером от первых метров до 5-10 см образуют внешний кольцевой вал и
слагают центральную горку кратера. Оба этих кратера по строению не отличаются от газововзрывных
структур (“астроблем”), широко представленных на древних платформах. Генезис их сходен. Различие
заключается в том, что образование рассматриваемых нами структур Байкальского региона не сопровождалось взрывными явлениями и плавлением пород, формированием тагамит-зювитового комплекса. Процессы флюидного обжига (пирометаморфизма), зафиксированные в гранитах внешнего кольцевого вала Левосарминского кратера и в апоамфиболитовых динамометаморфитах газовулканической
структуры месторождения Горное, широко распространены в Крымско-Кавказской грязевулканической области [Шнюков и др., 1978], где ими подвергнуты сопочные брекчии некоторых грязевых вулканов. Температура газового обжига сопочных брекчий оценивается интервалом 850-1050оС. При этом
красно-бурая и кирпично-красная окраска (почти полное окисление Fe) характеризует низкотемпературную (850-950оС) стадию пирометаморфизма. Проявления газового вулканизма, сопровождающегося процессами пирометаморфизма, наблюдались во время катастрофического Цаганского землетрясения (1862 г.). Отмечалось воспламенение восстановленных газов в одной из трещин на восточном побережье Байкала, которое привело к возгоранию деревянного столба и щепок вокруг него (Демин,
2005). Одновременно с газовым вулканизмом происходили водо-грязевулканические извержения, в
результате которых возникли песчаные увалы высотой до 4 м, мелкие сухие кратеры (“ямы”), сальзы
(“бугры”), дресвяные образования, скопления ила. Параллельно в районе Гусиного озера в результате
газового возгорания пластов угля, сформировались пирометаморфические шлакоподобные и игнимбритоподобные образования по песчано-глинистым отложениям типа вышеупомянутых обожженных
сопочных брекчий. Обожженные породы также обнаружены нами в газовулканической структуре месторождения золота Горное (северо-западная граница Ципиканской впадины). Таким образом, можно
констатировать, что газовая и грязевая формы вулканизма могут образовывать единый структурновещественный парагенезис в грязевулканических провинциях, вклад каждой из них в формировании
морфоструктур и вещественного наполнения впадин может быть различным.
Грязевой вулканизм
Грязевулканические образования неоднократно фиксировались многими исследователями, изучавшими землетрясения. Грязевулканические процессы в некоторых формах их проявления можно
наблюдать и в настоящее время. В.П.Солоненко и А.А.Тресков (1960) сразу после Среднебайкальского
землетрясения (29.08.59) обнаружили продукты грязевых извержений на отрезке длиной около 10 км в
направлении от Оймура к Малому Дулану. Через 2-3 дня после землетрясения в местах выбросов грязи
произошло опускание почвы в виде уплощенных воронок. Грязевые сопки или сальзы, периодически
фонтанирующие водой, грязью и азотно-углеводородными газами, выявлены на БаргузиноЧивыркуйском перешейке [Исаев, 2006]. В небольшой озерной котловине, расположенной в районе
31
Баунтовского минерального источника, в 2005 году нами наблюдалось извержение водно-песчаной
пульпы из микрогрифонов на дно озера. Такие крупные впадины БРЗ как Баргузинская, Тункинская,
Ципиканская несут все признаки грязевулканического происхождения. В них широко распространены
крупные массивы неогеновых песков грифонного происхождения, известные как “куйтуны” [Флоренсов, 1960]. Пески, независимо от состава окружающих толщ, характеризуются специфическим набором акцессорных минералов тяжелой фракции (эпидот, роговая обманка, оливин, циркон, гранат, рутил, турмалин, силлиманит), свойственных докембрийским породам метабазитового ряда, слагающих
фундамент впадин. Наблюдается парагенетическая триада термальный источник+ соленое озеро+мульдообразная котловина. Еще Н.А.Флоренсов отмечал [Флоренсов, 1960], что днища большинства впадин Забайкалья представлены древними озерными котловинами. Соленые озера выполняют
кратеры завершивших свою деятельность грязевых вулканов в Баргузинской впадине [Исаев, 2006]. В
свою очередь соленые озера формируются на месте выходов термальных минеральных источников
(Кулиные болота, Баунтовское на окраине одноименного курорта и др.). Упомянутая выше триада –
типоморфный признак известных грязевулканических областей и провинций.
Классический породный комплекс грязевых вулканов состоит из сопочных брекчий (глыбы, обломки, щебень нижележащих пород, сцементированные псаммито-алевритовым материалом), алеврито-глинистых (пелитоиды) и песчаных отложений. Выше уже указывалось на широкое распространение грифонных песков типа “куйтунов” во впадинах байкальского типа. Образование грифонных отложений пелитового материала наблюдалось при изучении многих катастрофических землетрясений.
При этом отмечены даже случаи формирования жил и даек этих пород в грязевулканических постройках (Сейсмическое районирование Восточной Сибири…, 1977). К этому литологическому типу грязевулканических образований нами отнесены лессы и лессовидные отложения широко представленные
(Базаров, Резанов, Наумов, 1974) на склонах низких водоразделов, в нижних частях склонов речных
долин (Селенга, Хилок, Чикой, Итанцы). На плоских водоразделах, характеризующихся типичным
грязевулканическим мелкобугристо-западинным рельефом, мощность лессовидных алевритов невелика (2-3 м). На склонах она увеличивается до 10-15 м. Лессовидные отложения, залегающие в нижних
частях склонов речных долин и часто содержащие прослои песка и дресвы (по-видимому, сопочная
брекчия) обладают большей мощностью (10-30 м). Ими совместно с толщей песков сложены террасоувалы высотой 30-45 м. Рассматриваемые образования несут важнейшие генетические признаки тонкообломочных
пород
грязевулканического
происхождения:
кальцит-гидрослюдистомонтмориллонитовый состав (с Mn-минералами и лейкоксеном) с набором акцессорных минералов
породных комплексов докембрийского фундамента, свойственным, рассмотренным выше грифонным
пескам; широкое развитие микропористости (следствие газоструйного воздействия). Размеры пор 0,51,0 мм. При этом стенки микропор покрыты пелитоморфными кальцитовыми оболочками (Базаров,
Резанов, Наумов, 1974); наличие глубоко врезанных оврагов, свойственное также и песчаным массивам (“куйтунам”), которые в грязевулканических областях называют барранкосами. Формирование
последних связывают с фазами затухания или прекращения деятельности грязевых вулканов.
Модель формирования грязевулканических впадин разработана для Крымско-Кавказской области и Каспийского НГБ. В литературе такие впадины рассматриваются как компенсационные вдавленные синклинали. Их возникновение обусловлено дефицитом вещества в зонах питания грязевых вулканов, который компенсируется прогибом вышележащих толщ. От количества актов и продолжительности извержений зависят размеры вдавленных синклиналей или мульд, из совокупности которых состоят крупные впадины. Данный механизм, ранее рассмотренный на примере Торейской котловины
Восточного Забайкалья [Татаринов Абрамов, 2001] также определяет и генезис впадин БРЗ.
Для впадин забайкальского типа, разрезы которых представлены чередованием несортированных грубообломочных толщ со слоистыми псаммито-алевритовыми, нередко осложненных резкими
латеральными переходами одних разновидностей пород в другие, наличием кластических даек, механизм формирования морфоструктур и вещественного наполнения является более сложным, комбинированным (сочетание процессов грязевого и газового вулканизма, криптовулканизма, осадочногидротермального литогенеза). Чтобы подчеркнуть генетическое своеобразие этих впадин, выделены
флюидо-кластогенный и флюидо-кластогенно-осадочный типы литогенеза [Гладков, Татаринов, Томилов, 1989]. Газовый и грязевый вулканизм, учитывая их неразрывную пространственно-
32
генетическую связь в процессах формирования впадин Байкальского региона целесообразно рассматривать как отдельные стадии развития газо-водо-грязевых вулканов, сменяющие друг друга в ходе
пульсационных извержений.
Предлагаемый нами новый подход в изучении депрессионных структур мезозойскокайнозойского возраста рифтовых систем Байкальского региона согласуется с моделью флюидной системы консолидированной коры II типа, свойственной областям мезозойско-кайнозойской складчатости и тектономагматической активизации [Киссин, 2004]. Основные параметры этой модели (тепловой
поток 80±20 мВт·м-2, температура на разделе Мохо – 1000±200оС, значения величины 3He/4He·10-8 в
подземных флюидах – 5.0-994, глубина кровли электропроводящих слоев 18-25 км при мощности 1322 км) близки к таковым для впадин байкальского и значительной части впадин забайкальского типов.
Газо-водо-грязевые вулканы, максимальные глубины заложения которых обычно оцениваются в 7-9
км, полностью пересекают зону развития современного гидротермального слоя БРЗ (глубина нижней
границы 5-6 км). Гипоцентры же крупных катастрофических землетрясений большей частью располагаются на более низких (10-25 км) уровнях земной коры, в пределах зон повышенной электропроводности (субгоризонтальные элементы флюидной системы). В глубинных сдвиговых зонах, к которым
приурочены зоны повышенной электропроводности и области пониженных сейсмических скоростей
начиная с мезозоя, формируются зоны тектонической деструкции, отражающие импульсы высокой
активности верхнемантийных плюмов Байкальского региона. Образование или активизация зон деструкции фиксируется катастрофическими землетрясениями, гипоцентры которых находятся в их пределах. В них (зонах) образуются эндогенные кластиты, возможно при участии глубинного флюида
[Сизых, Тайсаев, Лобанов, 2005]. Эндогенные псаммит-алевритовые кластиты выносятся потоком
мантийных газов (N2, H2, CO, He) в водоносные горизонты, где образуется газо-водо-грязевая пульпа,
которая затем по сейсмодислокациям извергается на поверхность, дифференцируясь в процессе транспортировки по размеру литокластитов. Одновременно, при окислении восстановленных глубинных
газовых флюидов с водородной водогенерацией, происходит формирование гидротерм и выход их на
дневную поверхность в виде горячих источников, трансформирующихся в соленые озера.
БРЗ в последние годы относят [Рундквист и др., 1999 и др.] к типу присдвиговых осадочных
бассейнов (“pull-apart-basins”). Имеющиеся теоретические модели часто противоречат строению изученных бассейнов этого типа [Иогансон, 2005]. Например, для глубоких впадин оз. Байкал, в которых
мощность осадков достигает 14-15 км, только с позиций сдвиговой тектоники без учета функционирования флюидной системы в виде газо-водо-грязевулканических извержений, трудно объяснить их
большие глубины и мощность осадков. Предложенный механизм формирования впадин снимает противоречие между известными [Скобло и др., 2001] палеонтологическими, геологическими данными
(мелководная лимническая фауна, озерно-болотный режим литогенеза) и значительными глубинами
(до 2-3 км) этих впадин. Представляется очевидным, что морфоструктурная эволюция мезозойскокайнозойских депрессий (сглаживание резких тектонических границ, образованием мульд, брахисинклиналей и перемычек, опускание днищ) причинно обусловлено функционированием флюидной системы мантийных плюмов. С последней мы также связываем выполнение впадин обломочным материалом. При этом экзогенные процессы размыва, переноса и отложения осадков имели второстепенное значение.
Исследования выполнены при финансовой поддержке гранта РФФИ-Байкал 05-05-97209.
Список литературы
Базаров Д. Б., Резанов И. Н., Наумов А. В. О лессах и лессовидных отложениях Селенгинского среднегорья и Юго-Восточного Прибайкалья // Геология, магматизм и полезные ископаемые Забайкалья (Тр. ГИН БФ
СО АН СССР, вып. 5). Улан-Удэ, 1974. С. 115-126.
Гладков В. Г., Татаринов А. В., Томилов Б. В. Флюидокластогенное происхождение золотоносной грубообломочной толщи Балейского грабена // Геология и геофизика, 1989, № 5. С. 42-49.
Исаев В. П. Природные газы Баргузинской впадины. Иркутск: Иркут. ун-т, 2006, 220 с.
Киссин И. Г. Основные типы флюидных систем консолидированной коры и их связь с тектоническими
структурами // Докл. РАН, 2004, Т. 395, № 3. С. 381-386.
Колпаков В. В. Загадочный кратер на Патомском нагорье // Природа, 1951, № 2. С. 58-60.
33
Мац В. Д., Уфимцев Г. Ф., Мандельбаум М. М. и др. Кайнозой Байкальской рифтовой впадины. Строение и геологическая история. Новосибирск, изд-во СО РАН, фил. “ГЕО”, 2001, 252 с.
Сизых В. И, Тайсаев Т. Т., Лобанов М. П. Новые представления о генезисе четвертичных песчаных
толщ Байкальской рифтовой системы // Докл. РАН, 2005, Т. 400, № 2. С. 219-223.
Татаринов А. В. Признаки флюидного пирометаморфизма в горных породах и рудах//Минералогия метаморфических комплексов Восточной Сибири. Иркутск: изд-во ИГУ, 1993. С. 53-67.
Татаринов А. В., Абрамов Б. Н. Особенности формирования и перспективы на нефть и газ мезозойскокайнозойских рифтогенных впадин Забайкалья // Геотектоника, 2001, № 4. С. 55-67.
Флоренсов Н. А. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. Изд-во АН СССР. М.-Л., 1960, 258
с.
РАННЕКАМЕННОУГОЛЬНАЯ АКТИВНАЯ ОКРАИНА
ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОГО ПАЛЕОКОНТИНЕНТА
1
Ал.В. Тевелев, 1 И.А. Кошелева, 1 Н.В. Правикова, 1 А.В. Рудакова, 2 М.В. Алексютин, 1
Н.В. Лубнина
1
Геологический факультет, МГУ им. М.В. Ломоносова, Москва, npravikova@mail.ru
2
Геологический институт РАН, Москва, maxalex@geophysik.uni-muenchen.de
В представленном докладе речь пойдет о строении и истории развития раннекаменноугольных
вулканических поясов востока Южного Урала и ближнего Зауралья, которые, вероятно, составляли
сложно построенную активную окраину Восточно-Европейского палеоконтинента. Проблеме раннекаменноугольного вулканизма Южного Урала посвящено большое количество исследований [Дианова, 1974; Коротеев и др., 1979; Салихов, Яркова, 1992, Косарев, Пучков, 1999; Серавкин, 2002; Тевелев, Кошелева, 2002; Тевелев и др., 2005 и мн. др.]. Хорошо изучены и стратиграфия вулканических
комплексов, и геохимия вулканитов, однако геодинамическая интерпретация раннекаменноугольного
вулканизма до сих пор является предметом острых дискуссий. Причины такой ситуации кроются, вопервых, в многочисленности локальных вулканических поясов на обширной территории, охватывающей большую часть восточного склона Южного Урала, а также западное обрамление Тургайского
прогиба, а во-вторых, в реальной сложности строения этих поясов и в разнообразии составов слагающих их вулканитов. Поэтому даже детальное изучение двух-трех соседних локальных зон проявления
вулканизма не может дать адекватной геодинамической картины, надо попытаться учесть строение и
историю развития всех зон. Очередная такая попытка предпринята нами в настоящем сообщении, однако авторы прекрасно осознают, что представленная ниже геодинамическая интерпретация – это тоже только один из возможных вариантов.
С запада на восток разные исследователи, в том числе упомянутые выше, выделяют до десяти
локальных вулканических поясов раннего карбона: до 4-х в пределах Магнитогорской зоны, 2 – в Восточно-Уральской зоне, 1 – в зоне сочленения этих зон, 2-3 в Зауралье. Вместе с тем, локальные вулканические пояса достаточно близки друг к другу по строению и химизму вулканитов в пределах отдельных структурных зон Южного Урала и уверенно отличаются в его разных зонах, что, безусловно,
отражает их различную природу. Следует сразу оговориться, что в настоящем докладе не рассматриваются Валерьяновская и сходная с ней Александровская зоны, которые по нашему мнению относятся
уже к западной палеоокраине Казахстанско-Тяньшаньского палеоконтинента. Возраст вулканогенных
комплексов в большинстве случаев хорошо доказан фаунистически. Как было показано ранее [Серавкин, 2002; Тевелев и др. 2005], начало вулканической деятельности постепенно омолаживается от западных поясов к восточным примерно на 20 млн лет.
В Магнитогорской зоне локальные вулканические пояса протягиваются меридиональными полосами, разделенными авулканическими участками. Вулканиты представлены магнитогорской серией,
включающей верхнетурнейско–нижневизейскую березовскую и верхневизейскую греховскую свиты.
Серия сложена преимущественно умеренно-щелочными породами основного и кислого составов, при
34
этом в разрезах широко распространены как лавовые, так и пирокластические, а также вулканогенноосадочные разности. Почти во всех разрезах присутствуют прослои известняков.
В шовной Уйско-Новооренбургской зоне (на границе Магнитогорской и Восточно-Уральской
зон) раннекаменноугольные вулканиты формируют полоцкую толщу визейского возраста, которая
слагает несколько узких, круто стоящих тектонических клиньев и представлена метаморфизованными
трахибазальтами, трахириолитами, трахириодацитами, их туфами и туффитами.
В Восточно-Уральской зоне раннекаменноугольные вулканиты участвуют в строении синформных тектонических пластин к западу (березиновская толща) и к востоку (таяндинская толща) от
центрального поднятия. Толщи датированы визейским возрастом и сложены пачками вулканогенных,
вулканогенно-осадочных пород, среди которых преобладают разнообразные базальтоиды, в подчиненном количестве встречаются кислые разности.
Раннекаменноугольные вулканиты Зауральской зоны представлены аккаргинской толщей и
слагают синформу, вытянутую в меридиональном направлении. В разрезе преобладают подушечные
базальты, широко распространены гиалокластиты и вулканические брекчии, редко встречаются прослои туфов, карбонатных и кремнистых пород.
Геохимические характеристики раннекаменноугольных вулканических комплексов, подробно
рассмотренные нами ранее [Тевелев и др. 2005], показывают, что по некоторым параметрам эти вулканиты обладают несомненными чертами сходства, а по другим – серьезно различаются. Вулканическим комплексам всех зон (за исключением Зауральской) присуще бимодальное распределение по
кремнекислотности, причем все кислые вулканиты сходны между собой, они имеют повышенную щелочность, при невысоком (до 0,4) отношении K/(K+Na). Исключение составляют кислые вулканиты
Уйско-Новооренбургской шовной зоны, в которых это отношение больше. Все базальтоиды имеют
повышенные или высокие содержания TiO2, в целом увеличивающиеся с запада на восток, а содержания Al2O3, напротив, существенно выше в базальтах Магнитогорской зоны. Принципиально различаются базальтоиды западных и восточных зон по соотношению содержаний TiO2 и MgO, в первых они
имеют положительную корреляцию (рис. 1А), а во вторых – отрицательную (рис. 1Б), которая демонстрирует отсутствие фракционирования Fe-Ti оксидных фаз. Т.е. базальтоиды западных зон выплавлялись при относительно высоком кислородном потенциале, а восточных – при низком. Так же отчетливо различаются базальтоиды западных и восточных зон по характеру распределения рассеянных элементов (рис. 2). Хотя состав большей части пород подобен среднему составу верхней коры континентов [Taylor, McLennan, 1985], базальтоиды восточных зон существенно обогащены несовместимыми
литофильными элементами, особенно – Y и тяжелыми РЗЭ (рис. 2В, 2Г). Кроме того, только для базальтоидов Магнитогорской зоны характерен четкий Nb минимум (рис. 2А). Интерес вызывает также
заметное увеличение содержаний TiO2 с одновременным уменьшением концентраций Nb (рис. 1А, 2А)
снизу вверх по разрезу магнитогорской серии (от березовской свиты к греховской), что можно интерпретировать как следствие погружения области магмогенерации.
Таким образом, по геохимическим характеристикам пород все раннекаменноугольные вулканические пояса Южного Урала можно условно разделить на две группы: 1 – западные, для которых более характерны признаки надсубдукционных образований (повышенная глиноземистость, Nb минимум, умеренные концентрации некогерентных литофильных элементов) и 2 – восточные, которым в
большей степени присущи признаки внутриплитных обстановок формирования (умеренная глиноземистость, высокая титанистость, повышенные концентрации некогерентных литофильных элементов).
Эти различия можно объяснить только тем, что выделенные группы вулканических поясов имели существенно различные источники магмогенерации.
Предварительное изучение палеомагнитных характеристик раннекаменноугольных магматических комплексов Магнитогорской зоны Южного Урала показало, что во время образования намагниченности (ранний карбон) изученный тектонический блок составлял единое целое с ВосточноЕвропейским палеоконтинентом. Отобранные образцы были подвергнуты ступенчатой температурной
чистке и чистке переменным полем. В результате компонентного анализа данных магнитных чисток
была выделена стабильная компонента намагниченности в температурном диапазоне 300-540°С. Для
базальтов и габбро, отобранных в районах пос. Мусино, Богдановское Ершовский, полученное среднее
направление (D = 233,1°; I = -19,4°; k = 19,5; a95 = 4,6°) очень хорошо согласуется с реферативным
35
направлением для раннего карбона, рассчитанным для района работ на основе траектории кажущейся
миграции полюса Восточно-Европейской плиты.
Большинство исследователей Южного Урала сходятся на том, что ранний карбон, это время
начала уральской коллизии [Пучков, 2000]. При этом не совсем ясно, что с чем сталкивалось. Поскольку Магнитогорская зона, скорее всего уже была аккретирована к Восточно-Европейскому палеоконтиненту (о чем говорят палеомагнитные данные), то по-видимому к ним прибыл ВосточноУральский микроконтинент, притянутый субдуцирующей плитой западного падения. Дальнейшее
удовлетворительно описывается моделью отрыва слэба при малой скорости конвергенции [Хаин и др.,
1996]. В этом случае сценарий выглядит следующим образом. Субдуцирующая плита наклонена очень
круто, она сначала хрупко ломается, а потом происходит вязкий отрыв, вызывающий подъем мантийного плюма непосредственно в область коллизионного шва (ныне Уйско-Новооренбургская шовная
зона) со стороны Восточно-Уральского микроконтинента, который испытывает поднятие, компенсируемое краевыми зонами растяжения и прогибания. Таким образом, западнее шва (в современных координатах) выплавление базальтоидов происходит из гидратированного вещества мантийного клина
активной окраины палеоконтинента, а восточнее – из обогащенной мантии диапира. При этом вулканизм восточных зон несколько запаздывает по отношению к западным. Не ясной остается геодинамическая интерпретация базальтов аккаргинской толщи Зауралья. Вероятно, эти базальты являются самыми поздними производными того же мантийного плюма, но не исключено, что они представляют
собой обдуцированные на микроконтинент остатки океанического бассейна.
Список литературы
Дианова Т.В. Предварительные результаты изучения вулканогенных образований южной части
Восточной зоны (Восточно-Уральский прогиб) / Вулканизм Юж. Урала. Вып. XII. Св., 1974, с. 130–
140. (УНЦ АН СССР).
Коротеев В.А., Дианова Т.В., Кабанова Л.А. Среднепалеозойский магматизм Восточной зоны
Урала. М.: Наука, 1979.130 с.
Косарев А.М., Пучков В.Н. Особенности распределения K, Ti и Zr в силурийско-каменноугольных вулканогенных формациях Южного Урала в связи с поведением палеозойской зоны субдукции / Ежегодник-97. УНЦ РАН, 1999, с. 186–191.
Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия, 2000. 146 с.
Салихов Д.Н., Яркова А.В. Нижнекаменноугольный вулканизм Магнитогорского мегасинклинория. Уфа: ИГ БНЦ УрО РАН. 1992. 136 с.
Серавкин И.Б. Палеовулканизм и колчеданные месторождения Южного Урала // Литосфера,
2002, № 1. С. 37–60.
Тевелев Ал.В., Тихомиров П.Л., Дегтярев К.Е. и др. Геодинамические обстановки формирования каменноугольных вулканических комплексов Южного Урала и Зауралья // Очерки по региональной тектонике. Т. 1. Южный Урал. Тр. ГИН РАН, вып. 561. М.: "Наука", 2005. С. 213–247.
Тевелев Ал.В., Кошелева И. А. Геологическое строение и история развития Южного Урала
(Восточно-Уральское поднятие и Зауралье). Тр. лабор. складчатых поясов. М.: Изд-во Моск. ун-та.
2002. 124 с.
В.Е. Хаин, С.А. Тычков, А.Г. Владимиров. Коллизионный орогенез: модель отрыва субдукционной пластины океанской литосферы при континентальной коллизии // Геология и геофизика, 1996,
т. 37, № 1. С. 5–16.
Sun S.-S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for
mantle composition and processes // Magmatism in ocean basins / Geol.Soc.Spec.Publ., London, 1989, N 42.
Taylor S. R., McLennan S. M. The Continental Crust: its composition and evolution. Oxford:
Blackwell Scientific Publishers. 1985.
Рис. 1. Графики соотношения TiO2 и MgO в раннекаменноугольных вулканитах Восточного Урала. Вулканические комплексы: 1, 2 – Магнитогорской зоны: 1 – березовский, 2 – греховский, 3 – Уйско-Новооренбургской
зоны: полоцкий; 4, 5 – Восточно-Уральской зоны: 4 – березиновский; 5 – таяндинский; 6 – Зауральской зоны:
аккаргинский
36
Рис. 2. Графики распределения редкоземельных элементов (нормировано по хондриту С 1 [Sun,
McDonough, 1989] ) и спайдерграммы (нормировано по примитивной мантии [Taylor, MacLennan, 1985]) для раннекаменноугольных базальтоидов Южного Урала. Вулканические комплексы: 1, 2 – Магнитогорской зоны: 1 –
березовский, 2 – греховский, 3 – Уйско-Новооренбургской зоны: полоцкий; 4, 5 – Восточно-Уральской зоны: 4 –
березиновский; 5 – таяндинский; 6 – Зауральской зоны: аккаргинский; 7, 8 – средние составы [Taylor, MacLennan,
1985]: 7 – нижняя кора; 8 – верхняя кора
ВЛИЯНИЕ ВУЛКАНИЗМА НА ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ В КУРИЛЬСКОЙ
КОТЛОВИНЕ В ПЛИОЦЕН-ПЛЕЙСТОЦЕНЕ
Е. П. Терехов, Н. Г. Ващенкова
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И.Ильичева ДВО РАН, Владивосток,
terekhov@poi.dvo.ru
В кайнозойский этап развития Охотоморского региона вулканизм наиболее активно проявился в
плиоцен-плейстоцене. Эксплозивный характер этого вулканизма отразился в пирокластических породах этого возраста широко развитых на о-ве Сахалин и Курильских о-вах. Пирокластический материал
установлен и в плиоцен-плейстоценовых отложениях, слагающих склоны Курильской котловины. Состав плиоцен-плейстоценовых пород, позволяющий оценить влияние вулканизма на осадконакопление
в районе котловины, является предметом рассмотрения данной работы.
Плиоцен-плейстоценовые отложения установлены на всех склонах Курильской котловины [Ващенкова и др., в печати]. На северном склоне Курильской котловины плиоцен-плейстоценовые отложения представлены туфоалевролитами, туфопесчаниками и туфодиатомитами. Туфодиатомиты светло-серые с зеленовато-желтым оттенком, массивные, некрепкие, довольно легкие, с высокой пористостью. Порода сложена опаловыми панцирями диатомей (как целыми, так и детритом) с примесью пирокластического материала. Более крупные (до 0.3 мм) обломки представлены эффузивами. В более
мелких зернах (0.02-0.15 мм) присутствуют стекло, плагиоклаз, пироксен, кварц. Стекло обычно прозрачное, бесцветное, иногда розоватое.
Туфопесчаники бурые, участками желто-бурые с включениями гальки и гравия, часто с черным
налетом на поверхности и по трещинам. Породы разнозернистые, плохо сортированные, диатомовоглинистые. Размер обломочных зерен от 0.02 до 0.5 мм, в основном, 0.1-0.3 мм, сортировка плохая.
Форма зерен полуокатанная, угловатая, иногда окатанная. Текстура беспорядочная. Породы сложены
терригенным, пирокластическим и диатомово-глинистым материалом. Состав терригенной части полимиктовый. Главные компоненты – кварц, калиевые полевые шпаты, обломки пород. Реже встречаются биотит, плагиоклаз, пироксен, глауконит. Кварц поли- и монокристаллический. Обломки пород:
кислые эффузивы, гранитоиды, туфы, роговики, единичные – алевролиты. Характерно присутствие
обломков неогеновых диатомово-глинистых пород размером от 0.2 до 2 мм. Пирокластический материал представлен, в основном, стеклом. Вулканическое стекло оскольчато-занозистого вида размером
до 0.1 мм, редко более крупные пемзовидные обломки. К пирокластическому материалу, вероятно,
также относятся оскольчатые зерна кварца, плагиоклаза и пироксена. Цемент диатомово-глинистый,
базального типа. На фоне буровато-зеленоватой глины хорошо выделяются опаловые панцири диатомей (до 30-40%), а также редкие крупные спикулы и радиолярии хорошей сохранности.
Плейстоценовые туфоалевролиты серо-зелено-голубого цвета, очень некрепкие, с единичными
включениями гравия гранитоидов и других пород. Обломочные зерна распределены неравномерно,
пятнисто и составляют от 30% до 50%, размер их 0.1-0.5 мм, редко до 0.7 мм. Породы сложены терригенным, пирокластическим и биогенным материалом, сцементированным глинистым цементом. Преобладают терригенные обломки: кварц, полевой шпат, обломки пород, плагиоклаз, встречаются единичные зерна биотита, пироксена, глауконита. Кварц – гранитоидного облика и роговиковой структуры. Обломки пород: кварц-полевошпатовые сростки из гранитоидов, кварц-слюдистые агрегаты и измененные эффузивы (?), встречаются единичные обломки алевролитов. Пирокластика представлена
37
кварцем чистым, мгновенного погасания и редкими обломками бесцветного стекла. Часть обломков
поликристаллического кварца и гранитоидов имеет форму обломков и погасание минералов характерные для пирокластики и, по-видимому, является резургентной пирокластикой. Биогенный материал –
детрит диатомей (от 10 до 30%) и редкие радиолярии хорошей сохранности.
На северо-восточном склоне котловины плиоценовые отложения представлены диатомитами,
туфодиатомитами и туффитами. Диатомиты внешне желтоватые, слабо литифицированные, массивные, однородные, легкие, сильно пористые. Состоят из опаловых панцирей диатомей с небольшой
примесью вулканического стекла. Туфодиатомиты – светло-серые с ходами илоедов, количество пирокластики в них увеличивается до 20-30% и в ее составе появляются эффузивы и плагиоклаз. В туффитах содержание пирокластического материала еще более увеличивается. Среди туффитов выделяются алевритовые (светло-зеленовато-серые туфоалевролиты), алевропсаммитовые (серо-зеленые туфопесчаники) и алевропелитовые (оливково-серые туфоалевропелиты) разности. Текстура туффитов
нечеткая слоистая (неправильная линзовидная), с округлыми, овальными и неправильными пятнами,
вероятно, от ходов илоедов, заполненных более тонкозернистым и более светлым материалом. На
многих образцах имеется черная корочка (до 7 мм) железо-марганцевых гидрооксидов. Состоят туффиты из пирокластических зерен алевро-псаммитовой размерности и пелитовой туфогенно-глинистой
основной массы, в более тонкозернистых разностях с примесью диатомей. Зерна в основном угловатые и оскольчатые, но есть и слегка окатанные (сглаженные). В алевритовых зернах преобладает плагиоклаз, стекло и кварц, встречается пироксен и эффузивы . Мелкопсаммитовые зерна представлены в
основном эффузивами, реже пемзовидным стеклом.
На южном склоне Курильской котловины встречаются туффиты двух видов. Плиоценовые туффиты алевропсаммитовые диатомово-глинистые – макроскопически это крупнозернистые алевролиты
светло-серые с желтовато-бурым оттенком, с крупными ходами илоедов. Содержат рассеянные включения гальки и гравия пемзы. При микроскопическом изучении видно, что породы смешанные, разнозернистые, очень плохо сортированные, от туфопелита алевро-псаммитового диатомового до туфоалевропесчаника глинистого диатомового. Обломочные зерна (~30%, местами 40-50%) размером от
0.03 до 0.25 мм, в среднем 0.05-0.15 мм. В основном, угловатые, полуугловатые, слабо окатанные,
единичные окатанные. Туффиты состоят из терригенного, пирокластического и биогенного материала.
В терригенных обломках явно преобладает кварц – моно и поликристаллический из гранитоидов и
роговиков. Значительная примесь пелитизированного калиевого полевого шпата и обломков пород:
роговики, алевролиты, сланцы, реже эффузивы. В редких и единичных зернах встречаются плагиоклазы, крупные (0.3-0.4 мм) обломки пузырчатого стекла и глауконитизированной пемзы, биотит, мусковит (?), эпидот(?), роговая обманка. Пирокластический материал – стекло кислого состава (~10%), вероятно, кварц (оскольчатой формы, мгновенного погасания), плагиоклаз, роговая обманка и биотит.
Биогенный материал представлен панцирями диатомей (~10-20%, в основном мелкий детрит) и редкими радиоляриями. Цемент пород глинистый.
Плейстоценовые туффиты несколько отличаются от плиоценовых. Это серые, зеленовато-серые
алевропелитовые и алевритовые разности с рассеянным гравием и желтовато-зелено-серые плохо сортированные псаммитовые с примесью гальки и гравия. Псаммитовые туффиты часто сверху и по трещинам имеют черный налет, иногда железо-марганцевые корочки до 0.5 см. Породы состоят из терригенного, пирокластического и биогенного материала. Терригенные обломки (1-5%) представлены зернами сланцев (калиевый полевой шпат+амфибол, плагиоклаз+хлорит, кварц+серицит), роговиков (поликристаллический кварц+пироксен), гранитоидов и кварца. В туфопесчаниках количество терригенных обломочных зерен увеличивается и составляет более половины алевропесчаного материала. Пирокластические обломки представлены, в основном, материалом алевро-песчаной фракции. Это угловатые зерна плагиоклаза (часто зональный), пироксена и эффузивов основного состава (микролиты
плагиоклаза в буром, темно-буром стекле, стекло+плагиоклаз+пироксен, пироксен+рудный минерал).
Встречаются: в небольшом количестве оскольчатый кварц (мгновенного погасания), в единичных зернах бесцветное (пузырчатое), розоватое и бурое стекло, биотит и мусковит. Биогенный материал –
редкие радиолярии хорошей сохранности и крошка панцирей диатомей (около 10%). Цементирующая
масса сложена зеленоватой глиной.
38
На западном склоне котловины установлены нижнеплиоценовые туфоаргиллиты, алевролиты и
диатомиты. В туфоаргиллитах содержится до 30% пирокластики алевро-псаммитового размера (пемзовидное стекло, кварц, ед. пироксен). В алевролитах и диатомитах аналогичная пирокластика присутствует в виде примеси (до 10%).
Изученные породы содержат терригенный, пирокластический и биогенный материал. Таким образом, плиоцен-плейстоценовые отложения склонов Курильской котловины являются вулканогенноосадочными породами (промежуточными между пирокластическими и осадочными) смешанного состава – туффитами [Малеев, 1977]. Все исследованные образцы пород содержат пирокластику, это
указывает на формирование осадков в условиях постоянного синхронного эксплозивного вулканизма.
Пирокластические обломки кислого состава представлены кварцем и стеклом, среднего – стеклом,
плагиоклазом и пироксеном. Кроме пирокластики, источниками сноса вулканогенного терригенного
(галька, гравий, обломки эффузивов и обломки туфов) материала для туффитов служили вулканические постройки, сформировавшиеся в плиоцен-плейстоценовое время и ранее. В каменном материале,
драгированном со склонов Курильской котловины не установлены плиоцен-плейстоценовые эффузивные породы кислого состава. Отсутствуют они и на Курильских островах, где продукты вулканизма
кислого состава плиоцен-плейстоценового (верхняя часть вулканогенно-кремнисто-диатомового комплекса, базальтовый и андезитовый комплексы) возраста представлены только туфами и туффитами
дацитов [Пискунов. 1987]. Единственным индикатором продуктов вулканизма кислого состава (плиоцен-плейстоценового возраста) в районе Курильской котловины и Курильских островов является пирокластика. Большие объемы пирокластического материала кислого состава характерны для магм,
формирующихся в коре континентального типа. Следовательно, в областях древнего вулканизма, в
районах отдаленных от палеовулканов только туффиты являются индикатором эксплозивного вулканизма. Состав пирокластического материала этих пород отражает полный набор продуктов вулканизма и может быть использован для оценки типа коры, породы которой являлись субстратом при формировании магм.
Список литературы
Ващенкова Н. Г., Терехов Е. П., Цой И. Б. Вещественный состав и условия образования плиоценплейстоценовых отложений Курильской котловины (Охотское море) // Океанология, 2006, в печати.
Малеев Е. Ф. Вулканогенные обломочные горные породы. М.: Недра, 1977, 215 с.
Пискунов Б. Н. Геолого-петрологическая специфика вулканизма островных дуг. М.: Наука, 1987, 238 с.
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ МЕТАВУЛКАНИТОВ
РАННЕДОКЕМБРИЙСКИХ ЗЕЛЕНОКАМЕННЫХ ПОЯСОВ
ШАРЫЖАЛГАЙСКОГО ВЫСТУПА
О. М. Туркина, 1А. Д. Ножкин, 2А. А. Федотова
1
Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, turkina@uiggm.nsc.ru
2
Институт геохимии и аналитической химии РАН, Москва
1
Вероятные геодинамические обстановки формирования вулканических ассоциаций архейских
зеленокаменных поясов (ЗКП) дискутируются в последние годы, исходя из современных представлений плюм- и плейттектоники. Основой для реконструкции тектонических режимов формирования метаморфизованных и тектонически фрагментированных вулканических комплексов служат характер
породных ассоциаций, их петрогеохимический и изотопный состав, отражающие характер коровых и
мантийных источников и условия образования расплавов. По особенностям распределения редкоземельных и высокозарядных элементов вулканиты зеленокаменных поясов и их метаморфизованные
аналоги сопоставляются главным образом с комплексами субдукционного происхождения, океанических плато и спрединговых обстановок [Condie, 1994; 2000; Puchtel et al., 1999; Kerr et al., 2000]. Для
основных вулканитов, несущих изотопно-геохимические признаки коровой контаминации, обосновы-
39
вается формирование в обстановках континентального рифтогенеза или активной континентальной
окраины. Указанные подходы использованы для реконструкции условий образования метавулканических ассоциаций раннедокембрийских зеленокаменных поясов Шарыжалгайского выступа Сибирского кратона.
В структуре Шарыжалгайского выступа с северо-запада на юго-восток выделено четыре коровых блока (террейна): Булунский, Онотский, Китойский и Иркутный. Китойский и Иркутный террейны сложены гранулито-гнейсовыми комплексами [Ножкин, Туркина, 1993; Ножкин и др., 2001]. В
структуре Онотского и Булунского террейнов установлены серогнейсово-гранитоидные ассоциации
тоналит-трондьемит-гранодиоритового состава (ТТГ комплекс) и метаосадочно-вулканогенные супракрустальные отложения, что является характерным для архейских гранит-зеленокаменных провинций
[Ножкин и др., 2001; Туркина и др., 2005]. В этих террейнах метаморфизованные и в различной степени деформированные осадочно-вулканогенные отложения и породы серогнейсового комплекса образуют тектонически совмещенные пластины и блоки, контакты которых осложнены надвигами. Плагиогнейсы ТТГ комплекса с U-Pb возрастом цирконов 3386±14 млн. лет [Бибикова и др., 2006] имеют
модельный возраст T(DM) 3,5-3,6 млрд. лет. Раннеархейский модельный возраст установлен и для пород (плагиогнейсов и плагиогранитоидов) серогнейсового комплекса Булунского блока, он составляет
3,3-3,5 млрд. лет [Туркина и др., 2005].
В Онотском террейне обнаженная нижняя часть разреза состоит из доминирующих тонкополосчатых гнейсов с редкими прослоями амфиболитов, протолиты которых соответствуют бимодальной ассоциации кислых и основных вулканитов [Ножкин и др., 2001]. Верхняя часть зеленокаменной последовательности сложена метавулканогенными амфиболитами и амфиболовыми гнейсами,
переслаивающимися с железистыми кварцитами, которые сменяются вверх по разрезу магнезитами,
доломитами и метаосадочными гранат-кордиеритовыми гнейсами. Время высокотемпературного метаморфизма (до амфиболитовой фации) вулканических пород определено Ar-Ar датированием амфибола (1880±17 млн. лет) из апориолитовых гнейсов. Реликтовые магматические цирконы из метариолитов имеют резко дискордантные изотопные отношения Pb, минимальный возраст вулканитов, оцененный по 207Pb/206Pb, близок к 2,5 млрд. лет.
В южной части Булунского террейна (бассейн р. Урик) зеленокаменные отложения включают
две породные ассоциации. Первая ассоциация состоит из амфиболитов и амфиболовых гнейсов, соответствующих по составу базальтам и лейкобазальтам. Аналогичные протолиты были установлены и
для высокобарических гранатовых амфиболитов [Гладкочуб и др., 2001], которые вместе с ультраосновными породами и линзами кианитовых сланцев слагают тектонические пластины. Различные амфибол-биотитовые и биотитовые гнейсы, варьирующие по составу от андезитов до дацитов, а также
гранатсодержащие метаосадочные сланцы, составляют вторую ассоциацию. Гранатсодержащие амфибол-биотитовые сланцы по содержанию петрогенных элементов соответствуют туфогенным породам
и грауваккам. О верхнем возрастном рубеже формирования зеленокаменных отложений свидетельствует возраст интрудирующих их раннепротерозойских (1,86-млрд. лет) гранитоидов [Донская и др.,
2002].
В Онотском ЗКП доминирующие в бимодальной ассоциации ортогнейсы (метариодациты и
риолиты) характеризуются высоким отношением FeO/FeO+MgO (>0,9), что определяет их принадлежность к толеитовой серии. Они отчетливо обогащены РЗЭ, HFSE (Zr=350-600 г/т; Nb=15-25 г/т), имеют
пониженное (La/Yb)n (4-8) и отчетливый Eu минимум (Eu/Eu*=0,4-0,6). Мультиэлементные спектры
ортогнейсов характеризуются резкими минимумами по Ti, Sr и в меньшей степени Nb (рис.1). Геохимически метариолитоиды близки к внутриплитным кислым вулканическим породам или гранитам Атипа [Ножкин и др.,2001]. Модельный возраст метариолитов Т(DM) составляет 3,3-3,6 млрд. лет и
близок к таковому раннеархейских плагиогнейсов ТТГ комплекса Онотского террейна – Т(DM) =3,53,6 млрд. лет. Эти изотопные данные и низкие отношения Y/Nb (2-5) метариолитов указывают на образование кислого расплава за счет архейского корового источника. Таким источником были, вероятно, тектонически совмещенные в современной структуре с отложениями ЗКП породы ТТГ комплекса,
поскольку метариолиты близки по составу расплавам, экспериментально полученным из тоналитового
источника при 10 кбар [Skjerlie, Johnston, 1993].
40
порода/PM
1000
1
2
3
4
5
6
7
100
10
1
Ba Th Nb La Ce Nd Sr Sm Zr Eu Ti Gd Tb
Y Yb Lu
Рис.1. Мультиэлементные спектры метавулканитов Онотского террейна.
1-5 – амфиболиты, 6-7 – ортогнейсы.
Амфиболиты, ассоциирующие с метариолитами, а также доминирующие в верхней толще, по
составу соответствуют толеитовым базальтам и характеризуются ростом магнезиальности вверх по
разрезу (Mg# от 50-60 до 55-68). Редкоземельные спектры амфиболитов изменяются от обедненных до
слабо обогащенных легкими РЗЭ (La/Smn=0,8-1,6) с уменьшение магнезиальности. Амфиболиты нижней части разреза имеют слабо выраженную отрицательную аномалию Nb на мультиэлементных спектрах, нормированных по примитивной мантии (Nb/Lapm=0,6-0,7 и Nb/Thpm=0,4-0,7), что предполагает
коровую контаминацию при транспортировке расплава или вклад корового материала в область мантийного источника (рис.1). Напротив, амфиболиты верхней толщи с пониженным La/Smn (0,8-1,2) характеризуются слабым обеднением Nb или отсутствием такового (Nb/Lapm=0,5-0,9 и Nb/Thpm=0,4-1,0),
что отражает меньший вклад корового материала в их генезис.
В Булунском террейне амфиболиты первой ассоциации соответствуют низкомагнезиальным
(Mg#=30-58) и повышенно титанистым (1,4-2%) толеитовым базальтам и лейкобазальтам. Они характеризуются обедненым до обогащенного (лейкобазальты) легкими лантаноидами распределением РЗЭ
(La/Smn=0,6-1,4). Мультиэлементные спектры метабазальтов практически «плоские» и обнаруживают
слабые отрицательные до положительных Nb аномалии (Nb/Lapm=0,8-1,1 , Nb/Thpm=0,8-1,4), что исключает какой-либо вклад корового материала в их генезис (рис.2). Отчетливые отрицательные Nb
аномалии типичны только для лейкобазальтов (Nb/Lapm=0,5; Nb/Thpm=0,6-0,7) и являются результатом
их относительного обогащения Th и La, но не обеднения Nb. Эти геохимические особенности свидетельствуют в пользу океанической обстановки образования метабазальтов. Напротив, ортогнейсы второй ассоциации резко обогащены некогерентными элементами и по содержанию петрогенных элементов соответствуют средним и кислым вулканитам известково-щелочной серии. Ортогнейсы характеризуются сильным обогащением легкими РЗЭ (La/Ybn=7-32) и отчетливым Eu минимумом (Eu/Eu*=0,50,7). На мультиэлементных спектрах ортогнейсов проявлены глубокие отрицательные аномалии Nb, Ti
и Sr, что является типичным для вулканитов субдукционного происхождения (рис.2). По величине модельного возраста – T(DM)=3,3 млрд. лет ортогнейсы близки к породам ТТГ комплекса Булунского
блока (T(DM)=3,3-3,5 млрд. лет). Изотопные данные наряду с обогащением некогерентными элементами указывают на образование метавулканитов за счет древнего корового источника или при существенном его вкладе.
41
порода/PM
1000
1
2
3
4
5
6
7
8
100
10
1
Ba Th Nb La Ce Nd Sr Sm Zr Eu Ti Gd Tb
Y Yb Lu
Рис.2. Мультиэлементные спектры метавулканитов Булунского террейна.
1-6 – амфиболиты, 7-8 – ортогнейсы.
Представленные геохимические и изотопные данные в совокупности с геологической информацией служат основой для анализа геодинамических условий формирования вулканических ассоциаций
зеленокаменных поясов. В Онотском террейне бимодальный характер вулканизма и его антидромная
последовательность свидетельствуют о формировании зеленокаменных отложений в обстановке растяжения или рифтогенеза. Наиболее сильным аргументом в пользу развития зеленокаменного вулканизма в условиях континентального рифтогенеза служит несогласное перекрытие древнего сиалического фундамента кластическими и/или карбонатными осадками, а затем основными вулканитами.
Дополнительными свидетельствами, как и в рассматриваемой ситуации, являются бимодальный характер магматических ассоциаций, а также изотопно-геохимические признаки формирования кислых
метавулканитов за счет древнего серогнейсового источника и редкоэлементные признаки контаминации метабазальтов коровым материалом. Относительное обеднение Nb амфиболитов не может рассматриваться как следствие субдукционного генезиса, поскольку исследованные породы имеют, как
правило, более высокие отношения Nb/Lapm (0,5-0,9) и Nb/Thpm (0,4-1,0), чем типичные островодужные
базальты (Nb/Lapm=0,2-0,8 и Nb/Thpm 0,5) [Puchtel et al., 1999]. Величина Nb минимума в амфиболитах
уменьшается вверх по разрезу синхронно с ростом магнезиальности пород и уменьшением La/Smn отношения. Эти закономерности являются следствием уменьшения вклада корового материала в образование базитовых расплавов при их транспортировке на верхнекоровый уровень, а в совокупности с
антидромной последовательностью вулканизма могут быть интерпретированы как результат прогрессирующего раскрытия континентального рифта, переходящего в спрединг. Установленные для метабазальтов верхней толщи реликты подушечной отдельности и ассоциация с железистыми кварцитами
указывают на субаквальные условия их формирования, сменившиеся вероятно на шельфовые обстановки при образовании вышележащих карбонатных метаосадков.
В Булунском террейне установлены тектонически фрагментированные супракрустальные образования двух контрастных вулканических ассоциаций. В первой из них доминируют основные метавулканиты, которые, также как и высокобарические их разности – гранатовые амфиболиты [Гладкочуб
и др., 2001], обнаруживают сильное сходство с базальтами океанического дна и не несут геохимических признаков участия континентального корового материала в их образовании. По данным [Гладкочуб и др., 2001] высокобарический (Р до 12-14 кбар) метаморфизм протолитов гранатовых амфиболитов обусловлен субдукцией океанической плиты с последующей эксгумацией фрагментов океанической коры. Формирование средних и кислых вулканитов, резко обогащенных некогерентными элементами и с архейскими значениями модельного возраста, очевидно происходило при доминирующем
вкладе древнего корового источника, что наряду с геохимическими особенностями этих пород свидетельствует в пользу субдукционной энсиалической обстановки формирования. В качестве древнего
континентального основания могли служить породы серогнейсового (ТТГ) комплекса. Таким образом,
в структуре Булунского террейна вероятно имеет место тектоническое совмещение метавулканоген-
42
ных породных ассоциаций, образовавшихся в контрастных геодинамических обстановках: океанического дна и энсиалической островной дуги. Можно предположить, что океанические метабазиты представляют собой как фрагменты субдуцированной океанической плиты, так и пластины обдуцированных на древнее континентальное основание пород океанической коры.
Таким образом, анализ геологических данных, редкоэлементного и изотопного состава пород
свидетельствуеют о формировании вулканических ассоциаций зеленокаменных поясов Шарыжалгайского выступа как в океанических и субдукционных обстановках, так и в условиях рифтинга архейской континентальной коры.
Работа выполнена при поддержке РФФИ (гранты 06-05-64572 и 04-05-64301).
Список литературы
Бибикова Е. В., Туркина О. М., Кирнозова Т. И. и др. Древнейшие плагиогнейсы Онотского блока Шарыжалгайского выступа: изотопная геохронология // Геохимия, 2006, №3. С.310-316.
Гладкочуб Д. П., Скляров Е. В., Меньшагин Ю. В. и др. Геохимические особенности древнейших офиолитов Шарыжалгайского выступа // Геохимия, 2001, №10. С.1039-1051.
Донская Т. В., Сальникова Е. Б., Скляров Е. В. и др. Раннепротерозойский постколлизионный магматизм южного фланга Сибирского кратона: новые геохронологические данные и геодинамические следствия //
Докл. РАН, 2002, т.382, №5. С.663-667.
Ножкин А. Д., Туркина О. М. Геохимия гранулитов. Новосибирск, ОИГГМ СО РАН, 1993, 219 с.
Ножкин А. Д., Туркина О. М., Мельгунов М. С. Геохимия метаосадочно-вулканогенных толщ и гранитоидов Онотского зеленокаменного пояса // Геохимия, 2001, № 1. С.31-50.
Туркина О. М., Ножкин А. Д., Бибикова Е. В., Федотова А. А. Архейская континентальная кора северозападной части Шарыжалгайского выступа: изотопно-геохимические особенности, латеральное распространение
// Геология и геодинамика архея. Матер. конф. Санкт-Петербург, 2005. С.384-390.
Condie K. C. Greenstones through time // Archean Crustal Evolution. Amsterdam, Elsevier, 1994. P. 85-120.
Condie K. C. Episodic continental growth models: afterthoughts and extension // Tectonophysics, 2000, 322. P.
153-162.
Kerr A. C., White R. V., Saunders A. D. LIP reading: recognizing oceanic plateaux in the geological record // J.
Petrology, 2000, 41. P. 1041-10-56.
PuchtelI. S., Hofmann A. W., Amelin Yu. V. et al. Combined mantle plume-island arc model for the formation
of the 2.9 Ga Sumozero-Kenozero greenstone belt, SE Baltic Shield: isotope and trace element constraints //Geochim.
Cosmochim. Acta, 1999, 63. P. 3579-3595.
Skjerlie K. P., Johnston A. D. Fluid-absent melting behavior of an F-rich tonalitic gneiss at mid-crustal pressures: implications for the generation of anorogenic granites. //J. Petrol., 1993, 34. P. 785-815.
ПЕТРОЛОГИЯ И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ
УЯНДИНО-ЯСАЧНЕНСКОГО ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКОГО ПОЯСА
(СЕВЕРО-ВОСТОК ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКОЙ ОРОГЕННОЙ ОБЛАСТИ)
В. А. Трунилина, А. И. Зайцев, Ю. С. Орлов, С. П. Роев
Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, Якутск,
v.a.trunilina@diamond.ysn.ru
Геодинамическая позиция одного из крупнейших на Северо-Востоке России УяндиноЯсачненского вулкано-плутонического пояса (УЯВП), несмотря на многолетнюю историю его изучения, до сих пор остается предметом дискуссий. Он рассматривался как окраинно-континентальный
[Данилов, Ставский, 1984], островодужный [Гедько, 1988; Ставский и др., 1994; Трунилина и др., Трунилина и др., 2004], континентально-рифтогенный [Сурнин, 1990], гетерогенный [Дылевский, 1994].
Преобладает представление об островодужной природе УЯВП, но и здесь существуют разногласия как
об энсиматическом или энсиалическом характере дуги, так и о наклоне зоны субдукции [Парфенов,
43
1984; Ставский и др., 1994]. В докладе приведены новые данные по петрологии вулканитов УЯВП,
позволяющие уточнить генетические и геодинамические аспекты его формирования.
УЯВП прослеживаются от верховьев р. Колымы на северо-запад на расстояние более 800 км при
ширине до 150 км; далее он следует в северо-восточном направлении на расстояние около 150 км (рис.
1). Образование вулканической дуги относится к началу позднеюрской эпохи и связывается с закрытием Оймяконского малого океанического бассейна [Тектоника, геодинамика…, 2001]. Во фронтальной ее части залегание вулканогенно-терригенной толщи субгоризонтальное или пологое моноклинальное, с продвижением к тыловой части оно сменяется полого-складчатым, а у границы с континетальной окраиной осложняется дисгармоничной складчатостью вдоль зон региональных северозападных разломов. В ближайших к глубоководному желобу вулканогенных полях с оксфордского до
волжского времени (изотопный Rb-Sr возраст пород 164–152 Ма), преимущественно в субаквальной
обстановке, происходили вулканические излияния со сменой существенно базальтовых лав лавами
пестрого, а в конце волжского века – лавами кислого состава. С удалением от желоба возрастает роль
туфогенных пород, в верхах разреза появляются пепловые туфы, в цементе терригенных пород фиксируется пирокластический материал, появляются прослои углистых аргиллитов с остатками углефицированной флоры. Т.е., начиная с конца кимериджского – начала волжского века, периодически, вулканиты формировались здесь в субаэральной обстановке [Трунилина и др., 1999, 2004].
Установлена зональность состава вулканитов. Вверх по разрезу увеличивается роль кислых пород, оливин-клинопироксеновая минеральная ассоциация сменяется амфибол-пироксеновой и амфибол-двупироксеновой, промежуточный между толеитовым и известково-щелочным тренд эволюции
составов пород – известково-щелочным, растет концентрация легких лантаноидов, возрастают расчетные глубины до сейсмофокальной зоны (от 137 до 168 км) и давления в очагах магмогенерации (от 7
до12 кбар). Горизонтальная зональность фиксируется по увеличению с востока на запад концентраций
K, Ba, Li, Rb и LREE в одновозрастных вулканитах близкого состава. Такая зональность типична для
островодужных систем и зон их коллизии с окраинами континентов и указывает на наклон зоны субдукции под Верхоянскую окраину. Базальтоиды низов разреза в северо-восточной и северо-западной
части пояса характеризуются известково-щелочным или промежуточным между известковощелочным и толеитовым трендами эволюции составов. С продвижением по латерали на юго-восток в
составе вулканогенной толщи резко увеличивается роль основных пород и они приобретают все более
отчетливые черты толеитовых базальтов.
Повышенная глиноземистость и пониженная, по сравнению с продуктами кристаллизации первичных мантийных выплавок, магнезиальность базальтов и оливинов из них; присутствие автолитов
оливин-клинопироксен-битовнитового состава, сложный характер зональности плагиоклазов обусловлены дифференциацией исходных магм в промежуточных очагах [Трунилина и др., 1999]. Появление в
низах разреза вулканогенной толщи северо-восточной части УЯВП, наряду с преобладающими базальтоидами, редких плагиодацитов и плагиориолитов может рассматриваться как признак присутствия гранитно-метаморфического слоя в основании островной дуги [Дмитриев, Цветков, 1983]. Этот
подтверждается и результатами анализа Rb-Sr изотопных систем вулканитов. Первичному составу
расплавов отвечают значения I0 = 0,7067-0,7072. Некоторый разброс данных обусловлен процессами
контаминации мантийным расплавом корового материала, так как между величиной первичного изотопного отношения стронция пород и содержанием в них кремнекислоты наблюдается положительная
корреляция (r=0,955). Величины модельных возрастов протолитов, скорректированные по двустадийной модели на время формирования вулканитов, образуют две группы значений: 1075-1200 и 13501712 Ма. Предположительно один из источников, из которого формировалась основная масса вулканитов, имел относительно высокое содержание изотопа Sr-86 (55–66 мкг/г) и I0 = 0,7068-0,7069. Второй источник характеризовался более низкими содержаниями Sr (менее 13 мкг/г) и высокими значениями его изотопного отношения (более 0,7111) и, вероятно, представлял породы кристаллического основания протерозойского возраста. Таким образом, формирование протолита имело место при деплетировании мантии 1000-1200 млн. лет назад с образованием обогащенного магмогенерирующего субстрата. В последующем (164-152 Ма) из этого субстрата происходило формирование расплавов при
участии подплавленных пород коры и смешение исходных и коровых магм.
44
В целом, во всех изученных вулканогенных полях превалируют известково-щелочные вулканиты непрерывной базальт-андезит-риолитовой серии (рис. 2), с типичными для островодужных образований слабо дифференцированными трендами REE, с низкими содержаниями как LREE, так и HREE.
(рис. 3). В то же время, роль основных и ультраосновных пород в вулканогенном разрезе северной половины УЯВП составляет в сумме 20–25%, причем доля ультраосновных разностей не превышает 3%.
В южных полях из суммарных для ультраосновных и основных пород 40–45% до 15% приходится на
ультраосновные. По соотношению La/Yb – Ni/Sc вулканиты в первом случает отвечают образованиям
континентальных (энсиалических) дуг, во втором – океанических (энсиматических) (рис. 4). Давления
в очагах магмогенерации здесь возрастают до 17 кбар, а среди ассоциирующих осадочных образований фиксируются кремнистые породы [Орлов и др., 2006]. Все эти данные позволяют ставить вопрос о
смене по латерали энсиалического характера дуги энсиматическим.
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Уяндино-Ясачненского вулкано-плутонического
пояса и окружающих территорий [Ставский и др., 1994].
1, 2 – комплексы основания островной дуги (1 _ карбонатные и карбонатно-терригенные комплексы шельфа пассивной окраины, Pz – Mz1; 2 – осадочно-вулканогенные комплексы аккреционной призмы, Pz – T; 3 – терригенные комплексы пассивной окраины, Р – Т; 4 – отложения тылового бассейна, J2-3; 5 – островодужные образования, J2bt2 – J3v; 6 – вулканогенные отложения тыловых грабенов рифтовой природы, J3v2-3; 7 – туфогеннотерригенный комплекс преддуговой террасы, J3v2-3; 8 – массивы гранитоидов; 9 – тектонические контакты; 10 –
глубоководный желоб и направление падения сейсмофокальной зоны: стадии – ранняя (а), средняя (б), поздняя
(в); 11 – трансформные разломы стадий: а – ранней, б – средней, в – поздней; 12 – направление субдукции; 13 –
расчетные точки положения желоба, полученные: а – по базальтам с SiO2=45%, б – по базальтам с SiO2=50%; в –
45
по андезибазальтам с SiO2=60%; 14 – вулканогенные поля: 1 – Салтага-Тасское, 2 – Сыачанское, 3 – КыраСуордахское, 4 – Догдинское, 5 – Умбинское, 6 – Интахское.
Рис 2. Классификационная диаграмма для вулканических пород Уяндино-Ясачненского пояса.
Вулканогенные поля: 1 – Салтага-Тасское, Сыачанское и Кыра-Суордахске северо-восточной ветви, 2 –
Догдинское, 3 – Умбинское центральной части, 4 – Интахское южной части УЯВП.
Поля диаграммы [Rollinson, 1995]: I _ пикробазальт, II _ базанит, IIa – тефрит, III – базальт, IV – трахибазальт, V – базальтовый андезит, VI – базальтовый трахиандезит, VII – фонотефрит, VIII – андезит, IX – трахиандезит, X – тефрифонолит, XI – дацит, XII – трахидацит, XIIa – трахит, XIII – фонолит, ХIV – риолит.
46
Рис. 3. Тренды распределения редкоземельных элементов в базальтоидах Уяндино-Ясачненского пояса.
1, 2 – известково-щелочные базальты (1 – северо-восточной, 2 – юго-западной части УЯВП); 3, 4 – субщелочные базальтоиды (3 – Интахского, 4 – Догдинского полей).
Рис. 4. Соотношение La/Yb – Sc/Ni в базальтоидах северо-восточной (1) и юго-западной (2) части Уяндино-Ясачненского пояса.
Поля диаграммы [Rollinson, 1995].
47
В тыловых частях УЯВП, наряду с известково-щелочными, широко распространены породы кали-натровой субщелочной серии, локализованные в зонах региональных разломов и образующие дифференцированный ряд от базанитов до трахиандезитов (от габбро до кварцевых сиенитов в комагматичных интрузивах), с параметрами как островодужных, так и рифтогенных образований. В пределах
Догдинского вулканогенного поля, приуроченного к зоне сочленения разломов северо-западного и
северо-восточного простирания развита бимодальная базальт-риолитовая ассоциация. Но и здесь базальтоиды нижних горизонтов разреза с возрастом 160–164 Ма представлены известково-щелочными
разностями обстановки субдукции, а вверх по разрезу сменяются субщелочными базальтоидами K-Na
серии [Трунилина и др., 2005]. Субщелочные разности от известково-щелочных отличаются повышенными содержаниями TiO2, Р2О5, Ba, Zr и Y и их соотношениями. Rb-Sr изотопные датировки аналогичны таковым известково-щелочных разностей – 156–160 Ма при I0=0,70533–0,70590. Результаты
моделирования на основе анализа Rb-Sr изотопных систем этих вулканитов указывают на их формирование не в процессе фракционной кристаллизации, а при частичном плавлении мантийного субстрата. Для этих пород характерен избыток радиогенного стронция и обогащенность источника литофильными элементами относительно примитивной мантии. Они обладают более дифференцированными
трендами REE (с повышенными содержаниями прежде всего LREE) (см рис. 3) и по соотношению
La/Yb – Yb отвечают производным расплавов, генерировавшихся в пределах метасоматически обогащенной мантии (рис. 5). Расчетные давления в очагах магмогенерации для субщелочных базальтов
составляют до 18 кбар в северных и до 20–24 кбар – в южных вулканогенных полях УЯВП. Возраст
протолита близок таковому для известково-щелочных базальтов – 1007 +/-79 Ма, а время его модификации определено в 270 Ма, что .в геологическом плане совпадает с предполагаемым временем позднегерцинской активизации в регионе.
Рис. 5. Соотношение La/Yb –Yb в базальтоидах известково-щелочной (1) и субщелочной (2) серий Уяндино-Ясачненского пояса.
I–III – тренды дифференциации примитивного шпинелевого лерцолита, М–М – принципиальный тренд
мантийного обогащения [Drill et al., 1997].
Установлено [Богатиков, Цветков, 1988], что в современных и ископаемых островных дугах
широко распространена нестандартная схема развития. В таких дугах кали-натровые субщелочные
серии пород, как правило имеющих более глубинное происхождение, могут проявляться на разных
стадиях развития и в разных зонах дуги, что обусловлено наложением на наиболее распространенный
в островных дугах режим сжатия локальных зон или региональных процессов растяжения. Таким об-
48
разом, проведенные исследования специфики составов магматических образований УяндиноЯсачненского вулкано-плутонического пояса подтверждают существование в регионе в позднеюрское
время палеостровной дуги нестандартного развития с возможным изменением ее характера по латерали от энсиалического до энсиматического.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ – грант 03-05-96079р2003арктика.
Список литературы
Богатиков О. А., Цветков А. А. Магматическая эволюция островных дуг. М.: Наука, 1988, 249 с.
Гедько М. И. Уяндино-Ясачненская позднеюрская островная дуга (Северо-Восток СССР) // Геотектоника,
1988, № 3. С. 88 _ 100.
Данилов В. Г., Ставский А. П. Стратиграфия и литология Уяндино-Ясачненского вулканического пояса
// Бюлл. МОИП, отд. Геол., 1984, Т. 59, №1. С. 44 _ 45.
Дмитриев Ю. И., Цветков А. А. Магматизм активных окраин океанов // Изв. АН СССР, сер. геол., 1983,
№3. С. 3-18.
Дылевский Е. Ф. Зональность Уяндино-Ясачненского вулканического пояса и его тектоническая природа
(Северо-Восток Азии) // Геотектоника, 1994, №4. С. 52 _ 62.
Орлов Ю. С., Трунилина В. А., Иванов А. И. Базиты бассейна р. Кыбттыгас: геология и геохимия // Рудогенез и металлогения Востока Азии. Якутск: изд. ЯГУ, 2006. С. 136–138.
Парфенов Л. М. Континентальные окраины и островные дуги северо-востока Азии. Новосибирск: Наука,
1984, 192 с.
Ставский А. П., Гедько М. И., Данилов В. Г. Уяндино-Ясачненская островная дуга // Геологическое
картирование вулканических поясов. М.: Недра, 1994. С. 265 _ 297.
Сурнин А. А. Позднеюрские ультраосновные и основные комплексы Колымского массива. Новосибирск:
Наука, 1990, 160 с.
Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия). Москва: МАИК «Наука
/ Интерпериодика», 2001, 571 с.
Трунилина В. А., Орлов Ю. С., Роев С. П. Магматические ассоциации Уяндино-Ясачненского вулканоплутонического пояса и его геодинамическая природа // Отечественная геология, 2004, №4. С. 61-66.
Трунилина В. А., Орлов Ю. С., Роев С. П. Магматизм Докучанской кольцевой структуры // Отечеств.
Геолгогия, 2005, N 5. С. 58-65.
Трунилина В. А., Роев С. П., Орлов Ю. С., Оксман В. С.Магматизм различных геодинамических обстановок (зона сочленения Верхоянской окраины Сибирского континента и Колымо-Омолонского микроконтинента). Якутск: Изд. ЯНЦ СО РАН, 1999, 151 с.
Drill S. I., Kuzmin M. I., Tsipukova S. S., Zonenshain L. P. Geochemistry of basalts from the West Woodlark,
Lau and Manus basins: implication for their petrogenesis and source rock composition // Marine Geology, 142 (1997).
P.57-83.
Rollinson H. R. Using Geochemical Data: Evalution, Presentation, Interpretation. London, 1995, 352 p.
ПРЕДКОЛЛИЗИОННЫЙ РИФТОВЫЙ ПИКРИТ-БАЗАЛЬТОВЫЙ
ВУЛКАНИЗМ ЗАПАДНОГО ТЯНЬ-ШАНЯ
А. И. Усманов, А. А. Кустарникова
Институт геологии и геофизики АН РУз, Ташкент, Узбекистан, ahusm@mail.ru
Указанная группа пород как единая ассоциация, сопровождающая Букантау-КарачатырАлайский рифт, объединена сравнительно недавно, хотя первое упоминание о пикритах в Средней
Азии находим в работах прошлого столетия [Вебер, 1910]. Пространственно сопряженные с ними
субщелочные базальты описывались отдельно в составе различных по составу и возрасту свит, главным образом, в процессе разномасштабных съемочных работ. Как рифтовый тип вулканизма выделен
в 1978 году и описан в ряде наших работ [Кустарникова, 1978; Кустарникова, Усманов, 1998, 2000,
2003].
49
Рифт проявился в девоне, образуя протяженную (более 1000 км) относительно узкую (1-5 км)
зону ограниченную разломами. Последние обычно являются и магмоподводящими каналами с нанизанными на них жерловыми аппаратами центрального или трещинного типа. Характерной особенностью рифта является его расположение вдоль границы двух литосферных плит – континентальной
(Срединный Тянь-Шань) и океанической (Южный Тянь-Шань). Базальты изучались в Северном Букантау, Северном Нуратау и в северных предгорьях Алая. Везде определяется их возраст как D-C1, с
верхней возрастной границей С2. Они фиксируются в эффузивной, околожерловой и субвулканической фациях, но объемы указанных фаций зависят от степени их эродированности. Эффузивы имеют
гломеропорфировую структуру, обусловленную фенокристаллами лабрадора, пироксена и редко оливина. Главная масса часто гиалопилитовя или интерсертальная. Текстура обычно миндалекаменная
вблизи жерловых аппаратов. Этим же определяются размеры и количество миндалин. Нередки здесь
агломератовые лавы, сосредоточенные на фронте лавового потока, а также шаровые (до 1м в диаметре) и крученные лавы. Эффузивы переслаиваются с пачками кремнистых пород, аргиллитов и известняков, содержащих обломки брахиопод и гониатитов, указывающих на подводный характер вулканизма. Субвулканическая фация – это протяженные межпластовые интрузивные тела и сложного строения дайки мощностью от первого до нескольких десятков метров. По составу они отвечают порфиритовым и афировым долерито-базальтам с микродолеритовой и интерсертальной структурами основной
массы. По химическому составу они соответствуют субщелочным базальтам и лейкобазальтам натриевого реже калиево-натриевого профиля щелочности с нормальным (около 2%) и несколько повышенным (3-4%) содержанием окиси титатна. Кроме того, они все близки по магнезиальности, но различаются по железистости. Если принять ассоциирующиеся с ними пикриты за породы с нормальным содержанием железа, то по отношению к ним базальты образуют две группы – маложелезистую и железистую. Первая из них сопровождается рудопроявлениями вплоть до месторождений (Темиркан).
Пикриты определены в двух фациях – гипабиссальных тел небольших размеров и гиалокластитов, выявленных впервые почти одновременно Л.Н.Котовой [Котова, 1977] и нами [Кустарникова,
1978]. Гиалокластиты представляют собой своеобразные обломочные породы, которые образовались в
результате вспенивания и «автодробления» расплава при подводных трещинных излияниях. Гиалокластиты состоят из фрагментов пузыристого стекла и его черенков причудливой формы от алевролитовой до гравийной размерности. Стекло обычно серпентинизировано или дегидратировано. Изредка
встречаются и глобулы. По химическому составу гиалокластиты приближаются к пикробазальтам и
пикритам. Главными породообразующими минералами пикритов являются оливин (25%) и клинопироксен (65%), наряду с которыми в переменных количествах (7-10%) присутствуют плагиоклаз, флогопит. Акцессорные минералы представлены хромшпинелью, магнетитом, ильменитом, гранатом
(альмандин-спессартитового ряда). Для них характерна полнокристаллическая порфировиднокаркасная структура в комбинации с пойкилитовой, образованной вростками оливина в кристаллах
пироксена. Наиболее крупные порфировидные зерна в породе (до 1мм) представлены диопсидом.
Вторую по размерам группу выделений (0,4-0,8мм) составляют оливин и авгит. Эти минералы образуют каркас, в интерстициях которого панидиоморфная масса, состоящая из битовнита и авгита с размерами зерен 0,35мм. Возраст пикритов датируется по разному. Так, в Османсай П.И.Подкопаев считает их намюрскими, относя прорываемые пикритами базальты к шавазской свите. О.А.Старцев, развитые в Османсае вулканиты (чимкургансая и шавазская свиты) датирует ордовиком. Абсолютный
возраст соответствует 299+/-10 млн.лет. Возраст пикритов Южной Ферганы, залегающих среди эффузивов сарталинской и араванской свит (D1) , по мнению [Михайлова, Семенова, 1976] раннесреднедевонский. Имеющиеся радиохронологические данные пикритов составляют 395+/-14млн.лет, а
вмещающих их вулканогенных свит – 386-439 млн.лет [Вишневский, Савочкина, 1976]. В работе [Леснов и др.,1982] приводятся данные геохронологических исследований по пироксенам пикритов, соответствующие юрскому возрасту (174+/-35 млн.лет).
В урочище Сартале (Алайский хребет), наряду с пикритами выделены меймечиты, которые характеризуются выдержанностью состава в пределах конкретных интрузивных тел и пространственной
их разобщенностью с телами собственно пикритов. Меймечиты – массивные кристаллические среднезернистые породы, интрудированные в среднепалеозойские оливиновые базальты. Минералогический
состав их: темноцветные минералы, представленные главным образом, магнийсодержащими разно-
50
стями оливина и клинопироксена., в парагенезисе с которыми в переменных количествах присутствует
бурая роговая обманка и биотит. Из рудных минералов постоянно встречается титаномагнетит, хромшпинелиды, ильменит и редкая вкрапленность сульфидов. Порода характеризуется гломеропорфировой и участками пойкилоофитовой структурами. Соотношение вкрапленников и основной массы изменчиво, но в большинстве случаев вкрапленники (88-93%) по количеству преобладают над основной
массой (7-12%), которая иногда дает структуру «спинифекс».
На классификационной петрохимической диаграмме A-S, рассматриваемые ультраосновные породы, находясь в зоне перекрытия полей верлитов и лерцолитов в целом составляют прерывистую
кривую уменьшения дефицита кремнезёма и возрастании «базальтовой» составляющей в направлении
от меймечитов к пикритам. Акцессорные интерметаллиды указывают на восстановительные условия
эволюции магматического очага.
Список литературы
Вебер В. Н. Геологические исследования в Фергане в 1909 –1910 гг. // Изв. геол. Комитета, 1910, Т. XXIX,
№ 8. С.603-695.
Вишневский Л. Е., Савочкина Е. И. Внутренне строение и этапы формирования офиолитовой ассоциации Южной Ферганы // Вестник МГУ, геология, 1976, № 5. С.30-40.
Котова Л. Н. Гиалокластиты ультраосновного состава в Южно-Тяньшаньском офиолитовом поясе // ДАН
СССР, 1977, Т.232. № 5. С.1391-1390.
Кустарникова А. А. Палеовулканизм в развитии земной коры (на примере западной части Южного ТяньШаня). Автореферат дисс… док. геол.-мин. наук. Новосибирск, 1988, 42 с.
Кустарникова А. А., Усманов А. И. Расщепление вулканического стекла и обусловленные им минераллообразование в палеорифтовых базальтах Южного Тянь-Шаня. // Материалы международного симпозиума
(совместно с APIFIS-II) 28-30 октября 1998г. Ташкент: ИГиГ АН РУз, 1998. С. 48-51.
Кустарникова А. А., Усманов А. И. Типы палеовулканизма в Южном Тянь-Шане, факторы их рудоносности и связанные с ними проблемы // Петрология и рудоносность магматических формаций складчатых областей. Ташкент: Университет, 2000. С 8-9.
Кустарникова А. А., Усманов А. И. Индикаторная роль пикритовой и щелочно-оливин-базальтовой
формации в предколлизионном рифтогенезе // Современные проблемы формационного анализа, петрология и
рудоносность магматических образований. Тезисы докладов Всероссийского совещания, г.Новосибирск, 16-19
апреля 2003г. – Новосибирск: СО РАН, филиал «Гео». 2003. С.189-190.
Леснов Ф. П., Белоусов В. И., Агеева Л. И. и др. Новые данные по геологии и петрологии Сарталинского
палингенного базит-гипербазитового Плутона (Южный Тянь-Шань) // Гипербазитовые ассоциации складчатых
областей. Новосибирск: Наука, 1982, вып. 1. С.26-57.
Михайлов Н. П., Семенов Ю. Л. Пикритсодержащие эффузивные и гипабиссальные ассоциации мафитов
складчатых областей. Алма-Ата: Наука, 1976. С.128-131.
ВУЛКАНИЗМ ПОДВОДНЫХ ХРЕБТОВ ДАЙТО И ИХ СВЯЗЬ С ТЕКТОНИКОЙ
ФИЛИППИНСКОГО МОРЯ
В. П. Филатьев
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И.Ильичева ДВО РАН, Владивосток,
vilor@poi.dvo.ru
Филиппинское море расположено в западной части Северной Пацифики к югу от дуги Японских
островов и разделяется гребнем Кюсю-Палау на восточную и западную котловины. В северо-западном
углу Западно-Филиппинской котловины находится группа структур отличающихся сложным строением – это подводные хребты Дайто и Оки-Дайто. Они характеризуются повышенной мощностью земной коры относительно ложа Филиппинского моря и рассматриваются рядом исследователей либо как
остаточные островные дуги [Сики и др., 1978; Mils, 1980; Sato, 1980 и др.], либо как микроконтиненты
с древней сиаличеcкой корой [Аоки и др., 1976], благодаря их субширотным простираниям, резко не-
51
согласным с ориентировкой смежных структур, а также развитию в их пределах нумулитовых известняков и обнаружению при драгировании метаморфических пород кислого состава.
Характерными чертами магматизма при этом являлись:
1. Большая роль в древнем позднемеловом (калий-аргоновый возраст 82—85 млн. лет [Matsuda
et al., 1975]) зеленокаменном комплексе вулканогенных пород, андезитов, туфов и игнимбритоподобных пород субаэрального облика, сопровождаемых комагматичным интрузивным комплексом
[Geological problems…, 1985] дифференцированного состава от габброидов и гипабиссальных долеритов до кварцевых диоритов, трондьемитов и банатитов.
2. Находки метаморфических пород – роговообманковых и тремолитовых сланцев – с абсолютным возрастом 49 млн. лет, что позволяет говорить о досреднеэоценовом возрасте низкотемпературного зеленокаменного метаморфизма, которому были подвержены магматические образования хр. Дайто [Mils, 1980].
3. Особенности вещественного состава зеленокаменно измененных магматических комплексов,
представляющих собою протяженную серию с преобладанием средних (в эффузивах) и средних и кислых (в интрузивах) членов Эффузивы представляют собою порфировые породы с преобладающими
плагиоклазом и клиноппроксеном во вкрапленниках и с более редкими оливином и роговой обманкой.
При анализе химизма этих серий пород необходимо учитывать наличие в них зеленокаменных изменений, приведших к перераспределению кальция и натрия (уменьшению первого и увеличению последнего), что создаст видимость повышения щелочности в породах, обусловливая в то же время разброс
их значений на вариационных диаграммах [Коновалов и др., 1987]. Однако такие особенности химизма, как относительно низкие железистость и содержание окиси титана при высокой магнезиальности в сочетании с повышенной глиноземистостью, сближают вулканические породы зеленокаменных
комплексов с вулканитами островных дуг. Не противоречит этому выводу и содержание малых элементов [Коновалов и др., 1987]. Отмечается также сходство рассматриваемых серий с сериями ранних
этапов эволюции Японского моря [Фролова, Коновалов, 1985], которые так же, как и на возвышенности Оки-Дайто, сменяются во времени породами базальтового состава повышенной щелочности. На
основании этих данных, с учетом петрологических особенностей магматических пород было сделано
предположение об островодужном характере хребтов Дайто и Оки-Дайто [Shiki, 1976], впоследствии
поддержаное практически всеми исследователями региона.
Однако, несколько позднее В.Т. Съединым и А.И. Ханчуком [Съедин, Ханчук, 1989] была предложена альтернативная точка зрения на иную тектоническую природу хребтов Дайто и Оки-Дайто,
которые ими рассматривались как океанические островные поднятия. Наличие островодужных вулканитов опровергалось (ими) на основании 1) отсутствия в андезитах зеленокаменного комплекса гиперстена; 2) высокого содержания в них щелочей, что не свойственно островодужным вулканитам; 3)
наличия в осадках трога, разделяющего эти структуры титан-авгита и эгирин-авгита, что подтверждает
щелочной характер вулканизма; 4) пантеллеритового состава крайних дифференциатов вулканической
серии зеленокаменного комплекса что xapaктерно для океанических островов [Съедин, 1986].
52
Рис. Расположение хребтов Дайто и Оки-Дайто в Западно-Филиппинской котловине
Эта точка зрения вызвала весьма решительный отпор со стороны авторов ряда работ последних
лет [Коновалов и др., 1987; Нестеренко, 1981; Сики и др.,1978; Фролова и др., 1989;]. «Вопрос о принадлежности изученных пород к тому или иному формационному типу с той или иной степенью предположительности в нашей статье решен однозначно[Коновалов и др., 1987]. Вместе с тем появление
новых материалов, подобных упоминаемым данным 11-го рейса «Каллисто» (1979 г.), может внести
заметные коррективы в существующие представления. Особенности химического состава пород, поднятых в этом рейсе, действительно можно отнести к другому петрохимическому типу, например к типу океанических островов и поднятии, как то сделали авторы заметки [Съедин, Ханчук, 1989]. Но в
любом случае обнаружение таких пород вовсе не исключает наличие других, поднятых с той же степенью очевидности в пределах той же структуры, которая расположена в регионе сложного строения и
дискуссионного генезиса. На наш взгляд, высказывание о том, что в пределах Оки-Дайто проявился
магматизм только одного типа океанических островов и поднятий, выраженное в такой категоричной
форме, преждевременно и не является достаточно обоснованным имеющимся в настоящее время фактическим материалом»[Коновалов и др., 1989].
Автору настоящей работы представляется, что проблема формационного типа указанных структур может быть безконфликтно разрешена, если обратиться к принципам ротационной тектоники
[Filatiev, 1996]. Согласно ее постулатам движения Тихоокеанской плиты под Азиатский континент не
существует. В этом случае сквозные глубинные разломы могут проходить через границу между плитами. Мантийный субстрат, образующийся под континентом и продвигающийся к востоку [Филатьев,
2005] по имеющимся в океанической плите разломам проходит самые различные по составу и мощности ее участки, что, естественно, не может не сказаться на характере магматизма при формировании
структур как Дайто и Оки-Дайто, возникающих над этими разломами.
53
Список литературы
Коновалов Ю. П., Васильев Б. И. Говоров И. И. и др. Магматические комплексы хр. Оки-Дайто // Тихоокеанская геология, 1987, №5. С. 25-31.
Коновалов Ю. П., Васильев Б. И., Говоров И. И. и др. К вопросу о магматизме хребта Оки-Дайто Тихоокеанская геология , 1989, №5. С.106-108.
Сики Т., Мисава Е., Конда И. Группа подводных хребтов Дайто и подводный хребет Кюсю-Палау и их
связь с тектоникой Филиппинского моря // Структура и геодинамика литосферы северо-запада Тихого океана по
геофизическим данным. Владивосток, 1978. С. 40-51.
Съедин В. Т. Кайнозойский базальтоидный магматизм Японского и Филиппинского окраинных морей:
Автореф. дис…. канд. геол.-мин. наук. Владивосток, 1986.
Съедин В. Т., Ханчук А. И. О характере вулканизма хребтов Дайто и Оки-Дайто в Филиппинском море //
Тихоокеанская геология. 1989, №5. С.100-104.
Филатьев В. П. Механизм формирования зоны перехода между Азиатским континентом и северозападной Пацификой (с позиций ротационной тектоники). Владивосток: Дальнаука, 2005, 273 с.
Фролова Т. П., Коновалов Ю. П. Вулканизм Японского моря как индикатор его образования // Вестн.
МГУ, 1985, №2. С. 54-73.
Filatiev V. P. The rotational tectonics – alternative the plate tectonics // Abstr. of 30th I.G.C. Beijing, China, 1996,
V.1. P. 170.
Geological problems concerning the Northwestern Philippine Sea – Geology of the Northern Philippine Sea (ed.
by Shiki T.). Tokai University Press, 1985.
Matsuda J., Saito K., Zasu. S. К. Ar age and Sr isotope ratio of the rocks in the manganese nodules obtained
from the Amami plateau, Western Philippine Sea // Symposium on the geological problems of the Philippine Sea, 1975.
Mills W. Analysis of conglomerates and associated sedijnenlary rocks of the Dailo ridge, DSDP Site 445 // Init.
Rep. of the Deep Sea Drilling Project, 1980, V.58. P. 643-659.
Sato Y. Heavy-mineral composition of Tertiary sediments at DSDP sites 445 and 446, Northeastern Philippine
Sea // Init. Rep. of the Deep Sea Drilling Project, 1980, V.58. P. 661—669.
Shiki Т.. Aoki H., Misava Y. Island-arc like сharacter and stages of developments of the Kyushu-Palay Ridge
and the Daito Ridge group // Marine Sciences (Monthly), 1976, V.8, №3, P.19-24.
АРЕАЛЬНЫЙ ПЛАТОБАЗАЛЬТОВЫЙ МАГМАТИЗМ ЗЕМЛИ
Т. И. Фролова, И. А. Бурикова
Московский Государственный Университет им. М.В.Ломоносова, Москва, ovp@geol.msu.ru
Ареальный платобазальтовый магматизм (АПБМ) широко распространен как на континентах
(платформы), так и в океанах в виде крупнейших по площади ареальных извержений (Large Igneous
Provinces). Их максимальное развитие приурочено к начальным этапам крупных циклов магматизма в
эволюции Земли, связанных с областями рассеянного горизонтального растяжения над мантийными
плюмами на континентах (траппы) и в котловинах и плато океанов (океанические траппы).
В геологической истории Земли АПБМ наиболее широко развит в двух временных интервалах:
в докембрии и мезокайнозое. Возможен и более ранний возрастной максимум АПБМ, сформировавший первичную кору Земли, однако характер магматизма в ранние этапы развития Земли до сих пор
дискутируется. Из двух главных временных интервалов на континентах известны оба, в океанах –
лишь мезокайнозойский. Докембрийский АПБМ сохранился на континентах локально на щитах Южной Африки, Австралии, Балтии и Канады. Мезокайнозойский этап широко развит на континентальных платформах в виде трапповых излияний [Макаренко, 1983]. В океанах известен лишь один крупный временной максимум АПБМ – мезокайнозойский. Возможно, что это связано с трудностью установления древних океанов, которые по своим размерам и другим особенностям существенно отличались от современных.
Наиболее хорошо изученный мезокайнозоский АПБМ, сформированный на континентальных
платформах, развит преимущественно в их краевых частях, подвегнутых дроблению и деструкции, и
на сводовых поднятиях. В последних он сменяется образованием отрицательных структур типа нало-
54
женных прогибов и синеклиз. Среди субаэральных трещинных извержений доминируют недифференцированные толеитовые базальты с обилием пирокластики в начальные этапы магматических импульсов. Относительно редки субщелочные или контрастные базальт-риолитовые серии (Карру, Деккан,
Парана). Кора в трапповых провинциях континентов уменьшается в мощности, но не теряет своей
сплошности.
Мезокайнозойский АПБМ океанов развит в межрифтовых областях океанических плит, слагая
нижние части вулканических разрезов. Они залегают в настоящее время на дне глубоководных котловин (3-5 км) и реликтовых океанических плато. Возраст их синхронен возрасту океанической коры в
данном регионе. Так в Западной Пацифике – это позднетриасовые, юрские и меловые образования, в
Восточной – кайнозойские. Они перекрыты более молодыми вулканическими породами, в том числе и
толеитовыми базальтами срединно-океанических хребтов (СОХ), а также являются фундаментом разнообразных вулканических внутриплитных геоструктур. От линейных извержений толеитов СОХ,
приуроченных к рифтогенным структурам, платобазальты отличаются
текстурно-структурными, минералогическими и химическими особенностями [Фролова, Бурикова, 2002]. Это пористые или миндалекаменные породы, часто переслаивающиеся с мелководными
осадками, со следами наземного выветривания (красно-бурой окраски) в отличие от афировых пиллоулав СОХ, с характерными для подводных излияний метельчатыми микроструктурами. Платобазальты
имеют порфировые структуры с интерсертальной и гиалиновой основной массой. Для них характерны
менее кальциевые плагиоклазы и более железистые пироксены, редкий оливин при широком развитии
титаномагнетита, что говорит о более окислительных условиях формирования. Ареальные платобазальты характеризуются также повышенным по сравнению с MORB содержаниями крупноионных
элементов Тi, P, K, окисного железа, и пониженными Al и Ca, а также легких РЗ. Ряд перечисленных
выше признаков свидетельствуют о формировании подавляющей массы ареальных базальтов в субаэральных или мелководных условиях.
Итак, в мезо-кайнозое Земля испытала интенсивную тектоно-магматическую активизацию [Белоусов, 1960], в процессе которой имели место глобальные извержения ареальных платобазальтов.
Они были сформированы на континентальных платформах и в океанах в начальные этапы крупного
импульса вулканизма, наступившего после периода относительной магматической стабилизации. Континентальные платобазальты (траппы) образовались преимущественно в краевых частях континентов
– областях их деструкции и рассеянного рифтогенеза. При формировании океанических платобазальтов к этим процессам присоединяется спрединг и преобразование континентальной коры в результате
океанизации в океаническую кору с последующим погружением поверхности Земли на просторах будущих океанов [Фролова, Перчук, Бурикова, 1989]. Различия в эволюции континентальных и океанических структур определяются различиями в эндогенном режиме, в связи с большей интенсивностью
глубинных флюидных потоков, несущих тепло и энергию в области образования будущих океанов.
Докембрийский этап глобального платобазальтового вулканизма известен лишь на континентах. Интенсивное океанообразование, вероятно, было не свойственно ранним этапам эволюции Земли.
Список литературы
Белоусов В. В. Развитие земного шара и тектогенез // Сов. Геология, 1960, №7. С. 1-17
Макаренко Г. Ф. Траппы в структуре материков. М.: Наука, 1983, 207 с.
Фролова Т. И., Бурикова И. А. Платобазалтовый магматизм и океанообразование // Спорные вопросы
тектоники плит и возможные альтернативы. М.: РАН ИФЗ, 2002. С. 30-48.
Фролова Т. И., Перчук Л. Л., Бурикова И. А. Магматизм и преобразование земной коры активных окраин. М.: Недра, 1989, 261 с.
55
ВУЛКАНИЗМ ПАЛЕОГЕН-НЕОГЕНОВЫХ СИНСДВИГОВЫХ
ОКРАИННОКОНТИНЕНТАЛЬНЫХ И ОКРАИННОМОРСКИХ БАССЕЙНОВ
(ЗАПАДНАЯ ПЕРИФЕРИЯ ТИХОГО ОКЕАНА)
Н. И. Филатова
Геологический институт РАН, Москва, filatova@ilran.ru
Уже давно стало общепринятым положение о неразрывной связи геодинамики и магматизма и
об индикаторной роли последнего при типизации тектонических структур (равно как и обстановок их
формирования). Однако имеется и обратная задача: выявление особенностей строения и развития тектонических структур и установление специфики связанного с ним магматизма. В настоящем сообщении рассматривается именно этот второй аспект на примере западных периферических областей Тихого океана. В настоящее время западная периферия Тихого океана обрамляется массивом континентальных блоков, включающим, в том числе, Амурскую и Охотоморскую микроплиты, которые взаимодействуют по начавшимся оформляться в кайнозое фрагментам трансформных или надвиговых
(конвергентных) границ [Объяснит. зап.…, 2000 и др.]. Континентальное обрамление в целом имеет
современную конвергентную границу с Тихоокеанской плитой. Находящиеся в тылу этой границы, в
пределах континентальных микроплит окраинные морские бассейны – Японский и Южно-Курильский
– традиционно считаются тыловодужными, генетически связанными с развитием сопровождающих
указанную конвергентную границу островных дуг. Однако анализ тектонического строения упомянутых бассейнов, а также сопряжённых с ними зон континентального растяжения выявил генетическую
зависимость всего ансамбля этих структур от развивавшейся в пределах рассматриваемого континентального обрамления Тихого океана палеоген-неогеновой системы правосторонних сдвигов, в зонах
которых по латерали сменялись режимы транспрессии и транстенсии. С последней обстановкой было
связано оформление (при деструкции края континента) синсдвиговых впадин типа пулл-апарт, к которым относятся окраинные бассейны Японии [Филатова, 2004; Jolivet., 1990 и др.], Южно-Курильский
бассейн [Kusunoki, Kimura, 1988 и др.], а также многочисленные структуры континентального рифтогенеза: рифты Корейско-Китайско-Сихотэалинского региона (включая Татарский, ВосточноКитайский и Циркум-Ордосский), впадины Симане-Акита-Ямагата севера Японского микроконтинента и субмеридиональные рифты Ому-Камикава и Монбетсу-Рубешиве [Ikeda et al., 2000] северовостока о-ва Хоккайдо. По мнению В.В. Харахинова [Объяснит. зап. …, 2000 и др.], аналогичный механизм пулл-апарт был задействован и при образовании субокеанических впадин Дерюгина и Тинро в
пределах континентальной Охотоморской микроплиты. Обнаружена синхронность формирования всех
этих синсдвиговых бассейнов, отражающая общую геодинамическую обстановку формирования правосторонних сдвигов, нарушивших восточный край континента в связи с Индо-Евразиатской коллизией [Филатова, Фёдоров, 2004; Jolivet et al., 1990 и др.]. Вне зависимости от степени растяжения разрез
синсдвиговых бассейнов начинается с эоцен-олигоценовых грубообломочных фаций начального
рифтогенеза, сменяющихся нижне-среднемиоценовыми породами трансгрессивного типа (нередко
морскими) и завершающихся регрессивными, зачастую красноцветными и угленосными терригенными породами позднего миоцена-плиоцена [Объяснит. зап. …, 2000; Филатова, 2004 и др.].
При изучении магматических пород, сопровождающих развитие указанных структур, возникает многоаспектная проблема, включающая ряд вопросов: возможность изотопно-геохимического разграничения этих пород и предшествующих им мел-палеоценовых надсубдукционных вулканитов;
уровни магмообразования и их динамика во времени, выраженная в эволюции составов магматических
пород синсдвиговых бассейнов; признаки взаимодействия источников различных глубин (в частности,
астеносферы и мантии континентальной литосферы), и др.
Установлена единая тенденция динамики кайнозойского синсдвигового магматизма на примере
вулканитов бассейнов Корейско-Японско-Хоккайдского регионов [Федорчук, Филатова, 1993; Филатова, Фёдоров, 2001; Allan, Gorton, 1992, Ikeda et al., 2000; Okamura et al., 2005 и др.]. Эоценолигоценовый этап начального континентального растяжения сопровождался излияниями вдоль сдвигов и сбросов базальтоидов с сильными свойствами известково-щелочной серии (обогащение LILE
относительно HFSE, изотопные параметры источника EMII и т.д.). Этапу интенсивного растяжения
56
(25-15 млн. лет, в некоторых бассейнах до 12-7 млн. лет) во всех синсдвиговых бассейнах соответствовали излияния деплетированных базальтоидов принципиально иного состава – толеитов, по изотопногеохимическим характеристикам близких к N- (или Е)- MORB. Стадия максимального растяжения
этого этапа сопровождалась наиболее деплетированными разностями (N-MORB), особенно в тех бассейнах, где континентальный рифтогенез сменился спредингом и формированием окраинноморской
коры (Японский, Южно-Курильский). Эти породы обладают пониженными концентрациями LILE,
дефицитом LREE, суммарными низкими содержаниями несовместимых элементов, повышенными
содержаниями изотопов Nd и пониженными – Sr. По соотношению изотопов 207Pb/204Pb – 206Pb/204Pb
они образуют тренд вдоль линии NHRL в сторону значений DMM. Показательно, что на начальной
стадии этапа интенсивного растяжения доминируют толеиты типа E-MORB, сочетающие признаки NMORB и «субдукционного» компонента: обогащение LILE и LREE, деплетированность HFSE, Ta-Nbминимум, снижение (по сравнению с N-MORB) величины 143Nd/144Nd и увеличение значений 87Sr/86Sr.
Даже на стадии максимального растяжения (активного спрединга) в Японской и Южно-Курильской
окраинных котловинах наиболее деплетированные толеиты типа N-MORB несут «субдукционные»
метки (например, Ta-Nb-минимум), хотя и в сильно ослабленном виде.
Из сравнения состава вулканитов эоцен-олигоценового и ранне-среднемиоценового этапов развития синсдвиговых бассейнов следует, что они связаны с различными, сменяющимися во времени
магматическими источниками. На первом этапе магмогенерирующей являлась мантия континентальной литосферы, модифицированная в надсубдукционной обстановке. Ныне установлена длительность и многократность эпизодов этого метасоматоза: он связан не только с мезозойскими зонами
субдукции [Федорчук, Филатова, 1993; Филатова, Фёдоров, 2001; Okamura et al., 2005 и др], но (как
выявлено по соответствующему составу ксенолитов [Liu et al.,2004 и др.]) также с многочисленными
более ранними субдукционными событиями, одно из которых является позднепротерозойским (1 млрд
– 600 млн. лет), а другие (предмезозойские) приходятся на широкий интервал девона-раннего карбона
(400-280 млн. лет). На этапе максимального, ранне-среднемиоценового растяжения в синсдвиговых
бассейнах были задействованы астеносферные источники, что отразилось в накоплении истощённых
лав. Корреспондирующееся с эволюцией синсдвиговых структур изменение свойств магматизма и областей магмогенерации от литосферного к астеносферному находит подтверждение в особенностях
глубинного строения [Структура и динамика …, 1996]. Так, Татарскому рифту, в пределах которого
растянутая континентальная кора утонена до 25 км, соответствует подъём астеносферного диапира до
уровня 50 км, создающего здесь повышенный тепловой поток (123-132 мВт/м2); рассчитанная температура в верхней части этого диапира составляет 1100 єС. Показательно, что в Южно-Курильской котловине, где процесс растяжения достиг разрыва континентальной литосферы и реализации процесса
спрединга (с формированием, по данным сейсмопрофилирования, кайнозойской окраинноморской
коры), астеносферный диапир поднялся до приповерхностного (20 км) уровня, в связи с чем и тепловой поток возрос здесь до 346-354 мВт/м2 [Структура и динамика …, 1996 и др.]. Эти данные (в синтезе с изотопно-геохимическими) доказывают реальность участия деплетированного астеносферного
источника в синсдвиговых бассейнах, роль которого возрастает по мере усиления в них режима растяжения. В целом высота астеносферного апвеллинга обнаруживает положительную корреляцию со
степенью растяжения континентальной литосферы, что, в свою очередь, положительно коррелируется
со степенью деплетирования изливающихся базальтоидов.
Спецификой магматизма синсдвиговых (типа пулл-апарт) бассейнов, развивавшихся в пределах
континентальной литосферы, является «запуск» на начальных этапах растяжения в результате декомпрессионного плавления источников литосферной, гидротермально изменённой в геологическом прошлом верхней мантии. Отсюда и парадоксальность состава – появление «субдукционных» меток в базальтоидах зон континентального рифтогенеза и окраинных бассейнов, что, казалось бы, совсем не
свойственно этой геодинамической обстановке. Выявление вулканитов известково-щелочной серии
обстановки режима растяжения может существенно изменить подход к геодинамическим палеореконструкциям, поскольку до ныне существует устойчивая тенденция рассматривать все породы известково-щелочной серии в качестве индикатора синхронной субдукционной (островодужной или окраинноконтинентальной) обстановки.
57
В петрогенезе магматизма синсдвиговых бассейнов гидротермально изменённая мантия континентальной литосферы, как показывают изотопно-геохимические данные, оказывает серьёзное воздействие на астеносферные источники, что прослеживается даже в окраинноморских базальтоидах. В целом в эволюции магматизма бассейнов регистрируется ряд базальтоидов, в котором этапам начального рифтогенеза и «продвинутого» спрединга отвечают конечные члены этого ряда со свойствами
«чистых» соответственно литосферного и астеносферного источников. Взаимодействие этих двух типов источников даёт промежуточные члены смешанных изотопно-геохимических характеристик, которые свидетельствуют об угасающей во времени роли мантийного литосферного источника. С особой
наглядностью этот ряд пород выстраивается на диаграммах соотношений 143Nd/144Nd-87Sr/86Sr,
207Pb/204Pb-206Pb/204Pb, 87Sr/86Sr-206Pb/204Pb, образуя тренд от области EMII к источнику DMM [Cousens,
Allan, 1992; Ikeda et al., 2000; Okamura et al., 2005 и др.].
Особняком стоит вопрос о характере магматизма и источников на этапе после завершения развития бассейнов пулл-апарт (пострифтинговом и постокраинноморском). С одной стороны, здесь регистрируются толеиты с характеристиками E-MORB (с «субдукционными» метками), что позволяет
предполагать остаточное функционирование литосферно-астеносферных очагов предыдущих этапов.
Однако доминируют на этом этапе щелочные базальтоиды (нередко в контрастном сочетании с вулканитами кислого состава). Следует отметить, что щелочные вулканиты накапливались и на этапе
начального рифтогенеза, а на континентальной окраине, где степень растяжения была относительно
невелика (например, в Восточном Китае), изливались и на миоценовой стадии максимального растяжения, чередуясь с толеитами типа E-MORB. Проблема генезиса щелочных пород заслуживает, несомненно, специального рассмотрения, и в целом она смыкается с проблемой природы аномальной обогащённой мантии DUPAL.
Выводы. 1) Эволюции кайнозойских синсдвиговых бассейнов пулл-апарт западного континентального обрамления Тихого океана соответствует ряд базальтоидов, в котором началу рифтогенеза и
стадии максимального растяжения отвечают начальный и конечный члены этого ряда, имеющие соответственно известково-щелочной и толеитовый деплетированный составы; промежуточные члены ряда обладают смешанными изотопно-геохимическими характеристиками. 2)Выявленное в зонах континентального рифтогенеза и окраинных бассейнах широкое распространение пород известковощелочной серии (генетически связанных с древней метасоматически изменённой литосферной мантией) существенно расширяет диапазон составов вулканитов, характерных для геодинамической обстановки растяжения. 3) Раскрытие синсдвиговых бассейнов пулл-апарт (включая окраинноморские) характеризуется магматизмом, в петрогенезе которого по изотопно-геохимическим критериям регистрируется взаимодействие источников континентальной литосферной мантии и деплетированной астеносферы. Роль первой (длительно метасоматически перерабатывавшейся литосферной мантии) доминирует на начальных стадиях континентального растяжения, уступая во времени деплетированным астеносферным источникам. 4) Эта модель согласуется с глубинным строением: бассейнам растяжения
соответствует астеносферный апвеллинг, причём уровень подъёма астеносферных диапиров обнаруживает положительную корреляцию с интенсивностью растяжения континентальной литосферы и со
степенью деплетирования накапливающихся базальтоидов.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты 04-05-64025, 05-05-64917, 05-0565198) и НШ. 2006.
Список литературы
Объяснит. зап. к Тектонич. карте Охотоморского региона м-ба 1:25000000 (Богданов Н.А., Хаин В.Е.
ред.). М.:ИЛОВМ РАН, 2000, 193 с.
Структура и динамика литосферы и астеносферы Охотоморского региона (Родников А.Г., Туезов И.К.,
Харахинов В.В. ред.) М.: Национ. геофиз. комитет, 1996, 338 с.
Федорчук А. В., Филатова Н. И. Кайнозойский магматизм Северной Кореи и геодинамические обстановки его формирования // Петрология, 1993, Т.1. С. 645-656.
Филатова Н. И. Кайнозойские структуры растяжения в континентальном обрамлении Японского моря //
Геотектоника, 2004, № 6. С. 67-88.
Филатова Н. И., Фёдоров П. И. Кайнозойский магматизм зон растяжения континентальных окраин (на
примере Корейско-Япономорского региона) // Петрология, 2001, Т. 9. С. 319-546.
58
Allan J. F., Gorton M. P. Geochemistry of igneous rocks from Legs 127 and 128, Sea of Japan // Proc. ODP. Sci.
Res., 1992, 127/128. P. 905-929.
Cousens B. L., Allan J. F. A Pb, Sr, and Nd isotopic study of basaltic rocks from the Japan Sea , Legs 127/128 //
Ibid. P. 805-818.
Jolivet L., Davy Ph., Cobbod P. Right-lateral shear along the Northwest Pacific margin and the India-Eurasia
collision // Tectonics, 1990, 9. P.1409-1419.
Ikeda Y., Stern R.J., Kagami H., Sun Ch. H. Pb, Nd and Sr isotopic constraints on the origin of Miocene basaltic rocks from northeast Hokkaido, Japan: implications for opening of the Kuril back-arc basin // Island Arc, 2000, 9. P.
161-172.
Kusunoki K., Kimura G. Collision and extrusion at the Kuril-Japan arc junction // Tectonics, 1998, 17. P. 843858.
Liu C., Huang Z., Xie G., Masusda A. Geochemical records of mantle process in mantle xenolithes from three
Cenozoic basaltic volcanoes in Eastern China // Acta Geol. Sinica, 2004, 78. P. 1109-1121.
Okamura S., Arculus R. J., Martynov Yu. A. Cenozoic magmatism of the North-Eastern margin: the role of
lithosphere versus asthenosphere // J. Petrology, 2005, 46. P. 221-253.
59
ИСКОПАЕМЫЕ ПАЛЕОЗОЙСКИЕ ГАЙОТЫ ДЖИДИНСКОЙ ЗОНЫ ПАЛЕОЗОИД
(ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ И СЕВЕРНАЯ МОНГОЛИЯ)
1
А. В. Филимонов, 1В. С. Климук, 2М. А. Горнова, 2А. Я.Медведев
Геологический институт СО РАН, 670047, Улан-Удэ, ул. Cаxьяновой, 6а, Роccия
2
Институт геохимии CО PАН, 664033, Иpкутcк, ул. Фавоpcкого, 1а, Pоccия
1
В последние годы все чаще фиксируются случаи нахождения фрагментов океанических островов (симаунтов, гайотов) в структуре складчатых поясов различного возраста. Геодинамическая типизация подобных структурно-вещественных комплексов (СВК) всегда представляет собой известную
проблему в связи с тем, что их трудно отделить от совмещенных с ними в составе аккреционных клиньев СВК островных дуг и окраинных палеобассейнов [Добрецов и др., 2004].
В современной структуре складчатого обрамления юга Сибирской платформы Джидинская зона
палеозоид Центрально-Азиатского складчатого пояса рассматривается как область развития вендпалеозойских СВК, формировавшихся на активной окраине Палеоазиатского океана [Гордиенко,
2006]. В качестве основных элементов структуры Джидинской зоны выделяются три типа СВК: 1)
островодужные СВК; 2) СВК Джидотского и Ургольского гайотов; 3) флишевые СВК окраинных палеобассейнов (рис. 1).
Рис.1. Распространение основных типов
СВК в строении Джидинской зоны палеозоид.
1-4 – структурно-вещественные комплексы: 1, 2 – островодужные: 1 – без расчленения, 2 – аккреционной призмы, 3 – гайотов, 4 – флишевые.
СВК Джидотского гайота (рис. 2) формирует крупный аллохтон с меланжем в основании.
Рис.2. Схема строения Джидотского
гайота.
1- метаморфиты Хамардабанской
зоны; 2-3 – островодужный СВК: 2 –
магматиты, 3 – стратифицированные
образования;
4
–
базитгипербазитовые комплексы; 5-9 –
СВК гайота: 5 – толща мафических
брекчий, 6 – толща толеитовых базальтов, 7 – толща субщелочных базальтов, 8 – доломитовая толща, 9 –
тектонические меланжи; 10-11 –
флишевый СВК: 10 – терригенная
Выше в тектоническом разрезе аллохтона залегает меланжированные
толщи11мафических
брекассоциация,
–
терригенночий и толеитов. Верхи тектонического разреза сложены покровамикарбонатная
толщ субщелочных
базальтов
и
ассоциация; 12 – граница
доломитов. В составе СВК выделяяются следующие основные элементы:
структурно-формационных зон.
1. Комплекс фундамента гайота объединяет образования океанической коры, представленные
тектоническими блоками базит-гипербазитового комплекса и толщей мафических брекчий в составе
автокластических меланжей и грубообломочных эдафогенов.
Базит-гипербазитовый комплекс сложен преимущественно апоперидотитовыми серпентинитами и метасоматитами (тальк-карбонатными породами, лиственитами). Пироксениты, габбро и апо-
60
базитовые метасоматиты (листвениты, родингиты) имеют крайне ограниченное распространение. По
химическому составу преобладающие апоперидотитовые серпентиниты представлены холодными реститами, сформировавшимися в срединно-океанических хребтах [Горнова и др., 2005].
Толща мафических брекчий объединяет серпентинитовые конгломераты и габбровые конглобрекчии. Толща формирует пакет пологозалегающих тектонических пластин, границы которых маркируются полосами метасоматитов и тектонитов. Габбровые конглобрекчии сложены обломками метагаббро, реже – метадолеритов и метабазальтов. Мафические брекчии, вероятно, представляют собой
тектонизированные эдафогены, широко распространенные в осевых рифтовых впадинах и желобах
трансформных разломов современных океанов.
2. Толща толеитовых базальтов сложена массивными высокохромистыми толеитами, их подушечными лавами, а также осадочными породами. Кроме того, встречаются дайки высококремнистых долеритов. Подушечные лавы представлены вариолитами с выполнением межподушечных пространств дисквамационными гиалокластитами. Осадочная ассоциация толщи представлена известняками и силицитами. По химическому составу толеитовые базальты слабо недосыщены SiO2 и резко
обогащены Na2O по сравнению с K2O. Породы имеют относительно высокие концентрации Al2О3 (1416 %) и низкие – MgO, железа и TiO2. По геохимическим характеристикам их отличает относительно
высокие содержания когерентных элементов, особенно хрома (до 750-850 г/т) и низкие – некогерентных элементов (Rb, Sr, Zr, Ba), включая легкие лантаноиды. Базальты толщи сопоставимы по ряду характеристик их химического состава с толеитами типа N-MORB [Кузьмин и др., 1995; Альмухамедов
и др., 1996]. Вторичные преобразования пород толщи ограничиваются глубинным эпигенезом. Ассоциация пиллоу-лав и дисквамационных гиалокластитов определенно свидетельствует о глубоководности подводных излияний. Возраст толщи в настоящее время пока не определен. В известняках одного
из блоков осадочной ассоциации толщи в районе устья руч. Юхта (левобережье Джиды) установлены
остатки раннекембрийских микропроблематик [Руженцев и др., 2005].
3. Толща субщелочных базальтов объединяет дифференцированные вулканиты ряда: субщелочной оливиновый базальт – гавайит – трахиандезибазальт – трахит с петро- и геохимическими характеристиками пород субщелочной серии океанических островов. В строении толщи преобладают
фации лавовых потоков базальтов, часто с включениями обломков, блоков и линз известняков и силицитов. Средние вулканиты обычно формируют мелкие потоки флюидальных лав с линзами пеперитов
и известняков. Фациальный комплекс удаленных зон вулканизма представлен пачками вулканокластитов (туфы, туффиты, гиалокластиты) основного, среднего и смешанного состава в ассоциации с горизонтами известняков и силицитов. В отдельных частях толщи присутствуют мощные пачки агломератовых резургентных туфов с включениями крупных блоков, отторженцев и лавовых залежей ферротолеитов и андезибазальтов (исландитов) по химизму сходных с породами внутриокеанических рифтовых зон. В некоторых разрезах. присутствуют пачки вулканомиктовых конгломератов. Химический
состав всех разновидностей субщелочных базальтов по содержаниям петрогенных оксидов удовлетворительно укладывается в пределы вариаций химического состава гавайитов. Вулканокластиты (лавакластиты, туфы) представлены в основном мелкообломочными породами. Для них характерно
преобладание в обломках ювенильного материала, отсутствие пемз, плотная упаковка и однородный
состав обломков. Везикулярные гиалокластиты сложены обломками пузыристых базальтовых стекол
[Gordienko, Filimonov, 2005]. В осадочной ассоциации толщи субщелочных базальтов преобладают
известняки и силициты. Реже встречаются кремнекластиты и туффиты. Известняки часто представлены оолитовыми разностями. Для состава известняков характерны высокие содержания карбоната (9698%) и часто очень высокие значения параметра Al2O3/SiO2, отвечающему силикатно-аллитовому составу примеси. Это достаточно определенно указывает на изоляцию обстановки седиментации от источников терригенного материала (Gordienko, Filimonov, 2005). Вулканиты в основном формировались
в мелководных обстановках (оолитовые известняки, везикулярные гиалокластиты, конгломераты). По
вещественному составу вулканиты субщелочной толщи хорошо сопоставляются с породами геодинамических обстановок внутриокеанических поднятий (асейсмических хребтов, гайотов), связанных с
"горячими точками". На петрохимических диаграммах точки составов субщелочных базальтов концентрируются в областях внутриплитных геодинамических обстановок (рис. 3). Возраст субщелочной
толщи пока может быть определен только как раннепалеозойский в широком интервале кембрия – де-
61
вона. В единичных пробах из пород осадочной ассоциации установлены остатки неопредилимых радиолярий и смешанные комплексы акритарх и миоспор силура-девона [Gordienko, Filimonov, 2005].
4. Толща доломитов сложена доломитами с подчиненными слоями известняков, микрокварцитов и пачками чередования слоев вулканокластитов, алевропелитов, аргиллитов, глинистых доломитов. В нижней части доломитовой толщи присутствует пачка слоистых везикулярных гиалокластитов.
По простиранию гиалокластиты сменяются фрагментами потоков глыбовых лав гиалобазальтов (проксимальная часть) или чередованием слоев аргиллитов, окремненных аргиллитов, алевропелитов (туффитов), глинистых и окремненных доломитов (дистальная часть). По химическому составу гиалобазальты близки ферробазальтам субщелочной толщи. По ряду фациальных особенностей (ассоциация
доломитов с красноцветными алевропелитами, присутствие барита, типоморфизм минералов кремнезема в конкрециях, отсутствие примеси терригенного материала и др.) обстановки седиментации отвечают условиям ограниченного водообмена и повышенного испарения. Они характерны для частично
осушаемых карбонатных платформ завершающей (постэрозионной?) стадии формирования гайотов.
Высокая “эвапоритность” обстановки может быть объяснена осушением части карбонатной платформы и ее нахождением выше уровня моря в условиях жаркого климата Возраст доломитовой толщи по
комплексам водорослей и миоспор оценивается интервалом от ордовика-силура (?) до позднего девона
включительно (Gordienko, Filimonov, 2005).
5. Микститовые образования слагают значительную часть СВК Джидотского гайота и представлены олистостромами, тектонизированными олистостромами и тектоническими меланжами. Олистостромы обычно приурочены к границам толщи субщелочных базальтов, а также присутствуют
внутри нее в виде крупных линзовидных тел. Олистолиты в них представлены субщелочными вулканитами, известняками, силицитами, кремнекластитами. Матриксом служат мелкообломочные тектонические брекчии с тем же составом обломков. Из матрикса олистостромов выделены богатые комплексы микрофоссилий, включающие отдельные формы кембрийских акритарх, а также миоспор девона-карбона. Эти данные могут свидетельствовать о позднепалеозойском времени формирования
значительной части микститовых образований.
СВК Ургольского гайота Джидинской зоны Северной Монголии слагают крупную синформу,
осложненную рядом более мелких складок-чешуй (рис. 3).
Рис.3. Геологическая схема Ургольского гайота.
1 – серпентинитовый меланж с
блоками габбро, пироксенитов,
габбро-долеритов и долеритов; 2
- толща пиллоу-лав субщелочных
базальтов; 3 - толща субщелочных вулканитов; 4 – карбонатная
толща ( С 1); 5 – микститовая
толща; 6 – вулканомиктовые конгломераты; 7 – флишевая толща;
8 – разломы.
62
Основание СВК гайота сложено серпентинитовым меланжем с блоками апогипербазитовых
серпентинитов, полосчатых и изотропных габбро, габбро-пироксенитов, а также дайками габбродолеритов и долеритов. На этом основании залегают (см. рис. 3):
1. Толща подушечных лав субщелочных базальтов с характерными толеитовыми микроструктурам и и межподушечными пространствами, выполненными гиалокластитами и кремнями. Иногда встречаются редкие дайки долеритов. По химическому составу породы толщи представлены базальтами и андезитами субщелочной серии. Для них характерны высокие содержания щелочей, P 2O5, элементов группы LIL (Rb, Ba, Sr) и малоподвижных элементов группы HFS (Ti, Zr, Nb). Низкие содержания оксидов титана (0,6 мас.%) и фосфора (0,08 мас. %) в отдельных высококремнистых разностях
пород (54-56мас.%) обусловлены процессом дифференциации. Отсутствует также толеитовый тренд
дифференциации, так с ростом содержания SiO2 в рассматриваемых породах происходит уменьшение
содержания кальция, железа, титана и накопление алюминия, что обусловлено более ранней кристаллизацией вкрапленников оливина, шпинели и авгита по сравнению с плагиоклазом. Такой порядок кристаллизации характерен для щелочных базальтов океанических островов.
2. Толща субщелочных вулканитов, в составе которой установлены лавовые потоки базальтов, трахиандезибазальтов и различные генетические типы вулканокластитов (лавокластиты, туфы).
По химическому составу породы толщи в целом близки предыдущей, но отличаются более высокими
содержаниями TiO2 и, соответственно P2O5.
3. Микститовая толща, развитая на границе вышеуказанных вулканогенных толщ. Матрикс
микститов сложен тектоническими брекчиями базальтов. В олистолитах наблюдались известняки, силициты, субщелочные базальты, габброиды, серпентиниты.
4. Карбонатная толща сложена известняками, доломитами, калькаренитами, мелкообломочными карбонатными конглобрекчиями. В известняках установлен комплекс водорослей раннего кембрия.
5 Толща вулканомиктовых конгломератов с гальками субщелочных вулканитов.
Таким образом, СВК Джидотского и Ургольского гайотов Джидинской зоны близки по своему
строению. В обоих случаях в качестве их основных элементов выделяются комплексы основания,
толщи подушечных лав, толщи дифференцированных вулканитов океанических островов, микститы
на границах толщ вулканитов. Ургольский гайот имеет меньшие размеры и его формирование, повидимому, завершилось в кембрии. Джидотский гайот, вероятно, имел более длительную историю
формирования, охватывающую большую часть палеозоя.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты 05-05-64035 и 05-05-97228).
Список литературы
Альмухамедов А. И., Гордиенко И. В., Кузьмин М. И., Томуртогоо О., Томурхуу Д. Джидинская зона –
фрагмент Палеоазиатского океана // Геотектоника, 1996, №4. С.25-42.
Гордиенко И. В. Геодинамическая эволюция поздних байкалид и палеозоид складчатого обрамления юга
Сибирской платформы // Геология и геофизика, 2006, Т.47, №1. С.53-70.
Горнова М. А., Альмухамедов А. И., Гордиенко И. В., Медведев А. Я., Томуртогоо О. Геохимические
особенности перидотитов Джидинской зоны // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского
подвижного пояса (от океана к континенту). Мат. научн. совещ., Т.1, Вып.3, Иркутск: Изд-во ИЗК СО РАН, 2005.
С.67-68.
Добрецов Н. Л., Буслов М. М., Сафонова И. Ю., Кох Д.А. Фрагменты океанических островов в структуре Курайского и Катунского аккреционных клиньев Горного Алтая // Геология и геофизика, 2004, Т. 45, № 12. С.
1381-1403.
Кузьмин М. И., Гордиенко И. В., Альмухамедов А. И., Антипин В. С., Баянов В. Д., Филимонов А. В.
Палеокеанические комплексы Джидинской зоны каледонид (Юго-Западное Забайкалье) // Геология и геофизика,
1995, Т.36, №1. С.3-18.
Руженцев С. В., Минина О. Р., Аристов В. А., Катюха Ю. П., Голионко Б. Г. Тектоника ИкатБагдаринской и Джидинской зон Западного Забайкалья // Проблемы тектоники Центральной Азии. М.: Геос,
2005. С.171-196.
Gordienko I. V., Filimonov A. V. The Dzida zone of the Paleo-Asian ocean: main stages of geodynamic evolution (Vendian-Early Paleozoic oceanic, island-arc and back-arc basin complexes) // Structural and tectonic correlation
63
across the Central Asia orogenic collage: north-eastern segment. Ed. E.V.Sklyrov. Guidebook and abstract volume of the
Siberiav Workshop IGCP 480. Irkutsk, 2005. P.99-164.
КАЙНОЗОЙСКИЙ ВУЛКАНИЗМ КОРЯКСКОГО НАГОРЬЯ
(СЕВЕРО-ВОСТОК РОССИИ): НОВЫЕ ДАННЫЕ ОБ ИЗОТОПНО (SR-ND-PB)ГЕОХИМИЧЕСКОМ СОСТАВЕ БАЗАЛЬТОВ ВНУТРИПЛИТНОЙ
ГЕОХИМИЧЕСКОЙ СПЕЦИАЛИЗАЦИИ
П. И. Федоров, 2А. В. Колосков
1
Геологический институт РАН, Москва, pi_fedorov@mail.ru
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский,
kolosav@kcs.iks.ru
1
2
Вулканические образования, непосредственно не связанные с обстановкой субдукции, в пределах Пенжинско-Анадырско-Корякского региона заполняют узкие протяженные грабены или образуют
горные плато вдоль разрывных нарушений. Их формирование связано с трещинным типом излияний
[Филатова, 1987]. Выделяется три разновозрастных комплекса: маастрихт-среднеэоценовый, миоценовый и раннечетвертичный [Федоров, Филатова, 1999]. Анализ химизма базальтов свидетельствует о
гетерогенности их состава в латеральном направлении и по вертикали.
Наибольшей латеральной неоднородностью отличаются базальты маастрихт-среднеэоценового
комплекса. Их общим свойством является обогащение высокозарядными литофилами (HFSE) относительно крупноионных (LILE), что придает им сходство с образованиями внутриплитных магматических серий. Однако степень обогащенности этими элементами различна в отдельных ареалах комплекса, а наличие резко выраженной отрицательной Ta-Nb аномалии в базальтах большей части ареалов
обуславливает их сходство с надсубдукционными вулканитами активных континентальных окраин.
Два наиболее приближенных к Берингову морю ареала – Каканаутский и Велькемвеемский,
сложены Hy-нормативными умереннокалиевыми толеитами, характеризующимися повышенными содержаниями TiO2 (1,25-1,95%), Al2O3 (16-19%), более высокими концентрациями ряда HFSE (Zr, Y,
Hf), чем в E-MORB и надсубдукционных породах, высокими Zr/Y отношениями (4,0-8,5) и отчетливым Ta-Nb трогом на спайдерграммах. Распределение REE слабо фракционированное (La n/Smn=1,11,3) при небольшом обогащении цериевыми лантаноидами (Lan/Ybn=1,6-2,5). Отношения изотопов
стронция, неодима и свинца умеренно деплетированные (87Sr/86Sr=0,703478-0,704215; εNd=3,8-5,7;
206Pb/204Pb=18,319-18,340; 207Pb/204Pb=15,523-15,531; 208Pb/204Pb=38,056-38,073; 8Pb=27-28).
Маастрихт-раннеэоценовый комплекс Анадырской впадины [Дагис, Филатова, 1990] образован Hy-нормативными низкокалиевыми толеитами характеризующимися повышенными содержаниями TiO2 (1,4-2,1%), Al2O3 (до 19%), HFSE (за исключением Ta и Nb), низкими LILE. Распределение
REE в базальтах фракционированное (Lan/Smn=2,4-2,7; Lan/Ybn=5,6-8,7).
Далее в глубь континента, к северо-западу от Анадырской впадины, в составе комплекса выделяется позднепалеоцен-среднеэоценовый Рырыткинский ареал, сложенный Hy-нормативными умереннокалиевыми толеитами, отличающимися высокими содержаниями титана. Различаются высокотитанистые (1,9-2,8% TiO2) и умереннотитанистые (1,4-1,7% TiO2) разности [Федоров и др., 1996]. Для
толеитов типичны широкие вариации Zr/Y-отношения (2,6-7,2) при высоких содержаниях Zr и Y, обогащение HFSE относительно LILE, сильный Ta-Nb минимум. Двойственность геохимических характеристик подтверждается La/Ta, изменяющимися от 12 до 50, охватывая интервалы значений, как лав
островных дуг и активных континентальных окраин, так и океанических и континентальных внутриплитных вулканитов. Th/Ta-отношения изменяются от 1,3 до 11,0, перекрывая интервал вариаций лав
срединно-океанических хребтов (Th/Ta=0,45-1,3) и надсубдукционных вулканитов (Th/Ta=5,4-21).
Распределение REE слабо дифференцированное при Lan/Smn=0,8-1,2 и Lan/Ybn= 1,3-2,2, что сближает
толеиты Рарыткинского ареала с T-MORB. Изотопный состав стронция и неодима умеренно деплети-
64
рованный: 87Sr/86Sr=0,702930-0,703026, εNd=5,1-5,2. Отношения изотопов свинца также низкие
(206Pb/204Pb=18,167-18,213; 207Pb/204Pb=15,462-15,484; 208Pb/204Pb=37,798-37,888; 8Pb=20-24).
Среди наиболее северных ареалов маастрихт-среднеэоценовых базальтов (ПенжинскоАнадырский район), отличающихся широким распространением вулканитов субщелочной и щелочной
серий с высоким содержанием калия и сильно фракционированным спектром РЗЭ, выделяются две
группы пород [Федоров, Филатова, 1999]. Одну группу (вулканиты Евдыреемского и частично
Чинейвеемского ареалов) образуют высококалиевые умеренно титанистые (1,1-1,7 % TiO2) базальты
с Lan/Smn=1,6-2,5 и Lan/Ybn=6,5. К другой группе отнесены щелочные базальты Чинейвеемского – и
занимающего наиболее тыловое положение в пределах рассматриваемой континентальной окраины
Пеледонского ареалов, являющиеся Ne-нормативными, высокотитанистыми (2,0-2,4% TiO2), характеризующимися сильным обогащением LREE и фракционированным спектром REE (La n/Smn=1,9-3,9;
Lan/Ybn=6,5-19,4).
Миоценовый комплекс охарактеризован на примере Валоваямского ареала (северная часть Камчатского перешейка), Наваринского и Русскогорского ареалов расположенных соответственно, в юговосточной и северной частях Корякского нагорья. Валоваямский ареал (поздний миоцен) сложен,
наряду с умереннокалиевыми андезитами и андезитобазальтами, щелочными лейцитовыми базальтами
и базанитами. По химическому составу базальтоиды относятся к внутриплитному геохимическому
типу, вместе с тем отличаясь несколько пониженными концентрациями HFSE, более высокими LILE,
Sr, более низкими концентрациями LREE (Lan/Smn=3,1-3,3; Lan/Ybn=8,2-8,8). Базальтоиды характеризуются низкими 87Sr/86Sr=0,70296-0,70317 отношениями и высокими εNd=8,3-8,4, сопоставимыми с
таковыми в N-MORB, при повышенных отношениях изотопов свинца (206Pb/204Pb=18,490-18,555;
207Pb/204Pb= 15,614-153646; 208Pb/204Pb=38,637-38,746; 208/204Pb=65-69).
Миоценовый Наваринский ареал (керекский комплекс, 11-22 млн. лет) сложен серией лавовых
потоков толеитовых базальтов, экструзивами и дайками дацитов. Повышенные содержания титана
(1,3-1,9% TiO2), Zr, Ta, сильно фракционированный спектр распределения REE (Lan/Smn=1,9-3,9;
Lan/Ybn=3,8-11,8) отличают толеиты комплекса от типичных надсубдукционных вулканитов; с другой
стороны, повышенная глиноземистость, наличие отрицательной Ta-Nb аномалии обуславливают сходство с надсубдукционными вулканитами. 87Sr/86Sr и εNd отношения изменяются в пределах 0,7033680,703630 и 5,0-5,2 соответственно, и близки компоненту PREMA. Отношения изотопов свинца также
пониженные (206Pb/204Pb=18,34-18,42; 207Pb/204Pb=15,503-15,524; 208Pb/204Pb= 38,058-38,059; 8Pb=1625). Смещенные в глубь континента базальты Русскогорского ареала, по сравнению с керекскими,
отличаются высокими содержаниями LILE, менее фракционированным спектром REE (Lan/Smn=2,02,5; Lan/Ybn=4,0-4,5) при сопоставимых содержаниях HFSE [Федоров, Филатова, 1999]. La/Ta (28-42) и
Hf/Th (3.9-4.3) отношения в них смещены в сторону более деплетированных составов, а Th/Ta (1.751.8) – в сторону внутриплитных. Отношения изотопов стронция, неодима и свинца умеренно деплетированные (87Sr/86Sr=0,703289-0,703669; εNd=3,8-6,0; 206Pb/204Pb=18,201-18,230; 207Pb/204Pb=15,49515,520; 208Pb/204Pb=37,877-37,972; 8Pb=24-30).
Щелочные оливиновые базальты и базаниты раннечетвертичного Наваринского ареала (наваринский комплекс, 1,59-1,45 млн. лет) слагают лавовые потоки, небольшие шлаковые конусы, некки и
дайки магмоподводящей системы. Породы соответствуют калий-натриевой щелочной серии
(Na2O/K2O>1) и являются Ne-нормативными (Ne=1,5-17%). Для них характерны устойчиво высокие
концентрации магния (16,6-8,5% MgO), железа (7- 11% FeOt), фосфора (0,7-1,1% P2O5) и титана (2,33,2% TiO2) при умеренно низких алюминия (11,3-14,4% Al2O3). Концентрации HFSE и LILE высокие и
близки к внутриплитным щелочным базальтам океанических островов и континентальных рифтов.
Распределение REE фракционированное (Lan/Smn=2,9-4,0; Lan/Ybn=16-21). Отношения изотопов
стронция 87Sr/86Sr (0,703420-0,703918) и неодима (εNd=4,5-6,7) контролируются смешением компоненты PREMA и BSE. Изотопный состав Pb пород незначительно обогащен относительно хондритового
источника (206Pb/204Pb= 18,29-18,39; 207Pb/204Pb=15,487-15,543; 208Pb/204Pb=38,099-38,256 и 8Pb=3040).
Итак, приведенные данные по составу кайнозойских вулканических комплексов Корякского
нагорья свидетельствуют о латеральной гетерогенности проявлений маастрихт-среднеэоценового вулканизма и о изменении природы источников на протяжении кайнозоя. Ранее было показано [Федоров,
65
Филатова, 1999], что особенностью большинства этих базальтов является сочетание в их составе деплетированных, внутриплитных и надсубдукционных характеристик, отличающее их как от типичных
пород надсубдукционных вулканических поясов, так и от толеитов и щелочных лав континентальных
рифтов и океанических островов. Например, на юго-востоке региона (Каканаутский и Велькемвеемский ареалы) образование пород связывается с плавлением деплетированного источника при участии субдукционного, а при формировании рарыткинских базальтов – и внутриплитного компонента.
Анадырский ареал образован при участии тех же двух компонентов, а субщелочные и щелочные базальты Пенжинско-Анадырской группы ареалов – связаны с плавлением внутриплитного источника
при участии субдукционного компонента в умереннотитанистых базальтах. По изотопному составу Sr,
Nd и Pb базальты менее гетерогенны, хотя и здесь проявлены региональные различия. Так, по соотношению 87Sr/86Sr–206Pb/204Pb (см. рис.) базальты Рарыткинского ареала отличаются наиболее деплетированными изотопными характеристиками, а в составе базальтов Каканаутского ареала отмечается присутствие компоненты EMII. Образование миоценовых пород Наваринского (керекский комплекс) и
Русскогорского ареалов может рассматриваться как результат смешения деплетированной и внутриплитной компонент источника, причем составы керекских базальтов смещены в сторону внутриплитной
составляющей, что подтверждается и 87Sr/86Sr и 206Pb/204Pb отношениями, при которых русскогорские
базальты более деплетированы, чем в керекские. Позднемиоценовые щелочные базальты Валоваяма,
синхронные по времени надсубдукционным образованиям Вывенско-Валоваямской зоны, характеризуются типичным распределением некогерентных элементов для щелочных внутриплитных базальтоидов, имеют более высокие 143Nd/144Nd отношения при более низких 87Sr/86Sr, 207Pb/204Pb и 208Pb/204Pb,
располагаясь вдоль тренда смешения деплетированной и EMI мантийных компонент. Образование
раннечетвертичных щелочных базальтов Наваринского ареала могло быть связано с плавлением обогащенного внутриплитного источника.
Сочетание островодужного и внутриплитного типов вулканизма наблюдается во многих районах Восточно-Азиатской окраины [Федоров, Колосков, 2005]. При этом островодужные признаки вулканизма объясняются моделями субдукции, а внутриплитные – участием мантийных плюмов [Tatsumi
et al., 2005, Cook et al., 2005].
Оценивая в целом изотопные характеристики миоценовых и четвертичных базальтов внутриплитной геохимической специализации Северо-Востока Азии и шельфовой зоны Берингова моря необходимо отметить их большую изотопную неоднородность, контролируемую смешением различных
источников: деплетированного, HIMU и EM. Если провести сравнение картины распределения изотопно-геохимических характеристик вулканитов Корякского нагорья (рис.1) с подобной диаграммой
для изотопных составов Гавайских вулканов [West and Leeman, 1987], то в обоих случаях можно выделить общее поле расположения фигуративных точек в узкой полосе незначительных изменений отношений изотопов Sr при варьирующих значениях 206Pb/204Pb отношений. Этот тренд интерпретируется [West and Leeman, 1987], как отражение “плюмового” источника. Некоторые исследователи [Cook et
al., 2005] также считают, что смещение изотопных характеристик в сторону источника HIMU является
следствием вовлечение в магматический процесс субконтинентальной литосферы, модернизированной
“HIMU-плюмом”.
Работа выполнена при поддержке гранта “Конкурс проектов ДВО РАН” № 06-III-А-08-328.
Список литературы
Апт Ю. Е., Акинин В. В., Райт Дж. Е. Изотопы Sr, Nd и Pb в неогеновых меланефелинитах и в глубинных ксенолитах на Северо-Востоке России // Геохимия, 1998, № 1. С. 28-37.
Дагис Л. А., Филатова Н. И. Вулканогенные образования Анадырской впадины // Тихоокеанская геология, 1990, № 4. C. 38-43.
Федоров П. И., Филатова Н. И., Дворянкин А. И. Кайнозойский вулканизм востока Корякского нагорья
(Северо-Восток России) и геодинамические обстановки его проявления // Тихоокеанская геология, 1996, № 3. С.
3-14.
Федоров П. И., Филатова Н. И. Геохимия и петрология позднемеловых-кайнозойских базальтов зон растяжения на континентальной окраине Северо-Востока Азии // Геохимия, 1999, № 2. С. 115-132.
66
Федоров П. И., Колосков А. В. Кайнозойский вулканизм Юго-Восточной Азии // Петрология, 2005, Т. 13.
№ 4. С. 389-420.
Филатова Н. И. Тектоническая позиция маастрихт-эоценового базальтоидного магматизма в северозападной части Тихоокеанского пояса // Геотектоника, 1987, № 4. С. 85-101.
Castillo P. R., Klein E., Bender J. Petrology and Sr, Nd, and Pb isotope geochemistry of mid-ocean ridge basalt
glasses from the 11o45'N to 15o00'N segment of the East Pacific rise // G3 (Geochemistry. Geophysics. Geosystems).
2000. V. 1. № 1999GC000024 (www.http://www.agu.org/journals/gc/1999GC000024.pdf).
Cook C., Rogen M., Briggs M et al. Petrology and Geochemistry of Intraplate Basalts in the South Auckland
Volcanic Field, New Zealand: Evidence for Two Coeval Magmas Suites from Distinet Sources // J. Petrol., 2005, V. 46
(3). P. 473-503.
Davis A. S., Gunn S. H., Gray L.-B. et al. Petrology and isotopic composition of Quaternary basanites dredged
from the Bering sea continental margin near Navarin basin // Can. J. Earth Sci., 1993, V. 30, № 5. P. 975-984.
Davis A. S., Marlow M. S., Wong F. L. Petrology of Quaternary basalt from the Bering Sea continental margin //
Proc. Int. Conf. on Arctic Margins (Magadan, Russia, Sept. 1994). Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1995. P.124-137.
Frey F. A., Clague D. A. Geochemistry of diverse basalt types from Loihi seamount, Hawaii: petrogenetic implications // Earth Planet. Sci. Lett., 1983, V.66. P. 337-355.
Moll-Stalcup E. J. The origin of the Bering sea basalt privince, western Alaska // Proceedings of the Int. Conf.
Arctic Margins (Magadan, Russia, Sept. 1994). Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1995. С. 113-123.
Richardson S. H., Erlank A. J., Duncan A. R., Reid D. L. Correlated Nd, Sr and Pb isotope variation in Walvis
ridge basalts and implications for their mantle source // Earth Planet. Sci. Lett., 1982, V.59. P. 327-342.
Tatsumi Y., Shikuno H., Yoshikava M., et al. The Petrology and Geochemistry of Volcanic Rocks on Jeju Island: Plume Magmatism along theAsian Continental Margin. // J. Petrol., 2005, V. 46 (3). P. 523-553.
West H. B., and Leeman W. P. Isotopic evolution of lavas from Heleakala Crater, Hawaii // Earth Planet. Sci.
Lett. 1987, V. 84. P. 211-225.
Yogodzinsky G. M., Kay R. W., Volynets O. N. et al. Magnesian andesite in the Western Aleutian Komandorsky region: implications for slab melting and the processes in the mantle wedge // Geol. Soc. Amer. Bull., 1995, V.
107, № 5. P. 505-519.
Рис. Вариации 87Sr/86Sr и 207Pb/206Pb отношений в кайнозойских вулканических породах внутриплитной
геохимической специализации Северо-Востока Азии и Берингоморского региона.
1-6 – Корякское нагорье: 1–2 – маастрихт-среднеэоценовый комплекс, 1 – Каканаутский ареал, 2 – Рарыткинский ареал; 3-5 – миоценовый комплекс: 3 – Русскогорский ареал, 4 – Наваринский ареал (керекский комплекс), 5 – Валоваямский ареал; 6 – раннечетвертичный комплекс, Наваринский ареал. 7 – Восточная Чукотка,
Энмеленский ареал [Апт и др., 1998], 8 – Северное Приохотье, Вилигинский ареал [Апт и др., 1998]. 9-12 – Берингово море: 9 – Наваринская котловина, четвертичный комплекс [Davis et al., 1993], 10 – острова Прибылова
[Davis et al., 1995], 11 – остров Св. Лаврентия, ареал Кукулигит [Moll-Stalcup, 1995], 12 – остров Нунивак [MollStalcup, 1995], 13 – 191 скв. DSDP [Yogodzinski et al., 1995]. Хр. Валвис по [Richardson et al., 1982 и др.], Восточно-Тихоокеанское поднятие (ВТП), стекла по [Castillo et al., 2000], подводный вулкан Лоихи, Гавайи по [Frey,
Clague, 1983 и др.].
ПАЛЕОВУЛКАНИЗМ И ГЕОДИНАМИКА СЕЛЕНГА-ХАИМСКОГО ТЕРРЕЙНА
(ЗАПАДНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
В. К. Хрусталев
Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, smetanina@gin.bsc.buryatia.ru
Последние годы в отечественной геологической науке особую актуальность приобрели проблемы геодинамики и минерагении осадочных бассейнов, так как процессы седиментации и рудообразования в этих бассейнах стали описывать на основе идей тектоники литосферных плит. Всестороннее и
углубленное изучение их стимулировалось также открытиями в осадочных толщах новых типов уникальных месторождений рудного и нерудного минерального сырья, практическое значение которых
трудно переоценить. Нами изучен один из таких остаточных бассейнов, расположенном в перикратонном прогибе южного складчатого обрамления Северо-Азиатского кратона [Хрустадев, 2003]. Его
67
структура по современным геодинамическим представлениям классифицируется как кратонный террейн.
Основу настоящей работы составляют семь опорных литолого-геохимических разрезов. При интерпретации материала по ним проведен анализ индикационных латеральных и вертикальных рядов
осадочных формаций [Хрусталев, Резанов, 2001]. При этом решалась прямая задача литогеодинамики,
дающая тектоно-седиментологическое обоснование эмпирически установленному ряду осадочных
формаций, слагающих прогиб (аспидная формация → флиш → морская моласса), который является
возможным индикатором палеосубдукции. Седиментологический контроль субдукции детально рассмотрен в работах С.И.Романовского [1988, 1991], который доказывает, что отмеченный ряд формируется в завершающую стадию палеосубдукции и, таким образом, отложения нижней (морской) молассы
завершают седиментологическую эволюцию глубоководных желобов. Использованы также материалы
к Геодинамической карте Н.Л.Добрецова и А.И.Булгатова [1991] масштаба 1:1 000 000, результаты
дешифрирования разномасштабных космофотоснимков, результаты региональных гравиметрических
работ масштаба 1:1 000 000 П.А.Попова и 1:200 000 А.И.Городнова с обобщением по ним
М.А.Нефедьева, С.Б.Булгакова [1999].
Селенга-Хаимский перикратонный прогиб, преобразованный процессами каледонской коллизии
в кратонный террейн, выделен нами в междуречье Селенги и Хаима. Он прослеживается в северовосточном направлении на 90 км при ширине от 5 до 10 км. На севере террейн резко ограничивается
трансструктурным широтным Туркино-Витимским глубинным разломом. Конфигурация террейна
имеет тектоническую природу, так как граничные глубинные разломы четко дешифрируются на космофотоснимках, а восточная его граница подтверждается дополнительно «гравикой». Прогиб представляет собой узкий трог с резко асимметричным поперечным профилем, выполненным верхнерифейскими осадочно-метаморфическими породами итанцинской (черносланцевой) и бурлинской (карбонатной) свит. Располагается трог на активной континентальной окраине Сибирского кратона. В поперечном профиле трога на междуречье Малой, Большой Билюты и Черемшанки устанавливается по
латерали следующий индикационный ряд осадочных формаций. В тыльных частях трога развита аспидная формация, представленная преимущественно черносланцевым литокомплексом, в серединной
части – флиш, соответствующий условиям шельфовой зоны с мелководными лагунными заливами, а
во фронтальных частях (наиболее удаленных от кратона) в глубоководном желобе сформировались
отложения нижней (морской) молассы. Эта триада является возможным индикатором палеосубдукции.
Здесь уместно рассмотреть общий фациальный профиль аутигенного осадкообразования, предложенный Н.М.Страховым [1963]. По его данным, основная масса отлагающегося золота приурочена к
шельфовой и лагунной зонам. Мы допускаем, что золотое оруденение также локализовано во флишевой черносланцевой толще (мощность около 1 км) в верховьях р. Малая Билюта.
По продольной оси прогиба в междуречье рр. Вакулиха-Бурля в отложениях преимущественно
карбонатной бурлинской свиты выявляется закономерное преобладание глубоководных осадков на
юго-западном и северо-восточном флангах, где преобладают отложения нижней морской молассы, и
развитие ритмично переслаивающихся песчаников, сланцев и доломитов в центральной части прогиба
в междуречье рч. Малая, Большая Билюта и Черемшанка, т.е. наличие здесь типичного макрофлиша.
Мощность прослоев – первые метры – десятки метров. Здесь устанавливаются и максимум фосфатообразования, и все главные проявления фосфора. Лито-фациальные соотношения типов пород по разрезам итанцинской свиты также подчеркивают эту закономерность, выявленную в разрезах бурлинской свиты. Кроме этого выявляются специфические особенности северо-восточного фланга прогиба,
где в основании разрезов фиксируется значительный процент вулканогенного материала (до 46 % в
бассейне р. Бурли).
Вулканогенные породы в междуречье рр. Бурля – Хандей неравномерно чередуются с карбонатно-кремнистыми, графит-слюдистыми и углисто-кремнистыми сланцами. Они претерпели контактовый метаморфизм и повсеместно превращены в роговики, среди которых петрографическими исследованиями выделяются ортопороды и метаэффузивы основного состава. По химическому составу
(табл. 1) вулканогенные породы в изученных разрезах (р. Бурля, руч. Усутай, руч. Хандей, р. Кика, р.
Хаим) относятся к группе горных пород базальтовой группы [Войткевич и др., 1977].
68
На диаграмме Na2O/K2O – Na2O + K2O А.Миасиро, применяемой для диагностики базальтов
(рис. 1), изученные вулканогенные породы располагаются в контуре островодужных базальтов с частичным перекрытием полей исландских и гавайских толеитов. Такие же результаты получены
П.В.Осокиным и др. [1989]. На дискриминационной диаграмме TiO2 – FeO/MgO (рис. 2) базальты
междуречья рр. Бурля – Хандей трассируются вдоль границы островодужных базальтов и MORB. На
диаграммах, использующихся для разделения щелочных базальтов и толеитовых магматических серий
[П.Флойд и Дж.Винчестер, 1975], идентифицируются сильно измененные породы, к которым относятся изученные нами вулканогенные образования.
Рис. 1. Контуры эмпирических полей на диаграмме А. Миасиро. Толеиты: 1 исландские, 2 гавайские, 3
абиссальные океанические; 4 породы островодужные; 5 базальты междуречья рр. Бурля-Хандей; 6 базальты Японского моря.
69
Рис. 2. Дискриминационная диаграмма TiO2 – FeO/MgO. 1 базальты междуречья рр. Бурля-Хандей.
В основу дискриминационной диаграммы TiO2 – Y/Nb положены отношения Y/Nb, которые
имеют наименьшие отношения в щелочных базальтах. Как видно из этой диаграммы (рис. 3), базальты
междуречья рр. Бурля – Хандей располагаются в поле океанических толеитов с частичным перекрытием контура континентальных толеитов.
70
Рис. 3. Дискриминационная диаграмма TiO2 – Y/Nb для базальтов. Поля на диаграмме: А океанические
толеиты; В океанические щелочные базальты; С континентальные толеиты; D континентальные щелочные
базальты.
Диаграмма P2O5 – Zr (рис. 4) также подтверждает отнесение изученных пород к континентальным толеитам. Диаграмма Cr – Y, применяемая для идентификации островодужных базальтов [Дж.
Пирс, 1982] базируется на низких концентрациях хрома и иттрия в островодужных базальтах по сравнению с другими типами базальтов. На этой диаграмме (рис. 5) изученные вулканогенные породы четко располагаются в поле базальтов вулканических дуг и отделяются от контура базальтов срединноокеанических хребтов.
Рис. 4. Дискриминационная диаграмма P2O5 – Zr для базальтов (линия на диаграмме разделяет поля щелочных базальтов и толеитов). Поля на диаграмме: А океанические толеиты; В океанические щелочные базальты; С континентальные толеиты; D континентальные щелочные базальты.
Таким образом, широко развитые в северо-восточной части Селенга-Хаимского террейна вулканогенные образования диагносцируются как островодужные толеитовые базальты. Низкие концентрации хрома в них, по-видимому, являются следствием различной степени плавления MORB – базальтов
71
срединно-океанических хребтов. В результате проведенных палинспастических реконструкций Селенга-Хаимского террейна установлен ряд осадочных формаций, слагающих верхнерифейский остаточный морской бассейн, на активной окраине Северо-Азиатского кратона. Этот бассейн был сформирован на завершающей стадии палеосубдукции.
Рис. 5. Дискриминационная диаграмма Cr – Y, VAG базальты вулканических дуг; MORB базальты
срединно-океанических хребтов; WPB нутриплитные базальты.
Полученные данные могут быть использованы в дальнейших палеореконструкциях геодинамики и минерагении региона, чтобы выйти в конечном итоге на рудно-геодинамическую модель: палеовулканогенная дуга – рудная площадь. В настоящее время нами проводятся эти интересные в научном и пркатическом отношении исследования в пределах Черемшанской рудной площади, в которой
установлены перспективные морфогенетические типы золотого и серебро-полиметаллического оруденения.
Список литературы
Добрецов Н. Л., Булгатов А. Н. Геодинамическая карта Забайкалья (принципы составления и легенда).
Новосибирск: СО РАН ОИГГМ, ГИН, 1991, 51 с.
Войткевич Г. В., Мирошнико А. Е., Поваренных А. С., Прохоров В. Г. // Краткий справочник по геохимии // М.: Недра, 1977, 184 с.
Нефедьев М. А., Булгаков С. Б. Региональные и локальные аномалии силы тяжести Байкальской рифтовой зоны и проблема снятия регионального фона // Состояние и перспективы развития минерально-сырьевого и
горнодобывающего комплексов Республики Бурятия: Материалы конф. Улан-Удэ: Комитет природных ресурсов
РБ. Геол. ин-т СО РАН, 1999. С. 120-127.
Осокин П. В., Булгатов А. Н., Квашнин В. Г. Осадочно-вулканогенные образования хр. Морского (Забайкалье) и их минерагения // Геология и геофизика. 1989, № 5. С. 50-59.
Романовский С. И. Физическая седиментология. Л.: Недра, 1988, 240 с.
Романовский С. И. Прямая задача литогеодинамики // ДОКЛ. АН СССР, 1991, Т. 139, № 2. С. 442-446.
Страхов Н. М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. М.: Госгеолтехиздат, 1963, 535 с.
72
Хрусталев В. К., Резанов И. Н. Геодинамика и минерагения перикратонных прогибов южного складчатого обрамления Сибирской платформы // Фундаментальные проблемы геологии и тектоники Северной Евразии.
Тезисы докладов конференции, посвященной 90-летию академика А.Л.Яншина. – Новосибирск: Изд-во СО РАН,
филиал «Гео», 2001. С. 75-76.
Хрусталев В. К., Резанов И. Н. Геодинамика и минерагения Селенга-Хаимского перикратонного прогиба
(южное складчатое обрамление Сибирской платформы) // Материалы докладов Региональной научнопрактической конференции «Геология и металлогения Северо-Востока Азии на рубеже тысячелетий». СВКНИИ
ДВО РАН, Магадан, 2001, с. 51-53.
Хрусталев В. К., Резанов И. Н. Латеральные и вертикальные ряды верхнепротерозойских осадочных
формаций Селенга-Хаимского перикратонного прогиба // Материалы докладов I Всероссийского палеовулканологического симпозиума. Петрозаводск, ИГ Карельского НЦ РАН. Петрозаводск, 2001. С. 73-75.
Хрусталев В. К. Геодинамика и минерагения перикратонных прогибов южного складчатого обрамления
Северо-Азиатского кратона. М-лы Международ.конф. «Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных
окраин Севера Пацифики». СВКНИИ ДВО РАН, Магадан, 2003. С. 79-80.
Floyd P.A., Winchester I.A. Magma-type and tectonic setting discrimination using immobile elements // Earth
Planet. Sci. Lett., 1975, V. 27. P. 211-218.
ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ И СОСТАВА ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКИХ ДАЙКОВЫХ
ПОЯСОВ ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ
В. Б. Хубанов, М. Г. Шадаев
Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, lit@geo.bsc.buryatia.ru
Дайковые пояса, рои даек являются, наряду с системами грабенов и горстов, разломами, одними
из индикаторов процессов внутриконтинентального растяжения. В большинстве случаев они фиксируют внутриконтинентальные рифтовые зоны. Поэтому важной задачей при реконструкции палеорифтовых зон, особенно в областях с глубоким эрозионным срезом, является доказательство существования дайковых поясов. Не меньший интерес представляет и петрологическое изучение магматических
пород слагающих дайковые пояса. Кроме того, хорошо известно, что дайковые пояса часто по составу
бимодальные. Поэтому их петрогенетическое изучение может пролить свет на не полностью выясненную проблему генерации бимодальных магматических серий.
Геодинамическая обстановка на территории Западного Забайкалья в позднем палеозое – посторогенный режим. В это время были сформированы многочисленные массивы щелочных гранитов Атипа и поля вулканитов сложенные бимодальными трахибазальт–трахитовыми, комендитовыми ассоциациями Занвилевич и др., 1985; Литвиновский и др., 2001; Гордиенко, 1987; Ярмолюк и др., 2001.
Изучаемыми объектами являются субпараллельные дайковые пояса, названные нами Жиримским, Калиновским и Удинским, протягивающиеся с юго-запада на северо-восток в бассейнах рек
Тугнуй и Уда (рис. 1). Установленная протяженность дайковых поясов: 80 – 120 км, ширина приблизительно одинаковая и колеблется в интервале 12-15 км. Внутреннее строение поясов довольно типоморфное, они сложены субпараллельными, субвертикальными дайками северо-восточного простирания (60-70о) мощностью от 1-2 до 20 метров. Наблюдаемая протяжённость даек от первых сотен метров до первых километров. В пределах поясов дайки занимают 10-20 % от общего объема пород, но
встречаются участки, где их количество возрастает до 80-85 %, а вмещающие породы представлены
узкими полосами между дайками. Дайки представлены долеритами, плагиопорфиритами, сиенитпорфирами, микросиенитами, трахириолитами. Преобладают дайки сиенитового и гранитного состава,
их доля от общего количества даек составляет около 80%, не менее 15-20% даек представлены дайками основного состава. В пределах поясов редко но повсеместно распространены дайки композитного
состава первого (существенно мафическая центральная зона и гранитные периферические зоны) и
второго (с фельзическими центральными и мафическими краевыми зонами) типов по [Wiebe, Ulrich,
1997], что является свидетельством одновременности внедрения мафических и салических магм.
Вмещающие породы представлены в основном известково-щелочными гранитоидами Ангаро-
73
Витимского батолита (C2-3-P1) и карбонатно-терригенными толщами (PZ1-2). Дайковые пояса прорываются щелочно-гранитоидными массивами (P1) и ассоциируют в пространстве с полями бимодальных
вулканитов [Шадаев и др., 2005; Посохов и др., 2005]. В пределах щелочно-гранитоидных массивов
(Брянский, Хоринский) относительно редко встречаются дайки долеритов и комендитов северовосточного простирания.
По петрохимическому составу дайки из всех поясов представляют собой типичные бимодальные серии, состоящие из двух обособленных групп с содержанием SiO2 соответственно 46-53 мас.% и
59 –73 мас.%. Дайки секущие Брянский массив имеют петрохимический состав аналогичный дайкам
Жиримского и Удинского поясов.
Сопоставление базитовых даек из различных поясов показывают схожесть их составов (рис. 2).
В пределах Жиримского и Калиновского пояса имеются плагиопорфиритовые дайки с относительно
повышенным содержанием алюминия, кальция, стронция, пониженное содержание высокозарядных
элементов (HFSE) (рис. 2). Данные плагиопорфиритовые дайки имеют внешние отличия от «типичных», наиболее распространенных среди даек основного состава в поясах, долеритов. Это порфировые
разности с большим количеством до 30-40%, от объема образца, крупных (0,5-1 см) изометричных и
таблитчатых вкрапленников плагиоклаза, тогда как долериты имеют меньшее количество вкрапленников до 10% и меньших размеров – первые мм. Особенности состава плагиопорфиритовых даек позволяют предположить, что магма, сформировавшая их, была обогащена кумулусным плагиоклазом относительно трахибазальтовой магмы долеритов. Геологические наблюдения за взаимоотношениями даек
показывают, что плагиопорфириты внедрялись на первых этапах развития дайковых поясов.
В Калиновском поясе отмечены дайки трахибазальт-андезитового состава отбивающиеся от
остальных базитовых даек по содержанию петрогенных и рассеянных элементов (рис. 2). В то же время они составляют композитные дайки с сиенит-порфирами с образованием пород промежуточного
состава, что является свидетельством одновозрастности сиенит-порфировых и трахибазальтандезитовых даек.
Проведенные масс-балансовые расчеты показывают возможность образования трахибазальтандезитового расплава при фракционной кристаллизации трахибазальтовой магмы долеритов.
Среди кислых даек доминируют сиенит-порфиры. На вариационных диаграммах составы кислых даек Удинского и Жиримского пояса ложатся в одно поле (рис. 3). Среди сиенит-порфировых даек Удинского и Жиримского поясов выделяются два типа: с вкрапленниками полевого шпата (15 –
30% от объема породы) и биотита (до 8%), и с вкрапленниками только полевого шпата (до 10%). По
химическому составу сиенит-порфиры первого типа относительно сиенит-порфиров второго типа,
микросиенитов и риолит-порфиров отличаются повышенным содержанием Ca, Ba, Sr и пониженным
содержанием кремнекислоты и щелочей, для них наблюдается отсутствие Eu минимума (Eu/Eu*=0.91.2). Что вероятно обусловлено процессом фракционной кристаллизации салического расплава и обогащением кумулусным материалом (полевым шпатом и биотитом) магмы сформировавшей сиенитпорфировые дайки первого типа. В Калиновском поясе вся группа кислых даек характеризуются пониженным содержанием щелочей, HFSE и с повышенным содержанием оснований относительно кислых даек Удинского и Жиримского поясов.
Проведенное Rb-Sr датирование даек сиенит-порфиров Удинского и Жиримского поясов по четырем опорным участкам показало возраст 285 – 303 млн. лет [Шадаев и др., 2005]. Rb-Sr возраст Калиновского дайкового пояса по двум опорным участкам – 299.8±7.8 и 314±12, соответственно.
Начальные изотопные отношения стронция в сиенит-порфировых дайках поясов варьирует от 0,7056
до 0,706. ISr для мафических даек рассчитанное на возраст 290 млн.л. составляет около 0,706.
Полученные значения возраста согласуются с геологическими и геохронологическими данными
свидетельствующими о близкой одновозрастности дайковых поясов с пространственно совмещенными щелочно-бимодальными вулканическими и щелочно-гранитоидными плутоническими образованиями раннепермcкого возраста.
Работа поддержана грантами Байкал-РФФИ № 05-05-97219, молодежного гранта Лаврентьевского конкурса СО РАН № 120, интеграционного проекта СО РАН № 6.5.
74
Список литературы
Гордиенко И. В. Палеозойский магматизм и геодинамика Центрально-Азиатского складчатого пояса. М.:
Наука, 1987, 220 с.
Занвилевич А. Н., Литвиновский Б. А., Андреев Г. В. Монголо-Забайкальская щелочно-гранитоидная
провинция. М.: Наука, 1985, 232 с.
Литвиновский Б. А., Ярмолюк В. В., Воронцов А. А., Журавлев Д. З., Посохов В. Ф., Сандимирова Г.
П., Кузьмин Д. В. Позднетриасовый этап формирования Монголо-Забайкальской щелочно-гранитоидной провинции: данные изотопно-геохимических исследований // Геология и геофизика, 2001, Т. 42, № 3. С. 445-455.
Посохов В. Ф., Шадаев М. Г., Литвиновский Б. А., Занвилевич А. Н., Хубанов В. Б. Rb-Sr возраст и
последовательность формирования гранитоидов Хоринской вулкано-плутонической структуры // Геология и
Геофизика, 2005, Т. 46, № 6. С. 625-632.
Шадаев М. Г., Хубанов В. Б., Посохов В. Ф. Новые данные о Rb-Sr возрасте дайковых поясов в Западном
Забайкалье // Геология и Геофизика, 2005, Т. 46, № 7. С. 723-730.
Ярмолюк В. В., Литвиновский Б. А., Коваленко В. И., Бор-мин Джань, Занвилевич А. Н., Воронцов
А. А., Журавлев Д. З., Посохов В. Ф., Кузьмин Д. В., Сандимирова Г. П. Этапы формирования и источники
щелочно-гранитоидного магматизма Северо-Монгольского – Забайкальского рифтового пояса в перми и триасе //
Петрология, 2001, Т. 9, № 4. С. 351-380.
Wiebe R.A., Ulrich R. Origin of composite dikes in the Gouldsboro granite, coastal Maine // Lithos, V. 40. P.
157-178.
Рис. 1. Схема распространения позднепалеозойских дайковых поясов в Западном Забайкалье.
Рис. 2. Вариационные диаграммы химического состава мафических даек.
Удинский дайковый пояс: 1 – долериты; Жиримский дайковый пояс (2,3): 2 – долериты, 3 – плагиопорфириты; Калиновский дайковый пояс (4, 5, 6): 4 – долериты, 5 – плагиопорфириты, 6 – дайки базальто-андезитового
состава; дайки, прорывающие Брянский массив: 7 – долериты. Затушеванные поля – области составов плагиопорфиритовых даек Жиримского и Калиновского поясов. Mg# – молекулярные отношения
MgO/(MgO+FeO+Fe2O3).
Рис. 3. Вариационные диаграммы химического состава салических даек.
Калиновский пояс: 1 – сиенит-порфиры, микросиениты, риолит-порфиры; Удинский дайковый пояс: 2 –
сиенит-порфиры 1, 2 – сиенит-порфиры 2, микросиениты, риолит-порфиры; Жиримский дайковый пояс: 3 – сиенит-порфиры 2, 4 – сиенит-порфиры 2, микросиениты, риолит-порфиры.
ОДНА ИЗ КРУПНЕЙШИХ В ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА
АВДЕЕВСКАЯ ГАББРОНОРИТОВАЯ ДАЙКА КАК СОСТАВНАЯ ЧАСТЬ
РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКОГО БУРАКОВСКОГО КОМПЛЕКСА КАРЕЛИИ:
ГЕОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
А. В. Чистяков
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН,
(ИГЕМ РАН), Москва, chist@igem.ru
Бураковский комплекс расположен в юго-восточной части Балтийского щита в пределах древнейшего в Карельской гранит-зеленокаменной области Водлозерского блока, образованного преимущественно архейскими тоналитовыми гнейсо-гранитами с сетью зеленокаменных поясов.
Основу комплекса составляет наиболее изученный Бураковский плутон (рис. 1), достигающий
50 км в длину, 13-17 км в ширину при мощности от 5-7 до 10 км и площади – более 600 км2. Ранее
предполагалось, что плутон представляет собой единый интрузив, разбитый в позднем протерозое на
три тектонических блока [Николаев и др.,1995; Шарков и др., 1995]. Однако комплексные исследования последних лет позволили установить, что плутон образован двумя самостоятельными однотипными интрузивами – Аганозерским (АТ) и Шалозерско-Бураковским (ШБТ) [Берковский и др., 2000; Чистяков и др., 2000; Chistyakov et al., 2002].
75
Таблица 1
Представительные химические анализы габброноритов Авдеевской дайки
№
обр.
5a
Ш1
№
обр.
5а
Ш1
№
обр.
5а
Ш1
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
52.81
54.55
Cr
0.52
0.94
Sc
17.74
16.48
V
1.38
1.59
Co
7.90
9.09
Ni
0.16
0.16
Cu
5.49
4.07
Zn
10.82
9.10
Rb
2.41
2.68
Sr
0.72
1.22
Y
0.05
0.12
Zr
Nb
Ba
75
31
La
34
32
Ce
167
216
Pr
41
40
Nd
130
93
Sm
103
134
Eu
68
82
Gd
25
41
Tb
239
221
Dy
9
21
Ho
71
116
Er
0
6
Tm
228
351
Yb
Lu
9.47
17.64
19.31
36.11
2.41
4.41
9.16
16.79
1.69
3.15
0.65
0.96
1.94
3.54
0.33
0.56
1.97
3.07
0.42
0.58
1.17
2.33
0.16
0.27
1.13
1.78
0.20
0.25
Примечания. Анализы выполнены в ИГЕМ РАН. Оксиды приведены в мас. %, элементы - в ppm.
Главные и редкие элементы определены методом РФА, РЗЭ - методом ICP-MS.
В строении обоих тел Бураковского плутона выделяются краевая и расслоенная серии. В разрезах расслоенных серий снизу вверх по преобладающим главным типоморфным кумулятивным парагенезисам (от более высокотемпературных – ультрабазитовых до габброидов) выделяются несколько зон
(рис. 2). Однако по количественному соотношению минералов кумулуса и по мощностям выделяемых
зон, оба тела существенно отличаются.
В кумулятивных парагенезисах с преобладанием оливина в интерстициях наблюдаются клинопироксен, реже ортопироксен, плагиоклаз и флогопит в количестве от первых процентов (дуниты) до
40-50 об.% – в пойкилитовых перидотитах. В ортопироксен- и двупироксен-кумулятивных породах
обычно присутствует интерстициальный плагиоклаз в количестве до 30-40 об.% породы. При этом
минералы интеркумулуса могут образовывать крупные ойкокристаллы (до нескольких сантиметров),
хадакристами в которых выступают субидиоморфные минералы кумулуса. Пироксены пижонитового
ряда (Pig и Pig-Aug) в соответствующих парагенезисах представлены как нераспавшимися зернами,
так и зернами со структурами распада твердого раствора. В породах верхних двух зон в интеркумулусе (до 10-15 об.%) присутствуют графические сростки калиевого полевого шпата и кварца с небольшим количеством биотита и, редко, сульфидов.
Авдеевская дайка протягивается параллельно юго-восточному контакту Бураковского плутона
на удалении в 2-5 км (см. рис. 1). Дайка имеет длину около 50 км при мощности до 500 м. Как и плутон, она в значительной мере перекрыта четвертичными отложениями, и основными источниками информации о ее строении являются техногенные горные выработки и данные геофизических исследований. Дайка имеет субвертикальное падение и сложную морфологию, связанную как с многочисленными разрывными нарушениями сдвигового характера, так и, возможно, с дополнительными внедрениями расплава (или расплавов?), как это наблюдается в плутоне. Данные расплавы могут несколько
отличаться от исходного, что связано с длительной эволюцией магматической системы. На всем своем
протяжении дайка сложена пижонит-содержащими габброноритами, представленными в обнажениях
темно-серыми мелко-среднезернистыми массивными породами. По своим структурным характеристикам они практически аналогичны пижонитовым габброноритам одноименной зоны ШБТ Бураковского
плутона. Главные минералы представлены пироксенами и плагиоклазом, образующими как субпризматические, так и выделения неправильной формы размером от первых долей до 1-2 мм. Пироксены в
породах дайки характеризуются очень изменчивым составом. Здесь наблюдаются авгит (25-20 об.%
породы) с широким диапазоном изменения содержаний En от 37.0 до 45.3% (при Wo – от 29.3 до
38.6%), инвертированный пижонит-авгит, содержащие тонкие ламелли ортопироксена. В единичных
случаях наблюдаются зерна нераспавшегося субкальциевого авгита (Pig-Aug) состава Wo24.5En41.2Fs34.3
и инвертированный пижонит, который содержит как пластинчатые, так и «каплевидные» структуры
распада твердого раствора, что указывает на относительно быстрое охлаждение расплава в процессе
формирования интрузивного тела. Состав ортопироксеновой матрицы изменчив: Wo3.9-4.2En63.0-66.8Fs29.0-
76
33.1,
а авгитовые ламелли наиболее магнезиальны для Сpx из пород дайки – Wo40.6-42.2En40.7-43.7Fs15.7-17.1.
Плагиоклаз, составляющий до половины объема породы, обычно отвечает лабрадору, но варьирует от
An46.7 до An59.6. Иногда наблюдается слабо выраженная прямая зональность, выраженная в снижении
основности плагиоклаза от центра к краю зерна на 2-3 % An. Интерстициальный материал, количество
которого достигает 10-15 об.%, состоит, главным образом, из сростков калиевого полевого шпата и
кварца. Ограниченно в интерстициях развиты магнетит и биотит.
Для геохимических исследований пород дайки были отобраны пробы габброноритов из ее центральной и южной частей. Проведено сопоставление полученных данных с результатами ранее выполненных детальных исследований в пределах Бураковского плутона. Все изученные габбронориты
дайки характеризуются высокими содержаниями SiO2 (до 55 мас.%) и MgO (4-6 мас.%) при низких
концентрациях титана (TiO2 – менее 1 мас.%). На бинарных диаграммах «оксид-MgO» составы пород
дайки устойчиво ложатся в поля составов габброноритов расслоенных серий Бураковского плутона.
Изученные габброиды обогащены некоторыми крупноионными литофильными элементами (Ba, Rb,
Zr) и легкими РЗЭ относительно примитивной мантии и N-MORB (рис. 3). Также наблюдается обогащение РЗЭ, особенно легкими РЗЭ ((Ce/Yb)n – 4-5), по отношению к хондриту (см. рис. 3). При этом
как по суммарным содержаниям РЗЭ (около 40-90 ppm), так и по характеру спектров распределения
данные породы очень близки к пижонитовым габброноритам верхней части разреза расслоенной серии, а также к составу эндоконтактового габброида, вероятно отражающего состав родоначального
расплава ШБТ плутона.
Согласно данным Sm-Nd минерально-изохронных исследований, выполненных Б.В.Беляцким в
ИГГД РАН (г.Санкт-Петербург), возраст Авдеевской дайки составляет 2436+46 млн.лет (Nd = -1.5),
т.е. практически аналогичен возрасту ШБТ плутона (2433+28 млн.лет при Nd= -3.14), но отличается от
возраста АТ (2372+22 млн. лет,Nd = -3.22+0.13). Следует отметить, что в пределах ошибки Sm-Nd возраст ШБТ совпадает с возрастом 2449+1.1 млн.лет, определенным ранее для габброидов из данного
тела U-Pb методом по циркону [Amelin et al., 1995].
Таким образом, Авдеевская дайка представляет собой крупнейший интрузив подобного морфологического типа в Южной Карелии, а, возможно, и на всем Балтийском щите. Она протягивается
вдоль юго-восточного контакта Шалозерско-Бураковского тела Бураковского плутона на расстоянии
первых нескольких километров, сложена пижонитовыми габброноритами, сопоставимыми с пижонитсодержащими породами верхней части расслоенной серии Шалозерско-Бураковского тела.
Геохимическая характеристика изученных пород (высокие содержания Si, Mg, LILE при низком
Ti) определяет принадлежность Авдеевской дайки к образованиям кремнеземистой высокомагнезиальной серии, широко представленной в раннем палеопротерозое Балтийского щита [Шарков и др.,
1997]. Ранее такая принадлежность была обоснована для обоих тел Бураковского плутона [Chistyakov
et al., 2000].
Формирование Авдеевской дайки происходило близко по времени с образованием ШалозерскоБураковского тела Бураковского плутона, что следует из Sm-Nd изохронных определений, а также
подтверждается геохимической близостью пород дайки с составом приконтактового габброида ШБТ.
Возможно, дайка является составной частью подводящего канала при формировании ШБТ.
По пространственному положению, вещественному и геохимическому составу, а также согласно
изотопно-возрастным определениям, Авдеевская дайка близка к Бураковскому плутону и, очевидно,
является составной частью раннепалеопротерозойского Бураковского комплекса.
Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ № 04-05-64581, гранта Президента НШ4437.2006.5
Список литературы
Берковский А. Н., Семенов В. С., Корнеев С. И., Яковлева С. З., Беляцкий Б. В., Гриневич Н. Г.
Строение Бураковско-Аганозерского расслоенного комплекса, петрологические выводы // Петрология, 2000, Т.8,
№6. С.650-672.
Николаев Г. С., Коптев-Дворников Е. В., Ганин В. А., Гриневич Н. Г. Пространственная структура Бураковско-Аганозерского расслоенного массива и распределение петрогенных компонентов в его разрезе // Отечественная геология, 1995, №10. С.56-64.
77
Чистяков А. В., Богатиков О. А., Гроховская Т. Л., Шарков Е. В., Беляцкий Б. В., Овчинникова Г. В.
Бураковский расслоенный плутон (Южная Карелия) как результат пространственного совмещения двух интрузивных тел: петрологические и изотопно-геохимические данные // Докл. РАН, 2000, Т.372, № 2. С. 228-235.
Шарков Е. В., Богатиков О. А., Пчелинцева Н. Ф., Коптев-Дворников Е. В., Семенов В. С., Гроховская Т. Л., Николаев Г. С., Чистяков А. В. Перспективы платиноносности раннепротерозойского Бураковского
расслоенного интрузива в южной Карелии. // в кн. Платина России, Т. 2, кн. 2. М.: Геоинформмарк, 1995. С.10-19.
Шарков Е. В., Смолькин В. Ф., Красивская И. С. Раннепротерозойская магматическая провинция высокомагнезиальных бонинитоподобных пород в восточной части Балтийского щита // Петрология, 1997, Т.5, № 5.
С.503-522.
Amelin Yu. V., Heaman L. M., Semenov V. S. U-Pb geochronology of layeredmafic intrusions in the eastern
Baltic Shield: Implicationsfor the timing and duration of Paleoproterozoic continental rifting. // Precamb. Res., 1995,
V.75. P.31-46.
Chistyakov A. V., Sharkov E. V., Grokhovskaya T. L., Bogatikov O. A., Muravitskaya G. N., Grinevich N.
G. Petrology of the Europe-largest Burakovka early Paleoproterozoic layered pluton (Southern Karelia, Russia) // Russian
Journal of Earth Sciences, 2002, V.4, №1. http://www.agu.org/WPS/rjes/ pass. word: rjes @ wdcb.ru
McDonough M. F., Sun S.-s. The composition of the Earth // Chemical Geology, 1995, V.120. P. 223-253.
Wilson M. Igneous petrogenesis. London, UNWIM HYMAN, 1989, 552 p.
Рис.1. Строение Бураковского комплекса (сокращения см. на рис.2).
Рис. 2. Строение расслоенных серий в телах Бураковского плутона и изменения составов главных минералов по разрезу расслоенной серии ШБТ.
Рис.3. Спектры распределения элементов в габброноритах Авдеевской дайки (нормированы: А – к примитивной мантии [McDonough & Sun,1995], Б – N-MORB [Wilson, 1989] и В – к составу хондрита).
О СВЯЗЯХ ЦИКЛИЧЕСКИХ ЭФФУЗИВНЫХ ТРАППОВЫХ КОМПЛЕКСОВ
СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ С МНОГОУРОВНЕВЫМИ ЗОНАМИ
ПЛАВЛЕНИЯ НАД ГОРЯЧЕЙ ТОЧКОЙ
В. Н. Шарапов, Ю. В. Перепечко
Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, vik@uiggm.nsc.ru
Решение обратной задачи петрогенезиса – определение количественных характеристик и характера взаимодействия генераторов содержаний компонентов в разрезах вулканических пород. Временные последовательности опробования магматических очагов, питающих через магмопроводники извержения, после цифровой обработки представительных проб отдельных излияний, в случае решения
соответствующих задач динамики магматической системы, позволяют разделять параметры состояния
системы на определяющие динамические характеристики магматической системы (интрудирование и
фракционирование компонентов в потоке магм) и на определяющие изменение состава расплава в питающих очагах. Поскольку исследование функций распределения компонентов в разрезах эффузивов
еще не является стандартной операцией петрохимического анализа, в работе изложена методика цифровой обработки и основанная на ней постановка обратной петрогенетической задачи.
Петрохимические функции распределения были построены для достаточно полных последовательностей излияний по базам данных: скв. СГ-19 (А.И. Альмухамедов, А.Я. Медведев), оз. Лама
(Ю.Р. Васильев), оз. Дюпкун (В.В. Рябов, А.Я. Шевко), Маймеча-Котуйский район (В.А. Федоренко).
При цифровой обработке распределений содержания петрогенных компонентов исследовались периодичность и цикличность. Первая характеристика показывает непрерывные вариации, вторая – наличие
скачкообразных прерываний содержаний петрогенных компонентов во временных функциях распределения флад-базальтов со сходными локальными трендами и спектральными характеристиками между границами прерывания. Указанные разрезы имеют близкие списки свит – аналогов и их мощностей:
скв. СГ-19 (H ~ 2000 м) содержит все свиты Хараелахской мульды, кроме Кумгинской и Самоедской;
разрез оз. Лама (H ~ 1000 м) не имеет Туклонской свиты; разрез оз. Дюпкун (H ~ 1200 м) по списку
78
свит сопоставим с разрезом о. Лама. При статистическом исследовании временных рядов разрезов
флад-базальтов использован следующий ряд процедур: огибающие, сглаживание, центрирование локальных спектров, автокорреляция, локальная корреляция, кросскорреляция. Получены следующие
данные о характере исследованных разрезов.
Для Хараелахской мульды в функциях распределений содержаний петрогенных компонетов
находит отражение только два резко различающихся петрохимических этапа: ИвакинскоГудчихинский и Надеждинско-Самоедский. В других рассматриваемых разрезах первый этап не представлен. Для функций распределения петрогенных компонентов второго этапа просматривается довольно сложная картина в количестве и во временном распределении прерываний содержаний компонентов, которые можно формально интерпретировать как циклы. Перерывы в области границ Надеждинской и Моронговской свит отмечены в распределении SiO2, TiO2, FeO*, MgO, CaO; Моронговской
и Мокулаевской – FeO*; Внутри свит имеются перерывы в распределении следующих компонентов:
Надеждинская – FeO*, СаО, Na2O, K2O; Моронговская – Al2O3, Na2O, P2O5; Мокулаевская – Al2O3. Однако ранг перечисленных четырнадцати прерываний по виду спектров и локальных трендов различен,
при этом амплитуда спектра затухает к концу временного ряда, а распределение приобретает вид белого шума. Этот тип функций распределения характерен таким петрогенным компонентам как SiO2,
Al2O3 , FeO*, MgO, CaO, Na2O, K2O, имеющих на малых лагах коэффициенты корреляции порядка
0,3ч0,4. Ясно проявленная периодичность с высоким коэффициентом корреляции на малых лагах проявляется только в распределении TiO2 . В корреляционных функциях между петрогенными компонентами реализуется на нулевом лаге ковариационная матрица, в которой модули величин коэффициентов обычно меньше 0,5. Общий линейный тренд у таких компонентов как SiO2, Al2O3, MgO, Na2O,
K2O, P2O5 отрицательный, тогда как у TiO2, FeO* – положительный. Следовательно, можно говорить о
двух циклах в пределах Надеждинской и Моронговской свит и заключительном «толеитовом» этапе
флад-базальтового магматизма с ясным общим эволюционным трендом.
Разрез флад-базальтов южного борта западной части оз. Лама, по-видимому, можно относить к
типично монотонным – большинство петрогенных компонентов характеризуются функциями типа
белого шума, лишь TiO2 и MgO имеют на первом лаге малые (0,29) коэффициенты корреляции. Когерентность границ прерывания (4ч7) высокая, при этом наиболее сложна функция распределения TiO2,
которая имеет семь прерываний. Когерентность функций распределения практически между всеми
компонентами низкая. По виду общего линейного тренда функции распределения близки таковым Хараелахской мульды. В целом, спектральные характеристики функций распределения близки в верхней
части разреза флад-базальтов Хараелахской мульды (от верхов моронговской свиты до верхов хараелахской свиты). Разрез лав южной части восточного борта оз. Дюпкун, по-видимому, можно относить по типу функций распределения к промежуточным между разрезами оз. Лама и Хараелахской
мульды. Они несколько более структурированы, чем в разрезе оз. Лама – локальная автокорреляция
обнаруживается в функциях TiO2, Al2O3, MgO, K2O, при этом нет общего линейного тренда у компонентов: Al2O3, MgO. Отметим, что описанный разрез по виду временного ряда является усеченным –
его нижняя часть, составляющая, по-видимому, более 100 м, скрыта водами озера. Но в центральной
части плато Путорана в разрезе флад-базальтов общий линейный тренд у таких компонентов как SiO2,
TiO2, FeO*, K2O обратный, чем в разрезах Хараелахской мульды и оз. Лама. Количество прерываний
практически такое же, как в функциях распределения оз. Лама (4ч7). Представительность и детальность описания непрерывных разрезов Маймеча-Котуйского района существенно уступает описанным. Только на основании сборного разреза эффузивов для него можно указать наличие двух циклов и
существенно иной, чем в западной и центральной части трапповой провинции вид корреляционных
функций между петрогенными и примесными компонентами.
При сравнении петрохимических функций распределения со структурно-магматическими ареалами выявляется следующая картина: есть толеитовый «щит» (плато Путорана), обрамленный с запада, северо-запада и севера секторами, в которых лавы более магнезиальны, титанисты и щелочны. В
западной части поля развития траппов просматривается петрохимическая зональность – в среднем
магнезиальность базитов уменьшается от Норильской мульды к Ангаро-Илимскому железорудному
району при возрастании титанистости и щелочности интрузивных пород. Наиболее сложны структурные формы и составы магматических пород вдоль южного борта Енисей-Хатангского прогиба, кото-
79
рый в последнее время именуется рифтом. В его западной и восточной части зафиксированы максимальные масштабы вулканизма при минимальном коэффициенте эксплозивности извержений. В этих
районах Сибирская платформа весьма сложна антидромная цикличность в составах эффузивов и отмечен чрезвычайно различный состав расплавов в концевых частях прогиба. Похоже, что во времени
происходит омоложение (скольжение) магматических событий с запада на восток вдоль борта этого
прогиба.
Все функции распределения периодические, при этом имеется не менее двух магматических
циклов развития флад-базальтов в областях их максимального проявления. Кроме того, отмечается
значительная локальная неоднородность в составах излияний лав одноименных свит. Ряд авторов указывает на существование одновременно четырех изолированных и разных по составу очагов плавления мантийных пород, например, в Норильском или Маймеча-Котуйском районах. При исследовании
природы зон генерации мантийных выплавок используются модель плюма (горячей точки) и модель
Андерсена (перетекания горячего мантийного вещества из-под кратона под утоненную литосферу).
Решение задачи динамики плавления должно предполагать построение функции источника приведенных геохимических сигналов. Иными словами, решение задачи динамики мантийно-коровой
магматической системы в первую очередь сводится к отысканию подходящих генераторов зафиксированных геохимических сигналов и объяснению пространственных масштабов зон плавления мантийных пород. Поэтому основная проблема при численном анализе динамики магматической системы,
формирующей флад-базальты Сибирской платформы состояла в том, чтобы воспроизвести нестационарную динамику плавления мантийных пород, как в рамках первой, так и в рамках второй модели на
основе максимально полной диаграммы состояния мантийных пород. Были рассмотрены варианты
изменения морфологии литосферы в области синеклиз в форме локальных рифтов (см. случай Западно-Сибирской плиты) и утолщения литосферы под Сибирским кратоном до 300ч350 км, как это предполагается в работах по исследованию алмазных месторождений.
Численное моделирование проведено на основе модифицированной модели Буссинеска [Перепечко, Шарапов, 2001]. Система динамических уравнений, состоящая из законов сохранения массы,
импульса и энергии, замыкается уравнением состояния, включающим основные твердотельные фазовые переходы, присутствующие в верхней мантии и соответствующие лерцолитовому составу верхней
мантии, выше по разрезу – метасоматизированной мантии, и далее учитывающие плавление гранитоидов. Толщина метасоматизированной литосферы в рассматриваемом приближении является переменной величиной, которая определяется зависимостью вязкости от температуры и давления, а также положением верхней границы возникающей и эволюционирующей астеносферы. Выше границы Мохо
учитывалась кривая плавления водосодержащих гранитоидных пород. На нижней границе верхней
мантии принимались условия непроницаемости и прилипания и задавалось постоянное во времени
распределение температуры в интервале 1550ч2330°С, моделирующее тепловое влияние нижней мантии. На боковых границах принимались условия, симулирующие отсутствие границ. Начальное распределение давления рассчитывалось соответственно заданному распределению плотности. На нижней границе вводились горячие точки – области, протяженностью 100ч200 км, в которых температура
задавалась на 5ч20 % выше окружающей. При моделировании развития траппов Сибирской платформы и Западно-Сибирской плиты учитывалась структура литосферы по [Егоркин, 2004], распределение
горячих точек под ее морфоструктурами задавалось по известным материалам о распределении полей
траппов и кимберлитовых тел [Никулин и др., 2001].
Численное моделирование позволило, с одной стороны, получить качественное (в силу отсутствия диаграмм состояния, корректно описывающих петрохимические составы выплавок из этих частей литосферы) представление о возможном соотношении глубинных и менее глубоких расплавов
(характер цикличности), а, с другой стороны, решить следующие петрогенетические задачи: 1) выяснить динамику развития области плавления в многослойной литосфере над границей декомпрессионного плавления в конвектирующей верхней мантии над горячим пятном; 2) оценить пространственные
масштабы такой области и сравнить их с размерами лавового щита; 3) исследовать характер сопряжения между этими областями плавления во времени. В литературе известна работа, посвященная применению расчета контактного плавления пород литосферы над астеносферой [Tutner et al.,1996] для
80
описания выплавления толеитов, но задача динамики нестационарного состояния системы для горячей
точки в ней не исследовалась.
Анализ результатов численного моделирования позволяет говорить о том, что: 1) для рассматриваемой системы характерно развитее двухуровневой магматической системы – области декомпрессионного плавления в адвективной части потока мантийного субстрата, а также обширной области
плавления в литосфере под границей Мохо; 2) в максимуме развития области плавления в литосфере
несколько больше размеров лавового щита по его длинной оси; 3) литосферная область плавления
имеет характерную горизонтальную слоеобразную форму; 4) ее верхняя граница располагается на глубине 60ч70 км; 5) в краевых частях магматической системы верхняя область плавления пространственно автономна от нижней области декомпрессионного плавления; 6) очевидна разнородность выплавок базитовых расплавов в этих уровнях магмогенерации.
Петрогенетическая интерпретация отмеченных результатов позволяет объяснить некоторые характеристики функций распределения: 1) при относительной однородности субстрата в литосфере выплавки из него на большей части площади магматических проявлений толеитового состава на поверхности Сибирской платформы должны быть относительно однородны и однотипны по временному
тренду составов при формировании лавовых разрезов; 2) при автономности областей плавления в краевых частях системы и наличии глубинных разломов характерными должны быть эффузивные разрезы
типа Маймеча-Котуйского и Норильского районов; 3) согласно схеме развития трапповых провинций
по [Sheth, 1999], появление лавового щита отвечает области рассеянного спрединга с относительно
неглубокими разломами. Если это так, то функции распределения лавового щита из районов грабеновых озер неплохо согласуются с данной схемой. Как показано в работе [Рябов и др., 2005], «аномальные образования» среди траппов Сибирской платформы пространственно сопряжены с глубинными
разломами, в том числе прослеживаемыми в пределах лавового щита.
Цикличность в функциях распределения и наличие «аномальности» в составах лав можно качественно объяснить моделью двухуровневого плавления мантийных пород, в то же время проведение
анализа природы их периодичности, также как и объяснение структурно-динамических форм траппового магматизма, лежат за рамками полученного решения.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты: № 04-05-64107; № 040-05-64322)
и гранта Министерства образования и науки России РНП.2.1.1.702.
Список литературы
Перепечко Ю В., Шарапов В. Н. Динамика плавления в океанической верхней мантии // Геология и геофизика, 2001, Т.42, №8. С.1237-1248.
Егоркин А. В. Строение мантии Сибирской платформы // Физика Земли, 2004, № 5. С.37-46.
Никулин В. И., Лелюх М. И., Фон-дер-Флаас Г. С. Алмазопрогностика. Иркутск, АЛРОСА, 2001, 311с.
Tutner S., Hawkesworth C., Gallagher K. et al. Mantle plumes, flood basalts, and thermal models for generation beneath continents: Assessment of a conductive heating model and application to the Parana // J. Geophys. Res.,
1996, 101. P.11503-11518.
Sheth H. C. A historical approach to continental flood basalt Volcanism: insights into pre-volcanic rifting, sedimentation, and early alkaline magmatism // Earth Planet. Sci. Letter., 1999, 168. P.19-26.
Рябов В. В., Шевко А. Я., Затеева С. Н. «Аномальные образования» в траппах Сибирской платформы –
показатели геодинамической обстановки формирования платобазальтов // Литосфера, 2005, № 4. С.165-177.
ВУЛКАНИЗМ ЮРСКИХ РИФТОГЕННЫХ ВПАДИН ЮЖНОГО ВЕРХОЯНЬЯ
Я. П. Шепелева, В. П. Семенов
Якутский госуниверситет, горно-геологический институт, Якутск, shepelevayap@mail.ru
В пределах Южного Верхоянья расположена Кобюминская система рифтовых впадин субширотного простирания в междуречье Брюнгаде-Куйдусун, между Адыча-Эльгинским и Сунтарским
поднятиями. Она объединяет несколько синклиналей и антиклиналей, главным образом приразломного характера, и блоковых структур типа грабен синклиналей. Эта система сложена породами средней
81
перми – верхней юры. Границами системы служат Брюнгадинский разлом на севере и Сунтар-БуорЮряхский на юге. На западе она срезает структуры Приохотской зоны Южно-Верхоянского синклинория, с меридианальными складками Кумбарино-Оганьинской зоны устанавливается торцовое сочленение по северному окончанию Юдомского разлома. Восточной границей системы служит ТасКыстабытский разлом.
На территории Кобюминской системы впадин развиты нижнеюрские вулканогенно-осадочные
отложения, представленные двумя типами разреза: восточным и западным. Восточный разрез, составленный по руч. Круг, является наиболее изученным. Здесь существенная роль принадлежит потокам
базальтов, которые по химическому составу отнесены к базальтам континентальных рифтов, сформированным в мелководном окраинном море [Ивенсен, Коробицын, 1994].
Западный разрез составлен по руч. Луговая является наименее изученным. Он имеет следующее
строение (сверху-вниз):
1.
Серые миндалекаменные базальты
15 м
2.
Серые мелколапиллиевые туфы базальта
10 м
3.
Темно серые базальты
25 м
4.
Серые агломератовые туфы
130 м
5.
Темно-серые миндалекаменные базальты. В нижней части потока миндалины крупные,
выполненные кальцитом и хлоритом. В кровле миндалины мелкие и редкие, выполненные хлоритом
23 м
6.
Миндалекаменные базальты. Миндалины выполнены кальцитом и хлоритом 15 м
7.
Агломератовый лавокластит базальта
15 м
8.
Агломератовые туфы базальта
1м
9.
Сильно выветрелые мелколапиллиевые туфы
3м
10.
Серые миндалекаменные базальты. Миндалины выполнены кальцитом и хлоритом 15
м
11.
Толща переслаивания потоков миндалекаменных базальтов и лапиллиевых туфов базальта. Мощность потоков базальта от 1 до 3 м, мощность туфов от 0,1 до 0,5 м
35 м
12.
Мелколапиллиевые туфы базальта
20 м
13.
Черный плитчатый алевролит
3м
14.
Толща переслаивания темно-серых мелколапиллиевого туфа и агломератового туфа.
Мощность прослоев от 0,1 до 5 м
360 м
15.
Желтые среднезернистые песчаники
20 м
16.
Черный и красный мелколапиллиевый туф
23 м
17.
Агломератовый туф базальта
18 м
18.
Толща, состоящая из отдельных потоков черных базальтов, мощностью от 0,3 до 3 м. В
кровле миндалекаменные базальты
17 м
19.
Темно-серые базальты
5м
20.
Желтые среднезернистые песчаники
70 м
21.
Агломератовый ксенотуф базальта, примесь чуждых обломков размером от 1 см до 2
м. Состав гальки различен, в основном терригенные породы
30 м
82
22.
Псефитовые туффиты с обломками базальта и примесью уплощенной терригенной
гальки
5м
23.
Черные агломератовые туффиты. Неокатанные обломки вулканического стекла с примесью песчано-алевритового материала с галькой кварцитов
3м
24.
Псефитовые туффиты
20 м
Общая мощность разреза 880 м.
В разрезе на долю лавовых потоков приходится менее 15 % от всей толщи вулканогенноосадочных пород. Они представлены серыми, зеленовато-серыми и черными порфировыми или афировыми базальтами, реже оливиновыми базальтами и гиалобазальтами. Базальты отличаются относительным однообразием первичного минерального состава и различной степенью раскристаллизации
основной массы и мезостазиса с широким спектром различных базитовых микроструктур. Наряду с
плотными, массивными текстурами обильны миндалекаменные до пористых шламовых разности. Соотношение миндалин и основной апостекловатой массы значительно варьирует и в более пенистых
лавах количество микроскопических миндалин составляет до 70-80 %. Наиболее крупные полости по
направлении от периферии к центру выполнены палагонитом, хлоритом, анальцимом и другими цеолитами, более поздним кальцитом, иногда халцедоном и кварцем. Многочисленны псевдоморфозные
замещения по вкрапленникам плагиоклаза – лабрадора, оливина, титан-авгитового пироксена. В петрохимическом отношении охарактеризованные базальты отличаются отсутствием четко выраженной
направленной дифференциацией химического состава [Ивенсен, 1994]. Отмечаемые флуктуации особенно щелочности во многом определяются процессами вторичной преимущественно натровой цеолитизации.
Базальты слагают сравнительно маломощные, не всегда выдержанные потоки (0,3-3,0 до 15,0 м)
с субгоризонтальной или слабобугристой поверхностью или в ассоциации с туфами образуют грубостратифицированные пачки, мощностью до 35,0 м.
Более редкими и маломощными являются эффузивно-обломочные породы – лаво- и гиалокластиты.
Преобладающая роль в данном типе разреза принадлежит пирокластическим породам, на долю
которых приходится около 70 % от всей толщи. Пирокластические породы представлены туфами основного состава, туффитами и ксенотуфами. Характерной особенностью туфов является преобладание
агломератовых и лапиллиевых разностей, а также присутствие шлаковых разновидностей.
В разрезе мощность туфов составляет от 1-5 м до 18,0-30,0 м, достигая иногда 130-360 м.
С геодинамической позиции вулканиты Кобюминской системы впадин относятся к пассивным
континентальным структурам (миогеоклиналям по Л.М. Парфенову) осложненным субширотными
разломами рифтовой природы.
Список литературы
Ивенсен В. Ю., Коробицын Я. А. Раннеюрский вулканизм Южно-Верхоянского синклинория // Ученые
записки ЯГУ. Серия: Геология, География, Биология. Якутск: ЯГУ, 1994, 221 с.
ПИРОКЛАСТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ СУБАЭРАЛЬНОГО КОБЮМИНСКОГО
БАЗИТОВОГО КОМПЛЕКСА (ЮЖНОЕ ВЕРХОЯНЬЕ)
Я. П. Шепелева, В. П. Семенов, Е. Д. Акимова
Якутский госуниверситет, горно-геологический институт, Якутск, shepelevayap@mail.ru
Кобюминский вулканогенно-осадочный базитовый комплекс ранней юры (плинсбах) развит исключительно в пределах субширотного одноименного грабена Южно-Верхоянского синклинория.
Особенности состава, фации, характера и типа проявления основного вулканизма представляют
два типа разреза: западный, где толща вулканитов мощностью 880 м слагает мульду приразломной
синклинали, и восточный, приуроченный к блоково-грабеновым структурам. В западной зоне главен-
83
ствующую ассоциацию слагают пирокластические продукты базальтового вулканизма, различного
гранулометрического набора, составляющие в отдельные эруптивные фазы (циклы) от 40-50 до 60 %.
Они часто в различных пропорциях чередуются с базальтами и туффитами. Меньшую роль имеют
аглютинизированные разности туфов и ксенотуфы с примесью резургентных обломков – автолиптов
сильно измененных базальтов. Спорадически встречаются акцессорные включения различного осадочных терригенных пород.
В пирокластическом наборе существенно преобладают грубообломочные и псефитовые туфы и
ортотуффиты. Генетически автохтонные агломератовые и лапиллиевые туфы залегают среди базальтовых потоков образуя пластовые тела мощностью от 1-5 до 18,0-30,0 м или формируют мощные грубостратифицированные пачки взаимного переслаивания мощностью до 130-360 м.
Псаммитовые фракции – заполнитель агломератовых туфов, представлены литокластами базальта, аповитрокластикой и сцементированы чаще базальным кальцитом или глинистыми новообразованиями по тонкому вулканическому пеплу.
Характерной особенностью туфов является присутствие в составе ассоциации шлаковых и переходных к ним разностей, а также постоянная примесь шлаковых фрагментов в туффитах. В прижерловых фациях туфов отмечаются следы аглюцинации и краснокаменных изменений. Некоторые туфы и
особенно туффиты несут признаки местного перемыва и переотложения и относятся к тефроидам или
более сложным смесям – туфотефроидам.
На облик пирокластических пород наложили отпечаток различной интенсивности гидротермальные поствулканические процессы и литогенетические изменения. Они выражаются в палагонитизации, глинитизации вулканического стекла, в наложенной хлоритизации, анальцимизации, цеолитизации, карбонитизации пород.
Эксплозивный, очень напряженный, существенно псефито-агломератовый фракционный состав
вулканической деятельности позволяет отнести вулканизм к стромболианскому типу. Относительная
кратковременность эруптивных циклов, концентрация пирокластических продуктов на сравнительно
небольшой площади и приуроченность вулканических центров к разломам явно указывает на ареальный тип вулканизма, а многие признаки и черты состава, строения и фации о его периодически субаэральном проявлении.
В восточной части складчато-надвиговой структуры вскрывающиеся разрезы вулканогенноосадочного комплекса отличается меньшей мощностью (645 м), и преобладанием эффузивной ассоциации принципиально аналогичного базальтового состава. Пирокластический набор сложен в основном
сильно измененными псаммитовыми и более тонкообломочными туфами и ортотуффитами. Коэффициент эксплозивности в среднем оценивается 23. Более широко представлены паратуффиты (26 %),
нередко с морской фауной.
Изложенные факты позволяют аргументировать следующие выводы: на протяжении позднего
плинсбаха на территории Кобюминской системы впадин существовало два типа эруптивных центра;
на западе активно и циклично проявлялся субаэральный базальтовый вулканизм с формированием
шлаковых конусов, автохтонных агломератовых потоков и лапиллиевых шлейфов, на восточной части
происходили аналогичного основного состава подводные лавовые извержения трещинного типа в
условиях мелководно-шельфового трогового бассейна рифтогенного генезиса.
ВУЛКАНО-ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ПОЗДНЕОРОГЕННОГО
ВУЛКАНИЗМА АРМЯНСКОГО НАГОРЬЯ
К. Г. Ширинян, С. Г. Карапетян
Институт геологических наук НАН Республики Армения, Ереван, n_gev@yahoo.com
Позднеорогенный (верхнеплиоцен-голоценовый) вулканический пояс Армянского вулканического нагорья, по мнению большинства исследователей, в том числе и авторов данной статьи [Ширинян, Карапетян, 2003] происходил в условиях коллизи Афро-Аравий с Евразией. По данным GPS
[McGlysky, Ballasanian et al, 2000], земная кора Армении движется к северо-востоку со средней скоро-
84
стью: 10±2,0 мм/год, по горизонтали и от 2 до 10-12 мм/год по вертикали. Проявления перемещения
рельфа Армянского нагорья и всего Кавквзского сегмента Альпийско-Гималайской системы, в его
центральной чести, доказана и повторными нивелировками осуществленными на границе XX-XXI веков [Lilienbеrg 2001].
Происходящие движения носили дифференцированный характер в результате чего конвергенция столкнувшихся плит привела к интенсивным блоково-глыбовым восходящим движениям. В результате территория Армянского нагорья и Кавказа притерпели брахиантиклинальные поднятия, разделенные относительными прогибами. Поднявшиеся в ослабленную область, магматические массы
образовали вулкано-структурные поднятия или нагорья: это Кечутское, Арагацкое, Гегамское, Варденисское, Сюникское нагорья и Капанская активизированная блоковая структура, образовавшие 350км
пояс вулканизма Армении. Каждая из вулкано-структурных зон имеет различную ориентировку.
Первые две структуры, в тектоническом плане, совпадают с Транскавказским меридиональным
поднятием которое протягивается от Эльбрусской области на юг, через Кельско-Казбекский, Джавахстский, Арагацкий, Араратский вулканические структуры. Глубинные разломы связанные с Транскавказким меридиональным поднятие являются северным проявлением Афро-Аравийской рифтовой системы [Милановский, 1972]. Остальные вулкано-структурные зоны имеют СВ-ЮВ простирание и связаны с Анкаван-Зангезурским глубинным разломом.
Петрохимическая индивидуальность каждого из выделенных вулкано-структурных зон указывает на их связь с автономными магматическими очагами. На это указывают асимметричность поперечных разрезов существующих структур. Так например, на северо-восточных склонах Арагацкой структуры вулканические центры вообще отсутствуют, они расположены на юго-западной части нагорья.
На Гегамском нагорье все вулканические центры расположены на пологих северо-восточных склонах,
до водораздела. Пологое крыло Вардениской вулкано-структурной зоны падает на север, а Сюникского нагорья -на юго-запад.
Имеющиеся на этот счет геофизические данные [Shimozuru, 1963] дают основание полагать, что
в верхней мантии, вероятно существуют сплющенно-сфероидальные камеры, величина которых не
превышает несколько десятков км, что хорошо согласуется с размерами вулкано-структурных зон Армянского нагорья и Кавказа.
Систематика и фациально-формационный анализ пород позднеорогенного вулканизма Армянского нагорья, в общих чертах, рассмотрены в работе [Ширинян, Карапетян, 2001], добавим только,
что в СЗ-ЮВ направлении происходит омаложение вулканизма и постепенная смена изветковщелочных лав недосищенными лавами с содержанием фельдшпатоидов. В Сюникской вулканоструктурной зоне большое место занимают голоценовые лавы. Здесь же постепенно исчезают андезитовые вулканы и появляются наиболее щелочные породы. Центральный полигеньний вулканизм устанавливается только на Сюникском нагорье, на пересечении общекавкаских разломов с разломами южного направления. Анкавано-Зангезурский глубинный разлом не является сквозкоровым. Вулканические очаги, на указанном разломе, являются вторичными и залегают на глубинах от 0,5 до 5,0км. Последние являются источниками ареального, кратковременного вулканизма, проявившимися на дневной поверхности рельефа. Представлены они шлаковым, шлаково-лавовыми и лавовыми конусами. В
Анкаван-Зангезурской тектонической зоне, за исключением риолит-риодацитовых куполовидных вулканов палингенной магмы, кислые вулканиты отсутствуют. Здесь вообще отсутствуют кислые вулканиты дифференцированной мантийной и мантийно-корвой магмы характерные для Транскавказской
зоны вулканизма в том числе и продукты игнимбритового вулканизма.
О возможности возобновления вулканизма в новейших вулкано-структурных зонах Армянского вулканического нагорья.
Вопрос возможного возобновления вулканизма в новейших горно-складчатых регионах, считается весьма актуальным. В настоящее время, на территории Армянского нагорья прямые признаки,
предшествующие вулканизму, не установлены. Вместе с тем известно, что вулканические извержения
проявляются на земле циклично и что разные вулканы проявляют активность с различной периодичностью.
Вулкан Безымянный, ранее считавшийся потухшим, начал действовать в 1955г. после 250 летнегого покоя и это было первым его историческим извержением. Подготовка нового извержения
85
начинается со времени прекращения старого. Считается, что потенциально активным являются даже
те вулканы о которых не имеются данные об их извержениях в прошлом, но имеются хорошо сохранившиеся центры и мало измененные на вид свежие лавовые потоки [Мархинин, Сирин и др. 1956,
Влодавец, Горшков, Пийп, 1957]. Таких вулканов на Армянском вулканическом нагорье много сотен.
Более того, здесь известны вулканы действовашие в историческое время. К ним относятся вулкан Немрут, последнее извержение которого имело место в 1441г.[Oswald, 1906]. В кальдере этого вулкана,
до сих пор, сохраняется горячее озеро. В конце I века извергался вулкан Эрджияс [Гущенко, 1978]. В
Восточной Анатолии много вулканов проявляют фумарольную активность.
Существует неправильное мнение, что важнейшим элементом оценки вулканической опасности
является выделение или отрицание наиболее молодых голоцен − исторических проявлений активности
вулканов [Караханян и др. 2004]. Исходя из такого предположения следует считать, что опасными, в
смысле возобновления вулканизма наибольшую опасность следует ожидать от вулкана Немрут, или
других вулканов Восточной Анатолии, находящиеся в стади фумарольной активности или все районы
голоценового вулканизма Армянского нагорья и Кавказа.
Не зная время затишья вулкана или продолжительность подготовки нового извержения такой
вывод считать обоснованным нельзя. Нам кажется, что голоцен-исторические извержения свидетельствуют о затухании вулканизма, что может длиться десятки тысяч и более лет. Кроме того, не одно из
исторических извержений никогда не повторялось, хотя прошло уже много лет.
Нельзя считать правильным вывод о том, что вулкан Арарат последний раз извергался в 1842
году. Известный исследователь Армянского вулканического нагорья Герман Абих неоднократно поднявшись на библейскую гору Арарат, в конце июня 1845 года, достиг вершины горы и уверенно причислил имевшее здесь катастрофу к разряду землетрясений, если говорить об извержении Арарата то
это могло иметь место раньше десяти тысяч лет тому назад [Yilmaz at al, 1998].
По данным [Чернышов, Лебедов, Аракелянц и др. 2002] периоды затишья Арагаца длились до
200 тысяч лет. Наиболее молодые извержения, на основе датировки определены для вулканов ТиринКатар 0,45±0,07 и Аштарак 0,53±0,07 млн. лет. Это говорит о том, что длительность подготовки Арагаца давольно большое и не исключено, что именно здесь следует ожидать новое извержение.
По мнению [Karakhanian, at al 2002] сильные землетрясения играют роль тригерного механизма
для начала новых извержений. Мы являемся свидетельями многих сильных землетрясений но ни одно
из них не сопровождался вулканизмом.
Давно известно, что землетрясения и вулканизм связаны с различными типами деформации литосферы, такое положение устанавливается и в Армении.
Хорошо известно, на примере Тихоокеанской островной дуги, что вулканизм связан с внутренней зоной дуги, а землетрясения со внешной [Горшков 1966, Святловский 1967, Ферхуген и др. 1974].
Об этом свидетельствуют многие новые данные. По данным Святловского соверменный сейсмический
разлом хребта Кумроч удален от Ключевской группы вулканов на 40км. Крупные сейсмические разломы земли имеют планетарный характер.
Новейшая вулканическая зона Армении является асейсмичной, и уже долгие годы как она свободна от сейсмических процессов которые постоянно, с определенным перерывами, наблюдаются на
севере в Сомхето-Капанской и на юге Ереван-Нахичеванской зонах. Указанные две зоны характеризуются гравитационными максимумами, тогда как вулканическая зона выступает как зона гравитационного минимума, что связано с разуплотнением вещества земной коры, при подъеме магматических
масс.
Асейчисмость вулканического пояса Армении связана с высокой температурой сохранившейся
от еще неостывших очагов новейшего вулканизма.
Имеющиеся данные свидетельствуют, что величина теплового потока колеблется, с запада на
восток, от 90 до 150мВт, что два и более раза превышает фоновое значения по республике, и хорошо
коррелируются с количественными параметрами вулканической активности.
Проблемной лабораторией С. Петербургского Горного Института подсчитаны перспективные
запасы петрогеотермических ресурсов Армениия в размере 315млрд тон условного топлива. Величина
теплового потока в Армении возрастает с глубиной на 5єС/100м. Точка Кюри, в пределах вулканического пояса, соответствуют глубинам 5-6км, когда за приделами вулканического пояса она достигает
86
13км. Магнитотеллурическое зондирование вулканического пояса обнаружило существование вдоль
него внутрикорового высокоэлектроправодного слоя на глубинах от 8 до 25км, что связано с магматическими очагами сохранившими относительно высокую температуру, [Чернявский, Яникян, Мириджанян, 1980]. Во всех вулканических областях включая и Армянское вулканическое нагорье, накопленя деформаций, ведущих к образованию дизъюнктивных нарушений, не происходит. Это объясняется тем, что высоконагретые вулканические районы остаются непроходимы для прохождения поперечных сейсмических волн, кроме того, взбросовая тектоника, наблюдаемая в сейсмических районах,
препятствует подъему магматических масс. Таким образом вулканический пояс Армении остается
асейсмичной зоной свободной от сейсмических явлений [Ширинян, 1999]. Вот почему в вулканоструктурных зонах уже в течение десятков и сотни лет сейсмические явления не наблюдаются, тогда
когда за их пределами известны сильные разрушительные землетрясения. Последние такие землетрясения происходили в зонах северо-восточного и юго-западного максимума гравитационных полей минуя зону гравитационного минимума [Ширинян, Аджимамудов, 1966]. Последнее разрушительное
землетрясение имело место 7.12.1988, в Сомхето-Капанской зоне, гравитационного максимума («Спитак-88», с М-7).
Остывание очагов новейших вулканических извержений происходят совершенно медленно и
пройдет много сотен лет пока они не представят угрозу на окружающую среду и жизнь людей.
Однако несмотря на вышизложенное, потенциальное возможность возобновления вулканизма
пока что сохраняется и может продолжаться до тех пор пока не прекращено процесс дифференцированных поднятий вызванных коллизионными процессами. В этом отношении нельзя забывать, то о
чем в свое время говорил [Малиновский, 1965] а именно, что Кавказ еще не вступил в фазу «финального вулканизма», и пока что наблюдается тенденция к переходу посторогенному этапу развития, и
что указанная область находится все еще в зрелой орогенной стадии. Сегодня можно говорить лишь о
потенциальной возможности возобновления вулканизма, в долгосрочном прогнозе, без указания времени и места новых проявлений. Для более точного определения места извержения имеется необходимость постоянных наблюдений (мониторинг).
О типах ожидаемых извержений исходя из цикличности вулканических процессов, можно судить исходя из типов вулканизма в прошлых извержениях, хотя каждый тип опасен по своему.
Наибольшую опасность следует ожидать в зоне Транскавказского поперечного поднятия, где в верхнеплиоцен-среднечетвертичное время имели процессы образования «затопляющих базальтов» связанных с процессами рифтогенеза и проявления игнимбритового вулканизма. В этой зоне расположен
огромный щитовидный полигенный вулкан Арагац где аккумилуруются огромные запасы пресных
вод, которой обеспечиваются населенные пункты в радиусе 70 км, включая и город Ереван.
Список литературы
Влодавец В. И., Горшков Г. С., Пийп Б. И. Каталог действующих вулканов СССР. Бюллетень вулканологической станции. М. Изд. АН СССР, №25, 1957. С. 179.
Горшков Г. С. Курильская островная дуга и вопросы связи вулканизма с верхней мантией земли. М.,
1966. С.32
Гущенко Н. И. Извержение вулканов мира. Каталог, «Наука» ,1975. С. 475.
Караханян А. С., Джрбашян Р. Т., Трифонов В. Т. и др. Активные вулканы и вулканическая опасность
на территории Армянского нагорья и сопредельных областей. Известия НАН РА, Науки о Земле ,1975, Т. LII, №1.
С. 24.
Мандальян Р. А. Неутомимый исследователь Армянского нагорья (к200-летию Германа Абиха). Известия
НАН РА Науки о земле, 2005, Т LIII, №3. С. 62-64.
Мархинин Е. К., Сирин А. Н., Тимирбаева К. М., Токарев П. И. Опыт вулкано-географического районирования Камчатки и Курильских островов. Бюллетень вулканологической станции АН СССР, 1956, №32. С.
52-70.
Милановский Е. Е. Орогенный вулканизм и тектоники Кавказа. Тезисы доклада Международного колоквума по тектонике Альпийской складчатой области Евразии и Малой Азии, Тбилиси, 1965. С. 78-79.
Святловский А. Е. Очерк истории четвертичного вулканизма и тектоники Камчатки. М.: Изд. «Наука»,
1967. C. 219.
Ферхуген Д. Х., Тернер Ф., Вейс Л. И и др. Земля, введение в общую геологию. Изд. «Мир» Т.1, 1974. С.
392
87
Чернышов И. В., Лебедев В. А. и др. Четвертичная геохронология Арагацского вулканического центра
(Армения) по данным K-Ar-датирования. Доклады Российской Академии наук, геохимия, 2002, Т. 304, № 1. С.
95-102.
Чернявский Г. А., Яникян В. О., Мириджанян Р. Т. Некоторые результаты глубинного магнитотеллурического зондирования на территории Армянской ССР. Изд. АН Арм. ССР, Науки о Земле , 1980, №6. С. 43-50.
Ширинян К. Г., Аджимамудов Э. Б. Тектонические условия новейших вулканических проявлений (по
данным геофизических исследований). В кн. Вулканизм и глубинное строение Земли. Тр.II Всесоюзного вулканолог. М. «Наука», 1966. С. 82-89.
Ширинян К. Г. Об отсуствии очагов сильных землетрясений в позднеорогеннных блоковых структурах.
Известия строителой Армении, специальный выпуск, 1999, №4. С.16-18.
Ширинян К. Г., Карапетян С. Г. Систематика фациолно-формационный анализ позднеорогенных вулканических образований Армении. Вулканизм и Геодинамика. Материалы II Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии, Екатеринбург, 2003 С. 746-751.
Karachanian A. S., Djrbasian R. T. et al. Holocene-Historical Volcanism and Active Faults an Natural Risk
Factor for Armenia and Adjacent Courtries. Journal of Volcanology and Geotermal Research 113, 1 2002. P.319-344.
Lilienberg D. A. Regularites of contemprorary Geodinamis of Mountatinous Morphostructures/ Problems of Geomorfology and neotectoacs of mountain Regions of Alpine-Himalayas Belt. Abstracts of papers International thematic
conferance. Yerevan, 2001. P. 33-34.
Mc. Glusky, Balasanian, Barka at al. Global positioning sistem contractions of Plate Kinematics and dynamics
of the Eastern Mediterranenan and Caucasus. Journal of Geophis Research, vol. 105, №133, 2000. P. 5695-5719.
Osswald F. Geology of Armenia, London, 1908.
Yilmaz V., Guner Y., Saroglu G. Geology of the Quartenary volcanic centres of the East Anatolia. Journal.
Volcaology and Geotermal Reserch 1998. P.173-210.
СМЕНА ХАРАКТЕРА МАГМАТИЗМА НЕ ВСЕГДА СОПРОВОЖДАЕТСЯ СМЕНОЙ
ТЕКТОНИЧЕСКОГО РЕЖИМА (НА ПРИМЕРЕ ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ КРУПНЫХ
ИЗВЕРЖЕННЫХ ПРОВИНЦИЙ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА)
Е. В. Шарков, И. С. Красивская
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН,
Москва, sharkov@igem.ru
Со времен теории геосинклиналей и ранних моделей тектоники плит считается, что тип магматизма обусловлен его тектонической позицией. На этом базировалось учение о магматических формациях [Кузнецов, 1964], а в настоящее время этот принцип широко используется для реконструкции
геодинамических режимов в архее [de Wit, Ashwal, 1997]. Однако это не всегда так, примером чему
может служить восточная часть Балтийского щита. Там в середине палеопротерозоя последовательно
сменили друг друга две крупные изверженные провинции, развитые в форме лавовых покровов в
рифтогенных структурах, роев даек и расслоенных мафит-ультрамафитовых интрузивов. Первая из
них (Балтийская) образована породами кремнеземистой высокомагнезиальной (бонинитоподобной)
серии (КВМС) с возрастом 2.5-2.35 млрд. лет (сумий-сариолий в локальной стратиграфической шкале), не уступает по размерам траппам фанерозоя [Шарков и др., 1997]. Вторая, с возрастом 2.3-1.95
млрд. лет (ятулий-людиковий в локальной шкале) сложена преимущественно Fe-Ti пикритами и базальтами [Escola, 1963], типичными для внутриплитного магматизма фанерозоя.
Обе провинции локализованы на одной и той же территории и в пределах одних и тех же тектонических структур, развивавшихся одновременно. Такими структурами являлись жесткие Кольский и
Карельский кратоны, представлявшие собой области воздымания и растяжения. Они были разделены
Лапландско-Умбинским гранулитовым поясом (ЛУГП) умеренных давлений, представлявшим собой
зону погружения, выполненную крупным седиментационным бассейном; в отличие от кратонов, здесь
развивался коровый эндербит-чарнокитовый магматизм. Вдоль границ этих крупных структур формировались подвижные пояса: Беломорский и Терско-Лоттинский, представлявшие собой зоны пологого
88
тектонического течения корового материала. В пределах этих поясов, синхронно по времени с магматизмом соседних кратонов, развивался специфический друзитовый (коронитовый) комплекс, образованный множеством мелких мафит-ультрамафитовых интрузивов, происшедших за счет аналогичных
расплавов КВМС [Шарков и др., 2004].
В целом ситуация может быть описана в терминах плюм-тектоники: кратоны располагались над
растекающимися головными частями суперплюмов, а ЛУГП – над нисходящими мантийными токами
между ними. Беломорский и Терско-Лоттинский подвижные пояса развивались как промежуточные
зоны пологого тектонического течения в стороны от кратонов к ЛУГП.
Породы раннепалеопротерозойской Балтийской КИП характеризуются высокими и повышенными содержаниями SiO2, Mg, Cr, Ni, Co, Cu, V, элементов платиновой группы (ЭПГ), а также несовместимых элементов, включая легкие РЗЭ; для них типичен дефицит Fe, Ti и Nb, и отрицательная величина εNd(T). По своей геохимии и минералогии магмы КВМС очень близки к островодужным вулканитам фанерозоя, особенно к бонинитовой серии. Однако здесь они формировались во внутриплитной обстановке. Предполагается, что магмы КВМС произошли за счет высокодеплетированных ультрамафитов мантии, и в процессе подъема к поверхности были контаминированы мафическим материалом архейской нижней коры [Шарков и др., 1997].
На рубеже 2.3-2.2 млрд. лет назад произошло резкое изменение состава магм, происшедшее без
изменения тектонических процессов: оба кратона, промежуточные подвижные пояса и ЛУГП продолжали свое развитие в том же стиле. Новообразованные ятулийско-людиковийские базальты и пикриты
наращивали разрезы лавовых покровов в тех же самых рифтогенных структурах. Эти магмы принципиально отличались от предыдущего типа расплавов высокими содержаниями Fe, Ti, Nb, Mn, щелочей
и несовместимых элементов, особенно ЛРЗЭ, обогащением Cr, Ni, Cu, Co и Ba, при дефиците SiO2, Mg
и Al [Шарков, Богина, 2006].
Формировались новые рои титанистых даек и расслоенные мафит-ультрамафитовые интрузивы
типа крупных массивов Гремяха-Вырмес на Кольском полуострове и Елетьозерского – в Северной
Карелии, во внутренних частях которых появляются нефелиновые сиениты. В пределах рифтогенных
структур часто развиты субвулканические силлы типа Кончезерского в Карелии [Puchtel et al., 1999], а
также мелкие мафит-ультрамафитовые интрузивы, в том числе никеленосные грубо-расслоенные тела
Печенги.
Обращает на себя внимание, что даже диспергированный интрузивный магматизм в промежуточных подвижных зонах продолжал свое существование, но уже в форме железистых друзитов и дайкообразных тел с возрастом 2.1 млрд. лет [Степанова и др., 2001]. Продолжал свое развитие и Лапландско-Умбинский гранулитовый пояс, где подобные датировки не являются редкостью [Бриджуотер и др., 1999].
Этот тип магматической активности сформировал вторую, Ятулийско-Людиковийскую крупную
изверженную провинцию размером не менее 600000 км2, также коррелирующуюся по размерам с
траппами фанерозоя. Впервые на ее существование обратил внимание П. Эскола [Escola, 1963] и впоследствие это было подтверждено В.С. и В.В. Куликовыми, И.С. Пухтелем и др. [1999]. Они показали,
что эти вулканиты характеризуются высокими отношениями Nb/Th, Nb/La и Ce/Pb, типичными для
континентальных траппов (Сибирских, Карру, Декана, Параны и др.), подводных океанических плато
(Онтонг-Джава) и океанских островов. Согласно данным этих исследователей, геохимия и изотопия
свидетельствуют о том, что ятулийско-людиковийские вулканиты Печенги и Карелии формировались
за счет одного и того же мантийного суперплюма.
Таким образом, поскольку изменение магматической активности в регионе не сопровождалось
изменением тектонической активности, можно думать, что сумийско-сариолийский суперплюм в ятулии и людиковии продолжал свое существование, однако его состав существенно изменился. Вероятно, это изменение было связано с поступлением в его головную часть мантийных флюидов, обогащенных компонентами, типичными для фанерозойских плюмов [Condie et al., 2003]. Хански и Смолькин
[Hanski, Smolkin, 1995]
показали, что такое обогащение имело место ~2.2 млрд. лет назад или немного ранее, до чего
мантийный резервуар долгое время развивался как деплетированный. Судя по тому, что первые про-
89
явления ятулийского магматизма датируются в 2.3 млрд. лет, такие флюиды, вероятно, начали поступать именно тогда.
Тектоническая ситуация на Балтийском щите стала меняться в людиковии, около 2 млрд. лет
назад, когда в его центральной части раскрылся Свекофеннский океан, а на месте ПеченгскоВарзугского рифтогенного пояса развился одноименный бассейн, где континентальная седиментация
постепенно сменилась морской глубоководной. На всей остальной восточной части щита продолжалась внутриплитная магматическая активность [Куликов и др., 1999].
По-видимому, эта перемена была связана с тем, что аккумуляция мантийных флюидов в головной части суперплюма привело к ее подъему на более умеренные глубины. С этого времени стали
возможны принципиально новые процессы взаимодействия растекающегося пластичного материала
суперплюма с древней жесткой литосферой. Очевидно, главным следствием этого и было появление
плейт-тектоники вместо плюм-тектоники предыдущего эпизода. В западной Фенноскандии произошло
раскрытие океана, появились зоны субдукции и задуговые бассейны и в конечном счете развился Свекофеннский ороген. Возможно, что наблюдаемое в людиковии смещение центра тектономагматической активности на запад было связано с перемещением центра прибытия свежего мантийного материала в головную часть суперплюма. По-видимому, механическое давление его растекающейся головной части на прилегающие участки жесткого кратона привело к появлению вдоль северо-восточной и
северной периферии этого орогена Лапландско-Кольского коллизиона, который протягивался далее в
Гренландию и на Лабрадор и завершил свою активность к 1.82 млрд. лет. Эндогенная активность на
Карельском кратоне завершилась ранее – примерно 1.95 млрд. лет назад.
Подводя итог, следует сказать, что если с 2.3 до 2.0 млрд. лет существование суперплюма под
Балтийским щитом сказывалось только в изменении состава мантийных выплавок по сравнению с
ранним палеопротерозоем, то ситуация изменилась на рубеже 2 млрд. лет. Тогда произошло резкое
усиление тектонической активности, особенно в его западной части, приведшее к появлению Свекофеннского орогена. Продолжительность этого всплеска активности была сравнительно невелика – 100150 млн. лет, после чего всю свою дальнейшую историю большая часть региона развивалась в режиме
стабилизированной структуры с магматизмом внутриплитного типа.
По этому же сценарию события развивались и на территориях нынешних Канадского и других
щитов, где также формировались аналогичные подвижные зоны, завершившие свое развитие процессами континентальной коллизии к 1.82-1.80 млрд. лет, после чего наступила новая глобальная эпоха
стабилизации [Шарков, Богина, 2006].
В целом развитие складчатых областей середины палеопротерозоя очень напоминает процессы
в современном Альпийском орогенном поясе, где над головной частью мантийного суперплюма в
условиях коллизии Евразийской и Африканской континентальных плит сейчас происходят мощные
геомеханические процессы. Здесь широко развиты системы вулканическая дуга-задуговый бассейн,
где возникает новообразованная кора океанического типа, сложенная базальтами типа MORB, и острова с магматизмом OIB [Шарков, Свалова, 2005]. Вдоль периферии Альпийского орогена развиты
позднекайнозойские континентальные рифтовые области с соответствующим Fe-Ti-базальтовым вулканизмом (рифты Центральной и Западной Европы, Атласа и др.). Как и ятулийско-людиковийский
магматизм, этот анорогенный магматизм имеет общий источник – так называемый Европейский астеносферный резервуар [Wilson, Bianchini, 1999; Lustrino, 2003], что свидетельствует о наличии под регионом мантийного суперплюма. Кстати, здесь же находится и рифт Красного моря, где также происходит новообразование океанской коры, но уже другим способом.
Выводы
1. Две крупные палеопротерозойские изверженные провинции (КИП) различного состава и возраста последовательно развивались в восточной части Балтийского щита в форме лавовых покровов в
рифтогенных структурах, роев даек расслоенных мафит-ультрамафитовых интрузивов. Более ранняя
КИП образована породами кремнеземистой высоко-Mg (бонинитоподобной) серии с возрастом 2.52.35 млрд. лет и поздняя – преимущественно Fe-Ti базальтами и пикритами с возрастом 2.3 – 1.95
млрд. лет.
2. Оба типа КИП формировались в пределах жестких Кольского и Карельского кратонов, разделенных Лапландско-Умбинским гранулитовым поясом (ЛУГП) с коровым эндербит-чарнокитовым
90
магматизмом. Беломорский и Терско-Умбинский подвижные пояса располагались между кратонами и
ЛУГП; для них был характерен диспергированный интрузивный магматизм тог же типа, что и на соседних кратонах. Все главные тектонические структуры развивались одновременно и ситуация может
быть описана в терминах плюм-тектоники: кратоны формировались над растекающимися головными
частями мантийных плюмов, а ЛУГП – над местами нисходящих мантийных течений между ними.
3. На границе 2.3-2.2 млрд. лет произошло резкое изменение состава магм без перемен в тектонической ситуации: оба кратона и ЛУГП продолжали свое развитие без изменений. Новые базальтовые потоки наращивали прежние покровы в тех же самых рифтогенных структурах, возникали новые
рои даек и расслоенные титанистые мафит-ультрамафитовые интрузивы, нередко с щелочным ядром.
4. Предполагается, что мантийный суперплюм, обеспечивавший существование раннепалеопротерозойской КИП, продолжил свое существование в середине палеопротерозоя. Однако его состав изменился за счет подтока в головную часть суперплюма мантийных флюидов, обогащенных Fe, Ti, щелочами, Zr, Ba, LREE и другими несовместимыми элементами, типичными для мантийных плюмов
фанерозоя.
Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РФФИ № 04-05-64581
Список литературы
Бриджуотер Д., Скотт Д., Балаганский В. В. и др. Природа раннедокембрийских осадков в Лапландско-Кольском поясе по результатам 207Pb/206Pb-датирования единичных зерен и Sm-Nd-изотопных данных //
Доклады РАН, 1999, Т. 366, № 5. С. 664-668
Кузнецов Ю.А. Главные типы магматических формаций. М.: Недра, 1964, 387 с.
Куликов В. С., Куликова В. В., Лавров Б. С. и др. Суйсарский пикрит-базальтовый комплекс палеопротерозоя Карелии (опорный разрез и петрология). Петрозаводск: Изд-во КарНЦ РАН, 1999, 96 с.
Степанова А. В., Ларионов А. Н., Бибикова Е. В. и др. Раннепротерозойский (2.1 млрд. лет) Feтолеитовый магматизм Беломорской провинции Балтийского щита: геохимия, геохронология // Докл. АН, 2003,
Т.390, № 4. С. 528-532.
Шарков Е. В., Богина М. М. Эволюция магматизма палеопротерозоя – геология, геохимия, изотопия //
Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2006, № 4. С. 3-27.
Шарков Е. В., Смолькин В. Ф., Красивская И. С. Раннепротерозойская магматическая провинция высокомагнезиальных бонинитоподобных пород в восточной части Балтийского щита // Петрология, 1997, Т.5, № 5.
С. 503-522.
Шарков Е. В., Красивская И. С., Чистяков А. В. Диспергированный мафит-ультрамафитовый интрузивный магматизм подвижных зон раннего палеопротерозоя Балтийского щита на примере друзитового (коронитового) комплекса Беломорья // Петрология, 2004, Т.12, № 10. С. 632-655.
Шарков Е. В., Свалова В. Б. Позднекайнозойская геодинамика Альпийского складчатого пояса в связи с
формированием внутриконтинентальных морей (петролого-геомеханические аспекты) // Изв. ВУЗов. Геология и
разведка, 2005, № 1. С. 3-11.
Condie K. C., Cox J., O’Reily S.Y. et al. Distribution of high field strength and rare earth elements in mantle and
lower crustal xenoliths from southwest United States: The role of grain-boundary phases // Geochim. Cosmochim. Acta.,
2004, V. 68, № 19. P. 3919-3942.
de Wit M.J. and Ashwal L.D. (eds). Greenstone belts. Claredon Press, Oxford., 1997, 809 p.
Escola P. The Precambrian of Finland // The Precambrian. London: Willeys, 1963. P. 145-263.
Hanski E. J., Smolkin V. F. Iron- and LREE-enriched mantle source for early Proterozoic intraplate magmatism
as exemplified by the Рechenga ferropicrites, Kola Peninsula, Russia // Lithos., 1995, V. 34, № 1-3. Р. 107-125.
Lustrino M. Spatial and temporal evolution of Cenozoic igneous activity in the circum-Mediterranean realm /
Inst. Geophys. Polish Acad. Sci., 2003. M-28 (363). P. 143-144.
Puchtel I. S., Brugmann G. E., Hofmann A. W. Precise Re-Os mineral isochron and Pb-Nd-Os isotope systematics of a mafic-ultramafic sill in the 2.0 Ga Onega plateau (Baltic Shield) // Earth Planet. Sci. Lett., 1999, V. 170. P. 447461
Wilson M., Bianchini G. Tertiary-Quaternary magmatism within the Mediterranean and surrounding regions / in:
Durand B., Jolivet L., Horvath F. and Seranne M (Eds) The Mediterranean basins: Tertiary extension within the Alpine
orogen. Geol. Soc. London, 1999, V. 156. P. 141-168.
91
ПЕРВЫЕ НАХОДКИ ПОРОД КОМАТИИТОВОЙ СЕРИИ В МУЙСКОМ
ЗОЛОТОРУДНОМ РАЙОНЕ
Л. И. Яловик, А. В. Татаринов, А. Г. Миронов, П. А. Лосев
Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, ialovic@gin.bsc.buryatia.ru
Начиная с публикации К.А.Клитина с соавторами [Клитин и др., 1975] и до сегодняшнего времени [Жмодик и др., 2006] в пределах Саяно-Байкальского орогена выделяют Байкало-Муйский офиолитовый пояс в границах региональной структуры, которая рядом исследователей [Салоп, 1964; Митрофанов и др., 1974; Бухаров и др., 1985; Федоровский, 1985] включена в состав протяженного (1500
км) Байкало-Витимского гранит-зеленокаменного пояса. Почти полное отсутствие на этой площади
закартированных разрезов пород коматиитовой серии, типоморфных для зеленокаменных поясов, при
широком распространении тел реститовых ультрабазитов, позволило утвердиться “офиолитовой” точке зрения, несмотря на неоднозначность некоторых геологических и петролого-геохимических данных. В литературе приводится немного сведений о коматиитовом вулканизме рассматриваемого пояса.
Небольшая часть вулканитов, отнесенных к коматиитовым базальтам (SiO2=45,99-50,15 мас.%,
MgO=12,25-16,77 мас.%, TiO2=0,87-0,96 мас.%), была вычленена из группы высокоглиноземистых базальтов [Бухаров и др., 1985], ассоциирующих с кислыми эффузивами в Байкальской ветви зеленокаменного пояса (Саган-Морянский разрез сарминской серии нижнего протерозоя). Наибольший интерес представляет вторая находка пород коматиитовой серии в Северном Прибайкалье, изученных более детально, чем выделенные лишь на основании петрохимических данных упомянутые базальтовые
коматииты Западного Прибайкалья. Их петролого-геохимическая характеристика приведена в нескольких
опубликованных
работах
[Конников,
1991;
Конников,
Цыганков,
1992,
1997].Метаморфизованные ультраосновные и базальтовые коматииты были обнаружены в толще амфиболитов нюрундуканской свиты Кичеро-Мамаканской зоны, рассматриваемой в составе вулканогенно-осадочного комплекса офиолитовой ассоциации [Клитин и др., 1975].Возраст формирования
амфиболитов (U-Pb метод) – 550-600 млн. лет, а протолита (Sm-Nd метод) – 1050 млн. лет [Неймарк и
др., 1991] или (U-Pb метод) – 1000±100 млн. лет [Рыцк, 2001]. Поэтому проявления коматиитового
вулканизма, как и офиолитов в целом в Северном Прибайкалье датируются средним рифеем (1.0-0.9
млрд. лет). Однако ряд геологических фактов (аллохтонное залегание, пространственная связь с
Нюрундаканским ультрабазит-базитовым массивом, характер проявления метаморфизма) позволяют
предполагать более молодой возраст пород коматиитовой серии и связывать их образование с аккреционно-коллизионным этапом (850-650 млн. лет) формирования Байкало-Муйского пояса.
Породы, слагающие вскрытое скважинами на юго-западном фланге Холоднинского месторождения, тело метаультрабазитов (1,2х0,4 км), относимых к яршинскому магматическому комплексу, по
минералого-петрографическим признакам [Гурулев, Трунева, 1974] и химическому составу (серпентиниты, серпентин-амфиболовые, карбонат-хлорит-амфиболовые, хлорит-амфиболовые) принадлежат
пикрит-коматиитовому семейству. Среди них выделяются две петрохимические группы: высокотитанистая низкомагнезиальная (SiO2=39.42-43.52 мас.%, TiO2=1,02-1,93 мас.%, MgO=15,41-25,23 мас.%) и
низкотитанистая высокомагнезиальная (SiO2=28,16-44,24 мас.%, TiO2=0,39-0,73 мас.%, MgO=20,3431,04 мас.%).
В 2002-2004 г.г. нашими исследованиями на территории Муйского золоторудного района обнаружено несколько местонахождений пород коматиитового ряда, приуроченных к КиляноИрокиндинскому коллизионному шву (сутуре) и Парамо-Самокутской коллизионной зоне.
Киляно-Ирокиндинский коллизионный шов
Данная структура рассматривается либо как аккреционный клин, сложенный тектонизированными комплексами островодужной ассоциации (850-650 млн. лет): базальт-андезит-риолитовая (килянская свита), габбро-гранитная (муйский комплекс) формации, расслоенные базит-ультрабазитовые
массивы [Цыганков, 2005], или как коллизионная зона динамометаморфизма по глубинному разлому
[Окороков и др., 2001]. По нашим представлениям это коллизионный шов субдукционного типа, который на сейсмических разрезах [Булгатов, 1988, Цыганков, 2005] выделяется в виде пологой (аз. пад.
35о на СВ) высокоскоростной зоны. В пределах шва в результате трех последовательных этапов реги-
92
онального субширотного и северо-западного сжатия (поздний докембрий – ранний палеозой) [Кирмасов, Талицкий, Божко, 2000] произошло пространственное совмещение фрагментов островодужных
комплексов (включая тела реститовых ультрабазитов, относимых к офиолитовой ассоциации) и Муйского микроконтинента. Породы испытали субдукционный метаморфизм, свойственный глаукофансланцевым (7,5-10 кбар), эклогит-гранулитовым (14-16 кбар) комплексам, породам амфиболитовой
фации, а также регрессивный динамометаморфизм эксгумации и сдвиговых деформаций поздней коллизии, отвечающей РТ-условиям эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций.
Породы коматиитовой серии нами обнаружены в рудоносной толще золоторудного поля Юбилейное и на участке Среднем. Коматиитовая ассоциация широко развита в пределах золоторудного
поля Юбилейное. Они представлены ортоамфиболитами (субдукционный метаморфизм), а также входят в состав коллизионного динамометаморфического комплекса эксгумации и сдвигового тектогенеза
(серпентиниты, милонитовые сланцы).
Ортоамфиболиты – это породы метаморфизованные в условиях эпидот-амфиболитовой фации, и
состоящие из зеленой роговой обманки, плагиоклаза (андезин-олигоклаза); из второстепенных минералов установлены биотит, актинолит, редко эпидот. Из акцессорных минералов отмечены ильменит,
сфен, рутил, магнетит, пирротин, халькопирит.
Милонитовые сланцы, переслаиваясь, образуют тонкополосчатую текстуру. Среди них наблюдаются маломощные линзы реликтовых ортоамфиболитов. Полосчатая текстура сланцев, возникшая
вследствие метаморфической дифференциации, является характерной особенностью этих пород;
структура лепидогранобластовая, в полосках кварц-плагиоклазового состава – полигональная. Состав
плагиоклаза альбит-олигоклазовый. Из акцессорных минералов встречен рутил. Появляются анкерит,
альбит, гематит, прожилковые обособления мелкозернистого кварца, пирит, пирротин, халькопирит.
При последующих сдвиговых деформациях рассматриваемые породы превращаются в динамосланцы альбит-кварц-серицитового состава, в которых в виде реликтов обнаруживаются метакоматииты с “теневой” структурой базальтов и сохранившимися в амфиболовой массе первичным магматическим анортитом. Никелевая геохимическая специализация пород коматиитового ряда наследуется
поздними динамометаморфитами комплекса сдвиговых деформаций, включая рудный кварц, в которых обнаружены никельсодержащие пирит и пирротин, а также реликтовый пентландит.
В обломках отвалов штольни № 6 (вскрывает золоторудную жилу № 70) обнаружена разновидность мелкозернистых массивных метакоматиитов (см. химанализ в таблице). Они сложены сноповидными агрегатами актинолита и интерстиционным плагиоклазом андезин-олигоклазового ряда. Из
второстепенных минералов установлены тремолит и эгирин. диагностированы акцессорные рутил,
ильменит.
Метакоматииты на участке Среднем обнаружены на отрезке разреза по одноименному ручью (68,4 км от его устья). Разрез здесь с востока на запад представлен: 6-6,5 км – толща катаклазированных
и милонитизированных “серых гнейсов”; 6,5-7,2 км – зона тектонического меланжа с блоками эгиринсодержащих лейкогранитов, сложенная динамометаморфическим комплексом, развитому по породам
коматиит-толеитовой серии. Метакоматииты представлены амфиболовыми гнейсами, амфиболитами с
линзами сульфидсодержащих хлорит-актинолитовых динамосланцев, прослоями слюдисто-эпидотактинолитовых с фенгитом и альбитом, мусковит-фенгит-хлоритовых сланцев с реликтами гиперстена, клинопироксена, граната. В этой части разреза встречены обломки карбонатитоподобных доломитовых пород с апатитом, тальком, серпентином, хромшпинелидом, карбонатсодержащих талькитов,
лиственитов. Реликтовые хромшпинелиды из карбонатных и тальк-карбонатных пород обогащены
[Рипп и др., 2005] цинком (ZnO до 7,11 мас.%), что считается типоморфным признаком хромшпинелидов коматиитового происхождения; 7,2-8,2 км – порфиробластические биотит-мусковитовые лейкограниты; 8,2-8,4 км – метакоматииты, представленные амфиболовыми гнейсами, динамосланцами,
амфиболитами.
Метакоматииты участка Среднего характеризуются повышенными содержаниями Pt (до 20 мг/т)
и Pd (до 40 мг/т). Фенгиты и хлориты из карбонатных динамометаморфитов обогащены Cr, в хлоритах
отмечена также существенная примесь Ni [Рипп и др., 2005], что свидетельствует о наследовании этими породами геохимической специфики коматиитов. Коматиитовая ассоциация участка Среднего характеризуется четко выраженным бонинитовым трендом дифференциации (таблица), что свойственно
93
лавовым толщам коматиитовых базальтов Ветренного зеленокаменного пояса Карелии [Куликов и др.,
2005].
Парамо-Самокутская зона
Находится в южной части Северо-Муйского блока Муйского микроконтинента. Структура ее
рассматривается как система дуплексов, осложненных многочисленными разрывами и зонами катаклаза, милонитизации, меланжа. Зона сложена дифторированными гнейсо-амфиболитовым и “серогнейсовым” комплексами. Протолитами первого являются породы пикрит-коматиит-толеитовой
серии. Базальтовые метакоматииты (таблица) представлены амфиболитами, гранатовыми амфиболитами, практически мономинеральными актинолитовыми породами со спинифекс-структурами. Они
обладают повышенными концентрациями Cr (1100-1900 г/т), Ni (220-330 г/т), Au (до 10-10,5 мг/т), Pt
(3-60 мг/т), Pd (1,7-20 мг/т). Среди глыбового материала рыхлых делювиально-аллювиальных отложений встречены, возможно, контаминированные, как в коматиитовых базальтовых лавах Ветреного пояса [Куликов и др., 2005] низкомагнезиальные и высококремнеземистые базальтовые коматииты, петрохимически не отличимые от бонинитов (SiO2=54,30 мас.%, TiO2=0,34 мас.%, MgO=10,03 мас.%).
Имеющиеся на сегодняшний день данные по коматиитовому магматизму, позволяют в БайкалоМуйском поясе выделить рифейские Кичеро-Мамский, Киляно-Ирокиндинский и ПарамоСамокутский коллизионные зеленокаменные пояса, имеющие большое сходство с палеопротерозойскими зеленокаменными поясами Фенноскандии, рифейскими зеленокаменными поясами Северной
Африки [Чайка, 1990], Енисейского кряжа и Восточного Саяна [Еханин, Корнев, Князев, 2004].
А.К.Соколовский с соавторами [Соколовский и др., 1997] относят эти своеобразные структуры к зеленокаменным поясам плейттектонического генетического типа (типичный пример – Ветреный пояс).
Характерными особенностями этих поясов, в том числе и выделенных нами, являются: коматиитовый
вулканизм с бонинитовым трендом дифференциации; наличие тел реститовых ультрабазитов, сходных
с таковыми офиолитовых ассоциаций; приуроченность к сутурным швам; пространственногенетическая связь с островодужными комплексами; широкое развитие плутонических фаций пород
пикрит-коматиит-толеитовой серии, представленных расслоенными базит-ультрабазитовыми массивами.
Список литературы
Бухаров А. А., Глазунов В. О., Рыбаков Н. М. Байкало-Витимский нижнепротерозойский зеленокаменный пояс//Геология и геофизика, 1985, № 7. С. 33-40.
Гурулев С. А., Трунева М. Ф. Медно-никелевое оруденение в структуре Холоднинского колчеданнополиметаллического месторождения // Геология, магматизм и полезные ископаемые Забайкалья (Тр. ГИН БФ СО
АН СССР, 1974, вып. 5/13). Улан-Удэ, 1974. С. 83-89.
Конников Э. Г., Цыганков А. А. Ортопироксениты со структурой типа “спинифекс” из нюрундуканской
свиты Северного Прибайкалья // Докл. РАН, 1997, Т. 356, № 2. С. 226-229.
Куликов В. С., Бычкова Я. В., Куликова В. В. и др. Роль глубинной дифференциации в формировании
палеопротерозойского лавового плато коматиитовых базальтов Синегорья (юго-восточная Фенноскандия) // Петрология, 2005, Т. 13, № 5.С. 516-537.
Соколовский А. К., Федчук В. Я., Корсаков А. К. Генетические типы зеленокаменных поясов и их рудоносность // Известия вузов. Геология и разведка, 1997, № 1. С. 10-18.
Чайка В. М. Рифейские зеленокаменные пояса Северной Африки и их рудные месторождения. М.: Наука,
1990, 103 с.
III. ВУЛКАНИЧЕСКИЕ И ВУЛКАННО-ПЛУТОНИЧЕСКИЕ ПОЯСА,
ВУЛКАННО-ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
94
МАГМАТИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ БЕЛЬТАУ-КУРАМИНСКОГО
ВУЛКАНОПЛУТОНИЧЕСКОГО ПОЯСА (РЕСПУБЛИКА УЗБЕКИСТАН)
Р. Ахунджанов
Институт геологии и геофизики им. Х.М.Абдуллаева АН РУз, Ташкент, ahusm@mail.ru,
ingeo@ingeo.uz
Магматическая формация рассматривается как закономерно повторяющееся сообщество преимущественно монофациальных магматических пород, сформировавшееся в результате фазы магматической деятельности в общих структурно-геологических условиях. При многофазности магматических процессов выделяются ряды формаций – как ассоциации, возникшие при одинаковых геодинамических режимах из расплавов, характеризующихся единством механизма образования и уровня становления. Название формаций или рядов формаций дается по преобладающему типу пород [Магматические …, 1977; Петрографический …, 1995]. Представляется, что магматические очаги каждой из
составляющих последовательных рядов формации в процессе магматической эволюции могут зарождаться и возрождаться на различных уровнях литосферы. Выделяются генетически связанные вулканоплутонические ассоциации [Устиев, 1963] наиболее распространенные в активных континентальных
окраинах и являющиеся родовым признаком надсубдукционного магматизма. В Узбекистане к таким
структурам относится Бельтау (Кызылкумо)-Кураминский вулканоплутонический пояс, выделенный
Т.Н.Далимовым, А.А.Кустарниковой и протягивающийся с запада на восток на расстояние около 1300
км. В его пределах тесная генетическая сопряженность вулканизма и плутонизма прослеживается с
раннего-среднего карбона до конца пермского периода. Выделяются пикритовый, базальтовый, базальт-андезито-дацитовый, дацит-риолитовый ряды вулканогенных формаций различной щелочности,
образующие полифациальные ассоциации с габбро-перидотитовым, габбро-диорит-гранодиоритовым,
гранит-лейкогранитовым рядами интрузивных формаций. В настоящее время материалы по геологии,
абсолютному возрасту, вещественному составу, изотопной геохимии, характеру распределения РЗЭ
позволяют судить о латеральной и вертикальной изменчивости проявления вулканоплутонизма вдоль
рассматриваемого пояса.
В западной части Бельтау-Кураминского пояса ранне-среднекарбоновый вулканоплутонизм
протекал по двум трендам. Магматизм, приуроченный к глубинным разломам и их виргациям, привел
к формированию базальтов, дайковых полей габбро-диабазов, небольших тел пикритов, массивов пироксенитов, гарцбургитов и габброидов. Пикриты, перидотиты и пироксениты соответствуют оливиновым пироксенитам интрузивов железорудных месторождений Урала, Юго-Восточной Аляски и Северо-Восточной Японии. По сравнению с метаморфическими перидотитами офиолитовых ассоциаций
[Колман, 1979], отчетливо выражена обогащенность пикритов и базальтоидов Западного Узбекистана
редкоземельными элементами. В этих породах количество РЗЭ в десятки раз выше, специфичен характер их распределения (крутой уклон в сторону тяжелых РЗЭ) и отсутствует Eu-минимум. Эти данные
указывают на их глубинную мантийную природу. Магматогенные рудные породы – магнетитовые и
титаномагнетитовые пироксениты и роговообманковые пироксениты, содержащие халькопирит, ильменитовые и титаномагнетитовые габбро-диабазы, габбро и роговообманковые габбро близко соответствуют рудным магнетит-роговообманковым пироксенитам и горнблендитам месторождений Урала и
Аляски. Они представляются продуктами потенциально рудоносного на железо, титан, медь основного
расплава, образованного в результате феннеровского тренда дифференциации ультраосновной магмы.
С этими породами тесно связаны трахибазальты Тамдытау и Южного Букантау. Габброиды, ассоциирующие с плагиогранитами, проявлены вдоль всего Бельтау-Кураминского вулканоплутонического
пояса. Их вулканогенные аналоги включают базальты, андезибазальты, андезиты и плагиориолиты.
Эти вулканиты и плутонические образования соответствуют щелочным базальтоидам и их дифференциатам Каскадных гор. Среди базальтов и габброидов выделяются два ряда формаций: базальт (андезибазальт)-андезит-плагиориолит и габбро-плагиогранит. Пространственная и временная совмещенность, а также близость вещественного состава пород позволяют предполагать единство источника
этих вулканогенных и плутонических образований. Исходя из значений отношений изотопов стронция
87 и 86, равным 0,704 и 0,711 не исключается возможность их формирования из смешанного типа рас-
95
плавов (мантия + кора). В результате внедрения по зонам глубинных разломов основного расплава и
его кристаллизации в виде эффузивных покровов, даек, силлов и гипабиссальных интрузивов была
сформирована раннекаменноугольная базальт-габброидная вулканоплутоническая ассоциация пород.
На это указывают их пространственная сопряженность, возрастная близость образования, а также петрографическая, петрохимическая и геохимическая аналогия состава пород. Полученные новые данные
подтверждают ранее высказанные [Хамрабаев, 1972] представления о том, что источником магм мафит-ультрамафитовых образований Узбекистана являлась верхняя мантия пикритового состава. Эволюция этого мантийного расплава привела к образованию: рудных (Fe, Ti) гарцбургитов, пироксенитов, роговообманковых габбро, габбро-диабазов, кроме того, несущих оруденение Cr, Pt, и Au; дифференцированных рядов пород базальт (андезибазальт)-андезит-плагиориолит и габбро-плагиогранит,
специализированных на золото и другие благородные металлы.
В дальнейшей средне-верхнекарбоновой эволюции пояса и образовании вулканоплутонических
ассоциаций наблюдается апогей магматизма, резкое преобладание роли смешанных источников расплавов. Возникают известково-щелочные ассоциации, включающие нижеследующие ряды формаций:
базальт-андезит-дацитовый
и
габбро-диорит-гранодиоритовый;
трахибазальт-трахиандезиттрахидацитовый и монцо-габбро-сиенодиорит-адамеллитовый. В этот период магмообразование происходит в надсубдукционной зоне. Варьирование состава пород от основных до кислых (дацитовых),
преобладание андезитов указывает, наряду с данными по петрографии, минералогии и геохимии пород, на возможный смешанный характер источника магм. Мы предполагаем, что магматические расплавы гомодромных рядов вулканических и плутонических формаций возникают в результате переплавления и ассимиляции веществом мантии пород гранито-метаморфического слоя. Коровый источник магм наблюдается в кислых и ультракислых формациях: риолит-трахириолитовой и гранитлейкогранитовой (аляскитовой). Наиболее верным свидетельством этого является обогащенность пород глиноземом, близкий состав минералов, коровые значения отношений изотопов стронция 87 и 86
(больше 0,708) и наличие глубокого европиевого минимума. Вышеуказанная гомодромная последовательность формирования вулканоплутонических ассоциаций является доказательством длительного
существования магматических очагов и их вертикальной миграции [Кузнецов, 1964].
Раннепермские вулканоплутонические ассоциации характеризуются тем, что они сформированы
во внутриплитных условиях [Далимов, 1981]. В периферических магматических камерах были образованы гипабиссальные малые интрузии и дайки, а в приповерхностных частях коры эксплозивные образования. Вулканоплутонизм также характеризуется гомодромностью образования субщелочных ассоциаций от основного до ультракислого состава. Породы обладают следующими особенностями: а)
многократное выделение породообразующих минералов; б) обогащенность цветных минералов железом при относительно повышенном содержании щелочных элементов; в) широкое развитие ортоклаза
и анортоклаза. В химизме пород отмечаются: а) калиево-натриевый, повышенно калиевый тип щелочности; б) их высоко- и весьма высокоглиноземистый характер. Четкая гомодромность подтверждается
ростом содержаний К2О, Na2O, SiO2 в породах заключительных фаз внедрения с уменьшением в этом
направлении суммы железа, MgO, CaО. В породах ассоциаций среди акцессориев доминируют апатит,
титаномагнетит, ильменит, монацит, ксенотим и др. Отмечаются повышенные концентрации фосфора,
стронция, меди, свинца, золота, серебра, скандия, висмута и молибдена.
Наиболее поздней является вулканоплутоническая ассоциация редкометалльных пород. Они характеризуются нижеследующими особенностями [Ахунджанов, 1998]: 1) представленность начальных
фаз трахибазальтами и синхронных с ними сиенит-порфирами; 2) контрастность проявления, выраженная в формировании вслед за трахибазальтами и сиенит-порфирами флюидонасыщенных редкометалльных онгонитов, онгориолитов и лейкогранитов; 3) близость химического состава пород экзплозивных, субвулканических и гипабиссальбных фаций и калиево-натриевый тип щелочности при несколько большем содержании натрия; 4) одинаковый парагенезис породообразующих минералов: литийсодержащие и литиевые слюды, альбит, ортоклаз, микроклин и кварц; 5) наличие титаномагнетита,
пирита, топаза и флюорита; 6) преобладание в составе акцессорных минералов циркона, монацита,
ксенотима, апатита, содержащего легкие РЗЭ и иттербий; 7) рудоносность на Li, Be, Nb, Ta, W, Mo, Sn,
флюорит и главное, – радиоактивные и редкоземельные элементы; 8) наличие глубокого европиевого
минимума и аналогия пород в распределении тяжелых РЗЭ; 9) значения отношений изотопов стронция
96
87 и 86, указывающие на смешанный мантийно-коровый характер источника флюидонасыщенных
ультракислых расплавов.
Список литературы
Ахунджанов Р. Редкометалльная лейкогранитовая формация Западного Тянь-Шаня (состав, рудоносность, генезис, ассоциации) // Автореф. дисс…докт. г.-м. наук. – Ташкент: ТашГУ, 1998, 43 с.
Далимов Т. Н. Кислый вулканизм складчатых областей (на примере Срединного и Южного Тянь-Шаня).
Ташкент: Фан, 1981, 296 с.
Магматические формации и фации Узбекистана / Под ред. Кушмурадова О.К. Ташкент: Фан, 1977, 336 с.
Петрографический кодекс. Магматические и метаморфические образования. Санкт-Петербург: ВСЕГЕИ,
1995, 128 с.
Колман Р. Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979, 262 с.
Кузнецов Ю. А. Главные типы магматических формаций. М.: Недра, 1964, 388 с.
Устиев Е. К. Проблемы вулканоплутонизма, вулканоплутонические формации // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1963, № 12. С.3-30.
Хамрабаев И. Х. Пикритовые тела Южного Тянь-Шаня как продукты вещества мантии // Петрология. М.:
Наука, 1972. С. 39-47.
ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКИЕ АССОЦИАЦИИ В СОСТАВЕ СВЕКОФЕННСКОГО ПОЯСА БАЛТИЙСКОГО ЩИТА: ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ, СТАДИЙНОСТЬ ФОРМИРОВАНИЯ, ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ
Ш. К. Балтыбаев
Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург, sb@sb2085.spb.edu
Суммирование геохронологических данных по породам Свекофеннского пояса (СП) показывает, что образование вулканических и плутонических комплексов происходило в сравнительно узкие
временные интервалы при меняющихся геодинамических обстановках ~1.95-1.60 млрд. лет назад.
Сейчас известны вулканиты и вулкано-плутонические ассоциации в пределах СП, которые сформировались во время эпизодов эндогенной активности 1.93-1.90, 1.90-1.87, ~1.80, 1.79-1.70, 1.65-1.60 млрд.
лет. В подавляющемся большинстве случаев изотопный возраст пород находится в соответствии с
представлениями о геологической позиции объекта.
Древнейшие датированные вулкано-плутонические комплексы СП характеризуются возрастом
1.93-1.90 млрд. лет. Например, самые древние вулканиты имеют возраст ~1921 млн. лет – это риолиты
из бимодального комплекса примитивной вулканической дуги, развитой в районе Пюхисалми (пояс
Пюхисалми) вблизи архейского Карельского кратона [Ekhdal, 1993]. Вулканические отложения пояса
Пюхисалми проявлены в виде полосы шириной 10-30 км при длине не меньше 350 км. Этот пояс представляет значительный металлогенический интерес благодаря тому, что с ним связано большое количество Zn-Cu-Pb месторождений и рудопроявлений. Минерализация указанного типа приурочена к
измененным вулканитам, известково-силикатным породам и черным сланцам. Пояс маркируется также положительной аномалией Буге, что предположительно объясняется присутствием пород основного состава на глубине. Основные особенности строения и состава пояса Пюхисалми заключаются в
широком распространении стратифицированных вулканогенных структур, среди которых развиты
вулканиты толеитового состава и известково-щелочного ряда, сходные с вулканитами островных дуг.
Отмечается тесная ассоциация карбонатов/доломитов, известково-силикатных пород, кислых вулканитов, кварцитов, U-P горизонтов и черносланцевых толщ.
Указанные ранние (~1.92 млрд. лет) вулканиты пространственно тесно ассоциируются с более
зрелыми и молодыми (ок. 1.89-1.88 млрд. лет) вулканитами островодужными типа [Kousa et al., 1994].
Несмотря на пространственную близость всех этих пород к архейскому кратону, они характеризуются
положительными величинами Nd (около +2.5), что говорит о слабом вкладе или отсутствии влияния
архейского источника [Lahtinen, Huhma, 1997]. Из этого следует, что в момент формирования этой
97
структуры она была на удалении от архейского кратона, возможно, отделена океанической корой, которая в виде фрагментов сохранилась в Иормуа и Оутокумпу [Koistinen, 1981].
По направлению на юго-запад от границы архейской и протерозойской коры в супракрустальных породах доминируют вулканиты, которые интерпретируются как образования зрелых островных
(окраинных) дуг с возрастом 1905-1884 млн. лет [Kahkonen et al., 1989; Балтыбаев, Левченков, 2005].
В свекофеннидах Приладожья и поясах Тампере, Уусима (Финляндия) преобладающий тип разреза по формационному признаку связан с вулканизмом островодужного или окраинного типа с сопутствующими осадочными породами. Возникновение пород в районе Ориярви внутри пояса Уусима
ассоциируются с формированием бимодальной серии островодужных вулканитов; формация Ориярви
сложена риолитами с возрастом 1895 млн. лет, а для гранодиоритов Ориярви имеются SIMS датировки
циркона, которые выявляют их возраст 1898 млн. лет [Vдisдnen et al., 2002]. Практически совпадающие возрастные данные для интрузивных и вулканических пород в СП служат доводом в пользу сопряженного развития вулканических и магматических процессов, в частности, в пределах пояса Уусима. Например, также близкими по возрасту оказались интрузивный эндербитовый комплекс Приладожья и выявленные рядом известково-щелочные вулканиты (оба имеют U-Pb цирконовый возраст
1.89-1.88 млрд. лет). Практически синхронное проявление вулканизма и плутонизма можно объяснить
процессами, характерными для режимов конвергентных границ плит.
Изученные в Южной Финляндии метариолиты имеют U-Pb возраст 1906±4 млн. лет [Vaasjoki,
Sakko, 1988], что практически совпадает с возрастом древнейших вулканитов пояса Тампере. Есть ряд
U-Pb данных для близких по возрасту вулканитов: 1887±14 млн. лет для архипелага Порво [Patchett,
Kourvo, 1986], 1888±11 млн. лет для пояса Хаме [Vaasjoki, 1994] и аналогичный возраст 1888±11 млн.
лет для района Кемио [Reinikainen, 2001].
Провинция Шеллефтео в Швеции, а также прилегающие к ней осадочные бассейны состоят из
вулканических и осадочных пород, которые накапливались преимущественно 1.91-1.87 млрд. лет
назад. Литостратиграфическая группа Шеллефтео представляет пестрый разрез с вулканитами от базальтового до риолитового состава, их формирование происходило в условиях островных дуг континентальных окраин около 1.90-1.88 млрд. лет назад [Bergstrom, 2001]. В верхних частях разреза Шеллефтео вулканогенная толща представлена базальтами и андезитами формации Тямстан и аргиллитами. Для более молодой чем Шеллефтео литостратиграфической группы Варгфорс время накопления
определено примерно как 1.88-1.87 млрд. лет назад. Часть пород этой группы представлена граувакками и перекрывающими примитивными Mg-базальтами; последние рассматриваются как признак начала новой стадии вулканической активности [Bergstrom, 2001].
Петро- и геохимическая особенность свекофеннской магматической активности 1.90-1.87-(1.86)
млрд. лет назад определяется тем, что магматические породы в основе имеют состав тоналитовгранодиоритов, т.е. известково-щелочной тренд. Указанное время также трактуется большинством
исследователей как период наиболее активного наращивания континентальной коры. Преимущественно ювенильная природа рассматриваемых магм определяется относительно высокими значениями
Nd, обычно находящимися в пределах -0.9 – +3.4 [Huhma, 1986; Patchett, Kuovo, 1986 и др.]. Этот
показатель закономерно меняется по направлению к архейскому Карельскому кратону, свидетельствуя
о все возрастающей роли коровой компоненты в магмах.
Таким образом, геологические и изотопно-геохронологические данные указывают, что в пределах СП существовали, в период активного свекофеннского корообразования, по меньшей мере, два
крупных этапа вулканической деятельности. Рудообразование связано с вулканитами первого этапа,
которые были интенсивно переработаны в ходе последующего орогенеза и прорваны тоналитами, габбро и синтектоническими гранитоидами. Все эти образования перекрываются вулканитами второго
этапа, накопление которых завершается внедрением гипабиссальных тел (плагиоклазовых порфиритов, даек габбро-диоритового состава). Наиболее поздние магматические образования представлены
диабазовыми дайками и посттектоническими гранитами.
Во время поздне- и постсвекофеннских событий также отмечаются эпизоды формирования вулканно-плутонических ассоциаций. К ним можно отнести вулканиты комплекса Дала (Швеция) в составе Трансскандинавского магматического пояса (на рис. – TIB), с возрастом около 1.79-1.70 млрд. лет
[Ahl et al., 1999]. Еще более поздняя магматическая активность выражена внедрениями интрузий гра-
98
нитов рапакиви в интервале 1.65-1.47 млрд. лет назад, которые местами также сопровождались синхронным вулканизмом. Так, в пределах Приладожья и сопредельной части Финляндии выявлены, в
частности, кислые вулканиты с возрастом ~1.64 млрд. лет [Шульдинер и др., 2003]. Они связаны с
формированием крупного батолита (Выборгского массива) гранитов рапакиви. Для этой стадии развития СП уже характерна стабилизация в большей его части, и указанные вулкано-плутонические ассоциации знаменуют смену режима активной окраины на субплатформенный.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, гранты: №№ 06-05-64486, 05-05-65308,
04-05-64856.
Список литературы
Балтыбаев Ш. К., Левченков О. А. Вулканиты в свекофеннидах Приладожья и результаты U-Pb, Pb-Pb
датирования пород разного генезиса как основа для корреляции свекофеннских событий // Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2005, Т. 13, № 2. С.3-19.
Шульдинер В. И., Богданов Ю. Б., Левченков О. А. и др. Возраст фундамента хогландской серии
(о.Гогланд) / Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии (25-27 ноября 2003). СанктПетербург: ИГГД РАН, 2003. С.557-559.
Ahl M., Sundbland K., Schoberg H. Geology, geochemistry, age and geotectonic evolution of the Dala granitoids, central Sweden // Precambrian Research, 1999, V.95. P.147-166.
Bergstrom U. Ceochemistry and tectonic setting of volcanic units in the northern Vasterbotten county, northern
Sweden. / In Weihed P. (ed.): Economic geology research. V.1. 1999-2000. Uppsala. 2001. Sveriges geologiska undersokning. P.69-92.
Ekdahl E. Early Proterozoic Karelian and Svecofennian formations and the evolution of Raahe-Ladoga Ore Zone,
based on Pielavesi area, Central Finland // Geol. Surv. Finland Bull, 1993, № 373. 137 p.
Huhma H. Sm-Nd, U-Pb and Pb-Pb isotopic evidence for the origin of the Early Proterozoic Svecokarelian crust
in Finland // Geol. Surv. Finland Bull, 1986, № 337, 52 p.
Kahkonen Y., Huhma H., Aro K. U-Pb zircon ages and Rb-Sr whole-rock isotope studies of early Proterozoic
volcanic and plutonic rocks near Tampere, southern Finland // Precambrian Research. 1989. V.45. № 1-3. P.27-43.
Koistinen T.J. Structural evolution of an early Proterozoic strata-bound Cu-Co-Zn deposit, Outocumpu, Finland
// Transect. Roy. Soc. Edinburg. Earth Sci, 1981, V.72. P.115-181.
Kousa J., Marttila, E. and Vaasjoki M. Petrology, geochemistry and dating of Paleoproterozoic metavolcanic
rocks in the Pyhajarvi area, central Finland // Geological Survey of Finland. Special Paper, 1994, V.19. P.7-27.
Lahtinen R., Huhma H. Isotopic and geochemical constraints on the evolution of the 1.93-1.79 Ga Svecofennian
crust and mantle in Finland // Precambrian Research, 1997, V.82. P.13-34.
Patchett J., Kouvo O. Origin of continental crust of 1.9-1.7 Ga age: Nd isotopes and U-Pb zircon ages in the
Svecokarelian terrain of South Finland // Contrib. Miner. Petrol., 1986, V.92. P.1-12.
Reinikainen J. Petrogenesis of Paleoproterozoic marbles in the Svecofennian Domain, Finland // Geological Survey of Finland. Report of Investigations, 2001, V.154. 84 p.
Vaasjoki M. Radiometric age of a meta-andesite at Valijarvi, Hame schist zone, southern Finland // Geologi.,
1994, V.46. P.91-92.
Vaasjoki M., Sakko M. The evolution of the Raahe-Ladoga zone in Finland: isotopic constrains // Geol. Surv.
Finland Bull., 1988, V.343. P.7-32.
Vдisдnen M., Manttari I., Hцlttд P. Svecofennian magmatic and metamorphic evolution in southwestern Finland as revealed by U-Pb zircon SIMS geochronology // Pecambrian Research, 2002, V.116. P.111–127.
Рис. 1. Обобщенная схема эндогенных событий в Свекофеннском поясе Фенноскандии
Показаны только породы, которые сформировались в интервале времени от ~1.95 до ~1.60 млрд. лет назад.
ЦФГК – Центральный Финляндский гранитоидный комплекс,TIB – Трансскандинавский магматический пояс.
ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗМЕЩЕНИЯ ЦЕНТРОВ ПОЗДНЕКАЙНОЗОЙСКОГО
БАЗАЛЬТОИДНОГО ВУЛКАНИЗМА ЮГА ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА
И НЕКОТОРЫЕ АСПЕКТЫ ПЛЮМОВОГО ТЕКТОГЕНЕЗА.
А. А. Гаврилов
Тихоокеанский океанологический институт ДВО РАН, Владивосток, gavrilov@poi.dvo.ru
99
Повышение эффективности исследований фундаментальной проблемы взаимодействия мантии
и земной коры приводит к необходимости связать воедино представления и материалы о плюмовой
тектонике с идеями о существовании планетарной, региональных и локальных систем структур центрального типа (СЦТ), воззрениями о процессах очагового текто- и морфогенеза. Термин «плюм» был
предложен в 1971 г. Дж. Морганом для объяснения явлений внутриплитного магматизма и возникновения так называемых горячих точек, которые представляют участки земной коры с аномально высоким тепловым потоком, специфическим магматизмом и восходящими мантийными потоками вещества. К этому времени в России существовало большое количество публикаций, посвященных изучению влияния мантийных процессов на строение и развитие коровых неоднородностей Земли. Достаточно упомянуть широко известные труды В. В. Белоусова. Параллельно, в нашей стране развивалось
учение о СЦТ, которое охватывало широкий комплекс вопросов происхождения и формирования очаговых структур как корового, так и глубинного заложения. Пионерские работы Г. З. Поповой, Л. И
Салопа, Е. В. Свешниковой, В. В. Соловьева, И. Н. Томсона и других геологов и геоморфологов, во
многом предвосхитили открытия космической геологии, вызвали широкий резонанс и признание
научной общественности. Появившиеся в 1970-е гг. космические снимки земной поверхности показали как широкое географическое распространение, так и многообразие размеров и типов СЦТ. Специфика СЦТ – наличие определенных атрибутов организации геологической среды: радиальной, концентрической (в плане) и конической (в разрезе) систем разломов, радиально-концентрической зональности строения и размещения структурно-вещественных комплексов, существование основного и сателлитных энергетических центров – очагов. По своей природе эти структуры представляют собой инъективные дислокации различного уровня глубинности. СЦТ – во многом уникальные образования, поскольку в их пределах одновременно реализуются процессы очагового текто- и морфогенеза, магматического, метаморфического петрогенеза и рудообразования.
Период наиболее активного формирования котловин окраинных морей Востока Азии (поздний
олигоцен-миоцен) сопровождался деструкцией и утонением земной коры, базитовым магматизмом и
погружением отдельных геоблоков окраин Востока Азии. Эти процессы носили планетарный характер
и связаны с формированием так называемого Западно-Тихоокеанского рифтового пояса (работы В. Н.
Пучкова, Е. Е. Милановского, А. М. Никишина и др.). Имеющиеся геоморфологические и геологогеофизические данные показывают, что цепочке окраинных морей соответствует линейная система
мантийных диапиров – элементов этой рифтогенной системы. Проявившись максимально в пределах
впадин окраинных морей, явления рифтогенеза, мантийного диапиризма и плюмовой тектоники затронули также прилегающие области Евразии. Именно к этому времени относится активные этапы
развития Восточно-Азиатского грабенового пояса (работы Ю. Ф. Малышева, В. Г. Варнавского и др.),
заложение Байкальской рифтовой системы и проявление базальтоидного вулканизма в отдельных районах Забайкалья, Приамурья, Северо-Восточного Китая и Приморья. Образуя отдельные дискретно
расположенные ареалы, базальтоиды и центры базитового магматизма позднекайнозойского возраста
являются важнейшими индикаторами геодинамического режима, отражая многие структурные и вещественные особенности взаимодействия мантии и земной коры Востока Азии на неотектоническом
этапе развития.
Вопросам изучения вещественного состава и структурной позиции молодых вулканических
центров региона посвящено большое количество публикаций (работы В. И. Коваленко, В. Г Сахно, В.
В Ярмолюка и др.). В многочисленных статьях В. В. Ярмолюка с соавторами (1996-2000 гг.) рассмотрены различные аспекты внутриплитного кайнозойского магматизма и выдвинута идея о существовании в фанеразое Северо-Азиатского суперпюма.
В монографии В. Г. Сахно [2001] позднекайнозойский вулканизм рассматривается как один из
этапов длительной структурно-вещественной эволюция мезозойско-кайнозойского плюма, соотносимого с Амурской кольцевой мегаструктурой Приведены петро- и геохимические данные и обоснования его существования, начиная с поздней юры, высказаны представления об общей мультиплюмовой
модели развития Амурской и других подобных мегаструктур Востока Азии.
В предлагаемой статье автор дополняет и уточняет ранее опубликованные построения на основе
структурно-геоморфологических методов и данных дистанционного зондирования из космоса, акцен-
100
тируя внимание на подчиненности размещения центров базитового магматизма каркасным системам
разломов СЦТ разного ранга. По геологическим материалам поперечник выраженной изометричной
впадины Сунляо, расположенной почти в центре Амурской мегаструктуры, составляет менее 300 км, в
то время как по данным дешифрирования космических снимков вокруг впадины выделяется система
концентрических разломов с максимальным радиусом (R) до 500 км. При существовании для СЦТ эмпирической зависимости R ~H (глубина) (работы Б. В. Ежова, В. В. Соловьева) подобные параметры
проекции мантийного плюма на поверхность позволяют предполагать, что энергогенерирующий центр
системы находится на глубине примерно 500 км. В соответствии с принципом П. Кюри инфраструктура формируемых очаговых систем соответствует симметрии геологической среды, которая обусловлена превалирующей симметрией гравитационного поля планеты, описываемой на основе формулы
симметрии конуса. Согласно развиваемым представлениям о структурной гомологии очаговых структур разного ранга и возраста глубинные инъективные системы (диапиры, плюмы) формируют принципиально сходные с коровыми дислокациями типы инфраструктур, среди которых различают такие
основные типы как ядерный, ядерно-сателлитный, и сателлитный [Гаврилов, 1993].
Общее радиально-концентрическое размещение ареалов и центров позднекайнозойского базальтоидного вулканизма над различными плюмами показано на рис. 1. и 2. Сходные особенности расположения центров базитового магматизма отмечаются для Япономорской и ряда других кольцевых мегаструктуры. Главными структурными элементами, контролирующими положение молодых центров
базитового магматизма юга Дальнего Востока, служат концентрические и дуговые разломы внешнего
и внутреннего концентров Амурской мегапостройки, характеризующейся на данном этапе развития
сателлитным типом инфраструктуры. В Южно-Байкальской вулканической области также отчетливо
проявлены кольцевые очаговые структуры разных размеров и рангов при ядерно-сателлитном и сателлитном размещении отдельных магматических центров. В том и другом случае, несмотря на существенное различие размеров генеральных и сателлитных СЦТ, были сформированы типичные для очаговых систем инфраструктуры, связанные с центробежным поступлением расплавов из глубинных
магматических центров по коническим (концентрическим и дуговым в плане) зонам разломов. Помимо каркасных радиальных и концентрических разломов Амурской мегаструктуры, значительная роль в
локальном контроле центров позднекайнозойского вулканизма юга Дальнего Востока принадлежит
сквозным глубинным разломам, представляющим элементы регматической сети разрывных нарушений. Особенно велико значение широтных, северо-восточных и меридиональных разрывных структур,
активизация которых сопряжена с формированием межгорных и предгорных рифтогенных впадин в
пределах Амурской мегаструктуры (в том числе грабена Татарского пролива) в условиях деструкции
растяжения земной коры. Конкретная позиция ареалов и центров вулканизма определяется их приуроченностью к граничным разломам бортов кайнозойских впадин, то – есть к зонам сочленения геоблоков с максимально дифференцированными, контрастными движениями.
Таким образом, региональный структурный контроль центров позднекайнозойского базальтоидного вулканизма Юга Дальнего Востока определяется узлами пересечения каркасных концентрических разломов внутреннего и внешнего концентров Амурской мегаспостройки и трансрегиональных
зон разрывных нарушений северо-восточного, широтного и меридионального простирания – элементов регматической сети. Сходные особенности радиально-концентрической организации глубинных
магматических систем отмечаются для Южно-Байкальской области и других регионов, в которых проявился базитовый и ультрабазитовый плюмовый магматизм.
Нет никаких оснований считать, что проявление мантийного диапиризма, плюмовой тектоники
и формирование их проекций – СЦТ является прерогативой только неотектонического этапа развития
территории. Очевидно, что сходные механизмы взаимодействия мантии и земной коры существовали
и ранее. Об этом говорит, в частности широкое распространение овоидных гранитогнейсовых структур, сводов, куполов (работы Салопа Л. И. ) в пределах щитов древних платформ и так называемых
нуклеаров – ядер протоконтинентальной коры (работы М. З. Глуховского, В. М. Моралева, Е. В. Павловского и др.), представляющих древнейшие СЦТ Земли. По аналогии с Алданской СЦТ – архейским
нуклеаром, относительно слабо переработанным процессами тектоно-магматической активизации в
фанеразое, значительно более трансформированная и преобразованная Амурская мегаструктура также
представляет собой древнюю структуру роста континентальной коры. Проявление в ее пределах за
101
фанеразой более чем 14 этапов основного и кислого магматизма, при периодических инверсиях
направленности развития и трендов химизма позволяет говорить о пространственной и временной сопряженности процессов глубинного и корового магматизма. Геодинамическая целостность Амурской
мегаструктуры на современном этапе развития подтверждается данными GPS мониторинга, в соответствии с которыми ей отвечает одноименная литосферная плита. При общем движении на восток, юговосток не исключается возможность ее ротации против часовой стрелки (работы Carole Petit and Marc
Fournier, Ю. Г. Гатинского и др.).
Таким образом, идеи плюмовой тектоники необходимо рассматривать в плане общей эволюции
представлений о мантийном диапиризме, флюидо -термотектогенезе, существовании планетарной и
региональных систем СЦТ, соотносимых с центрами эндогенной активности различного возраста. При
этом модели глубинного инъективного тектогенеза или плюмовой тектоники являются достаточно
универсальными, позволяя связать воедино самые различные, на первый взгляд противоречивые факты и построения умеренного фиксизма и мобилизма.
Список литературы
Гаврилов А. А. Проблемы морфоструктурно-металлогенического анализа Ч. 1, 2. Владивосток. Дальнаука, 1993, 321 с.
Сахно В. Г. Позднемезозойско-кайнозойский континентальный вулканизм Востока Азии. Владивосток.
Дальнаука, 2001, 335 с.
Ярмолюк В. В., Коваленко В. И.,. Иванов В. Г. Внутриплитная позднемезозойская-кайнозойская вулканическая провинция Центрально-Восточной Азии-проекция горячего поля мантии // Геотектоника, 1995, № 5. С.
41-67.
Рис. 1 Схема размещения центров позднекайнозойского базальтоидного вулканизма юга Дальнего Востока
по данным [В. В. Ярмолюк, В. И. Коваленко, В. Г. Иванов, 1995] с дополнениями и в интерпретации автора. М
1:20 000 000.
1- ареалы базальтоидов; 2-3 каркасные системы разломов проекций очаговых систем: 2 – концентрические
и дуговые, 3 – радиальные; 4 – докембрийский фундамент Китайской и Сибирской плтаформ; 5 – фанеразойские
складчатые области; 6 – акватории.
Рис. 2 Схема размещения кайнозойских вулканитов в пределах Южно –Байкальской вулканической области по данным [В. В. Ярмолюк, В. И. Коваленко, Иванов В. Г., 1995] с дополнениями и в интерпретации автора.
М 1:5 000 000.
1-2 базальты: 1- вершинные (доплиоценовые), 2- долинные (плиоцен-плейстоценовые); 3 –плиоценголоценовая моласса; 4-граница распространения олигоцен-раннемиоценовых базальтов; 5- внутренний контур
зоны плиоцен-гооценового вулканиза (долинного); 6 –область развития аномальной мантии с глубиной залегания
менее 50 км; 7- Окинско-Восточно-Тувинская зона развития кайнозойского вулканизма; 8 – 9 –каркасные разломы проекций очаговых систем (соотносимых и не соотносимых с ареалами базальтоидов): 8 – радиальные, 9 –
концентрические и дуговые.
ДРЕВНЕЙШИЕ ВУЛКАНИТЫ В ЧЕХЛЕ ОМОЛОНСКОГО СРЕДИННОГО МАССИВА:
ГЕОЛОГО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ (СЕВЕРО-ВОСТОК РОССИИ)
А. М. Гагиева, И. Л. Жуланова
Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО РАН, Магадан,
gagieva@neisri.magadan.ru
Омолонский срединный массив (ОСМ) известен как тектонотип своего класса структур, в котором чётко разграничены архейско-раннепротерозойский кристаллический фундамент и слабо метаморфизованный рифейско-фанерозойский чехол. Традиционно он включается в состав мезозойской
Верхояно-Чукотской складчатой области и рассматривается как важнейший источник информации о
её фундаменте и ранних стадиях развития [Мерзляков и др., 1982; Жуланова, 1987; Чехов, 2000]. При
интерпретации структуры Северо-Востока Азии с позиций тектоники литосферных плит была выдвинута идея о чужеродности ОСМ окружающим складчатым зонам и его перемещении на своё нынеш-
102
нее место в конце мезозоя из низких широт Палеопацифика [Зоненшайн и др., 1990]. В современных
моделях аккреционной тектоники ОСМ фигурирует в ранге террейна либо самостоятельного [Геодинамика …, 2006], либо входящего в составной Колымо-Омолонский супертеррейн [Тектоника …,
2001]. Таким образом, геологическая история ОСМ это ключ для расшифровки природы не только
его самого, но мезозоид Северо-Востока Азии в целом. Первоочередной интерес при этом представляют проявления вулканизма надёжные возрастные реперы эндогенной активизации ОСМ и одновременно индикаторы геодинамических обстановок соответствующих этапов его развития.
Древнейшие вулканогенные образования чехла ОСМ представлены трахибазальтами и базальтами сезамской свиты, образующими маломощные покровы среди пестроцветных аркозовых песчаников с редкими линзами песчанистых известняков и конгломератов (общая мощность вулканотерригенной толщи 250350 м, свиты в целом до 850 м). Единичные покровы базальтов отмечаются
также среди терригенных отложений нижележащей визуальнинской свиты. В настоящее время по
комплексу геологических (в том числе палеонтологических) данных возраст названных свит определяется как раннекембрийский (первоначально датировались в диапазоне от рифея до ордовика). Их стратотипической местностью является бассейн р. Прав. Визуальная (центральная часть Рассошинского
поднятия северной из двух "глыб", обособленных в современной структуре ОСМ). Разрез кембрия
этого района (и ОСМ в целом) наращивается кверху существенно терригенной гусаровской и карбонатной нельганской свитами [Гагиев, Ткаченко, 2000].
Главенствующую роль в магматической истории чехла ОСМ играет среднепалеозойский вулканизм. Он изучается уже более 60 лет, но несмотря на богатство собранного материала, многие вопросы
остаются дискуссионными. Считается, что максимум вулканической активности приходился на средний поздний девон, когда сформировалась мощная фациально изменчивая кедонская серия (субаэральные вулканиты преимущественно кислого, в меньшей мере среднего и основного состава, нередко с повышенной калиевой щелочностью [Лычагин, 1978]). Её выходы известны на территории
массива практически повсеместно, а наиболее обширный ареал расположен в центральной части второго из поднятий ОСМ Кедонского (бассейн верхнего и среднего течения р. Кедон). Здесь мощность
стратифицированной толщи игнимбритов, туфов риолитов, трахириолитов, дацитов, андезитов с подчинённым количеством лав достигает 15002000 м [Мерзляков и др., 1982]. Геологически нижняя граница кедонской серии определяется её несогласным налеганием на кристаллический фундамент, карбонатно-терригенные толщи рифея, раннепалеозойские щелочные и гранитоидные интрузии, верхняя
присутствием продуктов размыва кислых эффузивов в базальных слоях верхнедевонсконижнекаменноугольной крестикской свиты. В южной части ОСМ в низах разреза кедонской серии
найдены остатки флоры и обломки конодонтов среднедевонского возраста (предположительно, живет
[Гагиев и др., 2000]).
В то же время среди изотопных датировок вулканитов, отнесённых на листах Государственной
геологической карты СССР м-ба 1:200000 к кедонской серии, известны превышающие не только границу среднего и раннего девона (397,5 ± 2,7 млн лет), но и границу девона силура: 416,0 ± 2,8 млн
лет (здесь и далее возраст границ геохронологической шкалы – по [Gradstein et al., 2004]). Впервые
такие данные привели А.В. Кокин с соавторами [1977] на основании K-Ar исследования игнимбритов
бассейна р. Кедон и биотитов из них. Авторы предположили, с одной стороны, что подвижное поведение калия при гидратации и катионном обмене способно приводить к завышению возраста минералов
(а, значит, и пород), с другой что кедонский вулканизм действительно мог начаться значительно
раньше, чем принято считать (согласно полученным цифрам в силуре).
В конце 80-х годов геологи ГНПО "Аэрогеология" В.И. Ткаченко и Ю.Н. Роднов расчленили
вулканиты северо-западной части Рассошинского поднятия на раннепалеозойские и девонские (соответственно арыкимбинская и нарзанская толщи, ранее описанные в составе кедонской серии). Арыкимбинская толща (мощность до 300 м) сложена андезитами, андезибазальтами, местами трахибазальтами; нарзанская имеет кислый состав. Rb-Sr изохронным методом в ГИН РАН под руководством
В.И. Виноградова для эффузивов арыкимбинской толщи получена дата 505 ± 41 млн лет (поздний
кембрий), нарзанской 402 ± 6 млн лет (граница раннего и среднего девона). Изохронный возраст
гранитоидов крупного "докедонского" Абкитского массива (петротип одноимённого комплекса), рас-
103
положенного в том же районе, составил 420 ± 14 млн лет (конец силура)1. По предположению В.И.
Ткаченко и Ю.Н. Роднова, арыкимбинская толща залегает выше, чем венчающая осадочный кембрий
нельганская свита. Если это верно, можно говорить о смене в истории развития ОСМ раннекембрийского трахибазальт-базальтового вулканизма позднекембрийским трахибазальт-андезибазальтандезитовым.
В электронной базе данных "ГЕОХРОН", составленной в лаборатории изотопной геохронологии
и геохимии СВКНИИ ДВО РАН под руководством И.Н. Котляра, содержится 119 K-Ar и 8 Rb-Sr изохронных определений возраста палеозойских вулканогенных образований ОСМ. Широкий разброс KAr датировок и полимодальный характер построенной для них гистограммы (рисунок) показывает, что
изотопные системы изученных вулканитов испытали неоднократные преобразования под воздействием более поздних эндогенных процессов (так называемых термальных событий). В соответствии с
разработанной методикой геологической интерпретации подобных гистограмм, время протекания
термальных событий в общем случае определяется нами по положению минимумов индикаторов
потери K-Ar радиогенной системой ранее накопленного дочернего изотопа 40Ar, а максимально приближенными к геологическому возрасту исследуемого объекта считаются древнейшие (реликтовые)
даты [Котляр и др., 2001; Жуланова, Котляр, 2003]. Подходя формально, кедонскую серию следовало
бы с этих позиций считать позднеордовикской (согласно с реликтовой датой 457 млн лет [Кокин и др.,
1977]2). Однако присутствие в её низах органических остатков среднего девона (см. выше) противоречит подобной трактовке.
Согласовать палеонтологические и изотопно-возрастные данные можно, если предположить,
что в бассейне р. Кедон, также как и на севере ОСМ, под собственно кедонской серией залегают стратиграфически самостоятельные раннепалеозойские вулканиты, с той разницей, что здесь они не обнаруживают столь явного петрохимического своеобразия, как стратотипическая арыкимбинская толща и
являются относительно более молодыми (позднеордовикскими). В то же время сопоставление реликтовых K-Ar дат с реликтовыми Rb-Sr изохронными позволяет допустить, что две наиболее древние KAr датировки вулканитов Кедонского блока (457 и 435 млн лет [Кокин и др., 1977]) не отражают истинного времени формирования пород, а являются омоложенными под воздействием либо "абкитского
термального события" (420 млн лет тому назад), либо ещё более раннего зафиксированного на оси
времени "пустым" интервалом 500 460 млн лет (см. рисунок). Так что в действительности "докедонские" вулканиты этого района могут быть связаны с "арыкимбинским" или даже "сезамским" эпизодом эндогенной активизации ОСМ.
Таким образом, анализ всех имеющихся изотопно-геохронометрических данных заставляет думать, что кембрийский вулканизм проявлялся в разных частях ОСМ, но его особенности варьировали
в зависимости от строения и характера развития соответствующих структурных элементов массива. В
частности, излияние в раннем кембрии подщелоченных основных лав было связано, по всем признакам, с рифтогенезом северной периферии ОСМ, отличающейся пониженной мощностью континентальной коры. В то же время кислый состав раннепалеозойских (по данным геохронометрии) вулканитов Кедонского поднятия независимо от того, к какому конкретно времени их относить естественно объясняется большой мощностью гранито-гнейсового слоя этой части ОСМ. В свою очередь, строение земной коры ОСМ целиком обусловлено архейско-раннепротерозойским гнейсово-купольным
тектогенезом его фундамента, наложившим отпечаток на всё последующее развитие не только ОСМ,
но и его складчатого окружения [Жуланова, 1987]. Мобилистская версия, увязывающая палеозойский
вулканизм ОСМ с явлениями конвергенции (коллизии и/или субдукции) при случайном столкновении
"Омолонского микроконтинента" и ныне окружающих его структур [Зоненшайн и др., 1990; Миледин,
1992], кажется гораздо менее предпочтительной (не учитывает многих надёжно установленных фактов
истории развития ОСМ).
1
Данные любезно предоставлены В.И. Ткаченко (неопубликованный отчёт В.С. Шульгиной и др., 1991 г.).
2
Пересчитано в соответствии с современными значениями констант распада: (40К-) =
4,962·10-10 · год-1, (40Ке) = 0,581·10-10 · год-1.
104
Список литератуы.
Гагиев М. Х., Ткаченко В. И. Кембрий Северо-Востока России // Очерки по стратиграфии Северо- Востока Азии. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2000. С. 43-57.
Гагиев М. Х., Шульгина В. С., Гагиева А. М. Новые данные по стратиграфии палеозоя юга
Омолонского массива // Там же. С. 57-97.
Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России: в 2 кн. / под ред. А.И. Ханчука. Владивосток: Дальнаука, 2006. Кн.1. 572 с.
Жуланова И. Л. Роль дорифейских гнейсовых куполов в тектоническом развитии мезозоид Северо-Востока СССР // Геотектоника, 1987, №1. С.78-92.
Жуланова И. Л., Котляр И. Н. Новый подход к геологической интерпретации больших массивов изотопных дат // Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии. СПб: ЦИК, 2003. С. 168-172.
Зоненшайн Л. П., Кузьмин М. И., Натапов Л. М. Тектоника литосферных плит территории
СССР: в 2 кн. М.: Недра, 1990. Кн. 2. 334 с.
Кокин А. В., Лебедько Г. И., Лычагин П. П. О радиологическом возрасте некоторых пород
кедонской вулкано-плутонической серии Омолонского массива // Геология и геофизика. СО АН
СССР: Деп. ВИНИТИ, 1977, № 2485-78. 10 с.
Котляр И. Н., Жуланова И. Л., Русакова Т. Б., Гагиева А. М. Изотопные системы магматических и метаморфических комплексов Северо-Востока России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2001. 319
с.
Лычагин П. П. Среднепалеозойский магматизм Омолонского массива. Магадан: Деп. ВИНИТИ, 1978, № 496. 195 с.
Мерзляков В.М., Терехов М.И., Лычагин П.П., Дылевский Е.Ф. Тектоника Омолонского
массива // Геотектоника, 1982, №1. С. 74-85.
Миледин А. К. Кедонский окраинно-континентальный магматический пояс Омолонского срединного массива (Северо-Восток СССР) // Региональная геодинамика и стратиграфия Азиатской части
СССР. Л.: ГНПО "Аэрогеология", 1992, С. 86-97.
Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия). М.: МАИК
"Наука/Интерпериодика", 2001. 571 с.
Чехов А.Д. Тектоническая эволюция Северо-Востока Азии (окраинноморская модель). М.:
Научный мир, 2000. 204 с.
Gradstein F.M. et al. A Geologic Time Scale 2004. Cambridge: Cambridge Univ. Press, 2004. 589 р.
Рис. 1. Гистограмма K-Ar датировок палеозойских вулканитов Омолонского срединного массива (119
проб). Знаки Rb-Sr изохронные даты (по В.С. Шульгиной, 1991 г.): залитый кружок – арыкимбинской толщи;
пустой кружок – гранитоидов Абкитского массива; треугольник – нарзанской толщи.
ПАЛЕОВУЛКАНОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ НА СЕВЕРО-ВОСТОКЕ АЗИИ:
ИСТОРИЯ ВУЛКАНИЗМА В ТРАНЗИТАЛИ КОНТИНЕНТ – ОКЕАН; СОВРЕМЕННЫЕ
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИЕ ПРОБЛЕМЫ
М. Л. Гельман, Н. А. Горячев
СВКНИИ ДВО РАН, Магадан, gelman@neisri.magadan.ru, goryachev@neisri.ru
Северо-Восток Азии – пространство между Сибирской платформой и Тихим океаном – предстоит как транзиталь континент – океан на протяжении всего фанерозоя. В целом вулканические породы (без вулкано-осадочных накоплений) слагают около 16% площади от р. Лена до Корякского
нагорья включительно, из них палеозойские занимают 5% того, что приходится на всю эту группу,
мезозойские – соответственно более 25%, а кайнозойские (только дочетвертичные) – более 50% [Геология…, 1970]. Еще больше роль вулканитов верхнего мела и кайнозоя на п-ове Камчатка. Для транзитали справедлив вывод Е.К. Мархинина о вулканизме как о важнейшем факторе в формировании
105
континентальной земной коры. Широкое распространение вулканических пород, почти полный их
монополизм в поясах протяженностью в тысячи километров и шириной во многие десятки, разнообразие состава (от ультраосновных до кислых, нормального, умеренно щелочного и щелочного ряда) и
способа извержения (лавы, туфы, игнимбриты, экструзивные и субвулканические тела) сделали их
первостепенным объектом внимания, начиная с пионерных исследований К.И. Богдановича и П.И.
Полевого в конце XIX – начале XX века.
Особенности проявления вулканизма в разные магматические эпохи. Внешняя граница
океана маркирована специфическими магматическими комплексами: пикрит – базальтовыми и/или Mg
– базальтовыми в ассоциации с расслоенными анортитовыми габброидами и верлитами, а на континентальной стороне – Al-базальтовыми, андезибазальтовыми – риодацитовыми, дифференцированными и контрастными, в ассоциации с плутоническими породами габбро-гранитных серий. В картине
латеральной петрографической зональности для магматических эпох от современности до позднего
триаса включительно отчетливы черты подобия. В плиоцен-четвертичную магматическую эпоху северо-западная граница Пацифика проходит вдоль юго-восточной Камчатки и Курильских о-вов (о плутонических породах удается судить, в частности, по включениям в вулканитах, в пирокластике). В маастрихт – палеоценовую эпоху она протягивалась западнее (от бухты Анастасии на Камчатку); тогда
на Северо-Востоке Азии не было масштабных проявлений кислого магматизма, и приконтинентальный маркер границы мало выразителен. Наиболее полно приграничные вулканические и плутонические (а также метаморфические) комплексы представлены в позднемезозойскую магматическую эпоху. Граница континента этого времени следует вдоль Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, почти совпадая с нынешним водоразделом Тихоокеанского бассейна. Таким же было положение границы континент – океан в раннемезозойскую магматическую эпоху (но кислые маркеры границы тоже
почти не проявлены). И от рифея до раннего триаса эта граница, хотя бы на некоторых отрезках, проходила там же, где и в мезозое. Ее двукратное смещение после конца мела, как это обозначено петрографическими признаками, в палеогеографии полностью соответствует ступенчатому росту суши.
Рассматривая проблемы вулканизма в транзитали с актуалистической позиции, мы можем делать это
шаг за шагом, следуя в глубь истории (во всяком случае, до позднего триаса включительно) и обратно.
Отсюда общий методологический вывод: в поисках эталонных признаков геодинамических обстановок не следует обращаться только к современным вулканическим сообществам, абсолютизировать
дискриминирующую роль их свойств. Нужно сравнительное изучение петрографии, геохимии и металлогении всех мезозойских и кайнозойских вулканитов. В частности, один из вопросов общенаучного значения – геологическая природа ультраосновного вулканизма в транзитали.
В позднем докембрии, в палеозое и в раннем триасе Омолонский и Охотский срединные массивы представляли собой блоки континентальной земной коры, обрамляющие древний Сибирский кратон. С континентом Северной Америки, вероятно, связаны докембрийские кристаллические комплексы Эскимосского массива. В этих блоках проявлен палеозойский кислый магматизм, особенно выразительно на Омолонском массиве. Основные вулканиты в транзитали обильны, они маркируют либо
океанические пространства (например, гавайиты и муджиериты Корякского нагорья), либо – трапповые области, рифтовые структуры с деградирующей континентальной корой. Общая картина зональности вулканизма, геологические условия, длительность и экстенсивность его проявления в палеозое
иные, чем в мезозое и кайнозое. Всестороннее сравнение палеозойского вулканизма с мезозойским и
кайнозойским в одних и тех же континентальных (и океанических) блоках может выявить различия
эндогенных процессов при формировании Пангеи-II и при ее последующем разрушении. Как на важную черту сходства, можно указать на однотипность металлогении, связанной с палеозойским кедонским вулканизмом на Омолонском массиве, и металлогенией Охотско-Чукотского вулканогенного
пояса (ОЧВП). Золото-серебряное и медно-молибден-порфировое оруденение в тесной связи с кислым
магматизмом обусловлено окраинно-континентальной природой среднепалеозойского и мелового вулканизма.
Что касается нижнего докембрия, то возможная первичная вулканическая природа некоторых
кристаллических пород относится к проблемам формирования древней континентальной коры. Исследования в этом направлении едва начаты, но и они кажутся перспективными в прогнозировании золотой и прочей минерализации.
106
Проблемы стратиграфии и возрастной корреляции. Начиная с 1930-х гг. более всего усилий
требовали стратиграфия и возрастная корреляция вулканитов верхнего докембрия – фанерозоя. И до
сих пор недостаточно твердо датированы вулканические накопления в интервале венд – ордовик. Острые дискуссии прошли по поводу среднепалеозойских вулканитов, особенно кислых на Омолонском
массиве, а также позднепалеозойских основных в структурах Корякского нагорья – их не сразу уверенно отличили от меловых петрографических аналогов. Не вполне ясно и сейчас, как много пермских
вулканических образований. Долгие годы лишь с большим трудом разделялись юрские и меловые
вулканиты. Расчленение и корреляция субаэральных меловых вулканических толщ, отделение их от
юрских и палеогеновых дали начало новому научному направлению – стратиграфии неморского мела
(палеофитология, палинология, палеомагнетизм, K-Ar, Rb-Sr, Ar-Ar, U-Pb геохронология). Разделение
позднекайнозойских вулканитов основывается на геоморфологических наблюдениях, реже на K-Ar , а
для самых молодых и на 14C возрастных оценках. К сожалению, в нашей вулканической стратиграфии
почти не используется тефрохронология, хотя в совокупности с изотопными данными она показала
свои возможности, когда И.В. Мелекесцев, О.Ю. Глушкова, А.В. Ложкин [Мелекесцев и др., 1991]
нашли на Камчатке и Командорах источники четвертичных кислых пеплов, накапливавшихся на
Охотско-Колымском водоразделе.
Палеовулканологические карты. Это Атлас палеовулканологических карт Северо-Восточной
Евразии [Атлас…, 2001] м-ба 1:5000000 (фанерозой разделен на 5 возрастных интервалов, вулканизм
каждого дан в проекциях по оси времени) и, кроме того, региональные карты м- ба 1:2500000 – «сечения оси времени» для T3n, J3v, K1g, K1al2, K1al3 (возраст образований, считавшихся альбскими, сейчас
частично переоценивается в пределах позднего мела). Латеральная зональность вулканизма и его
структурообразующая роль особенно выразительны на картах «по узким срезам» [Белый и др., 1989].
Предполагалось, что они будут построены и для палеозоя, и для кайнозоя, но по организационным
причинам в середине 1980- гг. работы прекратились. Задача остается. Нами были разработаны предложения по составлению сомасштабных палеовулканологических карт в комплектах Госгеолкарты200 и 50 на провинции и районы с вулканогенным оруденением, выполнены типовые образцы. Такие
карты могли бы быть основой для подробного металлогенического прогнозирования, поскольку достаточно надежно определяют металлотектические ареалы разного вулканогенного оруденения. Реализованы эти предложения не были.
Вулканизм и геологическая структура. Благодаря К.И.Богдановичу, С.В.Обручеву, Л.А. и
Б.А.Снятковым и, главным образом, Е.К.Устиеву выкристаллизовалось представление об ОхотскоЧукотском вулканогенном поясе как об особого типа пограничной структуре земной коры, ОЧВП стал
тектонотипом окраинно-континентальных вулканогенных поясов. Продолжаются дискуссии, как он
ограничен стратиграфически и по латерали, как классифицировать мезозойские и кайнозойские вулканические образования, подстилающие, перекрывающие и обрамляющие ОЧВП и возникшие так же,
как и он, вдоль границы континент – океан. Тектонический аспект дискуссии касается характеристики
геологических структур – либо в терминах геосинклинальной концепции [Белый, 1994; Чехов, 2000],
либо как террейнов разной природы [Nokleberg et al., 2005; Бялобжеский, Горячев, 1998; Шпикерман,
1998 и др.]. Палеовулканологический аспект – когда мы дискутируем, назвать тот или иной объект
островной дугой либо вулканогенным окраинно-континентальным вулканогенным поясом, у нас всего
два образа вулканических сооружений на современных конвергентных плитных границах; материалы
по истории и палеогеографии вулканизма в транзитали Северо-Востока Азии показывают, что принятая в методиках геодинамической реконструкции классификация должна быть расширена и усовершенствована. При этом палеозойские образования могут составить в ней особую главу.
Мы стоим перед проблемой – как определить терминологически и охарактеризовать различия
вулканических поясов, образовавшихся в относительно короткие интервалы геологического времени
на одной и той же окраине континента в разные магматические эпохи. Три кайнозойских пояса на
Камчатке сформировались за 60 млн лет. ОЧВП, который относится к середине мела, предшествовали
раннемеловые вулканогенные пояса выделяемые как Удско-Мургальский и Олойский (все три – в интервале 70 млн лет). Металлогения этих предшественников ОЧВП своеобразна: кроме золотосеребряного, в них выявлено золото-висмутовое, кобальтовое и другое специфическое оруденение.
Если для поясов, которые мы называем окраинно-континентальными, характерно сочетание разнотип-
107
ного золотого и оловянного оруденения с серебряным и медно-молибденовым, то для островодужных
– колчеданно-полиметаллическое наряду с порфировым, оловорудных месторождений нет. Таким образом металлогеническое значение проблемы очень велико.
Отрицательные вулканоструктуры поперечником в десятки километров, выполненные игнимбритовыми накоплениями, некоторые – субвулканическими телами кислых порфировых пород, тоже
представляют собой характерную особенность транзитали, главным образом, в позднемезозойскую
магматическую эпоху. Их строение, как показано на примере Арманской и других структур, влияет на
размещение рудных полей и нуждается в дальнейшем изучении. Строение и история таких вулканоструктур контролирует также процессы метаморфического и метасоматического изменения вулканитов: региональную пропилитизацию и температурную зональность ее проявления, аргиллизацию, образование вторичных кварцитов, соотношение этих явлений с контактовым метаморфизмом в ореолах
гранитных массивов, с рудной минерализацией. Вулкано-тектонические структуры контролируют
практически все известные в пределах вулканических поясов вулканогенные и плутоногенные месторождения золота.
Сочетание вулканизма с магматическими процессами глубинного уровня. В магматических
провинциях океанической части транзитали и палеозойские, и мезозойские вулканиты (базальты и бониниты) во многих случаях удается представить как верхнюю часть океанической литосферы. Их
связь с подстилающими комплексами полнокристаллических пород демонстрируют комплексы параллельных даек. Пикритовый, Mg – базальтовый, отчасти и Al – базальтовый вулканизм связан со взрывами в камерах дифференцирующейся базальтовой магмы на нижней границе континентальной коры.
Становление в этих камерах раслоенных интрузий наращивает континентальную кору снизу. В континентальной части транзитали вулканические провинции, замыкающие в картине плиоцен – четвертичной зональности, характеризуются щелочными ультраосновными и основными лавами с обильными
включениями шпинелевых лерцолитов, с мантийными ксенокристаллами. Очевидно, у них мантийный
источник. В эту же магматическую эпоху и, особенно, в позднемезозойскую разнообразно представлены вулкано-плутонические ассоциации, в составе которых доминируют кислые породы. Проявления
кислого и среднего вулканизма обнаруживают различное положение источника. В кольцевых вулканоструктурах (Арманская, Румилетская) в игнимбритовых накоплениях, окружающих тела гранитов малых глубин (фация вулканоструктур), найдены в различной степени закристаллизованные гомеогенные включения, представляющие собой различные стадии приповерхностной кристаллизации гранита.
Связь кислого вулканизма неоген – четвертичной эпохи с малоглубинными магматическими камерами
на Востоке Камчатки обстоятельно изучена В.С.Шеймовичем и М.Г.Патока [Шеймович, Патока,
1989]. Это значит, что в ОЧВП и в других протяженных вулканических поясах глубинная (из нижней
коры, может быть, и из-под нее) кислая магма образует камеры в верхней части земной коры, а вулканические извержения происходят из этих камер. Другой пример дают позднемезозойские гранитометаморфические куполы в Чукотском батолитовом поясе. Начало их формирования знаменуется, в
частности, образованием мигматитов в их ядре (средний уровень земной коры), а в бассейнах, обрамляющих растущий купол, рассеиваются полевые шпаты, кварц и гранат – кристаллокластический материал из вулканов, впоследствии размытых, действовавших над куполом. С целью совершенствования методов прогноза представляется перспективным провести сравнение рудных узлов, приуроченных к вулканическим структурам с различной историей продвижения магмы к поверхности.
Проблемы вулканогенного осадконакопления. Обилие пирокластического материала в песчаниках и алевролитах, изучавшихся геологами «Дальстроя», еще в 1930-х гг. подвигло Е.Т. Шаталова
на создание первой в нашей стране классификации вулкано-осадочных пород. Теперь мы стараемся
истолковать их происхождение. Выясняется, что мощные верхнемезозойские толщи Na-Ca аркозов в
Чукотском и Колымском поясах гранитных батолитов накоплены в относительно ограниченных бассейнах в связи с кислым вулканизмом, предшествующем гранитообразованию или сопровождающему
рост гранито-метаморфических куполов. Оживленно обсуждается способ образования пермских и
других диамиктитов с вулканогенным обломочным материалом. Н.И. Филатова с сотрудниками показала смену разных парагенезисов пирокластических и осадочных пород в мезозойской геологической
истории Корякско-Камчатской горной страны, что тоже открывает новый путь к изучению влияния
вулканизма на осадконакопление. У этой проблемы есть и геохимическая сторона. Истолковывая ла-
108
теральную петрографическую зональность как следствие зональности в химизме глубинного флюида,
мы, имея в виду почти непрерывную вулканическую активность в транзитали, должны считать, что в
ее гидросферу практически непрерывно поступают минерализованные воды глубинных источников.
По частным случаям высказываются предположения о минерагеническом значении этого (например,
А.А.Маракушев и И.Я.Некрасов о куларите в верхоянских осадочных породах). Проблема нуждается
во всестороннем изучении, она очень актуальна с металлогенической точки зрения.
Очень интересная проблема – возможное влияние вулканогенного флюида на эволюцию биоты
в морских бассейнах (например, в эпохи появления крупнораковинных двустворок), вулканогенного
загрязнения атмосферы и тропосферы – на растительный мир, в частности в середине мелового периода.
Общая геологическая причина вулканизма в транзитали, по-видимому, должна быть единой. Обычно говорят о его надсубдукционном характере. Однако в тылу картины латеральной петрографической зональности мы всегда встречаемся с базальтовыми и щелочнобазальтовыми комплексами, подобными тем, происхождение которых связывают с плюмтектоникой. Отделить такие комплексы от якобы надсубдукционных щелочноземельных серий невозможно – нужна единая целостная модель, которая должна также по-новому объяснить и такую особенность металлогенической зональности, как наличие молодой редкоземельно-редкометалльной минерализации в тыловых частях вулканических поясов, наложенной на золото-серебряную и оловянную.
Обсуждая в историческом аспекте проблемы эндогенной металлогении транзитали, мы все более внимательно должны обращаться к поиску закономерностей ее эволюции, к определению влияния
металлоносности подстилающих структур на относительно молодое оруденение.
Список литературы
Атлас палеовулканологических карт Северо-Восточной Евразии (территория России и других стран
СНГ). М-б 1:5000000 / Гл.ред. И.В.Лучицкий. – СПб: ВСЕГЕИ, 2001.
Белый В. Ф. Геология Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. – Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1994,
76 с.
Белый В. Ф., Гельман М. Л., Паракецов К. В. Мезозойский вулканизм и структурообразование на Северо-Востоке СССР // Советская геол., 1989, № 4. С. 62 – 77.
Бялобжеский С. Г., Горячев Н. А. Позднемезозойская аккреционная история и металлогения СевероВостока Азии // Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления: Мат-лы II Всерос. металлоген. совещ. , Иркутск, 1998. С. 218 – 220.
Геология СССР. Т. 30. – Северо-Восток СССР // Ред. И.Е.Драбкин. – М.: Недра, 1970, Кн. 1, 548 с. Кн. 2,
536 с.
Мелекесцев И. В., Глушкова О. Ю., Кирьянов В. Ю. и др., Происхождение и возраст магаданских вулканических пеплов // ДАН СССР, 1991, Т.317, № 5. С. 1188 – 1192.
Чехов А. Д. Тектоническая эволюция Северо-Востока Азии. – М.: Научный мир, 2000, 204 с.
Шеймович В. С., Патока М. Г. Геологическое строение зон активного кайнозойского вулканизма. – М.:
Недра, 1989, 208 с.
Шпикерман В. И. Домеловая минерагения Северо-Востока Азии. – Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1998,
334 с.
Nokleberg W. J., Bundtzen T. K., Eremin R. A. et al., Metallogenesis and Tectonics of the Russian Far East,
Alaska, and the Canadian Cordillera, USGS Professional Paper., Vol. 1697, 2005, 428 p.
ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ УДОКАН-ЧИНЕЙСКОГО РАЙОНА
(СЕВЕРНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
Б. И. Гонгальский
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН,
Москва, gon@igem.ru
Удокан-Чинейский район расположен в пределах Кодаро-Удоканского прогиба, сформированного в раннем протерозое в краевой части Чаро-Олекминского блока архея, представляющего северо-
109
западное звено Олекмо-Становой складчато-глыбовой области. Современные представления об этом
интервале истории развития Земли связаны с распадом первого суперконтинента – Пангеи, которое
приходится на середину раннего протерозоя [Хаин, 2003; Pipper, 2000]. Именно с этим этапом связано
формирование суперкрупных месторождений: Удоканского медистых песчаников, Катугинского редкометального и Чинейских Fe-Ti-V и Cu руд с Pt, Pd, Ag, Au и другими элементами. Медная специализация фиксируется на всем протяжении истории развития региона [Геологическое строение …, 2002].
К началу протерозоя район уже входил в состав Сибирской платформы, при этом субмеридиональная ориентировка трогов (Олодинский и др.) и массивов ультраосновных пород (Шаманский, Парамский) сменилась субширотными структурами. Они дискретно прослеживаются на протяжении всей
последующей истории: в раннем и позднем протерозое, мезозое и кайнозое. Формирование наложенных впадин: Кодаро-Удоканский прогиб (PR1), Верхне-Каларская впадина (V-€, J-K, N-Q), Чукчудинский грабен (MZ), Верхне-Чарская впадина (N-Q) сопровождалось внедрением мантийных гипербазитбазитовых расплавов, из которых были сформированы массивы апатит-титаномагнетитовых пироксенитов PR1, расслоенных массивов чинейского комплекса, пологих массивов и даек доросского комплекса рифея, штоков, даек, вулканогенных отложений мезозоя, базальтов Удоканского лавового плато кайнозоя [Гонгальский и др., 2004].
Кодаро-Удоканский прогиб в плане имеет коленообразную форму с общей протяженностью
около 300 км при ширине 60-70 км и занимаемой площади 18-20 тыс. км2 . Прогиб сложен нижнепротерозойскими карбонатно-терригенными породами удоканского комплекса мощностью 9-12,5 км [Архангельская и др., 2004]. Кроме осадочных пород, в пределах Кодаро-Удоканского прогиба широко
развиты раннепротерозойские граниты кодарского комплекса, а также и породы гипербазитбазитового состава. К последним относятся массивы пироксенитов с апатитовой и титаномагнетитовой минерализацией и габброиды чинейского комплекса.
Габброиды чинейского комплекса представлены разобщенными расслоенными массивами: Чинейский, Майлавский, Луктурский и другие, которые представляли собой единый магматический очаг,
фракционирование расплавов в котором привело к формированию широкого спектра пород с постепенными и дискретными изменениями составов закристаллизованных пород. Здесь присутствуют мономинеральные разновидности пород всех главных породообразующих минералов: клинопироксениты, ортопироксениты, титаномагнетититы, анортозиты, залежи сплошных сульфидных руд пирротинового и халькопиритового составов. По взаимоотношениям пород в строении Чинейского массива
установлены свидетельства многократных поступлений расплавов в магматическую камеру, в которой
происходила их дифференциация, смешение остаточных расплавов с новыми поступлениями, процессы растворения и переотложения минералов [Гонгальский, Криволуцкая, 1993]. Фракционирование
расплавов приводило к формированию оксидных (Fe, Ti, V) и сульфидных (Cu, Ni, Co) руд с высокими
концентрациями Pt,Pd, Ag, Au. Более ранние тела оксидных руд часто являлись вмещающими породами для сульфидных руд. Аномальные концентрации элементов платиновой группы и благородных металлов связаны с поступление остаточных расплавов из более глубоко расположенного магматического очага.
Вторым крупным этапом активизации мантии является формирование наложенных впадин,
субширотного простирания венд-кембрийского возраста (Верхнекаларская) и рифейскими интрузиями
доросского комплекса. Последние залегают в виде пологих тел и крутопадающих даек, в том числе и в
пределах Чинейского массива и Удоканского месторождения. В осадочных отложениях Верхнекаларской впадины установлены проявления меди, которые могут быть связаны как с переотложением ранее образованных руд, так и с габброидами доросского комплекса, небольшие массивы которых широко развиты в бортах указанной впадины.
В строении Лурбунского массива ингамакитского комплекса позднепалеозойского возраста на
геологических картах показаны габброиды, относимые к первой фазе этого комплекса. Часть выходов
габброидов по периферии Лурбунского массива и в глубоких врезах рек в его центральной части нами
отнесены к чинейскому комплексу [Гонгальский и др., 2004]. В других выходах – мелкозернистые
диориты могут оказаться мезозойскими, или принадлежать другим комплексам [Иванов и др., 2000].
Аномалии магнитного и гравитационного полей равны по интенсивности чинейским, где титаномаг-
110
нетитовые руды выходят на поверхность, а размеры аномалий на порядок превосходят таковые над
Чинейским массивом.
Третий этап активизации мантии фиксируется вулканогенными отложениями в строении наложенных впадин Забайкальского типа (Чукчудинский грабен), небольших штоков гранитоидов и сиенитов. По видимому с этим этапом связаны дайки щелочных базальтов, обнаруженные автором в скальном обнажении (рис. 1) железной дороги Чара – Чина (54–й км), которые по петрографическому, химическому составу и элементам примесям идентичны анальцимовым базальтам Тундакского силла
[Казимировский и др., 2001]. В эпидотизированных базальтах каксиской свиты в Чукчудинском грабене установлена медная минерализация [Ступак и др., 1987].
Заключительный четвертый этап представлен впадинами неоген-четвертичного возраста, базальтами Удоканского лавового плато и дайками [Ступак, 1987]. В южной части Чинейского массива
наблюдается некк и небольшой покров оливиновых базальтов (вулкан «Галька», рис. 2). С небольшой
хорошо окатанной гальки, которая была обнаружена в русле р. Правая Чина и изменила маршрут М.Н.
Петрусевича и Л.И. Казик в 1938 г. [Петрусевич, 1946] началась история открытий суперкрупных месторождений этого уникального района. Валунный метод поиском привел изыскателей Первого БАМа
к открытию Чинейского титаномагнетитового месторождения. В настоящее время месторождение
Магнитное, находится в стадии подготовки к эксплуатации.
От раннего протерозоя до настоящих дней на небольшом участке в краевой части Сибирского
кратона были зафиксированы, по крайней мере, четыре этапа активизации мантии проявленные в
формировании разноглубинных составляющих вулканно-плутонических комплексов. С наиболее глубинным раннепротерозойским связаны суперкрупные месторождения: Удокан, Катугин, Чине, в вендкембрийских отложениях Верхнекаларской впадины установлены проявления меди, в мезозойских
базальтах Чукчудинского грабена – самородная медь, в оливиновых базальтах вулкана «Галька» установлены содержания меди до 0,1%, никеля до 0,06%, что является аномальным для пород основного
состава всех перечисленных комплексов (рис. 3 и 4).
Преобладающий состав пород перечисленных комплексов очень близок для недифференцированных разновидностей пород. Из большого разнообразия пород чинейского комплекса в выборку
включены наименее фракционированные разновидности: титаномагнетитсодержащие габбронориты,
нориты Чинейского, Майлавского и Луктурского массивов, граносиенит-порфиры, дацитовые порфиры, щелочные базальты (Удоканское месторождение, Чинейский массив) предположительно мезозойского возраста, оливиновые базальты экструзивной и покровной фации предположительно неогенчетвертичного возраста (вулкан «Галька», Чинейский массив).
На вариационных диаграммах MgO – SiO2, Al2O3 (рис. 3) отклоняются от прямолинейного тренда только обогащенные титаномагнетитом породы Чинейского и Майлавского массивов, те же породы
более обогащены Fe2O3. Для пород мезозойского и кайнозойского возраста характерен более высокий
уровень концентраций P2O5.
Анализ спайдер-диаграмм пород нормированных к примитивной мантии в сравнении с OIB
(рис. 4) показывает почти полное совпадение трендов OIB и оливиновых N-Q базальтов, и общее снижение концентраций большинства сравниваемых элементов с увеличением возраста пород: N-Q – MZ
– R – PR1. Nb-Ta отрицательная аномалия проявлена в трех более древних комплексах. Для MZ и R
заметна отрицательная Ti аномалия, для – PR1 положительная, кроме норитов. MZ граносиенитпорфиры и щелочные базальты обогащены Cs, Rb. Более высокие концентрации Cr, Ni и в особенности, Cu (до 0,1%) устанавливаются в N-Q базальтах экструзивной фации.
Четыре крупных этапа вулканно-плутонической деятельности нашли свое отражение на небольшой площади Чинейского расслоенного анортозит-габбро-норитового массива (120 км2), которые
отражают закономерности плавления базальтовых магм во времени. Базитовые магмы имеют общую
специфику: с раннепротерозойскими связаны суперкрупные месторождения (Удокан, Чиней), с рифейскими и мезозойскими малоизученные рудопроявления меди, в базальтах неоген-четвертичного
возраста установлены самые высокие примеси меди и никеля. Породы основного состава во времени
представлены разноглубинными формированиями: расслоенные массивы, приповерхностные пологие
интрузии, вулканогенно-осадочные отложения впадин и поверхностные излияния базальтов.
111
В последние годы расслоенные массивы рассматриваются как промежуточные магматические
очаги древних вулканических систем, и имеют плюмовую природу [Condie, 2001]. Анализ геологической истории Забайкалья и Монголии привел [Ярмолюк, Коваленко, 2003] к выводу о том, что в фанерозое история формирования структур этого региона происходила при непрерывном взаимодействии
литосферы и мантийных плюмов. Значительные вариации мощностей пород, между которыми устанавливаются интрузивные взаимоотношения, в частности в строении Чинейского массива, не укладываются в традиционные представления о кристаллизации магм из единовременно поступившего расплава. Многократность вулканических излияний современных вулканических систем может служить
одним из доказательств, таких же многократных поступлений расплавов в промежуточные очаги с
происходившими там процессами дифференциации и интеграции [Гонгальский, Криволуцкая, 2005],
следствиями которых и стали расслоенные массивы.
Список литературы
Архангельская В. В., Быков Ю. В., Володин Р. Н. и др. Удоканское медное и Катугинское редкометальное месторождения Читинской области России. Чита, 2004, 520 с.
Геологическое строение и полезные ископаемые Читинского участка БАМ (аналитический обзор). Чита,
2002, 63 с.
Гонгальский Б. И., Изох А. Э., Кривенко А. П., Криволуцкая Н. А, Толстых Н. Д. Гигантские концентрации меди в месторождениях Кодаро-Удоканского района (Северное Забайкалье) // Крупные и суперкрупные
месторождения: закономерности формирования и размещения. М.: ИГЕМ, 2004. С.206-218.
Гонгальский Б. И., Криволуцкая Н. А. Чинейский расслоенный плутон. Новосибирск: Наука, 1993,
183с.
Гонгальский Б. И., Криволуцкая Н. А Процессы интеграциии дифференциации расплавов в промежуточном магматическом очаге (на примере Чинейского рассленного массива, С. Забайкалье). Материалы межд.
петрограф. совещ. «Петрография XXI века». Происхождение магматических пород. Апатиты, 2005, Т. 2. С. 62-64.
Иванов А. В., Рассказов С. В., Брандт С. Б. и др. Геохронология позднепалеозойских и мезозойских событий на хребте Удокан: 40Ar/39Ar датирование первичных и наложенных минералов интрузивных пород. Геология и геофизика, 2000, Т.41, № 5. С.686-695.
Казимировский М. Э., Ступак Ф. М., Дриль С. И. Вещественные характеристики и возрастная позиция
тешенитового магматизма Северного Забайкалья. Геология и геофизика, 2001, Т.42, № 7. С.1079-1089.
Петрусевич М. Н. Чинэйское титаномагнетитовое месторождение. Советская геология, 1946, №10. С. 9194.
Ступак Ф. М. Кайнозойский вулканизм хребта Удокан. Новосибирск, 1987, 169с.
Ступак Ф. М.. Кренделев Ф. П., Криволуцкая Н. А., Ступак Р. М. Новый тип медного оруденения в хр.
Удокан. ДАН СССР 1987, Т.297, № 4. С.929-931
Хаин В. Е. Основные проблемы современной геологии. М.: Научный мир, 2003, 348 с.
Ярмолюк В. В., Коваленко В. И. Глубинная геодинамика, мантийные плюмы и их роль в формировании
Центрально-Азиатского Складчатого пояса. Петрология, 2003, Т.11, № 6. С. 556-586
Condie K. C. Mantle plumes and their record in Earth history. Cambridge: University Press, 2001, 305 c.
Pipper J. D. A. The Neoproterozoic supercontinent: Rodinia or Palaeopangea? // Eart.Planet.Sci.Lett., 2000,
Vol.176. P.131-146.
Рис.1. Пакет даек щелочных базальтов на 54 км железнодорожной трассы Чара – Чина.
Рис. 2. Покров и некк оливиновых базальтов в южной части Чинейского массива (вулкан «Галька»). Справа дорога на Магнитное месторождение.
Рис.3. Вариационные диаграммы MgO – SiO2, Al2O3, Fe2O3, P2O5.
1 – N-Q оливиновые базальты, 2 – MZ щелочные базальты, 3 – MZ граносиенит-порфиры, дацитовые порфиры, 4-6 – габброиды: 4 – Чинейского, 5 – Майлавского, 6 – Луктурского массивов.
Рис. 4. Спайдер-диаграммы пород нормированных к примитивной мантии в сравнении с OIB.
112
ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКИЕ АССОЦИАЦИИ ОСТРОВОДУЖНЫХ СИСТЕМ
ПАЛЕОАЗИАТСКОГО ОКЕАНА И ИХ МЕТАЛЛОГЕНИЯ
В. М. Даценко
Красноярский НИИ геологии и минерального сырья (КНИИГиМС), Красноярск, dathenko&kgf.ru
Материал получен при изучении центральной части Алтае-Саянской складчато-глыбовой области, охватившей Восточный и северную часть Западного Саяна. В региональном плане структуры являются составной частью Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАПС), сформированного на
месте Палеоазиатского океана [Берзин, Кунгурцев 1996; Гордиенко, 2003 и др.]. Строение пояса мозаично-блоковое: он включает ряд террейнов, реликтов океанических структур, островодужных комплексов, вулкано-плутонических дуг и окраинных морей, коллизионных поясов и др. В Палеоазиатском океане между Тувино-Монгольской и Дербинской континентальными плитами (в современных
координатах) в раннем кембрии выделялось до десяти островных дуг [Семенов, Михайленко, 1994].
Столкновение их с Сибирским континентом и окружающими его плитами (типа Дербинской) приводило к заложению погружающихся преимущественно под континент зон субдукции, формированию
над ними типовых магматических и рудных формаций. Рудно-магматическая зональность, связанная с
эволюцией раннепалеозойских островодужных комплексов в зоне сочленения «океан – континент»
[Куно, 1970; Зоненшайн и др., 1976 и др.; Силлитое, 1974 и др.], сохранилась здесь фрагментарно. Заключается она в изменении состава островодужных вулканитов и комагматичных им гранитоидов, а
также связанного с ними оруденения при прослеживании тех и других с юга на север: от Палеоазиатского океана в сторону Сибирской платформы. Вопросам латеральной структурно-магматической и
рудной зональности ЦАПС посвящены работы Л.П. Зоненшайна и др [1976 и др.], И.В. Гордиенко
[2003 и др.], В.В. Зайкова [1991 и др.], В.М. Даценко [2005] и др. В общем случае она заключается в
смене низкокалиевых вулканитов и гранитоидов фронтальнай зоны островодужного ансамбля все более калиевыми и щелочными в тыловой зоне. В настоящем сообщении приводится пример такой зональности, выявленной нами на юге Красноярского края, где в Северо-Саянской вулканической зоне
рифтов глубоководной впадины Западного Саяна широкое развитие получили высокотитанистые океанические Na-базальты (толеиты), характерные для юных энсиматических островных дуг с широким
развитием офиолитов (рис.). С ними связаны колчеданные, медноколчеданные, колчеданнополиметаллические и золоторудные проявления и месторождения. Комагматичными вулканитам являются габбро-плагиогранитовые интрузии майнского комплекса с изотопным возрастом 523,8±2,1
(С.Н.Руднев и др), 525±10 и 536±28 млн лет (А.Г. Рублев) млн лет, что по Геохронологической шкале2004, принятой на МГК во Флоренции, соответствует раннему кембрию.
Майнский массив является петротипом одноименного комплекса. Сложен он плагиогранитами
и лейкоплагиогранитами при незначительном развитии габброидов, гранодиоритов и тоналитов. Плагиограниты относятся к высокоглиноземистым (al'= 2,25-2,99) породам низкощелочной натриевой
(Na2O/K2O=6,34-6,39) известковистой серии. Для них характерны повышенные содержания SiO2 и СaO
и пониженные – петрогенных и редких щелочей (Rb – до 11 г/т) при резком преобладании Na2O. Состоят они (мас. %) из олигоклаза, реже – альбита (до 55), кварца (40-45), роговой обманки (до 7) или
преобладающего в лейкоплагиогранитах биотита (2-5). Акцессорные минералы – магнетит (до 17 кг/т),
апатит. Показатель Шэнда (Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)) или индекс глиноземного насыщения ASI колеблется от 0,91 до 1,10, что соответствует металюминиевым гранитам. Отношение Rb/Sr не превышает
0,06, что является одним из отличительных признаков гранитов СОХ (М-тип), по [Зоненшайн и др.,
1976; Pearce et al, 1984]. С Майнским (Енисейским) и др. массивами этого комплекса связаны незначительные по масштабам месторождения меди и золота.
В 200 км к СВ, уже в пределах Восточного Саяна (Кизир-Казырский синклинорий или Кембросаян), среди вендских и раннекембрийских образований развитой островной дуги (Кизирская зона с
известково-щелочной андезитовой формацией) и терригенно-карбонатно-вулканогенных отложений
задугового бассейна, широким развитием пользуются интрузии ольховского комплекса (габбро)диорит-гранодиоритовой формации [Даценко, 1989]. Петротипом его является многофазный Ольховский массив (см.рис.), причем количество фаз дискутируется: ряд исследователей к первой фазе от-
113
носит незначительно развитые здесь габброиды, другие выделяют их в самостоятельный догранитный
комплекс. Вторую (главную) фазу слагают кварцевые диориты, гранодиориты и плагиограниты. Третья фаза представлена лейкоплагиогранитами и лейкогранитами, в жильную фазу объединяются аплиты и более молодые порфириты. Наиболее распростаненные в массиве гранодиориты состоят (мас.
%) из олигоклаз-андезина (42-50), кварца (до 23), бесструктурного микроклин-пертита (7-15), обыкновенной роговой обманки (8-12) и биотита (6-8). Биотиты представлены переходными от сидерофиллитов к аннитам разностями с несколько повышенными (до 4 мас. %) содержаниями TiO2, железистость
их варьирует в широком интервале от 60 до 77 %. Акцессорные минералы: магнетит (до 6 кг/т), циркон, сфен, апатит, ортит, монацит. По химизму породы главной фазы относятся к высокоглиноземистым (al’=2,59) калиево-натриевым (Na2O/K2O=1,55) известково-щелочной серии.
В целом химические составы пород разных фаз становления Ольховского массива характеризуются гомодромно направленной упорядоченностью изменений петрохимических параметров, что свидетельствует о проявлении кристаллизационной дифференциации как ведущего механизма эволюции
магматического процесса. Показатель Шэнда в гранитоидах 0,95-1,19, что соответствует переходу от
от металюминиевых к пералюминиевым гранитам. Rb/Sr отношение оценено величинами от 0,07 до
0,2 (типичные ОД граниты) и лишь в лейкогранитах поднимается до 0,8. Геохимические особенности
гранитоидов (пониженное содержание Rb, Y, Nb и др., повышенное элементов группы железа) в соответствии с представлениями Л.В. Таусона [1977] позволяют отнести их к андезитовому геохимическому типу. Они хорошо сопоставляются с породами «Великих североамериканских батолитов» Калифорнии, а также с формацией андезиновых гранитов и гранодиоритов Дальнего Востока России, выделенной Н.Л. и Г.Л. Добрецовыми [1972]. Ранее ольховский комплекс датировался средним-верхним
кембрием, но по новейшим изотопным исследованиям А.Г. Рублева, проведенным во ВСЕГЕИ, массив
сформирован в нижнем кембрии 544-515 млн лет назад (определения Rb-Sr и U-Pb (по цирконам) методами). С Ольховским и другими массивами комплекса связаны медьсодержащие месторождения
золота и золотодержащие – железа (Ольховское, Чибижекское, Лысогорское золоторудные; Рудный
Каскад, Одиночка, Маргоз, Верхнечинжебинское и др. железорудные).
Севернее андезитовой зоны Восточного Саяна на стыке Кизир-Казырского синклинория и Дербинской глыбы располагается Беллыкская зона латитового вулканизма, которая на востоке в бассейне
р. Крол в результате ордовикской косой коллизии «срезана» Восточно-Саянским глубинным разломом. В период господства идей геосинклинальной теории, предусматривающей детерминизм процессов развития той или иной территории, известные здесь вулканиты субщелочного состава относились
к завершающим этапам салаирского тектоно-магматического цикла (девон), что будто бы подтверждалось проведенными (как правило – «по валу») ныне устаревшими K-Ar определениями их возраста.
Вулканиты прорваны интрузией габбро-монцонит-сиенитового состава Буеджульского плутона[Даценко, 2003 и др.], который ранее в связи с недостаточной изученностью считался гранитграносиенитовым. Происходило это еще в конце 50-х – начале 60-х годов прошлого столетия, когда
составлялись Госгеолкарты-200 первого поколения, и практически все действительно гранитовые интрузии Кизир-Казырского синклинория тогда, согласно существующей Легенде Восточно-Саянской
серии, ошибочно были отнесены к буеджульскому комплексу. В настоящее время для петротипа комплекса – Буеджульского массива – А.Г. Рублевым прецизионными методами получены раннекембрийские цифры его возраста (527,6 млн лет, U-Pb метод, по цирконам).
Буеджульский массив расположен в среднем течении р. Сисим. Вмещают его рифейские порфириты и известняки бахтинской свиты и кембрийские зреловодужные андезибазальты, андезиты, дациты и сланцы колпинской свиты (задуговая континентально-окраинная зона Палеоазиатского океана). На юге по субширотной тектонической зоне массив контактирует с вулканогенными образованиями имирской свиты ордовика Сыдо-Ербинской впадины (см. рис.). Становление его происходило в
течение шести фаз магматической деятельности. В первую фазу внедрялись габбро и субщелочные
габбро (около 10 % площади массива). Монцониты, сиено- и монцодиориты и кварцевые монцониты
второй фазы, связанные фациальными взаимопереходами, слагают до 35 % площади. По химизму вся
гамма этих пород относится к средним субщелочного ряда калиево-натриевым (Na2O/K2O=1,2), высокоглиноземистым (монцониты – al’=1,76) и весьма высокоглиноземистым (кварцевые монцониты –
al’=2,8). Третья (главная) интрузивная фаза массива включает кварцевые сиениты, сиенодиориты и
114
преобладающие сиениты (47-50 % площади).Структуры сиенитов гипидиоморфнозернистые с элементами монцонитовых. Сложены пелитизированным кали-натровым полевым шпатом пертитового
строения (50-70 %), кислым плагиоклазом (An 22-31 и 15-25 ), роговой обманкой (5-20 %) и биотитом (2-15
%). Второстепенные минералы – кварц (редко до 5 %) и клинопироксен (0-5 %), вторичные – альбит,
хлорит, серицит., акцессорные – магнетит, сфен, апатит, циркон, встречаются ортит и пирит. По химизму сиениты относятся к средним, кварцевые сиениты – к кислым высокоглиноземистым породам
субщелочного ряда. В четвертую фазу объединяются незначительно развитые (менее 10 %) субщелочные амфиболсодержащие граниты и лейкограниты микропегматитовой структуры. Пятая фаза дополнительных интрузий представлена сиенит- и монцонит-порфирами, мелкозернистыми порфировидными сиенитами и субщелочными гранодиоритами, слагающими мелкие штоки как внутри массива (около 2 % площади), так и за его пределами (р. Джетка, кл. Теплый и др.). Дайки микросиенитов,
микрогранитов, лампрофиров, более редких порфиритов и пегматитов входят в состав жильной (шестой) фазы. В целом для пород массива характерны повышенная щелочность и ассоциация плагиоклаза повышенной основности с ортоклазом, а пироксена с биотитом. Биотиты отличаются пониженной
железистостью (f=35-41) и повышенным содержанием титана (t=11-20), они относятся к переходной
разности сидерофиллит-флогопит. По геохимическим параметрам породы массива близки к гранитоидам латитового ряда Л.В. Таусона [1977]. Величина Rb/Sr отношения в них варьирует от 0,06 до 0,22.
Показатель Шэнда в наиболее кислых разностях колеблется от 0,81 до 1,15 при преобладающей роли
металюминиевых пород. С массивом связаны Мо-порфировые месторождения и проявления (Теплый
ключ, Джётка [Даценко, 1990]), крупное железорудное местрождение (Березовское), мелкие месторождения золота (Предтеченское и др.) и др. Таким образом, ведущими металлами описанных зон являются (с юга на север) медь, золото и железо и, наконец, – молибден.
Магматическим образованиям, как индикаторам геодинамических обстановок прошлого, уделено особое внимание в связи с тем, что в тектонике литосферных плит они принимаются как достаточное, а иногда – единственное основание для установления той или иной геодинамической обстановки
(магматизм СОХ, ОД, коллизии, плитного режима и т.д.). С ними увязывается современная генетическая классификация гранитоидов Б. Чаппела, А. Уайта, Дж. Пирса и У. Питчера, выделивших I-, S-, M, A-типы гранитов. Индикаторная роль магматитов для геодинамических реконструкций в применении
к Алтае-Саянской области была показана в работах А.Н. Дистановой [2000], И.В. Гордиенко [2003 и
др.], В.М. Даценко [1998 и др.] и др. Сравнительная характеристика изученных комплексов базируется
на данных проведенного нами детального картирования их петротипов с отбором проб на различные
виды аналитических исследований (1982-2002 гг.). В статье использованы полученные автором результаты 85 химических анализов наименее измененных наложенными процессами гранитоидов,
представляющих главные фазы Майнского, Ольховского и Буеджульского массивов, а также 135 количественных спектральных анализов. Майнские гранитоиды на классификационной TAS-диаграмме
попадают в поле плагиогранитов (трондъемитов) толеитовой серии (примитивные океанические дуги
Палеоазиатского океана), ольховские представлены группой дифференцированных нормальных известково-щелочных магматитов андезитового ряда (развитые островные дуги), а буеджульские – целиком размещаются в поле субщелочных пород (тыловодужный магматизм). На диаграмме
(Al/(2Ca+Na+K) – SiO2), предложенных Б. Чаппелом и А. Уайтом для разделения гранитов на I- и Sтипы, все три комплекса попадают в поле I-гранитов.
На тройной диаграмме Na2O-K2O-CaO, на которой Л.С. Бородин показал тренды эволюции ряда
эталонных магматических серий, рассматриваемые гранитоиды занимают следующее положение:
тренд эволюции майнских плагиогранитов практически совпадает с таковым трондъемитовой серии
Фиджи (типичные М-граниты); тренд ольховских гранитоидов располагается между тоналитовыми
комплексами Нук (Гренландия), Береговых Хребтов (Калифорния) и Берегового батолита Аляски (Iграниты); тренд буеджульских – между линиями плутонов Игл-Пик и Тинемаха батолита СьерраНевада.
Судя по положению изученных гранитоидов на дискриминантной диаграмме Rb-(Y+Nb) Дж.
Пирса и др. [1984], геодинамические обстановки их становления существенно различались. Майнские
граниты формировались в условиях островной дуги открытого океана с преимущественно толеитовым
типом магматизма (граниты М-типа), ольховские – в условиях развитой (андезитовой) вулканической
115
дуги (I-тип). Наконец, латитового ряда граносиениты, монцониты и сиениты Буеджульского массива,
по петрогеохимическим данным близкие к А-гранитам Г. Уолена и др, располагаются в поле внутриплитных гранитоидов [Даценко, 1998 и др].
На генетической диаграмме Sr-Rb/Sr М.Г. Руб и др., позволяющей разделить коровые и мантийные гранитоиды, породы всех трех рассматриваемых комплексов попадают в поле дифференциатов
мантийных расплавов, что отмечалось нами ранее [Даценко и др., 1994].
По мере удаления от открытого океанического палеобассейна в сторону Сибирской платформы
петрогеохимическая зональность гранитоидов изученной триады заключается в возрастании щелочности, титанистости и глиноземистости магматитов, а также содержания в них Li, Rb, Cs, Sr, Ba, Zr, Y,
Nb, La, Be, Sn, Mo и Pb; в однотипных породах снижается железистость.
Полученные результаты позволяют говорить о проявленной в Палеоазиатском океане и фрагментарно сохранившейся до наших дней в Центрально-Азиатском орогенном поясе односторонней
рудно-магматической зональности. Латеральное (субширотное, в наши дни) прослеживание рудоносных комплексов рассматриваемой территории открывает перспективы выявления новых рудных объектов меди, молибдена, золота и др.
Список литературы
Берзин Н. А., Кунгурцев Л. В. Геодинамическая интерпретация геологических комплексов АлтаеСаянской области // Геология и геофизика, 1996, Т. 37, № 1. С. 63-81.
Гордиенко И. В. Индикаторные магматические формации Центрально-Азиатского складчатого пояса и их
роль в геодинамических реконструкциях Палеоазиатского океана // Геология и геофизика, 2003, Т. 44, № 12. С.
1294-1304.
Даценко В. М. О формационной принадлежности и генезисе ольховского интрузивного комплекса Вост.
Саяна // Пробл. геол. и металлоген. Красноярск. края. Новосибирск, Наука, 1989. С. 60-74.
Даценко В. М. Магматический контроль молибден-порфирового оруденения западной части Восточного
Саяна // Закономерн. размещ. и прогнозн.-поиск. критерии рудн. полезн. ископ. Центр. Сиб. Новосибирск, СНИИГГиМС, 1990. С. 134-143.
Даценко В. М. Геохимические критерии диагностики геодинамических условий гранитообразования //
Магматизм и геодинам. Екатеринбург, УрО РАН, 1998. С. 22-32. 4.
Даценко В. М. Буеджульский комплекс Восточного Саяна: путаница при выделении, действительный состав, геодинамическая позиция // Вестник Томск. Гос. ун-та. Сер. «Науки о Земле». Томск, 2003. С. 162-164. (Матер. научн. конф., посвящ. 125-летию основания ТГУ).
Даценко В. М. Раннепалеозойская рудно-магматическая зональность в палеоструктурах Алтае-Саянской
области // Петрография XXI века. Т. 3. Петрол. и рудоносн. регионов СНГ и Балтийск. щита. Апатиты, Изд-во
Геол. ин-та КНЦ РАН, 2005. С. 97-99.
Даценко В. М., Александровский Ю. С., Косоруков А. П. и др. Главнейшие эпохи и геодинамические
обстановки гранитоидного магматизма и эндогенного рудообразования в структурах юго-западного обрамления
Сибирской платформы // Отеч. геол., 1994, № 10. С. 27-39.
Добрецов Н. Л., Добрецов Г. Л. Классификация магматических формаций по петрохимическим и морфологическим фациальным признакам // Геол. формации Даль. Востока и их металлогения. Хабаровск, ИТиГ
ДВНЦ, 1972. С. 7-24.
Дистанова А. Н. Раннепалеозойские гранитоидные ассациации Алтае-Саянской складчатой области: их
типы и индикаторная роль в палеогеодинамических реконструкциях // Геол. и геофиз., 2000, т. 41, № 9. С. 12441257.
Зайков В.В. Вулканизм и сульфидные холмы палеоокеанических окраин на примере колчеданоносных
зон Урала и Сибири. М.: Наука, 1991, 206 с.
Зоненшайн Л. П., Кузьмин М. И., Моралев В. М. Глобальная тектоника, магматизм и металлогения. М.:
Недра, 1976, 231 с.
Куно Х. Латеральная вариация базальтовой магмы вкрест окраин континентов и островных дуг // Окраины
континент. и островн. дуги. М.: Мир, 1970. С. 249-262.
Семенов Г. Г., Михайленко В. Г. Плейтектоническая модель центральной части Алтае-Саянской области
и проблемы ее металлогении // Отеч. геол , 1994, № 10. C. 44-54.
Силлитое Р. Связь металлогенических провинций запада Американских континентов с поддвиганием
(субдукцией) океанич. литсферы. // Нов. глобальн. тект. М.: Мир, 1974. С. 330-335.
Таусон Л. В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. М.: Наука, 1977. 280с.
116
Pearce J. A., Harris N. B. W., Tindle A. G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation
of granitic rocks // J. Petrol., 1984, V. 25, № 4. P. 956-983.
Схема геологического строения центральной части АССО. Составлена В.М. и Ю.В. Даценко с использованием данных геологических съемок Комитета природных ресурсов по Красноярскому краю, а также материалов Н.А. Берзина и Л.В. Кунгурцева [1996], А.Н. Дистанова [2000] и др.
1-9 – структурные комплексы: 1 – выступы кристаллического основания Сибирской платформы (К – Канский террейн, А – Арзыбейский микротеррейн, здесь и далее – буквы на схеме); 2 – Дербинский террейн – аллохтон докембрийской пассивной окраины (Д); 3 – Манский прогиб – межблоковый венд-кембрийский бассейн пассивной окраины (М); 4-6 островодужные раннекембрийские комплексы Палеоазиатского океана: 4 – СевероСаянская фронтальная примитивная островная дуга Западного Саяна (ЗС), 5 – Кизирская внутренняя развитая
островная дуга Сисим-Казырского синклинория (СК), 6 – Беллыкская зрелая островная дуга задугового бассейна
(СК); 7 – Центрально-Западно-Саянский синклинорий – венд-палеозойская междуговая вулканогеннотерригенная структура; 8 – вулкано-тектонические коллизионные рифты ордовика; 9 – среднепалеозойские вулкано-терригенные впадины рифтового типа (СЕ – Сыдо-Ербинская, ЮМ – Южно-Минусинская); 10-17 – магматические комплексы: 10 – гранит-щелочно-сиенитовый анорогенный (сайбарский, S), 11 – гранитлейкогранитовые коллизионные а) беллыкский и кутурчинский (О2), б) – джойский (D1); 12-14 – надсубдукционные комплексы (петротипы обозначены римскими цифрами в кружках: I – Майнский, II – Ольховский, III –
Буеджульский): 12 – монцонит-сиенитовый латитового геохимического типа (буеджульский, Є2), 13 – (габбро)диорит-плагиогранитный андезитового геохимического типа (ольховский, Є1-2) и диорит-гранодиоритовый
(большепорожский, S); 14 – габбро-плагиоганитный толеитового геохимического типа (майнский, Є1); 15 – габброидные ассоциации нерасчлененные (PZ1); 16 – дунит-гарцбургитовый (актовракский, R3-V); 17 – тоналиттрондъемитовый (арзыбейский, PR1); 18 – глубинные разломы (а) и надвиги (б) (номера на схеме: 1 – КанскоАгульский, 2 – Главный Саянский, 3 – Восточно-Саянский, 4 – Сыдино-Сорский, 5 – Саяно-Батеневский, 6 – Саяно-Кандатский, 7 – Северосаянский); а также второстепенные разломы (в) и геологические границы (г); 19 –
важнейшие месторождения островодужного этапа (буквенные обозначения в квадратах: Cu – Майнское, Au –
Ольховское, Mo – Теплый Ключ). На врезке заштрихован район исследований.
РОЛЬ БАЗАЛЬТОИДНОГО ВУЛКАНИЗМА В ФОРМИРОВАНИИ
РАННЕ-КОЛЛИЗИОННЫХ (ТРЕТИЧНЫХ) ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКИХ
КОМПЛЕКСОВ ЮЖНОЙ АРМЕНИИ
1
1
Р. Т. Джрбашян, 2 О. П. Гуюмджян, 1 Р. Н. Таян
Институт геологических наук НАН Армении, Ереван, hrshah@sci.am
2
Ереванский государственный университет, Ереван
Южный, Зангезурский сегмент Армянского мегаблока (Памбак-Зангезурская структурнометалогеническая зона) является составной частью обширного Анатолийско-Армянско-Иранского палеогенового вулкано-плутонического пояса (коллизия типа АКО-ПКО и К-К). Область характеризуется широким развитием вулканогенных, вулканогенно-осадочных образований (средний-верхний эоцен), а также мощным импульсом гранитоидного магматизма (верхний эоцен – нижний миоцен), приведшим к формированию крупнейшего на Южном Кавказе сложного Мегринского плутона.
В современной структуре пояса Южный Кавказ представляет собой внутриконтинентальное
складчато-глыбовое сооружение, состоящее из ряда разновозрастных и разнотипных структур, обладающих различной предысторией геологического развития.
Палеогеновый вулканический пояс наложен на структуры ранней консолидации: на севере территории Армении это фрагмент Сомхето-Карабахской островной дуги (ОД) мезозойской консолидации, на юге – палеозойская ПКО Иранского микроконтинента (Армянский блок).
Зангезурская зона приурочена к ЮВ краю Армянского блока к Зангезур-Далидагской субмеридиональной структуре рифтогенного типа. Характерной чертой средний эоцен-неогеновых вулканических и плутонических комплексов данной структуры является их фемический профиль с развитием
низкокалиевых известково-щелочных и субщелочных серий.
117
Эоценовые вулканические и вулканогенно-осадочные образования подразделяются на 3 комплекса: 1. вулканогенно-флишоидный пирамсарский (средний эоцен); 2. вулканогенный, капутджухский (средний эоцен); и 3. вулканогенный, гехакарский (средний-верхний эоцен). Вулканическая активность, преимущественно в виде трещинных излияний и формирования многочисленных прорывающих тел субвулканических фаций, тяготеет, главным образом, к выделенным второму и третему
комплексам. Второй комплекс объединяет серию метабазальтов – базальтовых андезитов, близкую к
Na-толеитовым сериям зрелых ОД. Третий комплекс представлен базальт-андезитовой и трахибазальттрахиандезитовой известково-щелочной и субщелочной сериям K-Na уклона АКО с умеренно высокими содержаниями MgO и TiO2.
Низкие величины 87Sr/86Sr отношений (0.70389-0.70410) указывают на участие в петрогенезисе
базальтов мантийных источников.
Отличительной особенностью вулканизма является широкое развитие экструзивных фаций в
виде крупных и мелких штоков, даек, неправильных тел сложной формы. Последние повсеместно
прорывают более древние палеозойские, меловые, средне- и верхнеэоценовые вулканические, вулканогенно-осадочные и терригенно-осадочные толщи. Вещественный состав отмеченных экструзивных
образований, как правило, соответствует базальтам, базальтовым андезитам и трахибазальтам. Для них
повсеместно характерно широкое развитие процессов автометасоматоза и автобрекчирования, что связано со значительной обогащенностью магматических расплавов газовой составляющей.
Следует отметить, что тела “типа эксплозивных брекчий” проявлены и на более позднем интрузивном этапе магматизма [Таян и др., 2002] и, по-видимому, являются специфической особенностью
выплавления магматических расплавов в пределах Зангезурской зоны.
Сближенным во времени с вулканизмом и продолжающим общую мантийную тенденцию магматической эволюции, рассматривается мощный интрузивный магматизм (верхний эоцен – нижний
миоцен), приведший к формированию Мегринского плутона. Последний представлен четырьмя интрузивными комплексами: 1. габро-оливинитовым (верхний эоцен); 2. габбро-монцонит-сиенитовым
(верхний эоцен-олигоцен); 3. габбро-диорит-гранодиорит-граносиенитовым (верхний эоцен-олигоцен)
и 4. порфировидных гранитов-гранодиоритов (нижний миоцен) [Карамян и др., 1976]. С порфировым
гранитоидным 4-ым копмлексом связаны известные крупные медно-молибден-порфировые месторождения (Каджаран, Агарак и др.).
В целом подобный характер строения и взаимоотношений вулканических, субвулканических и
плутонических фаций приближают Зангезурскую зону к структурам “корневых зон нижнего интеркрустального яруса” [Лучицкий, 1971].
Особенности эволюции палеоген-неогеновых вулканических и плутонических комплексов Зангезурской зоны, связанных с коллизионными геодинамическими обстановками, отражают тектонические условия преимущественного растяжения. Последние контролируются субмеридиональной структурой рифтогенного типа с длительной тепловой активностью. Особенность составов вулканических
комплексов выражена в развитии на начальных этапах “укороченных” слабодифференцированных
толеитовых и известково-щелочных базальтоидных серий, которые затем сменяются субщелочными.
Эволюция магматизма и состава РЗЭ указывают на частичное плавление неистощенного мантийного
субстрата состава эклогита в “сухих” восстановительных условиях. Возрастная последовательность
отражает процессы вовлечения в плавление всё более глубинных участков мантийного диапира и усиление степени плавления [Джрбашян, 1989; Меликсетян, 1989; Джрбашян и др., 1996], с последовательным вовлечением корового материала.
Список литературы
Джрбашян Р. Т. Палеогеновые вулканические пояса зоны замыкания океана Тетис (Малый Кавказ) // Автореф. дисс. на соиск. уч.ст. док. геол.-мин. наук. Тбилиси, 1989. С.59.
Джрбашян Р. Т., Гуюмджян О. П., Таян Р. Н. Некоторые особенности строения и формирования третичных вулканогенных комплексов Зангезура // Зап. Арм. отд. ВМО, вып. 8. Изд. АН Арм.ССР, Ереван, 1976.
С.60-78.
Джрбашян Р. Т., Казарян Г. А., Карапетян С. Г. и др. Мезокайнозойский базальтовый вулканизм северо-восточной части Армянского нагорья // Изв. НАН РА, Науки о Земле, 1996, № 1-3. С.19-32.
118
Карамян К. А., Таян Р. Н., Гуюмджян О. П. Основные черты интрузивного магматизма Зангезурского
рудного района Армянской ССР // Изв. АН Арм.ССР, Науки о Земле, 1974, № 1. С.54-65.
Лучицкий И. В. Основы палеовулканологии // М.: Изд.”Наука”, 1971, 360 с.
Меликсетян Б. М. Петрология, геохимия и рудоносность палеогеновых вулкано-интрузивных формаций
Малого Кавказа (магматизм зон коллизий) // Автореф. дисс. на соиск.уч. ст. док. геол.-мин. наук. Тбилиси, 1989,
54 с.
Таян Р. Н., Арутюнян М. А., Мнацаканян А. Х. Особенности проявления эксплозивного брекчирования
в гиабиссальных условиях (на примере Каджаранского медно-молибденового месторождения) // Изв. НАН РА,
Науки о Земле, 2002, № 1-3. С.24-28.
ПЕТРОГЕНЕЗИС И ВОЗРАСТ КИСЛЫХ ВУЛКАНИТОВ СЕВЕРО-БАЙКАЛЬСКОГО
ВУЛКАНОПЛУТОНИЧЕСКОГО ПОЯСА
Т. В. Донская, 1Д. П. Гладкочуб, 1А. М. Мазукабзов, 2Е. В. Бибикова, 3Т. Б. Баянова,
4
А. А. Бухаров, 5А. Н. Диденко, 2Т. И. Кирнозова
1
Институт земной коры СО РАН, Иркутск, tanlen@crust.irk.ru
Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва
3
Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты
4
Иркутский технический университет, Иркутск
5
Геологический институт РАН, Москва
1
2
Северо-Байкальский (Акитканский) вулканоплутонический пояс располагается в южной краевой части Сибирского кратона и протягивается от северо-западной оконечности оз. Байкал в северном
– северо-восточном направлении на расстоянии 550 км при ширине 5-60 км. Проведенное в последние
годы U-Pb датирование по цирконам магматических пород Северо-Байкальского пояса показало, что
все они имеют палеопротерозойский [Неймарк и др., 1991; Ларин и др., 2003; Poller et al., 2005], а не
мезопротерозойский возраст, как это считалось ранее на основании Rb-Sr изотопного датирования (обзор в [Бухаров, 1987]). Сходство по возрасту и геологическому положению в структуре кратона (приуроченность к его краевой части) образований Северо-Байкальского вулканоплутонического пояса и
посткинематических гранитоидов позволило А.М. Ларину с соавторами [Ларин и др., 2003] объединить их в единый раннепротерозойский Южно-Сибирский постколлизионный магматический пояс
протяженностью более 2500 км.
Северо-Байкальский вулканоплутонический пояс сложен терригенными и вулканогенными образованиями акитканской серии и гранитоидами ирельского комплекса [Салоп, 1964; Мац и др., 1968;
Срывцев, 1986; Бухаров, 1987]. Стратиграфическое деление акитканской серии до сих пор остается не
однозначным. В качестве одной из наиболее обобщенных схем часто принимается следующая последовательность свит в строении акитканской серии (снизу вверх): малокосинская, домугдинская, хибеленская и чайская [Неймарк и др., 1998]. Несмотря на то, что изучение пояса осуществлялось на протяжении целого ряда лет, детальные исследования петрологии кислых вулканитов, являющихся доминирующими породами (74% от общего объема вулканитов [Неймарк и др., 1998]), практически не проводились. Единственным исключением является работа Л.А. Неймарка с соавторами [Неймарк и др.,
1998], в которой делаются выводы о возможных источниках кислых вулканитов в составе различных
подразделений акитканской серии. В частности, в этой работе постулируется, что кислые вулканиты
малокосинской свиты акитканской серии были образованы за счет плавления позднеархейской нижней
коры (εNd(T) = -6.1, TDM = 2.69 млрд. лет), а все остальные кислые вулканиты акитканской серии (домугдинская, хибеленская, чайская свиты), за счет плавления ювенильной раннепротерозойской коры
(εNd(T) = -1.3…-2.4, TDM = 2.38-2.45 млрд. лет). Особо подчеркнем, что исследования малокосинской
свиты, выполненные авторами [Неймарк и др., 1998], осуществлялись в южной части СевероБайкальского пояса, а всех остальных свит в центральной части пояса.
Основными задачами настоящего исследования явились: 1) проведение геохронологических и
изотопно-геохимических исследований кислых вулканитов, развитых в разных частях Северо-
119
Байкальского вулканоплутонического пояса (южная, центральная, северная); 2) сравнение изотопногеохимических характеристик кислых вулканитов в рамках единых стратиграфических подразделений;
3) выяснение возможных источников и условий формирования кислых вулканитов СевероБайкальского пояса.
В ходе проведенных работ были проанализированы кислые вулканиты в пределах шести участков Северо-Байкальского пояса. Все кислые вулканиты независимо от стратиграфической принадлежности и возраста обнаружили ряд общих геохимических характеристик. Практически все породы
имеют K2O/Na2O > 1 и соответствуют железистым образованиями согласно классификации Б.Р. Фроста с соавторами (Frost et al., 2001). Проанализированные разности обладают низкими содержаниями
Sr (< 220 г/т) и высокими Ba (> 900 г/т). На классификационной диаграмме Дж. Вейлина (Whalen et al.,
1987) фигуративные точки всех кислых вулканитов попадают в поле гранитов А-типа. Однако, более
детальные геохимические и изотопные исследования показали существенные различия кислых вулканитов акитканской серии.
Южная часть пояса. В пределах южной части пояса вулканические породы, относимые к хибеленской свите, были изучены на четырех участках: районы бухты Заворотная оз. Байкал, ручья Средний Кедровый, Байкальского хребта (район мыса Хибелен), ручья Хибелен.
Район бухты Заворотная оз. Байкал. По своему химическому составу кислые вулканиты соответствуют трахиандезитам, трахидацитам, дацитам и риолитам. Проведенное U-Pb датирование по
цирконам риолита этого района (SHRIMP метод, г. Перт, Австралия) позволило оценить их возраст
как 1849±11 млн. лет. Породы характеризуются повышенными содержаниями Zr (283-486 г/т), Y (3979 г/т), Nb (16-31 г/т). Индикаторное геохимическое отношение Y/Nb, отражающее состав источника в
породах близких по составу гранитам А-типа [Eby, 1992], составляет 1.9 – 3.3, εNd(T) = -5.8, TDM = 2.7
млрд. лет.
Руч. Средний Кедровый. Все проанализированные кислые вулканиты по химическому составу
соответствуют риолитам. U-Pb возраст по комагматичным кислым вулканитам гранитам в пределах
этого участка составляет 1864±11 млн. лет [Poller et al., 2005]. Для этих пород типичны пониженные в
сравнении со средним гранитом A-типа [Whalen et al., 1987] и с кислыми вулканитами района бухты
Заворотная содержания Zr (288-355 г/т), Y (32-54 г/т), Nb (11-16 г/т). Отношение Y/Nb в этих породах
составляет 2.8 – 3.4, εNd(T) = -8.7, TDM = 2.87 млрд. лет.
Байкальский хребет (район мыса Хибелен). По химическому составу все кислые вулканиты соответствуют риолитам. U-Pb датирование по цирконам риолита из этого участка показало, что их возраст составляет 1875±14 млн. лет. Породы характеризуются очень высокими содержаниями Zr (635640 г/т), Y (76-98 г/т), Nb (55-59 г/т). Отношение Y/Nb в этих породах составляет 1.3 – 1.8, εNd(T) = 3.2, TDM = 2.5 млрд. лет.
Левый борт руч. Хибелен. По составу кислые вулканиты соответствуют дацитам. U-Pb возраст
по цирконам дацита оценивается как 1877.7±3.8 млн. лет. Кислые вулканиты характеризуются высокими содержаниями Zr (455-575 г/т) при низких содержаниях Y (9.1 – 12.9 г/т) и Nb (15.5 – 19.1 г/т),
отношение Y/Nb варьирует в этих породах от 0.56 до 0.76. Эти кислые вулканиты обнаруживают также низкие содержания Yb (0,35 – 0,88 г/т) и соответственно отношение (La/Yb)n = 135.4 – 282.9. Такие
низкие значения Y, Yb близки гранитоидам TTG серии, сформированным при давлениях 12-15 кбар в
равновесии с гранатсодержащим реститом [Туркина, 2002]. Значение εNd(T) в исследованных породах
составляет -5.4 – -5.6, TDM = 2.47 млрд. лет.
Центральная часть пояса. В пределах центральной части пояса кислые вулканиты, относимые к
домугдинской свите, были изучены в районе перевала Дабан (р. Кунерма). По составу изученные вулканиты соответствуют трахидацитам и риолитам. U-Pb возраст по цирконам трахидацита оценивается
как 1870.7±4.2 млн. лет. Породы характеризуются очень высокими содержаниями Zr (670-760 г/т), Y
(80-87 г/т), Nb (51-55 г/т). Отношение Y/Nb в этих породах составляет 1.5 – 1.6, εNd(T) = -2.2, TDM =
2.44 млрд. лет.
Северная часть пояса. В северной части пояса были изучены вулканиты чайской свиты, представленные в разрезе по правому борту р. Чая. Проанализированные вулканиты по химическому составу соответствуют дацитам и риолитам. U-Pb датирование по цирконам из риолита показало, что их
120
возраст оценивается как 1863.2±8.7 млн. лет. Отношение Y/Nb в этих породах составляет 1.6 – 1.7,
εNd(T) = -4.9, TDM = 2.64 млрд. лет.
Обобщая полученные результаты, а также данные по изотопно-геохимическому составу кислых
вулканитов опубликованные в работе Л.А. Неймарка с соавторами [Неймарк и др., 1998], можно сделать следующие выводы:
1. В состав отдельных стратиграфических подразделений (в частности хибеленская свита южной
части Северо-Байкальского пояса) объединены кислые вулканиты, имеющие разный возраст и различные геохимические и изотопно-геохимические характеристики. Последние могут быть обусловлены
вариациями в составах источников и/или разными РТ условия их формирования.
2. Независимо от стратиграфической принадлежности и возраста вулканиты южной и северной
частей пояса характеризуются более низкими значениями εNd(T) (-3.2…-8.7) по сравнению с кислыми
вулканитами центральной части пояса (εNd(T) = -1.3…-2.4).
3. Выявленные различия изотопных характеристик и модельных возрастов кислых вулканитов в
пределах изученных частей пояса, позволяют предположить, что субстратом для кислых вулканитов
южной и северной частей пояса (независимо от их возраста и принятой стратиграфической принадлежности) могли быть позднеархейские породы, а для вулканитов центральной части пояса – раннепротерозойские. Полученные результаты указывают на гетерогенность фундамента краевой части Сибирского кратона, служащей основанием для Северо-Байкальского вулканоплутонического пояса.
4. Возможным субстратом для всех кислых вулканитов южной части пояса могли являться тоналиты с возрастом 2.88 млрд. лет, залегающие в основании южной части Северо-Байкальского пояса
[Донская и др., 2005]. Отличия в значениях εNd(T) и отношениях Y/Nb между кислыми вулканитами на
различных участках южной части пояса могут быть обусловлены добавлением в отдельные магматические камеры к источнику тоналитового состава различного количества ювенильного раннепротерозойского материала. Некоторые вариации геохимических характеристик вулканитов могут быть объяснены также различными РТ параметрами, имевшими место при формировании кислых вулканитов.
В частности, значения Y/Nb < 1, рассчитанные для кислых вулканитов левого борта руч. Хибелен и
обусловленные необычайно низкими содержаниями Y в этих породах, могут быть связаны с условиями формирования расплавов (повышенные давления), а не отражать состав источника. Что касается
потенциальных источников кислых вулканитов в центральной и северной частях пояса, то этот вопрос
требует дополнительного изучения.
Работа выполнена при поддержке РФФИ (гранты 04-05-64412, 06-05-64352, 06-05-64458), Фонда
содействия отечественной науке, гранта Президента РФ № МД-1720.5.2005 и программ Президиума
СО РАН ОНЗ-10.1, ОНЗ-6.5.
Список литературы
Бухаров А. А. Протоактивизировнные зоны древних платформ. Новосибирск, Наука, 1987, 201 с.
Донская Т. В., Гладкочуб Д. П., Мазукабзов А. М. и др. Архей Западного Прибайкалья: новые геохронологические, геохимические и изотопные данные // I Российская конференция по проблемам геологии и геодинамики докембрия «Геология и геодинамика архея». Санкт-Петербург: Центр информационной культуры, 2005.
С. 108-113.
Ларин А. М., Сальникова Е. Б., Котов А. Б. и др. Северо-Байкальский вулкано-плутонический пояс:
возраст, длительность формирования и тектоническое положение // Докл. РАН, 2003, Т. 392, № 4. C. 506-511.
Мац В. Д., Бухаров А. А., Егорова О. П. Стратиграфия и некоторые литологические особенности терригенно-вулканогенных толщ Северо-Байкальского вулканического пояса // Материалы по геологии и геофизике
Сибирской платформы. Выпуск 1. Иркутск, Восточно-Сибирское книжное издательство, 1968. C. 116-139.
Неймарк Л. А., Ларин А. М., Яковлева С. З. и др. Новые данные о возрасте пород акитсканской серии
Байкало-Патомской складчатой области по результатам U-Pb-датирования цирконов // Докл. РАН, 1991, Т. 320,
№ 1. C. 182-186.
Неймарк Л. А., Ларин А. М., Немчин А. А. и др. Геохимические, геохронологические (U-Pb) и изотопные (Pb, Nd) свидетельства анорогенного характера магматизма Северо-Байкальского вулкано-плутонического
пояса // Петрология, 1998, Т. 6, № 4. С. 139-164.
Салоп Л. И. Геология Байкальской горной области. М., Недра, 1964, Т. 1, 511 с.
Срывцев Н. А. Строение и геохронометрия акитканской серии Западного Прибайкалья // Проблемы стратиграфии раннего докембрия Средней Сибири. М., Наука, 1986. С. 50-60.
121
Туркина О. М. Петрология докембрийских тоналит-трондьемитовых комплексов юго-западной окраины
Сибирского кратона. Автореф. дисс. … докт. геол.-мин. наук. Новосибирск, 2002, 40 с.
Eby G. N. Chemical subdivision of the A-type granitoids: Petrogenetic and tectonic implications \\ Geology,
1992, V. 20. P. 641-644.
Frost B. R., Barnes C. G., Collins W. J. et al. A geochemical classification for granitic rocks // J. Petrology,
2001, V. 42. P. 2033-2048.
Poller U., Gladkochub D., Donskaya T. et al. Multistage magmatic and metamorphic evolution in the Southern
Siberian Craton: Archean and Paleoproterozoic zircon ages revealed by SHRIMP and TIMS // Precamb. Res., 2005, V.
136. P. 353-368.
Whalen J. B., Currie K. L., Chappel B. W. A-type granites: geochemical characteristics and petrogenesis //
Contrib. Mineral. Petrol., 1987, V. 95. P. 407-419.
ПОЛИЦИКЛИЧЕСКИЕ ВУЛКАНОГЕННЫЕ ЗОНЫ ЯПОНОМОРСКОЙ
ОКРАИНЫ АЗИИ
Л. А. Изосов
Тихоокеанский океанологический институт ДВО РАН им. В.И. Ильичева,
Владивосток, izos@poi.dvo.ru
В данном исследовании мы обратим внимание на широко представленные в Япономорском регионе краевые вулканогенные зоны, которые отчетливо накладываются на все континентальные
структуры обрамления океана и являются типичными представителями вулкано-плутонических поясов. Они протягиваются вдоль границ подвижных систем и областей ранней консолидации (платформ
или остаточных массивов). Такие структуры закладываются на материковой коре как в зонах постепенного, так и контрастного перехода её в океаническую, поэтому в них развиваются пестрые по составу вулканические комплексы с различной металлогенической специализацией. Авторы фундаментальной монографии “Вулканические пояса Востока Азии” (1984) отмечают, что окраинноконтинентальные вулканические пояса тесно связаны с развитием океанического ложа. Они, вероятно,
представляют собой продукты единого процесса эволюции тектоносферы Западно-Тихоокеанского
сегмента.
Гетерогенное строение окраинно-континентальных вулканогенов и их цоколя обусловливает
неравномерность пространственной локализации и многоэтапность эндогенной минерализации (дискретное, узловое размещение рудных проявлений) и, в конечном итоге, выражается в разнопорядковой
металлогенической зональности. Для поясов этого типа характерны, прежде всего, трансрегиональные
близповерхностные месторождения Au и Ag, а также Mo, Cu, Pb, Zn; выступают они и как особые плавиковошпатовые провинции (Вулканические пояса ..., 1984).
Вулканические пояса в качестве особого типа тектонических структур, связанных с глубинными разломами, стали выделяться 50 лет назад (Тектоническая карта СССР и сопредельных стран
масштаба 1:5000000 под ред. Н.С. Шатского, 1956; и др.). Развернутое определение вулканического
пояса в свое время дал В.Е.Хаин: “Мы будем понимать ... под вулканическим поясом достаточно протяженную (многие сотни, иногда тысячи км) и ограниченную по ширине (десятки или первые сотни
км) зону концентрации вулканических аппаратов, расположенную в пределах определенного структурного элемента земной коры и непосредственно контролируемую одним из глубинных разломов
(или парой сопряженных разломов)”; (Хаин, 1970; с. 9–10).
Применительно к Тихоокеанскому сегменту Земли эти вопросы детально рассмотрел
М.И.Ициксон (1974), увязав типы планетарных вулканических поясов с характером зональности коры
и верхней мантии: 1) внутриокеанические излияния и цепи вулканических островов, 2) окраинноокеанический пояс (“андезитовая линия”), обрамляющий океаническую впадину, который приурочен к
разделу между тектоносферами океанического и переходного типов и трассирует мобильную периокеаническую зону Беньофа–Заварицкого; 3) окраинно-континентальные вулканогенные пояса (“риолитовая линия”), фиксирующие границу между тектоносферой переходного типа и континентальной; 4)
122
внутриконтинентальные вулканические цепи, связанные с рифтогенезом в процессе тектономагматической активизации.
В классификации вулканических поясов (Вулканические пояса …, 1984), как особый тип выделены окраинно-континентальные вулканические пояса, которые располагаются на границе блоков с
корой континентального, океанического или переходного типа и контролируются глубинными разломами, сходными с зонами Беньофа–Заварицкого.
В последние годы в связи с широким распространением концепции тектоники литосферных
плит в значительной мере изменились и уточнились представления о происхождении вулканических
поясов. Одним из основных прогрессивных методических приемов, основанном на формационном
анализе (Хераскова, 1995), стала реконструкция палеогеодинамических обстановок: I. а) на границах
литосферных плит, б) во внутренних частях самих плит (Геодинамические реконструкции, 1989). II.
Дивергентные и конвергентные обстановки, вне зависимости от места их проявления (Типовые условные обозначения ..., 1997). III. Обстановки океанических бассейнов, активных и пассивных окраин
континентов, а также внутренних частей континентов (Геодинамические исследования ..., 1992).
Окраинно-континентальные вулканогены в этой системе понятий относятся к субдукционным
структурам и представляют вулкано-плутонические пояса андийского типа (континентальные магматические дуги). Основными индикаторными признаками рассматриваемых структур являются: 1) общее гомодромное развитие вулканизма, 2) обилие риолитов и их эксплозивных фаций (игнимбритов),
3) интенсивный гранитный магматизм, 4) очень пестрый состав магматических формаций.
Следует отметить, что само по себе выделение вулканических поясов, в принципе, не зависит
от той или иной тектонической концепции: не впадая в противоречия, можно охарактеризовать их как
своеобразные линейные прогибы (грабены) большой протяженности, контролируемые глубинными
разломами.
К группе краевых (окраинно-материковых, андийских) вулканических поясов относится (Хаин, 1970; Мазарович, 1985; и др.) Западно-Сихотэ-Алинский вулканоген. В планетарном масштабе он
расположен в зоне торцового сочленения двух гигантских складчатых поясов – ЦентральноАзиатского, который протягивается от Аральского моря на западе до Японского моря на востоке (Зоненшайн, 1972) и Тихоокеанского (Смирнов, 1946). Автор разделяют взгляды М.И.Ициксона (1974),
который рассматривает огромные окраинно- континентальные вулкано-плутонические пояса (Восточно-Азиатский и Западно-Американский) как области тектоно-магматической активизации. Активизированным областям свойственно вздутие “базальтового” слоя и двухэтапный характер развития: в первый этап в условиях сжатия возникают складчато-глыбовые структуры и проявляется кислый вулканоплутонизм, а во второй – происходит заложение континентального рифта и базификация земной коры.
Западно-Сихотэ-Алинский вулканический пояс включает восемь магматических комплексов(Изосов, 2002): 1) позднекембрийский гранит-риолитовый, 2) раннесилурийско-раннедевонский
базальт-андезит-риолитовый
(с
ультрабазитовой
ассоциацией),
3)
позднедевонскораннекаменноугольный базальт-андезит-дацит-риолитовый, 4) раннекаменноугольный габбро-сиениттрахириолитовый, 5) раннепермский риолит-андезитовый, 6) позднепермский базальт-риолитандезитовый (с габбро-диорит-гранитовой ассоциацией), 7) раннемеловой андезит-риолитгранодиоритовый и 8) позднемеловой андезит-дацит-риолитовый.
Особое место среди магматитов Западно-Сихотэ-Алинского пояса занимают родственные
кимберлитам породы, среди которых можно достаточно уверенно выделить раннесилурийские образования (Изосов и др., 2000; Сахно и др., 1997). Примечательно, что в южной части дорифейского Ханкайского массива – в Вознесенском вулканогенно-интрузивном куполе (Изосов, 2002) – часто встречаются дайки базитов и ультрабазитов, среди которых могут присутствовать и раннесилурийские образования, сходные с несущими признаки алмазоносности (Изосов и др., 2000); по данным (Говоров и
др., 1997) некоторые из них имеют кимберлитовый эволюционный тренд.
В зарубежной части исследованной территории (СВ Китай) по материалам мелко- и среднемасштабных геологических съемок 80-х–90-х годов прошлого века могут быть дополнительно намечены пять магматических комплексов: 1) позднедевонско-каменноугольный дацит-риолит-гранитовый
(с гипербазитами), 2) позднетриасовый андезит-дацит-риолит-гранитовый, 3)раннеюрский дацит-
123
андезитовый, 4) раннеюрский гранитных батолитов и 4) средне-позднеюрский дацит-андезитгранитовый (с гипербазитовой ассоциацией).
Перечисленные разновозрастные, в основном, стандартно построенные непрерывно дифференцированные серии пестрого состава, как правило, принадлежат к известково-щелочной и щелочной
сериям K-Na линии и нередко отличаются повышенными содержаниями кремнезема, щелочей и глинозема. Несколько особняком в этом отношении стоит позднекембрийский гранит-риолитовый комплекс, представляющий собой образования “горячих точек”. Плутонические фации в нем представлены редкометалльно-фтористой разновидностью субщелочных гранитов, в которых K господствует над
Na. Известным исключением является также и раннесилурийско-раннедевонский комплекс, с широко
распространенными Na базитами.
В пределах Корейского полуострова, Япономорской впадины и Японских островов размещены
локальные вулканогенные зоны, сложенные среднепалеозойскими и верхнепалеозойскими вулканогенными и вулканогенно-осадочными отложениями, которые могут представлять собой фрагменты
“растащенного” Западно-Сихотэ-Алинского пояса (Изосов и др., 2000; 2003). С известной долей
условности к самому юго-западному звену Западно-Сихотэ-Алинского пояса может быть отнесена
Имджинганская зона с выходами девонских базитов и кератофиров, расположенная в центре Корейского полуострова (Geology …, 1996). Недостающее звено вулканогена было, вероятно, деформировано и разорвано при раскрытии в миоцене Японского окраинного моря и его фрагменты выступают в
современной позиции на подводных возвышенностях Витязя, Алпатова и Ямато, где представлены
среднепалеозойскими вулканитами (Изосов, Леликов, 1992), а также на Японских островах, где выделяются силурийские и девонские толщи кислых и средних вулканитов (Ehiro, Kanisawa, 1999; Ehiro,
2000; и др.).
Западно-Сихотэ-Алинский вулканоген, в котором широко представлены силурийские и девонские магматиты, входит в систему среднепалеозойских поясов, фиксирующую ЗападноТихоокеанскую активную континентальную окраину (Изосов, 2002). Ее типичными представителями,
кроме него, явяляются такие вулканогены, как Кедонский на Северо-Востоке России, Уогга и ХиллЭнд в Восточной Австралии и др. (Хаин, 1979; Колодезников. 1993). По масштабам и геодинамическому типу эта система может быть сравнена с позднемезозойским Восточно-Катазиатским вулканическим линеаментом (Вулканические пояса ..., 1984).
Если принимать во внимание палеобиогеографические и палеомагнитные реконструкции
японских исследователей (Kojima, 1989; Chinzei, 1986; Otofuji, Matsuda, 1983), то перед раскрытием
окраинного моря Японские острова представляли собой практически единое целое с Азиатским континентом. При этом Наданьхада-Западно-Сихотэ-Алинский террейн, в терминологии японских геологов (структурно-формационная зона; Л.И.), сложенный верхнепалеозойско-юрскими отложениями,
чётко коррелируется с террейном Тамба-Мино, который разделяет ареалы развития среднепалеозойских формаций Юго-Западной Японии. В западной зоне (Циркум-Хида), обрамляющей докембрийский блок Хида, распространены верхнесилурийские, нижне– , средне– и верхнедевонские сравнительно мелководные терригенно-карбонатные толщи с редкими прослоями кислых и средних вулканитов, в формационном отношении сходные со средним палеозоем Северо-Восточного Китая и Корейского полуострова. Восточная зона (Титибу-Южный Китаками), отличается весьма своеобразными
мощными среднепалеозойскими (нижнесилурийско-верхнедевонскими) вулканогенно-терригеннокарбонатными разрезами, отражающими смену глубоководных (океанических) обстановок мелководными (шельфовыми) и наземными. Начиная со среднего палеозоя, рассматриваемый регион представлял собой активную континентальную окраину, вдоль которой формировались среднепалеозойские,
позднепалеозойские, юрские и мел-палеогеновые аккреционные комплексы, включающие вулканиты
(Wakita, 1989; Вакита, 1992). Таким образом, мы имеем исключительно сложную структурную картину, в которой весьма затруднительно определить тектонические позиции среднепалеозойских формаций. Тем не менее, в данном случае можно достаточно уверенно делать вполне определенные выводы
в этом отношении, учитывая формационный состав среднего палеозоя и на основании этого определяя
геодинамические обстановки существовавшие в то время (Изосов, 2002). Автор уже не раз указывал на
структурно-формационное сходство среднепалеозойских бассейнов Западного Приморья, Корейского
полуострова, Япономорской впадины и Японских островов. Поэтому можно сделать следующее ос-
124
новное заключение: названные зоны представляют собой разрозненные фрагменты южной части западной ветви Западно-Сихотэ-Алинского вулканического пояса, представлявшего в начальной стадии
своего развития протяженную эпиконтинентальную рифтогенную систему.
Список литературы
Вакита К. Донеогеновая тектоническая структура Японских островов // Проблемы тектоники, минеральные и энергетические ресурсы Северо-Западной Пацифики. Хабаровск: ДВО РАН, 1992, Ч. 1. С. 18–31.
Вулканические пояса Востока Азии. М.: Наука, 1984, 504 с.
Геодинамические исследования при геологической съемке. Спб.: Недра, 1992, 136 с.
Говоров И. Н., Благодарева Н. С., Журавлев Д. З. Петрогенезис флюоритовых месторождений Вознесенского рудного района (Приморье) по данным Rb-Sr изотопии магматических и метасоматических пород //
Тихоокеан. геология, 1997, Т. 16, № 5. С. 60–69.
Зоненшайн Л. П. Учение о геосинклиналях и его приложение к Центрально-Азиатскому складчатому поясу. М.: Недра, 1972, 240 с.
Изосов Л. А., Леликов Е. П. Средний палеозой Япономорского региона // Тектоника, энергетические и
минеральные ресурсы Северо-Западной Пацифики. Хабаровск: ДВО РАН, 1992, Ч. 1. С. 62–67.
Изосов Л. А., Коновалов Ю. И., Емельянова Т. А. Проблемы геологии и алмазоносности зоны перехода
континент-океан (Япономорский и Желтоморский регионы). Владивосток: Дальнаука, 2000, 326 с.
Изосов Л. А., Коновалов Ю. И., Врублевский А. А., Емельянова Т. А. Перспективы алмазоносности
Востока Азии и окраинных морей // Тихоокеан. геология. 2003, Т. 19, № 3. С. 78–91.
Изосов Л. А. Среднепалеозойские формации и тектоника Япономорского региона. Владивосток: Дальнаука, 2002, 278 с.
Ициксон М. И. Металлогения планетарных вулканогенных поясов Тихоокеанского сегмента Земли: Тр.
Первого. Всесоюзн. палеовулканолог. симпоз. “Эволюция вулканизма в истории Земли”. М., 1974. С. 360–368.
Колодезников И. И. Среднепалеозойский магматизм и рифтогенез Востока Сибирской платформы и Верхояно-Колымской складчатой системы: Автореф. дисс ... д-ра геол.-минер. наук. Иркутск, 1993, 34c.
Мазарович А. О. Тектоническое развитие Южного Приморья в палеозое и раннем мезозое. М.: Наука,
1985, 103 с.
Сахно В. Г., Матюнин А. П., Зимин С. С. Курханская алмазоносная диатрема северной части Ханкайского массива: строение и состав пород // Тихоокеан. геология, 1997, Т. 16, № 5. С. 46–59.
Смирнов С. С. О Тихоокеанском рудном поясе // Известия АН СССР, 1946, № 2. С.3–22.
Типовые условные обозначения для тектонических карт. М.: Мин. природн. рес. РФ, 1997, 151 с.
Хаин В. Е. Тектонические типы вулканических поясов // Проблемы геологии и металлогении вулканических поясов. Владивосток: Мин. высш. и средн. образ. РСФСР, 1970, Т.1. С. 9–20.
Хаин В. Е. Региональная геотектоника. Внеальпийская Азия и Австралия. М.: Недра, 1979, 356 с.
Chinzei K. Opening of the Japan Sea and Marine Biogeography during the Miocene // J. Geoelectr., 38, 1986. P.
487–494.
Ehiro M., Kanisawa S. Orirgin and evolution of the South Kitakami Microcontinent during the Early-Middle
Palaeozoic // IGGP 321 Final Results Volume. Rotterdam: A.A.Balkema Publishers, 1999. P. 283–295.
Ehiro M. Relationships in tectonic framework among the South Kitakami and Hayachine Tectonic Belts, Kurosegawa Belt, and “Paleo-Ryoke Belt”// Mem. Geol. Soc. Japan, 2000. P. 53–64 (jap.).
Geology of Korea. Pyongyang: Foreign Languages Books Publish., 1996, 629 p.
Kojima S. Mesozoic Terrane accretion in North-East China, Sikhote-Alin and Japan regions // Paleogeography,
Paleoclimatology, Paleogeology. Amsterdam: Elsevier Sci. Publ. B. V., 1989, V. 69. P. 213–232.
Otofuji Y, Matsuda T. Paleomagnetic evidence for the clockwise rotation of Southwest Japan // Earth. Planet.
Sci. Lett., 62, 1983. P. 349–359.
Wakitа К. Accretionary tectonics in Japan // Bull. of Geol. Surv. of Jap., 1989, V. 40(5). P. 251–253.
125
ПРИРОДА ДЕВОНСКОГО ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКОГО ПОЯСА
СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО АЛТАЯ
Н. Н. Крук
Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, kruk@sbras.nsc.ru
Проблема пространственно-временного соотношения и особенностей петрогенезиса пород вулканических и плутонических фаций вулкано-плутонических поясов (ВПП) остается одной из наиболее
актуальных и важных для понимания природы этих крупных, зачастую трансрегиональных структур.
Традиционно считается, что эффузивные и интрузивные породы, входящие в их состав, комагматичны, то есть сформировались за счет эволюции единой первичной магмы (или нескольких различных
магм), а наблюдаемые различия в количественном соотношении пород, особенностях их минерального
и вещественного состава, обусловлены различными механизмами эволюции первичных магм (пути
дифференциации, степень контаминации коровыми субстратами, P-T- условия кристаллизации расплавов и т.д.). Для локальных вулкано-плутонических структур такая точка зрения в ряде случаев может быть обоснована путем крупномасштабного картирования и детальных наблюдений взаимоотношения пород. Однако, крупные ВПП, как правило, представляют собой не цепочки вулканоплутонических структур, а достаточно обширные магматические ареалы, часть из которых сложена
исключительно вулканическими или вулканогенно-осадочными толщами, в то время как в других резко преобладают интрузивные образования. При этом структура ВПП зачастую дискордантна по отношению к более ранним геологическим образованиям, что еще более затрудняет реконструкцию условий и механизмов магмообразования.
В данной работе предпринята попытка рассмотреть пространственно-временные соотношения и
особенности вещественного состава пород вулканической и плутонической фации вулканоплутонического пояса восточной части Горного Алтая.
Описываемый пояс находится на стыке структур Горного Алтая, Горной Шории и Западного
Саяна и сложен магматическими породами девонского возраста. Вулканическая фация представлена
контрастной нырнинско-саганской серией, включающей базальт-андезибазальтовую (нырнинская свита) и базальт-риолитовую (саганская свита) ассоциации. Плутоническая фация представлена мультиплетной серией (элекмонарская серия по [Геологическая…, 2001]), в которой выделяются два самостоятельных комплекса: югалинский монцогаббро-монцодиорит-гранодиорит-гранитный и турочакский гранодиорит-гранит-лейкогранитный. Кроме того в составе плутонического ареала присутствуют
гипабиссальные граносиенит-гранитные интрузии каменноугольного возраста. На основании тесной
пространственной и временной связи вулканических и плутонических комплексов, а также близости
составов слалгающих их пород этих образования были объединены в единый вулкано-плутонический
мегаареал (Уймено-Лебедской сектор Салиаро-Алтайского ВПП по [Шокальский и др., 2000]), формирование которого связывалось с обстановкой тыловой части активной континентальной окраины.
Однако, полученные в последние годы геологические, геохимические и изотопногеохронологические данные заставляют пересмотреть существующие взгляды на природу этой части
пояса.
Особенности геологической позиции эффузивных и интрузивных комплексов. Распределение вулканических и плутонических ассоциаций в пределах пояса имеет резко асиметричный характер. Вулканические толщи занимают центральную часть Уймено-Лебедской зоны, представляющей
собой унаследованный прогиб, выполненный мелководными терригенными отложениями ордовикасилура, которые с размывом перекрыты красноцветной толщей раннего эмса (кубойская свита), несогласно подстилающей вулканиты. Плутонические породы слагают вытянутый в субмередиональном
направлении магматический ареал, приуроченный системе разломов, оперяющих трансрегиональную
Кузнецко-Телецко-Курайскую сдвиговую систему. В восточной части ареала магматиты прорывают
как ордовикские отложения Уймено-Лебедского прогиба, в западной – кембрийские отложения Бийского блока, представленные вулканогенно-осадочными и карбонатными толщами палеоокеанических
островов.
Особенности вещественного состава пород
126
Состав пород эффузивной фации оказался весьма неоднороден. В низах вулканогенного разреза,
изученного авторами в береговых обнажениях рр. Байгол и Лебедь, залегают субщелочные базальты с
порфировидными вкрапленниками клинопироксена, характеризующиеся повышенными концентрациями титана (до 2%) и фосфора (до 0,5%) при умеренных содержаниях глинозема (15-17%) и калия (1,01,35% K2O) и содержаниями SiO2 в интервале 51-52%. По редкоэлементному составу эти породы ближе всего к толеитам океанических островов, обнаруживая, в то же время, черты базальтов тыловых
частей островоных дуг и континентальных окраин (см. рис). Выше по разрезу они сменяются толеитовыми и известково-щелчными базальтами с более умеренными концентрациями титана (0,8 – 1,4%) и
фосфора (0,17-0,23%), обогащенными глиноземом (до 18%) и более деплетированными в отношении
калия и несовместимых редких элементов (в том числе и легкими РЗЭ, см. рис.).
Базальтовая часть саганской свиты представлена чередованием высокоглиноземистых (до 18%
Al2O3) известково-щелочных базальтов и низкоглиноземистых пикробазальтов с содержанием MgO 79%. Для этих пород характерно дальнейшее понижение концентраций несовместимых элементов.
«Островодужные» характеристики в этих породах проявлены значительно сильнее (что выражается в
повышении Ce/Nb отношения и падении концентраций тяжелых РЗЭ), однако «внутриплитные» метки
продолжают сохраняться (см. рис).
Кислые породы саганской серии (риолиты и субвулканические микрограниты) характеризуются
умеренными (0,05-0,07%) содержаниями титана и существенно натровой специализацией щелочей при
слабо выраженном субщелочном уклоне.
Таким образом, эволюция химического состава базальтов Лебедского прогиба свидетельствует о
существенном повышении степени плавления мантийного источника по мере развития мамгатической
колонны (вплоть до формирования пикробазальтов). Одновременно с этим менялся состав мантийного
субстрата с увеличением в нем доли «надсубдукцонной» составляющей. Это могло быть связано с
вертикальной миграцией фронта магмообразования, однако, вероятнее всего, объяснялось одновременным с развитием базальтового магматизма формированием надсубдукционного мантийного клина.
Достаточно подробная характеристика вещественного состава интрузивных образований рассматриваемого магматического ареала пояса приведена в [Гусев, 1994; Шокальский и др., 2000;
Vladimirov et al., 2001; Руднев и др., 2001 и др.]. Показано, что ранние образования элекмонарской серии имеют известково-щелочную природу, характеризуясь слабо выраженным монцонитоидным
уклоном. Поздние гранитоиды турочакского комплекса по петрохимическим характеристикам отвечают породам нормальной щелочности (переходным между I- и S- типами), обнаруживая признаки
анорогенных гранитоидов только на уровне «тонкой» геохимии.
Как видно из рисунка, лейкомонцогаббро югалинского комплекса продолжают тренд эволюции
редкоэлементного состава, наблюдаемых в эффузивной серии. Для них характерны еще более низкие
содержания РЗЭ, а также отрицательная аномалия по Zr и Hf, характерная для пород островных дуг..
При этом рассматриваемые породы относительно базальтов саганской свиты обогащены щелочными и
щелочноземельными элементами, что также типично для окраинно-континентальных образований. В
то же время эволюционный тренд кислой (гранитоидной) части в улканической и плутонической фациях несколько различен.
Возрастные соотношения вулканизма и интрузивного магматизма. Ключевым вопросом
при реконструкции природы вулканно-плутонических ассоциаций являются возрастные соотношения
вулканических и плутонических пород.
Возраст вулканических толщ Лебедского прогиба достаточно надежно охарактеризован палеонтологически. Нырнинская свита датируется поздним эмсом – ранним эйфелем, саганская – поздним
эйфелем. Возраст ранних образований элекмонарской серии (югалинский комплекс) определен с
большой ошибкой (400+28 млн лет), что не позволяет корректно использовать его для корреляции.
Датировка, полученная U-Pb методом по цирконам из биотитовых гранитов турочакского комплекса
отвечает рубежу эмса-эйфеля (390 6,6 млн лет, [Руднев и др., 2001]). Таким образом, кислый (гранитоидный) магматизм в плутонической фации рассматриваемого сегмента пояся начался заведомо
раньше, чем в эффузивной. Соответственно, ранние габброиды элекмонарской серии, по крайней мере,
не моложе, чем базальты нырнинской свиты. Однако, в этом случае наблюдаемые особенности редко-
127
элементного состава базальтов и габброидов не могут быть объяснены в рамках развития единой магматической колонны.
Как отмечалось выше, интузивные массивы рассматриваемой ассоциации приурочены к обрамлению протяженной Кузнецко-Телецко-Курайской сдвиговой зоны. На ее продолжении, в южной части Горного Алтая, известны габбро-гранитные интрузии близкого возраста (412-406 млн лет), сложенные породми известково-щелочной серии (Онышский, Каракудюрский и др. массивы). Формирование их происходило в условиях тектонической активизации упомянутой сдвиговой зоны [Крук и др.,
2002] и совпадало по времени с заложением Минусинских впадин и внедрением пород быскарской
серии (407,5 +0,2 млн лет, U-Pb метод по цирконам, [Бабин и др., 2004]). Общей особенностью этого
этапа магматизма, сформированного в обстановке рассеянного рифтогенеза под воздействием мантийного плюма, являются «надсубдукционные» геохимические характеристики базальтов и габброидов,
что, вероятнее всего, связано с воздействием аномальной мантии на древний (раннепалеозойский)
мантийный клин [Крук и др., 2004].
Таким образом, совокупность геологических, геохимических и изотопно-геохронолгических
данных заставляет предполагать, что рассматриваемый в работе магматический ареал является полигенным и сформирован в результате пространственного совмещения двух этапов магматизма. (ранний
эмс?) Интрузивная фация пояса (элекмонарская серия), была сформирована, вероятнее всего, в раннем
эмсе, в то время как вулканическая – в позднем эмсе-эйфеле.
Работа выполнена при поддержке Президиума СО РАН (проекты 6.5. и ОНЗ-10.2.).
Список литературы
Бабин Г. А., Владимиров А. Г., Крук Н. Н. и др. Возраст заложения Минусинских впадин
(Южная Сибирь) // Докл. РАН, 2004, Т. 395, № 3. С. 367-370.
Геологическая карта Российской Федерации м-б 1: 200 000, издание II. Серия Алтайская.
Лист M-45-III. Федак С.И., Гусев А.И., Туркин Ю.А. и др. Санкт-Петербург, 2001, Картографическая
фабрика ВСЕГЕИ.
Гусев А. И. Интрузивный магматизм Синюхинского рудного узла // Геология и геофизика, 1994,
№ 11. С. 28-40.
Крук Н. Н., Руднев С. Н., Владимиров В. Г. и др. Гранитоидные батолиты и сдвиговые деформации зоны сочленения Горного Алтая и Западного Саяна // Геология, геохимия и геофизика на
рубеже XX и XXI веков. Иркутск: Ин-т земной коры СО РАН, 2002. С. 61-63.
Крук Н. Н., Бабин Г. А., Владимиров А. Г. и др. Субщелочные вулканические серии Восточного Саяна: возраст, особенности вещественного состава, геодинамическая позиция и генезис // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2004, Т. 1. С. 189-191
Руднев С. Н., Крук Н. Н., Гусев А. И. и др. Природа Алтае-Минусинского вулканоплутонического пояса (по данным геохимических и U-Pb-геохронологических исследований гранитоидов) // Актуальные вопросы геологии и минерагении юга Сибири. Новосибирск: Изд-во ИГиЛ СО РАН, 2001. С.
231-242
Шокальский С. П., Бабин Г. А., Владимиров А. Г. и др. Корреляция магматических и метаморфических комплексов западной части Алтае-Саянской складчатой области // Новосибирск: Изд-во
СО РАН. Филиал "Гео", 2000, 187 с.
Vladimirov A. G., Babin G. A., Rudnev S. N. et al. Geology, Magmatism and Metamorphism of the
Western Part of Altai-Sayan Fold Region. Novosibirsk, 2001, 140 p.
Спектры распределения РЗЭ (А) и мультиэлементные диаграммы (Б) для основных пород УйменоЛебедского сектора Алтае-Салаирского ВПП.
1 – 2 – нырнинская свита, базальты (1 – субщелочной базальт из основания разреза, 2 – известковощелочной базальт из центральной части разреза); 3 – саганская свита, пикробазальт, 4 – югалинский комплекс,
лейкогаббро.
128
ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКИЕ ПОЯСА И СОПРОВОЖДАЮЩИЕ ИХ СТРУКТУРЫ
В ВЕРХОЯНО-ЧУКОТСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ
В. М. Кузнецов
ОАО «Магадангеология», Магадан, V_Kuznetsov@maggeo.sferacom.ru
На площади Верхояно-Чукотской мезозойской складчатой области и в ее обрамлении выделяется ряд позднемезозойских вулкано-плутонических поясов, которые сопровождаются проявлениями
магматизма в мезозоидах, составляющими структуры тектоно-магматической активизации. Изучение
расположения и строения вулкано-плутонических поясов и связанных с ними структур важно для
определения геодинамических обстановок магматизма, расшифровки поздних этапов структурообразования и распределения разнообразного оруденения. Вулкано-плутонические пояса приурочены к
границам крупных тектонических элементов, которым соответствуют разделы разнопорядковых и
разнородных блоков земной коры. Главными вулкано-плутоническими поясами в регионе являются
Охотско-Чукотский, Уяндино-Ясачненский и Южно-Анюйский.
Крупнейшим представляется меловой (средний альб-кампан) Охотско-Чукотский вулканоплутонический пояс северо-восточного простирания обобщенно дугообразной формы. Он окаймляет
юго-восточный край Верхояно-Чукотской области, генеральной системе разломов пояса отвечает раздел блоков континентальной земной коры с корой переходного типа, выраженный гравитационной
ступенью первого ранга [Тект. природа..., 1984]. Охотско-Чукотский пояс как линейная вулканотектоническая мегаструктура протягивается на расстояние более 3 тыс. км при ширине от 100 до 300
км. Вулканические и интрузивные образования пояса представляют собой ассоциацию изверженных
пород известково-щелочного ряда. В составе вулканитов различаются внутренняя и внешняя зоны пояса. Во внутренней зоне преобладает формация натриевых высокоглиноземистых базальтов, во внешней, наложенной на мезозоиды, – калиево-натриевые андезитовая и дацит-риолитовая формации [Белый, 1994]. С границей внутренней и внешней зон вулканитов пояса совпадает также и раздел плутонических гранитоидных формаций. Смена габбро-тоналит-плагиогранитовой формации внутренней
зоны монцонит-кварцевый монцонит-гранитовой формацией внешней и перивулканической зон рассматривается [Гельман и др., 1974] как проявление региональной петрографической зональности на
Северо-Востоке. Породы монцонит-кварцевый монцонит-гранитовой формации характеризуются разной основностью, но отличаются относительно повышенной калиевостью, при этом потенциал калия
вглубь континента возрастает.
Вдоль внешней зоны пояса распространены ответвления, изолированные поля вулканитов, а
также проявления синхронного плутонического магматизма, отмеченные крупными минимумами поля
силы тяжести. Выделяется нечетко ограниченная перивулканическая зона пояса шириной до 300 км. В
составе внешней и перивулканической зон пояса гранитоидные массивы часто сконцентрированы в
обширных плутоногенных поднятиях (Челомджа-Ямском, Туманинском, Наяханском и других) и в
крупных очаговых структурах изометричной формы (Купкинской, Гармандинской). Обнаруживается
зональное распределение гранитоидного магматизма с постепенным снижением количества его проявлений вглубь материка. Здесь распространены в целом поперечные к поясу линейные зоны тектономагматической активизации с проявлениями магматизма синхронного развитию пояса, они контролируются глубинными разломами трансформного по отношению к поясу типа, вдоль них интерпретируются левосторонние сдвиговые смещения. Различаются зоны тектоно-магматической активизации
преимущественно вулканических полей или гранитоидных интрузий, иногда эти особенности проявляются в равной степени. Почти непрерывными лентами вулканитов выражены БалыгычаноСугойская, Конгинская и Правоомолонская зоны, они представляются линейными вулканотектоническими структурами протяженностью до 300 км при ширине в 20-30 км. Зоны другого типа
(Коркодон-Наяханская, Тас-Кыстабытская, Хурчан-Оротуканская) выражены цепочками продольно
вытянутых массивов, чередующихся с ореолами контактово-метаморфизованных пород от невскрытых массивов. Гранитоиды этих зон чаще всего представлены монцонит-кварцевый монцонитгранитовой формацией и формацией субщелочных биотитовых гранитов и лейкогранитов. Концентрированным рядом плутонов позднемеловых гранитоидов проявлена Коркодон-Наяханская зона тек-
129
тоно-магматической активизации, вытянутая в север-северо-западном направлении на расстояние около 250 км.
Как структура второго порядка выступает позднеюрско-раннемеловой Уяндино-Ясачненский
вулканогенный пояс, расположенный в пограничной зоне Яно-Колымской и Алазейско-Олойской
складчатых систем. Простирание пояса северо-западное, протяженность его около 1000 км, общая ширина достигает 100-150 км. По схеме районирования гравитационного поля поясу примерно соответствует ступень второго ранга [Тект. природа..., 1984], к юго-западу от нее выделяются изометричные
минимумы поля силы тяжести.
Пояс представляется линейной вулкано-тектонической структурой, кулисообразное соотношение обособленных вулканических грабенов пояса подобно расположению сдвиговых зон растяжения
[Кузнецов, 2003]. В составе вулканитов пояса устанавливается поперечная зональность, в направлении
с северо-востока на юго-запад наблюдается последовательная смена вулканических ассоциаций от
натриевых базальтов к контрастной базальт-риолитовой и далее к андезитовой и существенно риолитовой формациям. В этом же направлении происходит омоложение преобладающей части вулканических пород, возрастание калия и снижение роли натрия в породах с одинаковым содержанием кремнезема, увеличение коэффициента агпаитности [Дылевский, 1994].
С Уяндино-Ясачненским вулканогенным поясом пространственно и структурно ассоциирует
Главный пояс колымских гранитоидов, удлиненные и вытянутые по форме интрузивы которого выполняют сигмоидальные межсдвиговые зоны растяжения. Гранитоиды Главного пояса колымских батолитов по петрохимическим характеристикам близки вулканитам [Молчанова, 1981] и образуют с
ними, вероятно, единый вулкано-плутонический пояс. Вдоль его юго-западного обрамления прослеживается область повышенной концентрации проявлений гранитоидного магматизма, выделяются
магматогенные поднятия (Кюель-Сиенское, Морджотское и другие), крупные Верхнеиндигирская и
Верхнеянская кольцевые магматогенные структуры.
В качестве плавного продолжения Главного пояса может рассматриваться Северный (Полоусненский) пояс, вместе составляющие единое магматическое «ожерелье» [Шкодзинский, 2000],
единый вулкано-плутонический пояс. Северный отрезок пояса ограничивает АлазейскоОлойскую складчатую систему с севера, он выражен зоной пониженных значений поля силы тяжести,
имеет субширотное простирание. Протяженность пояса около 500 км, ширина изменяется в основном
в пределах 50-100 км. В его составе преобладают интрузивы гранитоидов мелового возраста, принадлежащие известково-щелочной повышенно калиевой серии, вулканические образования представлены
лишь отдельными полями.
Во внешнем обрамлении вулкано-плутонического пояса также возможно выделение нечетко
ограниченной (шириной до 250 км) перивулканической зоны, в которой участками проявлены линейные зоны тектоно-магматической активизации (поперечные ряды интрузий), контролируемые разломами (правосторонними сдвигами) северо-восточного простирания. Особенно четко выражены на северо-западном фланге пояса Дербеке-Нельгехинский, Эге-Хайский, Северо-Тирехтяхский поперечные
ряды. Ряды включают интрузивные тела позднеюрской гранодиорит-гранитовой формации и многочисленные дайки, подавляющая часть которых относится к раннемеловой гранодиоритовой формации
[Индолев, 1979]. Отдельные дайки, принадлежащие к андезито-базальтовой и риолито-дацитовой
формациям параллелизуются с позднеюрскими покровами и дайками – корнями эффузивов в хребте
Тас-Хаяхтах. Вдоль поперечных рядов в юго-западном направлении по удалению от Главного пояса
гранитоидов уменьшается площадь выходов интрузивов, увеличивается значение даек, растет основность пород от андезинового (биотитового) гранита до пироксен-роговобманково-биотитового кварцевого диорита. С Северным отрезком пояса также связаны оперяющие северо-западные и меридиональные Куйгинский, Чохчуро-Чокурдахский и Берелехский разломы, которые трассируются проявлениями гранитоидного магматизма и вулканическими образованиями позднеюрского-мелового возраста [Орлов и др., 2000]. Интрузивные образования представлены штокообразными и субвулканическими телами, экструзиями и многочисленными дайками преимущественно гранитоидного состава.
Магматизм Чохчуро-Чокурдахской зоны на всем протяжении меловой эпохи развивался в условиях
растяжения стабильной континентализированной структуры.
130
Южно-Анюйский вулкано-плутонический пояс мелового возраста приурочен к разделу Олойской и Анюйской складчатых зон соответственно Алазейско-Олойской и Анюйско-Чукотской систем.
Он располагается на юго-восточном фланге Анюйской зоны субпараллельно краю наследуемого им
Южно-Анюйского прогиба более раннего заложения. Пояс протяженностью около 400 км при ширине
100-150 км примерно отвечает границе гравитационных полей третьего ранга. Петрографическая зональность устанавливается как для нижнемеловых вулканитов, так и для ранне-позднемеловых интрузивных образований. В составе вулканитов тытыльвеемской свиты по мере удаления от ЮжноАнюйского прогиба к северу увеличивается роль средних и кислых пород. Известково-щелочные андезибазальты и андезиты сменяются андезитами и дацитами и далее дацит-риолитовыми разностями
[Стриха, 1990]. Отчетливая поперечная зональность плутонического магматизма по удалению от Южно-Анюйского прогиба выражена в смене плутонов габбро-гранитовой и монцонит-гранитовой серий.
Массивы габбро-гранитовой серии сложены последовательно внедрявшимися габброидами, кварцевыми диоритами, гранодиоритами и гранитами, имеющими ярко выраженный натриевый характер,
тела монцонит-гранитовой серии отличаются калиевой специализацией. Состав и расположение магматических образований свидетельствуют, по мнению В.Е.Стрихи [1990], о сложном взаимодействии
исходных мантийных и коровых расплавов в обстановке континентальной окраины, зональность в
распределении образований подобна юго-восточной окраине Северо-Востока.
Территория Анюйской складчатой зоны севернее Южно-Анюйского прогиба насыщена телами
позднемезозойских гранитоидов и может представлять также перивулканическую зону вулканоплутонического пояса. Здесь выделяется субконцентрическая Алярмаутская магматогенная структура,
намечаются поперечные северо-восточного простирания разломы, предположительно правосторонние
сдвиги, которым подчинены размещение мелких тел и ориентировка некоторых массивов гранитоидов. В западной части Анюйской зоны с поперечным разломом северо-восточной ориентировки связывается Аттыквеемская зона тектоно-магматической активизации.
Вулкано-плутонические пояса Верхояно-Чукотской складчатой области – важные эффектные
структуры, маркирующие сочленения крупнейших структурных элементов региона. Несомненна их
приуроченность к зонам региональных глубинных разломов продолжительного развития, располагающихся по границам областей с отличающимися типами земной коры. Вдоль зон глубинных разломов
происходили и сдвиговые перемещения, что запечатлено в структуре вулкано-плутонических поясов и
их элементов. Вместе с тем одновременное внедрение объемных магматических масс, их общее динамическое давление, очевидно, оказывало и самостоятельное структурообразующее значение. Обращает внимание существенная конформность поясов структурам мезозоид; многие особенности складчатой структуры рамы определяются адвективным воздействием как обобщенных гранитоидных поясов,
так и отдельных плутонов [Кошкарев, Кузнецов, 1993].
При развитии вулкано-плутонических поясов, по-видимому, большое значение имели процессы
деструкции и преобразования земной коры. При перемещениях крупных блоков земной коры образование магм происходило в результате взаимодействия корового и мантийного вещества. Формирование окраинно-континентального Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса увязывается с
параллельно протекающими
в
активных континентальных окраинах
конструктуивнодеструктуивными процессами преобразования земной коры, влиянием мантийных диапиров [Фролова,
2001]. Для центральной части Северо-Востока Азии (бассейн р.Алазеи) в раннем палеозое также реконструируется бассейн типа океанического залива, предполагается более позднее действие мантийного диапира с апофизой в Южно-Анюйскую зону [Кораго, 1995], в связи с этим развитие вулканоплутонических поясов можно увязывать и с границами областей вероятного мантийного диапиризма.
Многими исследователями вулканиты рассмотренных вулкано-плутонических поясов относятся к островодужным системам. В свете намеченных палеореконструкций они скорее всего могут считаться
окраинно-континентальными вулканическими поясами, где распределение продуктов магматической
деятельности подчинено разделам областей с различными строением и развитием земной коры. Блоки
с континентальным типом коры характеризуются повышенной насыщенностью проявлениями гранитоидного магматизма, поперечными рядами интрузивов, в связи с чем выделяются обширные перивулканические зоны.
131
С положением показанных вулкано-плутонических поясов и перивулканических зон в целом согласуется общая металлогеническая зональность Северо-Востока Азии. Как Охотско-Чукотскому, так
и Уяндино-Ясачненскому поясам свойственна зональность тихоокеанского типа: меднорудная минерализация их внутренних зон сменяется полиметаллическим и далее по обрамлению золотосеребряным и редкометалльным оруденением. Вулкано-плутонические пояса вместе с их перивулканическими зонами могут рассматриваться в качестве особых металлогенических провинций с вулканогенно-плутоногенным рядом рудных формаций [Умитбаев, 1986]. Оперяющие линейные зоны тектоно-магматической активизации контролируют размещение более позднего наложенного оруденения
и чаще всего отличаются более широким геохимическим спектром по сравнению со структурами основания. В составе зон тектоно-магматической активизации Верхояно-Чукотской складчатой области
обычно преобладает золото-серебряное, серебро-полиметаллическое, олово-серебряное, редкометалльное, золото-редкометалльное оруденение. Пересечение более поздними зонами тектономагматической активизации рудоконтролирующих структур ранних этапов минералообразования
предопределяет условия регенерации, наложения и совмещения разнотипного оруденения, образования полиформационных месторождений.
Список литературы
Белый В. Ф. Геология Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1964, 76
с.
Гельман М. Л., Аникеев Н. П., Гринберг Г. А., Устиев Е. К. Петрографические провинции и магматические формации Северо-Востока СССР // Магматизм Северо-Востока Азии, часть I. Магадан: Книжн. Изд-во,
1974. С. 59-65.
Дылевский Е. Ф. Зональность Уяндино-Ясачненского вулканического пояса и его тектоническая природа
(Северо-Восток Азии). // Геотектоника, 1994, № 4. С. 52-62.
Индолев Л. Н. Дайки рудных районов Восточной Якутии. М.: Наука, 1979, 195 с.
Кораго Е. А. Позднепалеозойско-мезозойская геодинамика Яно-Колымского междуречья с позиции мантийного диапиризма. // Тихоокеан. геология, 1995, Т. 14, № 4. С. 90-101.
Кошкарев В. Л., Кузнецов В. М. Магматическая адвекция в формировании структуры ВерхояноЧукотской области. // Тихоокеан. геология, 1993, № 5. С. 92-99.
Кузнецов В. М. Структурные и геодинамические условия размещения проявлений позднемезозойского
гранитоидного магматизма на Северо-Востоке Азии // Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных
окраин Севера Пацифики. Магадан: СМВКНИИ ДВО РАН, 2003, Т. 1. С. 63-66.
Молчанова Т. В. Мезозойские гранитоиды северо-запада Тихоокеанского пояса. М.: Наука, 1981, 150 с.
Орлов Ю. С., Трунилина В. А., Холмогоров А. И. Магматизм Чохчуро-Чокурдахской вулканоплутонической зоны. // Отечеств. геология, 2000, № 5. С. 66-70.
Стриха В. Е. К вопросу о геодинамической обстановке формирования позднемезозойских магматических
образований Анюйской складчатой зоны (Чукотка). // Тектоника и минерагения Северо-Востока СССР. Магадан:
СВКНИИ ДВО АН СССР, 1990. С. 209-212.
Тектоническая природа геофизических полей Дальнего Востока. Под ред. Ю.А.Косыгина. М.: Наука,
1984. 200 с.
Умитбаев Р.Б. Охотско-Чаунская металлогеническая провинция (строение, рудоносность, аналоги). М.:
Наука, 1986. 286 с.
Фролова Т.Н. Роль магматических процессов в преобразовании земной коры. // Бюлл. Моск. о-ва испытытелей природы. Отд. геолог., 2001, Т. 76, Вып. 2. С. 7-24.
Шкодзинский В. С. Геодинамическая природа позднемезозойских гранитоидов Яно-Колымской складчатой области // Магматизм и метаморфизм Северо-Востока Азии. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2000. С. 102-106.
Он располагается на юго-восточном фланге Анюйской зоны субпараллельно краю наследуемого им ЮжноАнюйского прогиба более раннего
ВЛИЯНИЕ ГЛУБИННОЙ ПРОНИЦАЕМОЙ ЗОНЫ НА СТРУКТУРУ ВУЛКАНА
(НА ПРИМЕРЕ ВУЛКАНА ГОРЕЛОГО, КАМЧАТКА)
В. Л. Леонов
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, lvl@kscnet.ru
132
Зачастую разломы, расположенные в фундаменте под вулканом, оказывают влияние на рост
вулканической постройки, создают ослабленные зоны, которые контролируют процессы оползне- и
обвалообразования, благоприятствуют проникновению к поверхности растворов, газов, магмы, формированию эпитермальных рудных месторождений [Acocella et al., 2002; Smith et al., 2006; Vidal,
Merle, 2000]. Особую важность приобретает выделение таких ослабленных зон на вулканах при геотермальных исследованиях, когда необходимо более целенаправленно вести поиск термоаномалий,
сконцентрировать работы на наиболее перспективных участках. Работы, проведенные нами на вулкане
Горелый на Южной Камчатке показали, что в строении сложной кальдерной постройки этого вулкана
также выделяется ослабленная зона – грабен, на который ранее исследователи внимания не обращали.
В настоящей работе приводятся данные, которые обосновывают выделение этого грабена, описана его
роль в развитии вулкана, отмечены места, которые могут быть рекомендованы для более детального
изучения с целью выявления термоаномалий.
Вулкан Горелый расположен вблизи Мутновского геотермального месторождения и рассматривается как один из объектов для поиска новых геотермальных месторождений, выявление которых
необходимо в связи с планируемым наращиванием мощности Мутновской ГеоЭС [Вакин, Пилипенко,
1979; Спектор, 2004; Белоусов и др., 2005; Уткин и др., 2005]. Вулкан Горелый – крупный щитовой
преимущественно базальтовый вулкан – расположен в одноименной кальдере, которая имеет вид овала, вытянутого длинной осью в северо-западном направлении (рис.1). Размеры кальдеры по кромке
окружающих её уступов – 10х12 км. Данные предыдущих работ, посвященных вулкану, довольно противоречивы [Шеймович, 1979; Кирсанов, Мелекесцев, 1991; Селянгин, Пономарева, 1999].
О.Б.Селянгин и В.В.Пономарева [1999] в качестве наиболее древней докальдерной постройки выделили вулкан пра-Горелый, который они характеризуют как обширный многовыходной экструзивнолавовый комплекс среднеплейстоценового возраста размером 12 на 15 км, несколько вытянутый в северо-восточном направлении. От постройки, как пишут авторы, сохранились обрубленные уступом
кальдеры периферические части мощных потоков андезитового и дацитового состава, отдельные экструзии, дайки и некки дацитов – риодацитов, ряд древних побочных конусов и потоков базальтов и
андезибазальтов.
Наши исследования в районе вулканов Горелый и Мутновский ранее были сосредоточены в основном на площади Мутновского геотермального месторождения [Леонов, 1986] и в близлежащих
районах – бассейнах рек Жировой [Гриб и др., 1976] и Фальшивой [Леонов, 1989]. Залегание пород и
их взаимоотношение изучались как в естественных обнажениях, так и по данным бурения на месторождении зондировочных и разведочных скважин. Детально было изучено строение и особенности
состава пород ряда мелких вулканических построек, протягивающихся меридиональной полосой
вдоль восточных границ кальдеры вулкана Горелого [Леонов, 1986; 1989; Гриб, 1989]. В 2000 году
нами было проведено целенаправленное изучение бортов кальдеры, ее наиболее сложно устроенных
юго-западного, западного и северного секторов. Кроме того, были выявлены и обследованы участки
распространения на склонах вулкана Горелого лав кислого и среднего состава, которые предыдущими
исследователями не выделялись. Эти работы позволили уточнить строение докальдерной постройки
вулкана.
Геологическое строение внутренних склонов кальдеры вулкана Горелый
Внутренние склоны кальдеры имеют высоту до 100-150 м, а отдельные вершины – до 200 м. В
двух местах – на северо-западе и на юго-востоке – борт кальдеры размыт, в этих местах из кальдеры
вытекают реки – соответственно, Левая Карымчина и Мутная. В одном месте – на юго-западе – борт
кальдеры перекрыт более поздними лавами, связанными со шлаковыми конусами, расположенными на
склонах посткальдерной постройки вулкана Горелый. Такое сочетание сохранившихся участков борта
кальдеры и участков, где борт уничтожен эрозией или перекрыт более поздними излияниями лав, приводят к тому, что изучение внутренних склонов кальдеры возможно не везде, а лишь на нескольких
обособленных участках.
Для дальнейшего описания удобно выделить 4 сектора, в которые попадают сохранившиеся
участки борта кальдеры, каждый длиной около 6 км: юго-западный (то реки Мутной на запад до высоты 1218 м), западный (с центральной горой Шпиль), северо-восточный (с центральной горой 1233,6 м)
133
и восточный (с центральной горой 1057,3 м). Каждый из четырёх выделенных участков, где сохранился борт кальдеры, имеет свои особенности строения, которые рассматриваются далее.
Юго-западный сектор – борт кальдеры здесь имеет повсеместно высоту 160-170 м, а абсолютная высота его основания постепенно повышается с востока на запад то 900 до 1100 м (рис. 2). По краям борт перекрыт молодыми лавами вулкана Горелый и строение борта в восточной и западной частях
рассматриваемого сектора существенно различается. Восточная часть – от реки Мутной до высоты с
отметкой 1114,3м – сложена преимущественно лавами чёрного цвета, стекловатыми, содержащими
многочисленные округлые серые включения. Отдельные потоки лав в обрывах выделяются плохо и, в
целом, эту часть борта кальдеры можно рассматривать как останец крупного существенно лавового
сооружения, которое по размерам и по составу лав похоже на расположенные восточнее вулканы Скалистый и Двугорбый [Леонов, 1986]. В верхней части остатки этой постройки перекрыты маломощным чехлом пемзы и небольшими куполами и короткими лавовыми потоками экструзивных образований, внедрившихся значительно позже. Разрез, вскрывающийся в борту кальдеры западнее, совсем
иной (см. рис. 2). В основании здесь выделяется два протяжённых обрыва, сложенных чёрными пористыми лавами, каждый высотой 5-7 м. В этих лавах, в отличие от описанных выше лав восточной части, совершенно отсутствуют включения. Выше на этих лавах в районе высоты 1218,1м залегают
своеобразные породы – грубая, сильно спёкшаяся пирокластика лавового облика. Видимая мощность
этих отложений – 40-50 м. Севернее эти породы перекрыты молодыми лавами вулкана Горелый, к югу
через 1,5-2 км на них залегает мощная пачка пемзовых отложений. Общая мощность разреза здесь – 15
м. Самыми молодыми породами на рассматриваемом участке являются лавы, шлаки и агглютинаты
разрушенных шлаковых конусов, протягивающихся цепочкой вдоль края кальдеры (см. рис. 2). Основания конусов слились, и они образовали протяжённый хребет, которому принадлежат наиболее высокие вершины данного района, в том числе высота 1218,1м.
Западный сектор – строение борта кальдеры здесь существенно отличается от того, который
мы видели на юге и юго-западе. В основании всех разрезов залегает толща однородных плитчатых
серых «сахаровидных» андезитов, которые прослеживаются вдоль всего борта на протяжении более 6
км. В крайней южной части этого сектора борт кальдеры слагают два мощных (до 30 м каждый) потока лав дацитового состава, которые перекрывают андезиты. Центр излияния этих лав был расположен
южнее и в настоящее время скрыт под молодыми лавами вулкана Горелый. Дациты принадлежат
крупной экструзии с короткими лавовыми потоками. Формирование её произошло, по-видимому,
непосредственно перед образованием кальдеры.
Северо-восточный сектор – протягивается от истоков реки Лев. Карымчина на северо-западе до
высоты с отметкой 1136,0 м на юго-востоке. Высота борта на этом участке составляет 100-150 м (рис.
2). Наиболее древними породами здесь являются андезиты – мощное наслоение налегающих друг на
друга лавовых потоков, которые по краям рассматриваемого участка слагают весь борт, имея мощность около 100 м. В центре участка на протяжении примерно 2 км эти породы не обнажаются. Наличие отчётливых разломов по краям этого участка позволяет сделать заключение, что здесь мы имеем
дело с грабеном, и в центральной его части толща андезитов опущена с амплитудой около 100 м (см.
рис. 2). Выше толщи андезитов повсеместно в этом секторе залегают пемзы и игнимбриты, образовавшиеся во время формирования кальдеры. Игнимбриты довольно низко, почти у кромки дна кальдеры, обнажаются на центральном участке, где проходит наиболее опущенная часть грабена. Далее
вдоль борта в юго-восточном направлении они обнажаются в верхней части борта кальдеры, выше
толщи андезитов. Мощный слой пемзы залегает здесь выше игнимбритов. Лучше всего он сохранился
в центральной и северо-западной части этого сектора, а на юго-востоке в значительной мере эродирован. Наиболее молодыми образованиями здесь, как и в других рассмотренных выше секторах борта
кальдеры, являются экструзии чёрных стекловатых лав дацитового состава, шлаковые и лавовые конусы и сопровождающие их лавовые потоки базальтового состава (см. рис. 2). Бросается в глаза отчётливая пространственная разобщенность различных по составу лав этой группы. Экструзии и дайки дацитового состава встречены только в северо-западной части рассматриваемого сектора, а шлаковые и
лавовые конуса базальтового состава – в центральной, наиболее погруженной части (см. рис. 2).
Наиболее крупное тело дацитового состава – сложная дайка, протягивающаяся стеной северовосточного направления вдоль северо-западных границ грабена почти на 1,5 км. Простирание дайки –
134
30-40. Дайка имеет наклон к юго-востоку под углом 78. Рядом с дайкой встречено ещё несколько
более мелких куполов, сложенных теми же чёрными стекловатыми лавами дацитов. То, что дайка протягивается вдоль границ грабена и то, что она имеет наклон, соответствующий наклону сбросов, обрамляющих грабен, позволяет предполагать, что формирование её непосредственно связано с формированием грабена. Шлаковые и лавовые конусы и связанные с ними лавовые потоки базальтового состава в данном секторе приурочены исключительно к грабену. Они занимают позицию на гребне борта
кальдеры и связаны с системой концентрических трещин, вдоль которых образовалось две гряды лавовых и шлаковых конусов.
Восточный сектор – протягивается от подножия высоты с отметкой 1136,0 м на севере до реки
Мутной на юге. В северной части этого сектора от подножья сопки Скалистой на протяжении примерно 5 км борт сложен игнимбритами, которые слагают плато с абсолютными отметками 1020-1030 м.
Высота борта кальдеры здесь около 60 м и он сложен почти на всём протяжении одним пластом игнимбритов. В районе высоты с отметкой 1057,3 м и южнее в разрезах выделяются два пласта игнимбритов, разделённых слоем пемз. Сопка Двухгорбая, так же как гора Скалистая и описанный выше
останец докальдерных дацитовых лав, содержащих округлые включения, представляют собой остатки
небольших докальдерных вулканов. Посткальдерные образования в восточном секторе, в отличие от
других рассмотренных выше секторов, отсутствуют.
Основные комплексы пород, слагающих борта кальдеры вулкана Горелый
Всю совокупность пород, вскрытых в бортах кальдеры, можно разделить на 6 комплексов, из
которых три относятся к докальдерному этапу, один связан с этапом кальдерообразования, и два
сформировались уже после образования кальдеры. Из трёх комплексов докальдерного этапа наиболее
древним является, по-видимому, комплекс лав андезитового состава, вскрытых в бортах западного и
северо-восточного секторов. Ко второму комплексу относятся лавы андезито-дацитового и дацитового
состава, вскрывающиеся в южных и юго-восточных бортах кальдеры. Часть построек, сложенных
этими лавами, восстанавливается отчётливо – это вулканы гор Скалистая и Двухгорбая. Аналогичный
вулкан, по-видимому, существовал на юге, в районе высоты с отметкой 1114,3м. Дацитовые лавы серого или чёрного цвета, содержащие многочисленные округлые базальтовые включения, весьма характерны, и постройки, сложенные ими, несомненно, представляют собой единый комплекс, сформировавшийся в результате одного этапа магматической деятельности.
Третий комплекс, относящийся к докальдерному этапу, это лавы андезито-дацитового, дацитового состава, слагающие экструзивные куполы и лавовые потоки на юго-западе и северо-востоке кальдеры. Внедрение экструзий произошло непосредственно перед извержением игнимбритов и просадкой
кальдеры. Лавы во многом похожи на аналогичные по составу лавы второго комплекса, но в них отсутствуют округлые базальтовые включения.
Четвёртый комплекс, связанный с формированием кальдеры, представлен пемзами и игнимбритами, которые встречаются на бортах кальдеры повсеместно, а на северо-востоке и юго-востоке слагают борт кальдеры целиком. Просадка и образование кальдеры произошли непосредственно после
формирования отложений четвёртого комплекса.
Пятый и шестой комплексы относятся к посткальдерному этапу. К пятому комплексу мы отнесли лавы дацитового состава, слагающие многочисленные экструзии и дайки, вскрывающиеся в бортах
и на дне кальдеры. На северо-восточном борту видно, что внедрение этих экструзий было связано с
формированием грабена северо-восточного простирания. Экструзии этого возраста широко распространены в юго-западном, западном и северном бортах кальдеры, но совершенно отсутствуют в восточной её части. К шестому комплексу мы отнесли шлаковые и лавовые конусы базальтового состава, которые образуют цепочки на бортах кальдеры и из образований, вскрывающихся в бортах, являются наиболее молодыми. Наиболее ярко проявлены цепочки шлаковых конусов на юго-западе и на
северо-востоке кальдеры. В обоих случаях эти цепочки приурочены к наиболее погруженным частям
рассекающего кальдеру грабена.
Заключение
Приведенные данные о строении бортов кальдеры вулкана Горелого показывают, что существует протяженный грабен, пересекающий постройку вулкана и играющий большую роль в ее формировании и развитии. Грабен сформировался еще на докальдерном этапе, и после образования контроли-
135
ровал расположение экструзий, даек, шлаковых конусов на бортах кальдеры. По-видимому, он также
оказывал влияние на формирование внутрикальдерной постройки. Отмечается асимметричное строение грабена в поперечном сечении, выраженное в том, что по разломам, ограничивающим грабен с
северо-запада, внедрились крупные дайки, отсутствующие на разломах, ограничивающих грабен с
юго-востока. Выявленные особенности строения вулкана Горелого позволяют локализовать участки,
где могут быть обнаружены термоаномалии. Мы считаем, учитывая выявленные нами ранее общие
закономерности [Леонов, 1991], что наиболее благоприятны для их нахождения внутренние части и
ограничивающие их разломы ветви грабена, которая расположена на северо-восточном борту кальдеры.
Работа выполнена при финансовой поддержке проекта РФФИ № 05-05-64730, проекта ДВО
РАН 05-III-А-08-068, ФЦНТП, тема РИ-112/001/497.
Список литературы
Белоусов В. И., Постников А. И., Мельников Д. В. и др. Геотермальные ресурсы.. ПетропавловскКамчатский, Изд-во КГПУ, 2005, 105 с.
Вакин Е. А., Пилипенко Г. Ф. Мутновский геотермальный район на Камчатке // Изучение и использование геотермальных ресурсов в вулканических областях. М.: Наука, 1979. С.36-46.
Гриб Е. Н. Состав и условия кристаллизации лав вулканических построек Северо-Мутновской вулканотектонической зоны) // Вулканология и сейсмология, 1989, № 4. С.29-43.
Гриб Е. Н., Леонов В. Л., Флоренский И. В., Храмов Н. А. Геологические условия термопроявлений
бассейна р. Жировой (Юго-Восточная Камчатка) // Бюл. вулканол. станций. М.: Наука, 1976, № 52. С. 85-92.
Кирсанов И. Т., Мелекесцев И. В. Вулкан Горелый // Действующие вулканы Камчатки. Т.2. М.: Наука,
1991. С.294-317.
Леонов В. Л. Методика и результаты крупномасштабного геокартирования // Геотермические и геохимические исследования высокотемпературных гидротерм. М.: Наука, 1986. С.41-62.
Леонов В. Л. Структурные условия локализации высокотемпературных гидротерм. М.: Наука, 1989. 104 с.
Леонов В. Л. О некоторых закономерностях развития гидротермальной и вулканической деятельности на
Камчатке // Вулканология и сейсмология, 1991, №2. С.28-40.
Селянгин О. Б., Пономарева В. В. Строение и развитие Гореловского вулканического центра, Южная
Камчатка // Вулканология и сейсмология, 1999, №2. С.3-23.
Спектор С. В. Актуальные задачи геологического изучения Мутновского геотермального месторождения
// Тезисы докладов II Междунар. геотерм. Семинара «Тепло и свет от сердца Земли», Петропавловск-Камчатский,
2004. С.33.
Уткин И. С., Федотов С. А., Делемень И. Ф., Уткина Л. И. Динамика роста и развития проточных магматических очагов Мутновско–Гореловской группы вулканов, их тепловые поля и накопленное ими подземное
тепло // Вулканология и сейсмология, 2005, № 6. С.11-29.
Шеймович В. С. Игнимбриты Камчатки. М.: Недра, 1979, 179 с.
Acocella V., Korme T., Salvini F., Funiciello R. Elliptic calderas in the Ethiopian Rift: control of pre-existing
structures // J.Volcanol. Geotherm. Res., 2002, 119. P.189-203.
Smith N., Cassidy J., Locke C. A., Mauk J. L., Christie A. B. The role of regional-scale faults in controlling a
trapdoor caldera, Coromandel Peninsula, New Zealand // J.Volcanol. Geotherm. Res., 2006, 149. P.312-328.
Vidal N., Merle O. Reactivation of basement faults beneath volcanoes: a new model of flank collapse //
J.Volcanol. Geotherm. Res., 2000, 99. P.9-16.
Рис. 1. Обзорная схема расположения вулкана Горелого и районов, изучавшихся детально (показаны прямоугольниками): 1 – 3 – юго-западный, западный и северо-восточный сектора кальдеры.
Рис. 2. Геологические разрезы внутренних склонов кальдеры вулкана Горелого; 1 – 3 – юго-западного, западного и северо-восточного секторов, соответственно (см. рис. 1). 1 – 3 – докальдерный комплекс (1 – андезиты,
2 – дациты ранней фазы, 3 – дациты поздней фазы); 4 – 5 –комплекс пород, связанных с кальдерообразованием (4
– игнимбриты, 5 – пемзы); 6 – 7 – посткальдерный комплекс (6 – базальты шлаковых конусов и их потоков, 7 –
дациты экструзивных куполов).
Рис. 3. Основные этапы развития вулкана Горелый: а – докальдерный, б – эпохи кальдерообразования, в –
посткальдерный. I – II – юго-западная и северо-восточная ветви грабена, пересекающего вулкан. Условные обозначения см. рис. 2.
136
ВУЛКАНО-ТЕКТОНИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА ГОРЫ ОЛЕНЬЕЙ (ЦЕНТРАЛЬНОКАМЧАТСКАЯ ДЕПРЕССИЯ) И ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНАЯ ПОЗИЦИЯ
РАСПОЛОЖЕННЫХ ВБЛИЗИ ТЕРМАЛЬНЫХ ИСТОЧНИКОВ
В. Л. Леонов
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, lvl@kscnet.ru
Массив г. Оленьей расположен в верховьях р. Камчатки. Большая его часть попадает в пределы
южного (Быстринского) участка Центральной Камчатской депрессии [Брайцева, Мелекесцев, 1974].
Массив представляет собой единственное в этой части депрессии вулканическое образование, которое
морфологически выражено обособленной, несколько вытянутой в меридиональном направлении возвышенностью, достигающей в поперечнике 10 – 12 км и имеющей абсолютные отметки высот в 900 –
1000 м (рис. 1). Относительное превышение массива над окружающими долинами рек составляет 500
– 600 м. В геологическом отношении массив изучен слабо. Слагающие его породы отнесены либо к
комплексу дислоцированных доверхнеплиоценовых отложений [Камчатка..., 1974, рис. 73], либо к
миоцен-плиоценовой алнейской серии [Геологическая карта..., 1976], либо к базальтам эоплейстоцена
[Геологическая карта…, 2005]. На рис. 1 – 3 показано местоположение массива г. Оленьей и основные
комплексы пород, слагающие его. Наш интерес к этому району был обусловлен тем, что, во-первых, у
восточного подножия г. Оленьей расположены Пущинские горячие источники, и, во-вторых, тем, что
при предварительном дешифрировании аэрофотоснимков на этот район здесь выявилась кольцевая
морфоструктура, похожая на кальдеру проседания. Таким образом, можно было предполагать наличие
в районе близповерхностного магматического очага, активного до настоящего времени. Нами было
проведено обследование массива г. Оленьей и составлены структурная схема и геологические разрезы
на этот район. Результаты этих работ излагаются ниже.
Описание геологических комплексов, слагающих массив г. Оленьей. Наиболее полный разрез отложений, слагающих массив, вскрывается по распадкам, спускающимся к востоку от вершины г.
Оленьей в долину р. Кашкан. Здесь снизу вверх выходят: 1 – серые плитчатые афировые андезиты, 5060 м; 2 – светло-коричневые шлаковые туфобрекчии (обломки стекловатых мелкопористых шлаков
имеют размер в основном до 1-2 см), 2-3 м; 3 – серые, слегка сиреневые или зеленоватые плитчатые
микропорфировые андезиты с гломеропорфировыми сростками, 8-10 м; 4 – черные, сильно пористые
лавы, лавобрекчии андезито-базальтов, 3-4 м; 5 – серые тонко-плитчатые андезиты с крупными (до 3-4
мм) вкрапленниками пироксенов в тонкокристаллической основной массе, 50-70 м; б – светло-серые,
пористые крупнопорфировые плагиоклаз-роговообманковые андезито-дациты и дациты с единичными
зернами кварца и биотита, от 5-10 м до 80-100 м.
Всю юго-западную часть массива слагает монотонная толща андезитов, аналогичных описанному выше слою 5. В северной части массива под плагиоклаз-роговообманковыми андезитами и андезито-дацитами, слагающими верхнюю часть разреза, были встречены глыбовые туфобрекчии. В обломках преобладают андезиты, шлаки андезито-базальтов, мелкие (до 5-6 мм) обломки пемз. Встречаются
экзотические включения – морская галька оливиновых базальтов, полноклисталлические породы,
сланцы, зеленокаменно-измененные породы. Мощность туфобрекчий – 20-25 м. В основании толщи
туфобрекчий был встречен небольшой выход андезитов, аналогичных описанным выше андезитам
слоя 3.
Таким образом, в целом массив г. Оленьей представляет собой довольно однородный по составу
слагающих его лав и пирокластики вулканический центр. В основном его постройка сложена лавами
андезитов, а в заключительную стадию произошло внедрение лав андезито-дацитов и дацитов (табл.).
Доля пирокластики в изученных разрезах незначительна. Туфобрекчии, встреченные в северной части
массива, по-видимому, занимают обширную площадь, но их обнажения, очень небольшие, ввиду того,
что они легко разрушаются, были встречены всего в двух местах. Это не позволяет в настоящее время
оценить реально объем взрывных отложений. Однако, наличие в них обломков пород, слагающих, повидимому, фундамент вулкана (сланцев, зеленокаменно-измененных пород, гранитов и т.д.) позволяет
предполагать, что взрывная деятельность была достаточно мощной.
Верхнюю часть разреза на массиве г. Оленьей слагают, как уже отмечалось, светло-серые, плагиоклаз-роговобманковые андезито-дациты и дациты, которые образуют ряд экструзивных куполов и
137
связанных с ними коротких лавовых потоков. Обычно куполы выражены морфологически в виде
обособленных вершин (выс. 906,4; 918,8; 958; 1096 м и т.д.) или же образуют пологие платообразные
возвышенности. Диаметр их изменяется от 1 до 2,5-3 км, высота – от 100 до 150-170 м. Лавы, слагающие экструзии, сливаются между собой, образуя единое поле несколько вытянутое в северо-западном
направлении (рис. 2). В целом же, экструзии занимают центральную часть массива. Заканчивая описание геологических комплексов, слагающих массив г. Оленьей, необходимо отметить, что краевые части массива в настоящее время изучены еще слабо. На большей части они не имеют обнажений. У восточного края массива на берегу р. Кашкан выходят измененные лавы андезитового состава.
Разрывные нарушения массива г. Оленьей. Предварительное изучение аэрофотоснимков на
описываемый район показало, что он рассечён множеством разрывных нарушений разного масштаба и
направлений, по многим из которых произошли вертикальные смещения в десятки метров. Кроме линейных разрывных нарушений район рассекают также многочисленные дуговые разрывы, которые
формируют изометричную субкольцевую структуру диаметром около 10-12 км. Полевые работы позволили проследить взаимоотношение разрывных нарушений друг с другом, описать их морфологию и
особенности перемещений вдоль них. Мы выделяем в районе следующие основные группы разрывных
нарушений, различающихся по простиранию: северо-восточные, северо-западные, широтные, субмеридиональные и дуговые.
Таблица
Химические составы пород, слагающих массив г. Оленьей
Номер образца
Компоненты
Л-82-13
Л-82-16
Л-82-24
Л-82-23б
Л-82-27
Л-82-28
Si02
Ti02
Аl203
58,16
0,71
16,20
59,70
0,91
17,87
61,78
0,58
16,95
64,78
0,48
16,67
65,92
0,40
16,73
67,22
0,44
16,88
Fe2O3
FеО
МnО
1,94
4,42
0,17
1,87
3,90
0,17
1,09
3,47
0,14
0,72
2,58
0,10
0,97
2,55
0,10
2,48
0,91
0,11
МgО
5,29
3,90
4,00
2,00
1,73
1,10
СаО
Na2O
5,89
3,85
5,89
4,28
5,12
4,05
3,65
4,43
4,03
4,05
3,90
3,71
Ka2O
1,30
1,32
1,41
1,80
1,74
2,04
Н2O-
0,80
0,41
0,74
0,80
0,68
1,10
Н2O+
не обн.
не обн.
не обн.
1,03
не обн.
0,55
P 2O 5
0,07
0,11
0,07
0,05
0,06
0,04
п.п.п.
1,62
0,22
0,99
1,12
SO3
0.16
Сумма
100,42
100,33
99,78
100,08
100,08
100,48
Примечание. Анализы выполнены в ЦХЛ Института вулканологии ДВО РАН. Аналитик
Г.П.Новоселецкая. п.п.п. – потери при прокаливании.
Северо-восточные разрывные нарушения проявлены в районе наиболее ярко. Они относятся к
системе сбросов западной границы Восточно-Камчатского хребта (Передовому фасу). К северовостоку и к юго-западу от массива г. Оленьей по этим разломам происходит погружение северозападного крыла с амплитудой в сотни метров (рис. 1, 2). В пределах массива разрывные нарушения
северо-восточного простирания также в основном имеют характер сбросов с опущенным северозападным крылом, но амплитуда перемещения по ним значительно меньше. Обычно она составляет
первые метры и лишь у подножия г. Оленьей, к северо-западу от неё, амплитуда вертикальных перемещений достигает 50-60 м. Отдельные сбросы в этой части имеют протяженность до 4 км. В целом,
нарушения северо-восточного простирания группируются в полосы, пересекающие весь массив и отстоящие друг от друга на расстояние в 1-2 км (рис. 2).
138
Северо-западные разрывные нарушения, выражены в районе значительно слабее, чем северовосточные. Заметную роль они играют лишь в более древних отложениях мелового возраста, обнажающихся с восточной и юго-восточной сторон от массива г. Оленьей. Здесь картируются многочисленные разрывные нарушения северо-западного простирания, большая часть которых является сбросами с
опущенным северо-восточным крылом. Один из таких сбросов, проходит через район Пущинских горячих источников. Общая протяженность этого разлома около 10 км. Многочисленные более мелкие
(длиной 0,5-1 км} разрывные нарушения северо-западного простирания восстанавливаются в югозападной части массива г. Оленьей. Здесь они также в основном являются сбросами с ощущенным северо-восточным крылом.
Широтные разрывные нарушения проявлены широко по всему массиву и, особенно, в его центральной части. Они отчетливо выражены в рельефе. Большая часть из них является сбросами. Амплитуда вертикального перемещения составляет от первых метров до 5-10 м, иногда достигая 50 м и более. В местах широкого развития этих разломов создается клавишное строение рельефа. Наклон сместителя у разломов меняется таким образом, что в центре района формируется отчетливо выраженный
грабен (рис. 2). Необходимо отметить, что широтные разломы наиболее хорошо проявлены на площади развития лав андезитов, слагающих основание массива г. Оленьей, и значительно слабее проявлены
на площади развития лав андезито-дацитов, слагающих вершинные части массива.
Субмеридиональные (ССВ 20-30°) разрывные нарушения развиты в центральной части массива
г. Оленьей, пересекая его полосой шириной 1-1,5 км и длиной до 10 км. В этой полосе проявлено
множество разрывных нарушений, большая часть которых является сбросами с опущенным западным
крылом. Отдельные разломы имеют волнистое простирание и достигают в длину 1-2 км. Амплитуда
вертикального перемещения по разломам составляет первые метры, в отдельных случаях достигая 510 м. Разломы отчетливо выражены в рельефе, уступы сбросов можно проследить на большие расстояния. В северо-восточной части массива по субмеридиональному сбросу смещены аллювиальные отложения, заполняющие грабенообразную долину ручья. Всё описанное свидетельствует о том, что
субмеридиональные разломы являются одними из наиболее молодых в районе.
Дуговые разрывные нарушения широко проявлены по обрамлению массива г. Оленьей. Они
формируют субкольцевую структуру с внешним диаметром около 12 км. Наиболее отчетливо дуговые
разломы проявлены с юго-восточной и с западной стороны структуры. Длина отдельных разломов составляет 2-3 км. У юго-восточного края структуры они образуют как бы ряд чешуй, соприкасающихся
друг с другом и погружающихся к северо-западу. Вдоль западного, восточного и северо-восточного
краев структуры по серии дуговых разломов произошло погружение центральной части массива г.
Оленьей и образовались уступы высотой 50-100 м и более. Таким образом, по дуговым разломам здесь
вероятны вертикальные смещения с амплитудой до 100 м. Кроме того, в центральной части массива г.
Оленьей фиксируются также дуговые разломы, обрамляющие структуры меньшего диаметра (2-3 км),
которые связаны, по-видимому, с отдельными экструзивными образованиями.
Кроме описанных разрывных нарушений на массиве г. Оленьей распространены также нарушения меридионального и субширотного простирания, которые имеют меньшее распространение. В целом же отмеченные системы нарушений образуют сложный рисунок и разбивают породы на ряд мелких блоков или клиньев. Раздробленность пород в районе настолько высокая, что в привершинной части массива все долины ручьев и бессточные котловины – сухие. Вода, по-видимому, по многочисленным трещинам проникает в глубокие части структуры и появляется на поверхности лишь в глубоких
врезах по её периферии.
Заключение. Описанные особенности строения массива г. Оленьей и его окружения показывают, что массив представляет собой обособленное вулканическое образование, сложенное в основном
лавами андезитового состава. В заключительную стадию деятельности вулкана в его центральной части произошло внедрение экструзий андезито-дацитового и дацитового состава. Относительно возраста вулкана мы в настоящее время имеем лишь косвенные данные. То, что он расположен на стыке Восточно-Камчатского хребта и Центрально-Камчатской депрессии и не затронут обрушениями, произошедшими вдоль Передового фаса Восточно-Камчатского хребта, свидетельствует о том, что возраст вулкана, скорее всего среднечетвертичный. Внедрение экструзий, завершивших деятельность
вулкана, могло происходить в верхнечетвертичное время. К этому же времени, по-видимому, относится формирование субкольцевой структуры в районе, которая была связана с просадками, захватившими центральную часть вулканической постройки. Наличие субкольцевой просадки и экструзий предполагает существование в недрах района в период их образования близповерхностного магматического очага кислого состава. Верхняя кромка очага была расположена, вероятно, на глубине не более 2 – 3
км (рис. 4). Наличие магматического очага и крупных сбросов, расположенных вдоль юго-восточной
139
границы вулкана на стыке его с Валагинским хребтом, определили позицию Пущинских горячих источников, которые свидетельствуют о продолжающейся активности недр и позволяют рассматривать
массив г. Оленьей, как район, перспективный в отношении поиска здесь термальных вод.
Работа выполнена при финансовой поддержке проекта РФФИ № 05-05-64730, проекта ДВО
РАН 05-III-А-08-068, ФЦНТП, тема РИ-112/001/497.
Список литературы
Брайцева О. А., Мелекесцев И. В. Аккумулятивные равнины Центральной Камчатской депрессии // Камчатка, Курильские и Командорские острова. М.: Наука, 1974. С. 234-250.
Геологическая карта Камчатской области. Масштаб 1:1500000. 1976.
Геологическая карта и карта полезных ископаемых Камчатской области и Корякского автономного
округа. Масштаб 1:1500000. 2005.
Камчатка, Курильские и Командорские острова. М.: Наука, 1974, 440 с.
Рис. 1. Структурная схема массива г. Оленьей. Жирными линиями обозначены дуговые хребты, подчеркивающие кольцевую морфоструктуру. В юго-восточной части заштрихован поднятый блок Валагинского хребта,
сложенный преимущественно породами мелового возраста.
Рис. 2. Космический снимок района г. Оленьей. Буквой П в кружочке обозначен район Пущинских горячих источников.
Рис. 3. Геологические разрезы через массив г. Оленьей. 1 – лавы и шлаки базальтового состава, 2 – лавы
дацитового состава, 3 – лавы андезитового состава, 4 – туфобрекчии, 5 – меловые породы Валагинского хребта.
Рис. 4. Схема глубинного строения массива г. Оленьей. 1 – меловые породы Валагинского хребта, 2 – магматический очаг (в настоящее время закристаллизованный), 3 – породы вулкана г. Оленьей, 4 – Пущинские горячие источники.
СЕВЕРО-БАЙКАЛЬСКИЙ ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКИЙ ПОЯС:
АНАЛИЗ РЕЗУЛЬТАТОВ ИЗОТОПНОГО ДАТИРОВАНИЯ
ОСАДОЧНО-ВУЛКАНОГЕННЫХ ТОЛЩ
А. М. Мазукабзов, Д. П. Гладкочуб, Т. В. Донская, А. А. Бухаров, А. М. Станевич
Институт земной коры СО РАН, Иркутск, mazuk@crust.irk.ru
Северо-Байкальский вулкано-плутонический пояс прослеживается в виде узкой полосы по западной периферии Байкальской горной области, слагая Байкальский и Акитканский хребты. С востока
по системе разрывных нарушений пояс граничит с палеопротерозойскими метаморфитами Укучиктинского террейна, а также с рифейскими образованиями Байкало-Муйского пояса. На западе осадочно-вулканогенные образования пояса перекрыты терригенно-карбонатными отложениями чехла Сибирской платформы. Имеющиеся геолого-геофизические материалы позволяют предполагать продолжение вулканитов пояса под чехлом до 20 км к западу от области современного их распространения.
Пояс составляет самостоятельный структурный ярус, для которого свойственно преобладание кислых
вулканитов при подчиненной роли пород среднего и основного состава, сочетание эффузивносилловых и интрузивных фаций, наличие континентальных терригенных образований и нескладчатый
тип строения. Осадочно-вулканогенные образования пояса мощностью не менее 4,5 км объединяются
акитканскую серию. Положение пояса в структуре Байкальской горной области характеризуется четкими возрастными границами. Структурный яруса с угловым несогласием перекрывает архейскопалеопротерозойские породные комплексых. Кровля яруса ограничивается базальными слоями байкальской серии верхнего рифея, залегающими с угловым несогласием. Согласно ранних радиологических определений, полученных Rb-Sr методом, акитканская серия соответствовала раннесреднерифейскому уровню (обзор в работе: Срывцев, 1986), а время ее становление составляло не ме-
140
нее 400 млн лет. Современные исследования позволяют полагать, что формирование пояса происходило в постколлизионных условиях в относительно короткий интервал времени, который с учетом
погрешности варьирует от 30 до 50 млн лет ( Ларин и др.. 2003; Неймарк и др. 1998). Возраст пород
пояса, определенный U-Pb методом по циркону, согласно разных исследователей попадает в интервал:
от 1.82 до 1.87 млрд. лет (Неймарк и др. 1991), от 1854±5 до 1869±6 млн лет (Ларин и др., 2003), от
1849 до 1875 млн лет –данные авторов. Стратиграфическое деление акитканской серии и корреляция
выделяемых подразделений внутри нее до настоящего времени дискуссионны. Это видно по разнообразию имеющихся стратиграфических схем (Бухаров, 1973, 1987; Мац, 1965; Салоп, 1964; Срывцев,
Булдыгеров, 1982; Срывцев, 1986). Подобная неоднозначность обусловлена рядом объективных причин: фациальной изменчивостью слагающих ее пород, как по латерали, так и по вертикали, отсутствием или малым количество радиохронологических данных по вулканитам, а также усложнением их
первичного залегания в процессе формирования тектонических покровов в каледонский этап тектогенеза (Александров, 1990). На ранних стадиях изучения Северо-Байкальский пояса в объеме акитканской серии выделялись (снизу вверх): малокосинская, хибеленская и чайская свита (Салоп, 1964). Одновременно была предложена схема (Мац, 1965; Мац и др., 1968), согласно которой акитканская серия
в Акитканском хребте состоит из двух свит: домугдинской (существенно вулканогенной) и чайской
(песчано-конгломератовой). В Байкальском хребте акитканской серии соответствовали малокосинский
(терригенный) и хибеленский (вулканогенный) фациальные комплексы, занимающие один стратиграфический уровень в объеме хибеленской свиты. При этом хибеленская свита в стратиграфической последовательности выводилась на уровень чайской свитой. Близкая схема расчленения рассматриваемой серии была предложена А.А. Бухаровым (1973), согласно которой хибеленская свита, состоит из
двух вулканогенных комплексов ошеконского и мужинайско-тонгодинского, разделенных вулканогенно-терригенным малокосинским комплексом. В процессе крупномасштабного геологического картирования в Акитканском хребте хибеленская свита была расчленена на три подсвиты: нижнюю –
преимущественно терригенную (которая коррелировалась с малокосинской свитой), среднюю – вулканогенную и верхнюю – вулканогенно-терригеную (умбельская свита), залегающую с размывом на
средней. В 80-х годах были разработаны схемы деления пояса, основанные на принципах картирования вулканогенных образований с выделением вулканогенных и осадочно-вулканогенных комплексов
(Срывцев, Булдыгеров, 1982; Срывцев, 1986). Эта схема касалась в основном вулканитов Акитканского хребта, где домугдинская свита была расчленения на три вулканогенных комплекса (куленянский,
домугдинский, ламборский), разделенных перерывами, а в объеме чайской свиты был выделен самостоятельный чайский (ревуньский) вулканогенный комплекс. Возрастная последовательность выделяемых комплексов соответствует историко-геологической последовательности, намеченной при геологическом картировании. Однако, региональные корреляции выделяемых комплексов, характеризующихся значительными фациальными изменениями, небесспорны и при отсутствии достаточного количества геохронологических датировок не дают уверенности в валидности таких стратиграфических
построений. В связи с этим одним из принципиальных моментов при анализе акитканской серии является вопрос о возрасте вулканитов в выделяемых стратиграфических подразделениях: малокосинской,
домугдинской, хибеленской и чайской свитах. К настоящему времени получен ряд корректных значений возрастов из указанных подразделений, что позволяет сделать предварительную корректировку в
существующей стратиграфической схеме. Возраст риолитов из верхов малокосинской свиты определенный U-Pb-методом по цирконам 1869±6 млн лет (Ларин и др.. 2003). В тоже время нами получен
возраст базальтов из низов разреза малокосинской свиты 1875 млн лет (циркон,). Здесь видно некоторое расхождение значений цифр, что вполне объяснимо погрешностью и применением разных методов датирования. Возраст риолитов из базальных слоев чайской свиты по р. Чае характеризуется значением 1863 ± 8 млн. лет (в печати). Гранитоиды Прво-Тонгодинской вулканической постройки Байкальского хребта по возрасту близки вулканитам чайской свиты 1864 ± 11 млн. лет (Poller et al., 2005).
Результаты U-Pb датирования кислых вулканитов домугдинской свиты и комагматичных им гранитоидов ирельского комплекса показали, что они имеет возраст 1866 ± 6 млн. лет (Неймарк и др., 1991).
Близкие значения возраста (1970 млн лет – в печати) были полученная нами по вулканитам этого же
района (левобережье р. Кунермы). Датировки риолитов из низов разреза мужинайско-тонгодинского
комплекса хибеленской свиты (верховья руч. Хибелен) составляют 1875 млн лет и близки к возрасту
141
вулканитов относящихся к домугдинской свите. В тоже время возраст вулканитов из мужинайскотонгодинского комплекса хибеленской свиты района бухты Заворотной (авторские результаты U-Pb
датирования цирконов, SHRIMP-анализ) был определен как 1849 млн. лет. Для вулканитов чайского
вулканического комплекса из Гольцовской вулканической постройки (Булдыгеров, Собаченко, 2005;
Ларин и др., 2003), были установлены близкие значения возраста (U-Pb метод по цирконам 1854 ± 5
млн. лет). Эти данные в сочетании с известными сведениями о геологическом строении СевероБайкальского вулканического пояса позволяют сделать несколько выводов.
1. Возраста, полученные по вулканитам чайской и малокосинской свит, однозначно указывают
на то, что это разновозрастные образования и, следовательно, занимают разные уровни в стратиграфической схеме. Таким образом, имеющиеся изотопные датировки подтверждают положение свит, которое было показано в стратиграфической схеме Л.И. Салопа (1964), использованной при геологическом
картировании. Кроме того, чайская и малокосинская свиты являются своеобразными возрастными реперами, относительно которых необходимо анализировать вулканизм в объемах домугдинской и хибеленской свит.
2. Вулканиты хибеленской свиты (низы мужинайско-тонгодинского комплекса) северной части
Байкальского хребта (от мыса Елохин до р. Кунерма), судя по возрастам близки магматитам домугдинской свиты в бассейне р. Кунермы. Однако они имеют петрохимические различия: первые соответствуют риолитам, а вторые – риодацитам и трахидацитам. Вероятно в бассейне р. Кунермы мы имеем
сближенное положение разных типов магматитов, внедрявшихся практически синхронно. Такое положение наталкивает на мысль, что вулканиты низов хибеленской свиты по возрасту близки к вулканитам низов домугдинской свиты (куленянский вулканический комплекс по Срывцеву, Булдыгерову,
1982). Однако этот вопрос будет окончательно решен только в том случае, когда мы получим валидные датировки из основного поля распространения вулканитов домугдинской свиты, т.е. из районов
Акитканского хребта.
В тоже время вулканиты верхов разреза мужинайско-тонгодинского комплекса района р. Тонгоды и мыса Заворотный хибиленской свиты по возрасту близки к вулканитам чайского (ревуньского)
комплекса западных отрогов Акитканского хребта. Эти данные позволяют сопоставлять хибеленскую
свиту южной части Байкальского хребта с чайской свитой Акитканского хребта, как предлагали в свое
время В.Д. Мац и А.А. Бухаров. Вероятно, они имеют одну и туже стратиграфическую позицию и занимают один возрастной уровень. В связи с этим вопрос параллелизации хибеленской и домугдинской
свит остается открытым: синхронны они или разновозрастны.
3. Вулканиты мужинайско-тонгодинского комплекса, судя по изотопным возрастам, не одновозрастны образованиям малокосинской свиты, а характер «переклинивания» в большей своей части имеет интрузивную природу. В то же время не исключен вариант корреляции терригенных образований
пади Покойницкой (побережье Байкала, мыс Покойники) с подобными отложениями чайской свиты.
4. Возрастные датировки ламборского вулканического комплекса не увязываются с геологической ситуацией. Эти образования тяготеют к границе чайской и домугдинской свит и следовательно
могут относиться к низам чайской свиты либо к верхам домугдинской свиты. В связи с этим вулканическая постройка, из которой получены возраста, является частью чайского вулканического комплекса. В таком случае ламборский комплекс оказывается геохронологически не охарактеризованным.
5. Относительно молодые возраста субвулканических образований 1801 ± 22 млн
лет(Булдыгеров, Собаченко, 2005), 1823 ± 7 млн лет (Неймарк и др. 1991), выходящие за пределы основного объема магматических проявлений в северной части вулканоплутонического пояса, отражают
редкие вспышки вулканизма на фоне снижающейся магматической активности региона. Они, вероятно, составляют самостоятельный вулканический комплекс и не должны включаться в объем чайской
свиты.
Имеющиеся существенные различия в геологическом строении акитканской серии северного и
южного сегментов Северо-Байкальского вулканического пояса, дополненные результатами изотопного
датирования, заставляют склониться к точке зрения о необходимости разделения пояса на две структурно-фациальные зоны с разным типом развития. Поэтому для каждой из зон должны существовать
свои схемы расчленения толщ. Так, в пределах Акитканского хребта намечается следующая последовательность (снизу): савкинская свита (терригенные образования под вулканитами домугдинского
142
уровня); домугдинский уровень (свита): куленянский и домугдинский вулканогенные комплексы, ламборский осадочно-вулканогенный комплекс (?); чайская свита с чайским вулканическим комплексом.
Для Байкальского хребта устанавливается следующая последовательность (снизу): малокосинская
свита, хибеленский уровень (свита): мужинайский, ошеконский, тонгодинский вулканический комплексы. В целом предлагаемая схема не противоречит данным о двух импульсах магматической активности в формировании Северо-Байкальского пояса (Срывцев, Булдыгеров, 1982; Неймарк и др.,
1991). Рубеж между импульсами предшествует формированию ламборского и соответственно тонгодинского комплексов и связан с тектоническими событиями, выразившиеся динамометаморфизмом
пород и проявлением кремне-щелочного метасоматоза (Бухаров, 1987; Срывцев, 1986; Булдыгеров,
Собаченко, 2005). Однако он обусловлен не сжатием, как принято считать, а условиями растяжения,
связанного с коллапсом палеопротерозойского орогена.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ ( гранты 04-05-64412, 06-05-64352) и Программ Президиума СО РАН (ОНЗ – 10.1, ОНЗ – 6.5).
Список литературы
Александров В. К. Надвиги и шарьяжные структуры Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1990, 102 с.
Булдыгеров В. В., Собаченко В. Н. Проблемы геологии Северо-байкальского вулкано-плутонического
пояса. Иркутск: Иркут. ун-т, 2005, 184 с.
Бухаров А. А. Геологическое строение Северо-Байкальского краевого вулканического пояса. Новосибирск: Наука, 1973, 138 с.
Бухаров А. А. Протоактивизировнные зоны древних платформ. Новосибирск: Наука, 1987, 201 с.
Ларин А. М., Котов А. Б., Сальникова Е. Б. и др.. Возраст и геодинамическая позиция раннепротерозойских гранитоидов Байкальской складчатой области //Изотопная геохронология в решении проблемы геодинамики и рудогенеза. Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии. С-Пб.: Центр информационной культуры, 2003. С. 249-252.
Мац В. Д. Верхний докембрий Западного Прибайкалья и западной окраины Северо-Байкальского нагорья
(стратиграфия и история развития). Авторефер. дис. … канд. геол.-мин. наук. Новосибирск: 1965, 26 с.
Мац В. Д., Бухаров А. А., Егорова О. П. Стратиграфия и некоторые литологические особенности терригенно-вулканогенных толщ Северо-Байкальского вулканического пояса //Материалы по геологии и геофизике
Сибирской платформы. – Иркутск: Восточно-Сибир. книжное изд-во, 1968. С. 116-139.
Неймарк Л. А., Ларин А. М., Немчин А. А. Геохимические, геохронологические (U-Pb) и изотопные (Pb,
Nd) свидетельства анорогенного характера магматизма Северо-Байкальского вулкано-плутонического пояса
//Петрология, 1998, Т. 6, № 2. С. 139-164.
Неймарк Л. А., Ларин А. М., Яковлева С. З. и др. Новые данные о возрасте пород акитканской серии
Байкало-Патомской складчатой области по результатам датирования цирконов // Докл. АН СССР, 1991, Т. 320, №
1. С. 182-186.
Салоп Л. И. Геология Байкальской горной области М.: Недра, 1964, Т.1, 511 с.
Срывцев Н. А. Строение и геохронометрия акитканской серии Западного Прибайкалья //Проблемы стратиграфии раннего докембрия Средней Сибири. М.: Наука, 1986. С. 50-60.
Срывцев Н. А., Булдыгеров В. В. Строение и формации Северо-Байкальского вулканического пояса //
Корреляция эндогенных процессов Сибирской платформы и ее обрамления. Новосибирск: Наука, 1982. С. 95-101.
Poller U., Gladkochub D., Donskaya T., Mazukabzov A., Sklyarov E., Todt W. Multistage magmatic and
metamorphic evolution in the Southern Siberian Craton: Archean and Paleoproterozoic zircon ages revealed by SHRIMP
and TIMS // Precambrian Research, 2005, V. 136. P. 353-368.
ВУЛКАНОТЕКТОНИКА ПОДВОДНОЙ ОКРАИНЫ ВОСТОЧНОЙ АЗИИ
Ю. И. Мельниченко
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, Владивосток,
yumel@poi.dvo.ru
Подводная окраина восточной Азии расположена в широкой транзитной зоне (ТЗ) континентокеан, которая ограничена вулканическими поясами континентальной суши и островных дуг. Вулка-
143
низм ТЗ привлекает внимание тем, что служит индикатором активных взаимодействий континентальных и океанических сил, преобразующих земную кору на стыке двух неоднородностей планеты. Представление о них дает взаимоотношение вулканотектонических структур. Их широкое исследование в
регионе началось в 70-е гг. прошлого века. К настоящему моменту проведены широкие региональные
и детальные геофизические исследования (эхолотный промер, сейсмопрофилирование, магнитометрия, гравиметрия, геотермические измерения) морей восточной Азии, выполнено драгирование практически всех крупных морфоструктур морского дна. Большой объем информации получен в итоге
глубоководного бурения с борта Б/С «Гломар Челленджер» и «Джоидес Резольюшн». Результаты исследований, посвященных вулканизму морского дна, получили отображение в массе публикаций, на
геологических картах и в атласах.
Здесь приводятся результаты формационо-морфологического анализа вулканических структур
ТЗ, который осуществлялся в плане изучения морфотектоники подводной окраины Восточной Азии
[Мельниченко, 2003]. Основной целью работы была оценка роли вулканизма в структурной эволюции
морей. В задачу исследования входило выделение структурных парагенезов вулканогенных ассоциаций, изучение их геологических характеристик и пространственных (то же временных) взаимоотношений. В основу положены данные личных наблюдений, полученные в 13-ти морских экспедициях на
участках детальных и региональных работ. Для эмпирического выделения структур использовались
морфологические признаки. Структурно-морфологический анализ вулканогенных образований осуществлялся в соответствии с представлениями многообразной тафрогенной (рифтогенной) деструкции
морфоструктур, созданных ранее на этапе мезозойского орогенно-геосинклинального развития тихоокеанской окраины Азии.
Тихоокеанская окраина Азии в морфоструктурном отношении характеризуется сочетанием обширных шельфов, глубоких котловин и линейных депрессий, отдельных возвышенностей, гор, горных
поднятий и протяженных на тысячи километров хребтов. Вершины отдельных из них в виде островных систем разделяют окраину на морские впадины. Распределение площадей батиметрических ступеней ТЗ [Казанский и др., 1986] показывает, что подобное разделение не случайно. Для окраины характерно сложное переплетение «континентальных», «океанических» и «переходных» геотектонических и морфоструктурных элементов. Поэтому морские впадины закладывались на земной коре различного типа, что подтверждается гравиметрическими и сейсмическими исследованиями. В результате впадины по типу развития оказываются составляющими различных эволюционных рядов рельефа
подводной окраины: япономорского, охотоморского и беринговоморского. Эволюция филиппиноморской впадины, которая развивалась на маломощной мезозойской океанической коре, составляет специфический тип.
Другой тип морфологических элементов окраины представляют сквозные трансструктурные
линеаменты [Кулинич, 1988; Лихт, 1984; Кулинич и др., 1989; Мельниченко и др., 2001; Мельниченко,
2003; Съедин, Мельниченко, 2006]. На космофотоснимках и альтиметрических картах различных
уровней генерализации они выделяются в виде ортогональной и диагональной систем трещин, фиксируются зонами линейных градиентов гравитационного и магнитного полей, а также разнообразными
геологическими и геоморфологическими аномалиями. Частично или полностью с юго-запада на северо-восток и поперек транзитной зоны континент-океан они пересекают подводную окраину.
Сквозные структуры в широком понимании этого термина Н.С. Шатским (1948), А.В. Пейве
(1956), В.Е. Хаиным (1964), И.Н. Томсоном и М.А. Фаворской (1969) представляют долгоживущие
ослабленные зоны литосферы, элемент регматической сети Земли. По М.А. Садовскому и В.Ф. Писаренко (1991) они служат концентраторами динамических напряжений блоковой геологической среды
и являются как бы «отпечатками» силовых линий протяженных (линейных) полей разновозрастных
напряжений. К ним приспосабливаются геологические процессы разного порядка, которые способствуют реструктуризации земной коры, дроблению ее на локальные блоки различной степени подвижности. Эти структуры, прежде всего, отвечают разломам фундамента различного генетического типа и
являются фрагментами разорванных и деформированных еще в докайнозойское время линеаментных
систем [Изосов и др., 2001]. В настоящем линеаменты составляют каркас ТЗ, определяют раму, морфотектонический план и структурный рисунок морских впадин. В зоне сквозных структур происходит
миграция и разгрузка флюидно-магматических потоков, результатом которых является формирование
144
вулканотектонических структур. С их кайнозойской активизацией увязываются процессы тафрогенной
деструкции и деградации коры.
На этом морфотектоническом фоне происходило изучение локальных вулканических структур
подводной окраины [Астахова и др., 1987; Мельниченко, 2004; Мельниченко 2005; Мельниченко, Лепешко, 2005; Съедин и др., 2006; Melnichenko et al., 1996; 1999.]. Как и на прилегающих частях континента и островных дугах [Фремд, 1972; Рыбалко, 1987; Карта …, 1982; Геолого-геофизический атлас,
1987] среди них выделяются рифтовые и простые грабены, вулканотектонические депрессии, кальдеры (проседания и очаговые), вулкано-купольные и сводовые поднятия, вулканические хребты. К ним
относятся погруженные остаточные островодужные системы, которые составляют особенность вулканотектоники окраины. В основном это палеовулканические образования, однако, некоторые из них
проявляют активность в настоящее время, что выражается не только в продолжающейся подводной
вулканической деятельности. Она проявляется в функционировании, так называемых, флюидогенных
морфоструктур (типа гидротермальных конструкций и построек грязевых вулканов), а также прослеживается в гидрохимических и газогеохимических аномалиях в придонном слое и в донных осадках
морей (см. А.И. Обжиров и др. в этом сборнике). С ними связаны барит-карбонатные, сульфидные,
сульфатно-сульфидные и сульфатно-кремнистые постройки с баритом, обогащенные золотом, серебром, платиноидами, сульфидами цинка, свинца, меди [Astakhova, et al., 2004].
Все без исключения локальные вулканогенные образования представлены парагенетическими
ассоциациями вулканоструктур разного возраста и происхождения. Неоднократная смена тектонических напряжений «растяжение – сжатие» в зонах сквозных линеаментов является тем механизмом,
который привел к их формированию. Наиболее отчетливо он проявляется в латеральной зональности
структурных форм вулканического хребта Кюсю-Палау (Филиппинское море). В первую очередь в
режиме растяжения в зоне щелевого рифта в условиях мелководья формировались сложенные толеитовыми базальтами постройки щитовых вулканов. В пределах того же Япономорского линеамента на
щитовые вулканы в субаэральных условиях в режиме компрессии надстраивались стратовулканы,
сложенные вулканитами близкими образованиям известково-щелочной серии островных дуг. Этап
конструктивного развития вулканогена завершается излияниями в мелководной обстановке щелочных
базальтов, формирующих в условиях поперечного раздвига, сопровождаемого рифтогенными депрессиями, постройки стратовулканов. Их появление свидетельствует о переходе вулканогена в посторогенную (тафрогеническую) стадию развития. Она характеризуется распадом вулканогена на глыбы по
системам рифтогенных разломов. Их развитие привело, в конечном итоге, к формированию рифтогенной котловины Сикоку – Паресе-Вела и Марианской островной дуги. Эволюция котловины, в свою
очередь, завершилась формированием цепи вулканических гор Кенан и рифта Паресе-Вела. Весь этап
вулканотектонического развития завершился погружением области на глубины 2000-5500 м ниже
уровня океана. Подобное развитие (в полном или усеченном виде) в границах других линеаментов (по
поверхности акустического фундамента) повторили локальные вулканогены Япономорского, Охотоморского и других блоков земной коры подводной окраины восточной Азии.
Намечается три этапа в эволюции вулканотектоники ТЗ. Они связаны с тектономагматической
активизацией литосферы региона. С пиренейской складчатостью коррелируются начальные тектонические события, составившие впоследствии морфотектонический план тихоокеанской окраины Азии.
На этом этапе в позднем мелу (65 млн. лет) в зонах глубинных разломов сквозных структур или на их
пересечении состоялось заложение вулканических сводовых поднятий. Активное формирование вулканоструктур происходит в основном в палеогене. Выделяются эоценовая, позднеэоцен-олигоценовая,
познеолигоцен-раннемиоценовые фазы тафрогении (рифтогении) области. На границе олигоценамиоцена вулканотектонические события этого этапа завершают блоковые дислокации. Они синхронизируются с тектоническими движениями Такатихо на островной дуге Японии. В пределах сквозных
структур в этом периоде развивались деструктивные рифтогенные и конструктивные сводовые вулканические структуры. На неотектоническом этапе, наиболее активные фазы которого приходятся на
средний-верхний миоцен и плиоцен-плейстцен, происходят деструктивные (рифтогенные) в целом
преобразования сложившихся ранее вулканоструктур. Эти крупные вулканотектонические преобразования охватили весь регион. По геологическим данным только на этой фазе тектономагматической
активизации ТЗ осуществляется становление впадин современных морей. Эти крупные преобразова-
145
ния региона по времени совпадают с пассаденской фазой гималайской складчатости. Не исключены
внешние экзогенные гидрогенные факторы, связанные с резким подъемом уровня океана [Hoshino,
1998].
Выводы.
Вулканотектоника является главным фактором структурных преобразований тихоокеанской
окраины Азии в кайнозое. Ее результатом становится появление морских впадин. Их развитие контролировалось исключительно разрывами земной коры, при этом связь рифтовых впадин и сводовых
поднятий, вулканогенных по своей геологической природе, определяет все морфоструктурное разнообразие форм морского дна. Их заложение происходило в мелководной или субаэральной среде в
условиях рифтогенной деструкции континентальной и океанической коры и шло по одному гомодромному ряду развития. Поэтому по форме и геологической природе вулканические структуры
подводно-морской окраины не отличаются от подобных им в прилегающих районах континента и
ограничивающих их островных дуг.
ВУЛКАНИЗМ ПОДВОДНОГО ХРЕБТА ВИТЯЗЬ
(СЕВЕРО-ЗАПАДНАЯ ЧАСТЬ ТИХОГО ОКЕАНА)
1
Е. П. Леликов, 1Т. А. Емельянова, 2А. Ю. Будкина, 2Е. М. Голубева
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И Ильичева ДВО РАН, Владивосток,
pacific@online.marine.su, emelyanova@poi.dvo.ru
2
Институт тектоники и геофизики им. Ю.А. Косыгина ДВО РАН, Хабаровск, nick@itig.as.khb.ru
1
В процессе выполнения работ по проекту «Изучение строения центральной части КурилоКамчатской островной дуги как возможного очага катастрофического цунамигенного землетрясения»
в 2005 году была проведена морская экспедиция на НИС «Академик М. Лаврентьев» (рейс 37). Целью
работ являлась оперативная оценка состояния тектонической структуры в сейсмоактивной зоне фронтального склона дуги, между островами Уруп на юго-западе и Парамушир на северо-востоке.
Район исследований располагается на приостровном фронтальном склоне центральной части
Курило-Камчатской островной дуги. В него входят внутренняя вулканическая дуга, представленная
Большой Курильской грядой, и внешняя дуга, соответствующая подводному хребту Витязь, которая
до настоящего времени считалась невулканической. Основные исследования проводились на подводном хребте Витязь и заключались в проведении геофизических (гравиметрической, гидромагнитной
съемки и непрерывного сейсмопрофилирования) и геологических работ. Последние были проведены с
целью изучения геологического строения и истории развития подводного хребта Витязь, района проливов Буссоль и Диана. Геологические работы заключались в получении каменного материала путем
драгирования крутых склонов подводных возвышенностей и бортов каньонов. Драгирование проводилось на 19 станциях, на которых был получен разнообразный представительный каменный материал, в
том числе, большое количество обломков вулканогенных пород.
В пределах района исследований хребет Витязь состоит из двух отрезков – северного и южного.
Глубина над ними колеблется от 150-200 м до 900-1000 м. На юго-востоке склон хребта опускается в
Курило-Камчатский желоб, а на северо-западе – в междуговый прогиб. Геологические работы проводились на трех полигонах Витязь, Диана и Буссоль, охватывающих оба отрезка хребта.
Фундамент хребта Витязь сложен толщей туфогенно-кремнистых и вулканогенно-терригенных
пород верхнемелового возраста, на которой залегают слабо литифицированные осадки кайнозойского
чехла.
Вулканогенные породы были подняты на ряде станций драгирования в пределах трех полигонов. Петрографические исследования, определения радиоизотопного возраста и сравнение с вулканитами Охотского моря позволили предварительно подразделить эти породы на несколько вулканических комплексов.
146
Позднемеловой дацит-риолитовый комплекс. К нему отнесены дациты (полигон Витязь) и риолиты (полигоны Диана и Буссоль). Биотит-роговообманковые дациты – порфировые породы, состоящие из плагиоклаза (An42) – 40-45%, роговой обманки – 15% и биотита – 10%. Вкрапленники (30-35%)
представлены плагиоклазом, роговой обманкой и биотитом, а основная масса выполнена кварцполевошпатовым агрегатом. Риолиты сложены плагиоклазом (андезином, олигоклазом или альбитом)
– 40-45%, калишпатом – 30-35%, кварцем – 20% и акцессорными минералами: лейкоксеном – 7%, апатитом, топазом и монацитом. Вкрапленники (25-30%) размером от 0,8 до 2,5 мм представлены плагиоклазом, калишпатом и кварцем. Основная масса сферолитовая, вариолитовая кварц-полевошпатового
состава. По набору пород и минеральному составу позднемеловые вулканиты хребта Витязь сходны с
одновозрастными вулканическими породами, слагающими возвышенности внутренней части Охотского моря.
Эоценовый комплекс (50,2-47,2 млн. лет). Породы комплекса развиты на западном склоне
хребта Витязь, в пределах одноименного полигона. Они представлены псаммитовыми литокристаллокластическими туфами базальтов, псефо-псаммитовыми кристаллолитокластическими туфами андезито-базальтов, псаммитовыми витрокристаллокластическими туфами риолитов и игнимбритами умеренно кислого состава. Игнимбриты включают обломки (15%) зонального плагиоклаза (An52) – 1012%, дацитов и андезитов, которые погружены в связующую массу. Эта масса состоит из спекшихся
частиц вулканического стекла и содержит фьямме (до 0,8-4 мм). Структура пород игнимбритовая, текстура псевдофлюидальная.
Позднеолигоценовый трахиандезитовый вулканический комплекс (27,5 млн. лет) представлен
лавами трахитов, туфолавами трахиандезитов, туфами трахитов и спекшимися туфами трахириолитов.
Все эти породы обнаружены на четырех станциях драгирования на полигоне Витязь. Субщелочной
состав пород может указывать на схожесть с породами позднеолигоцен-раннемиоценового трахиандезитового комплекса Японского моря. Трахиты – порфировые миндалекаменные породы с флюидальной текстурой, состоящие из альбита (40-45%), калишпата (30-35%) и клинопироксена – 10%. Вкрапленники (30-35%) представлены альбитом, калишпатом и клинопироксеном; основная масса трахитоидная сложена лейстами альбита и калишпата. Туфолавы трахиандезитов сложены обломками (20%)
трахитов, базальтов, риолитов, кислого плагиоклаза, реже кварца. Связующим субстратом (до 70-80%)
служит лава трахиандезитов, состоящая из микролитов или лейст альбита, калишпата и вулканического стекла. Алеврито-псаммитовые кристаллолитокластические туфы трахитов состоят из обломков
(40%) размером от 0,3 до 2,5 мм трахитов (15-20%), кислого плагиоклаза и калишпата (10-15%), а также кварца (5%), роговой обманки и других темноцветных минералов(?), полностью замещенных боулингитом. Связующая масса сложена пелитовым пепловым веществом, участками замещена серицитом. Текстура псевдофлюидальная. Спекшиеся псаммитовые витрокристаллокластические туфы трахириолитов состоят из обломков (35-40%) размером 0,3-3 мм кварца – 10-15%, плагиоклаза (An35) –
10%, биотита – 10% и роговой обманки – 2-3%. Связующая масса представлена частицами вулканического стекла, иногда замещенными микрогранобластовым кварц-полевошпатовым агрегатом.
Миоценовый комплекс (10,7 млн. лет). Породы этого комплекса развиты на западном (полигон
Буссоль) и восточном склонах хребта Витязь (полигон Диана) и представлены двупироксенплагиоклазовыми андезитами, состоящими из плагиоклаза (An60) – 40-45%, авгита – 20-25%, гиперстена – 10-15%, вулканического стекла – 5-15% и магнетита – 3-5%. Вкрапленники (35-45%) сложены
оливином, клинопироксеном и плагиоклазом, иногда магнетитом. Основная масса толеитовая или гиалопилитовая.
Плиоцен-плейстоценовый комплекс (3,3-1,6 млн. лет). На северном плато хребта Витязь и на
полигоне Диана наблюдаются подводные горы округлого очертания с превышением 200-1000 м, которые, вероятно, представляют собой подводные молодые вулканические постройки. Они группируются
в ряды субширотного простирания, которые разделены небольшими прогибами. В магнитном поле
они выражаются в виде цепочки локальных магнитных аномалий интенсивностью 400-650 нТл. Это
может служить дополнительным обоснованием их вулканогенной природы. Со склонов вулканических
построек на нескольких станциях драгирования подняты образцы свежих базальтоидов. В основном
это плотные массивные (реже пористые) лавы (кластолавы) базальтов, андезибазальтов и андезитов.
Необходимо подчеркнуть, что вулканиты плиоцен-плейстоценового возраста установлены в пределах
147
хребта Витязь впервые (ранее считалось, что эта структура не является тектонически активной), и в
данной работе их описание приводится также впервые.
По минеральному и химическому составу, а также структурно-текстурным особенностям плиоцен-плейстоценовые вулканические породы подразделяются на две группы. Вулканиты первой группы
развиты на западном и южном склонах хребта Витязь и полигоне Буссоль. Они представлены следующими типами пород. Клинопироксен-плагиоклазовые базальты и андезибазальты – пористые породы
с гиалопилитовой основной массой, сложенные зональным плагиоклазом (в базальтах An66, андезибазальтах An55) – 35-40%, клинопироксеном – 10-15%, вулканическим стеклом – 25-30%. Во вкрапленниках (45-50%) встречаются плагиоклаз и клинопироксен; основная масса состоит из свежего вулканического стекла и редких микролитов плагиоклаза. Кластолавы клинопироксен-плагиоклазовых андезитов состоят из обломков (40%) плагиоклаза (An55) – 20-25%, авгита – 10-15% и магнетита – 10%,
сцементированных свежим вулканическим стеклом андезитового состава с редкими микролитами плагиоклаза. Амфибол-двупироксен-плагиоклазовые андезиты – пористые обильно-, сериально-, гломеропорфировые породы с гиалопилитовой основной массой. Они состоят из зонального плагиоклаза
(An62) – 20-25%, клинопироксена (авгита) – 10%, ортопироксена (гиперстена) – 8-10%, роговой обманки – 3-5%, магнетита – 5% и вулканического стекла – 20-25%. Вкрапленники (45%) сложены плагиоклазом, клинопироксеном, ортопироксеном, амфиболом и магнетитом. Породы второй группы обнаружены на западном склоне хребта Витязь и полигоне Буссоль и представлены следующим типовым
набором. Оливин-клинопироксен-плагиоклазовые базальты – массивные породы с гломеропорфировой структурой и толеитовой основной массой, состоят из плагиоклаза (An68) – 30-35%, клинопироксена (авгита) – 25-30%, оливина – 15%, вулканического стекла – 10% и магнетита – 6%. Вкрапленники (35%) представлены оливином, плагиоклазом и клинопироксеном, основная масса – плагиоклазом, клинопироксеном и вулканическим стеклом. Клинопироксен-плагиоклазовые андезибазальты –
субафировые породы с интерсертальной структурой и флюидальной текстурой, сложены плагиоклазом (An70-82) – 50-55%, клинопироксеном – 25-30%, магнетитом – 5-7% и вулканическим стеклом – 7%.
Вкрапленники (10%) размером 0,8-1,5 мм представлены плагиоклазом и клинопироксеном. Клинопироксен-плагиоклазовые андезиты – массивные породы с порфировой структурой и толеитовой основной массой. Породы состоят из плагиоклаза (An60) – 40-45%, клинопироксена (авгита) – 35-40%, вулканического стекла – 3-5% и магнетита – 5-10%. В порфировых выделениях (25-30%) зерна плагиоклаза, клинопироксена, реже магнетита. Основная масса сложена лейстами плагиоклаза, клинопироксеном, магнетитом и вулканическим стеклом.
Таким образом, плиоцен-плейстоценовые вулканиты, развитые на западных и южных склонах
северного и южного плато хребта Витязь, подразделяются на две группы. Породы первой группы
представлены пористыми лавами и кластолавами базальтов, андезибазальтов и андезитов, образование
которых происходило в близповерхностных подводных условиях. Они характеризуются пористой текстурой, преобладанием плагиоклаза (An55-66) над темноцветными минералами (орто-, клинопироксенами и роговой обманкой), повышенным содержанием магнетита, преобладанием вулканического
стекла над микролитами плагиоклаза в основной массе. По этим петрографическим особенностям они
близки вулканитам, развитым по обрамлению Курильской котловины (Емельянова, 2004). Вулканиты
второй группы также представлены базальтами, андезибазальтами и андезитами. Однако они отличаются от пород первой группы более меланократовым составом, примерно равным количеством основного плагиоклаза (An70-82) и темноцветных минералов, наличием оливина, отсутствием ортопироксена
и роговой обманки, раскристаллизованной толеитовой или интерсертальной основной массой с малым
количеством вулканического стекла. Эти особенности сближают вулканиты второй группы с вулканическими образованиями фронтальной (толеитовой) зоны Курильской островной дуги (Пискунов,
1987).
Геохимические исследования показали, что среди кайнозойских вулканических пород хребта
Витязь наибольшим распространением пользуются андезибазальты и андезиты, реже встречаются базальты. Породы характеризуются высокой глиноземистостью (Al2O3 – 18,45-16,43%), низким уровнем
титана (TiO2 менее 1,0%), нормальной щелочностью, преобладанием Na2O (3,57-2,63%) над K2O (1,610,32%). Основная часть этих пород относится к высокоглиноземистой известково-щелочной или толеитовой умеренно-, реже низкокалиевой вулканическим сериям. Эти химические особенности под-
148
тверждают сходство большинства описываемых пород с вулканитами фронтальной (толеитовой) зоны
Курильской островной дуги. Лишь часть высокоглиноземистых высококалиевых пород аналогична
вулканитам подводных вулканов Курильской котловины.
Палеогеновые и миоценовые вулканические ассоциации характеризуются слабо фракционированным спектром распределения редкоземельных элементов, нормированных к хондритовому стандарту, и отношением La/Sm и La/Yb, которое составляет в них 1,45-3,54 и 2,16-8,60 соответственно.
Вулканиты плиоцен-плейстоценового комплекса отличаются более низкими концентрациями легких
РЗЭ, чем палеогеновые и миоценовые, и характеризуются равномерно пологим спектром распределения и низкими значениями отношений La/Sm (0,82-2,23) и La/Yb (0,83-3,86). На диаграмме Ba/La –
La/Yb (Филатова, 2004) они отчетливо тяготеют к известково-щелочной компоненте 1. Этот факт позволяет утверждать, что источником формирования кайнозойских магматических расплавов в пределах
хребта Витязь служила обогащенная сиалическим веществом верхняя мантия (EM2). На дискриминационных диаграммах, с помощью которых возможно определение геодинамических условий формирования вулканических пород, образцы описываемых вулканитов распространены в пределах полей
островодужных толеитов и известково-щелочных базальтов вулканических дуг и активных континентальных окраин (Pearce, Cann, 1973; Pearce et al, 1984).
Таким образом, вулканические породы подводного хребта Витязь подразделятся на позднемеловые, эоценовые, позднеолигоценовые, миоценовые и плиоцен-плейстоценовые. По своим химическим
свойствам большинство кайнозойских пород относятся к высокоглиноземистым, умереннокалиевым,
низкотитанистым вулканическим ассоциациям нормальной щелочности, образование которых происходило в условиях, близких к условиям формирования пород фронтальной (толеитовой) зоны Курильской дуги. Небольшая часть этих пород напоминает высокоглиноземистые высококалиевые вулканические образования Курильской котловины. Среди описываемых пород преобладают плиоценплейстоценовые вулканиты, которые впервые были установлены на описываемой территории. Эти
породы слагают многочисленные вулканические постройки, развитые в северной части хребта Витязь
и вдоль пролива Буссоль. Обнаружение плиоцен-плейстоценовых вулканических образований меняет
ранее существовавшие представления об отсутствие современного вулканизма к юго-востоку от
Большой Курильской гряды. По всей видимости, поперечные разломы, пересекающие Курильскую
котловину и одноименную дугу (Сергеев и др., 1982), протягиваются на юго-восток к КурилоКамчатскому желобу и до настоящего времени являются активными тектономагматическими зонами.
Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ 06-05-96108 и ДВО 06-III-А-07258.
Список литературы
Емельянова Т. А. Вулканизм Охотского моря. Владивосток: Дальнаука, 2004, 148 с.
Пискунов Б. И. Геолого-петрологическая специфика вулканизма островных дуг. М.: Наука, 1987, 237 c.
Сергеев К. Ф., Ким Ч. У., Кочергин Е. В. Поперечные разломы Курильской островной системы // Докл.
АН СССР, 1982, Т. 264, № 2. С.412-417.
Филатова И. И. Закономерности динамики окраинноморского магматизма (Корейско-Японский регион) //
Литосфера, 2004, № 3. С.33-56.
Pearce J. A., Cann J. R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses // Earth
Planet. Sci Lett., 1973, V. 19. P.290-300.
Pearce J. A., Harris N. B. W., Tindle A. G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation
of granitic rocks // J. Petrol., 1984, V. 25. P. 956-983.
МИНЕРАЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ КИМБЕРЛИТ-ПИКРИТОВОГО
ВУЛКАНИЗМА ЮЖНОЙ ОКРАИНЫ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
Ю. А.Минаева, 1К. Н.Егоров, 2Н. С.Карманов
1
Институт Земной коры СО РАН, Иркутск, minaeva@earth.crust.irk.ru
2
Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ
1
149
Щелочно-ультраосновной магматизм Присаянской провинции, проявленный в междуречье рр.
Ока-Кирей в пределах Урикско-Ийском грабене, представлен тремя карбонатитовыми комплексами
центрального типа и несколькими полями с дайковыми и трубочными телами лампроитового и кимберлитового состава. Большинство проявлений провинции до сих пор изучены на уровне 60-х годов и
не имеют точного классификационного положения [Владимиров, 1990].
В настоящей статье приводятся новые данные по вещественному составу сложно дифференцированной дайки «Бушканайская». Исследованное тело расположено в пределах Ярминского поля, в
бассейне среднего течения реки Ярмы. Всего в пределах поля отмечено около 30 жильных и дайковых
тел щелочно-ультраосновного состава [Вахромеев, 1964]. Мощность тел составляет от 0,2 до 5 м. Дайка «Бушканайская» обнажена в левом борту реки Ярма, в 1 км выше устья реки Бушканай. Мощность
дайки составляет 3,2 метра. Тело имеет простирание 2800, и падение близкое к вертикальному. Сложность вещественного состава пород слагающих дайку была отмечена Владимировым Б.М. [Владимиров, 1989]. В ней выделены разные типы пород от слюдяных кимберлитов (ингалитов) через меймечиты и альнеиты переходящие к мелилитовым базальтам.
На основании наших исследований по вещественному составу в пределах дайки было выделено
две минералого-петрографические разновидности пород (Рис. 1.). Северный контакт дайки, выполненный первой разновидностью пород, сложен преимущественно реликтами оливина. Мощность этой
разновидности составляет 0,4 – 0,5 м. Контакт со второй разновидностью пород четкий, а ее мощность
составляет до 1 м. Южный контакт дайки, мощностью 1,8 м., выполнен значительно измененной первой разновидностью пород. Изменения затронули в основном минералы основной массы.
Центральная часть дайки, выполненная второй разновидностью пород (Рис. 1в), обогащена слюдой и кристаллами пироксена, составляющими до 70% от общего объема. Реликты оливина составляют менее 10 % объема породы, образуя не большие кристаллы преимущественно округлой формы, без
кристаллографических очертаний, с размерами до 2 мм. Не измененных зерен оливина в выделенных
разновидностях пород установлено не было. Фенокристаллы породы представлены пироксеном, флогопитом, реликтами оливина и рудными минералами. Основная масса породы выполнена зернами
флогопита, реже пироксена и характеризуется микролитовой структурой. В интерстициях между минералами наблюдается карбонат (до 5%), рудный минерал, реже серпентин и тальк, в единичных случаях гидрогранат.
Клинопироксен в породе второй разновидности представлен и во вкрапленниках и в основной
массе. Фенокристаллы пироксена характеризуются округлой, угловатой и аморфной формой зерен, их
размер составляет от 1 до 15 мм. По химическому составу среди них выделяются авгит-диопсиды и
хромдиопсиды, последние не имеют вторичных изменений, но характеризуются механическими деформациями и неправильной угловатой формой зерен. Для авгит-диопсидов характерно срастание с
флогопитом и замещение зерен флогопитом, кальцитом и рудными минералами. Пироксены основной
массы породы представлены призмами до 5 % объема породы и зернами округлой формы авгитдиопсидового состава, без вторичных изменений, с размерами от 2 мм.
По распределению химических элементов пироксены из вкрапленников хромдиопсидового состава близки представителям основной массы первой разновидности пород, значительно отличаясь от
минералов выполняющих основную массу и часть вкрапленников второй разновидности пород. По
типоморфным признакам пироксены диопсидового состава близки минералам характерным для
пикритовых пород Кондерского массива [Октябырьский, 1992], Чадобецкого поднятия [Лапин, 2004] и
пород провинции Вандаги, Австралия [Джейкс, 1989].
Фенокристаллы флогопита достигают 20 мм, и имеют лейстовидную форму. Зерна характеризуются оранжево-коричневой окраской и изредка деформированы. В фенокристаллах флогопита
наблюдаются включения рудных минералов и незначительное количество вторичных. По содержанию
основных окислов флогопиты основной массы и вкрапленников сильно отличаются. Вкрапленники
значительно богаче TiO2 и FeO и беднее MgO. По типоморфным особенностям они близки флогопитам из пикрита Томторского массива [Энтин, 1991] и Чадобецкого [Лапин, 2004] поднятия. В основной массе флогопит представлен беспорядочно ориентированными кристаллами таблитчатой формы
по морфологии и химическому составу близких флогопиту основной массы первого типа пород. На
классификационной диаграмме [Митчелл, 1988] распределения Al2O3 и TiO2 флогопиты основной
150
массы попадают в поле характерное для минералов кимберлита, тогда как представители фенокристаллов соответствуют полю минералов характерных минетам и альнеитам.
Рудные минералы занимают до 5 % объема породы второй разновидности, выполняя индивидуализированные зерна в основной массе, включения в фенокристаллах и прерывистые каймы по пироксенам. Преобладают титаномагнетиты, в незначительном количестве были встречены магнетиты и
шпинелиды, распределение рудных минералов в породе равномерное.
Титаномагнетиты второй разновидности значительно отличаются от минералов встреченных в
первой разновидности пород, как по химическому составу (Рис. 2.), так и по морфологии.
Породы первой выделенной разновидности (Рис. 1б) дайки «Бушканайская» обладают порфировой структурой. Вкрапленники составляют от 40 до 80 % объема породы и представлены псевдоморфозами по оливину, реже таблицами флогопита (до 0,5 мм). Основная масса породы выполнена флогопитом, пироксеном, рудными минералами, серпентином, реже кальцитом. В акцессорных количествах присутствуют титаномагнетиты и железисто-кальциевые гранаты.
Псевдоморфозы по оливину имеют округло – удлиненную форму, петельчатую структуру и
несут следы кристаллографической огранки. Размер вкрапленников составляет 0,1 – 0,8 мм достигая
16 мм. Состав псевдоморфоз однороден, ядро сложено серпентином, а трещины спаянности серпентином с рудными минералами.
Чешуйки флогопита и столбчатые зерна пироксена выполняют микролитовую основную массу
вместе с серпентинитом и карбонатом в интерстициях и зернами рудного минерала. Лейсты флогопита
имеют желто-коричневый оттенок и иногда флюидально обтекают реликты оливина, их размер составляет 0,03 – 0,1 мм. Несмотря на общие черты с представителями минералов второй разновидности
пород в распределении химических элементов флогопитов наблюдаются небольшие, но постоянные
отклонения, обогащенностью MgO, K2O, SiO2 и обедненность TiO2. По типоморфным признакам минералы близки флогопитам из основной массы пород кимберлитового типа, в частности трубок Нюрбинская, Ботуобинская [Голубева, 2004].
Клинопироксен в основной массе первой разновидности породы образует столбчатые зерна с
явно выраженными кристаллографическими очертаниями. Минерал не затронут вторичными изменениями, и характеризуется светло-зеленной, бесцветной окраской. Наблюдаются единичные случаи
включения пироксенов в реликты оливина.
Пироксены первой разновидности пород по распределению химических элементов значительно
отличается от минералов пироксенов встреченных в породах второго типа. Они обогащены такими
элементами как SiO2, MgO и Cr2O3 и по типоморфным особенностям близки минералам представленным в породах слюдистого кимберлита. Так пироксены первого типа пород близки минералам слюдяного кимберлита трубки «Удачная» [Егоров, 1986], отличаясь в среднем на 0,5 мас. % в распределении
Al2O3, FeO, TiO2. Значительно отличаясь при этом от минералов из лампроитов Австралии [Джейкс,
1989].
Рудные минералы в первом типе пород дайки «Бушканайская» представлены: шпинелидами, титаномагнетитами, реже магнетитами и ильменитами, они имеют неравномерное распределение в породе и сосредотачиваются вблизи фенокристаллов.
Шпинелиды в первой разновидности пород наблюдается во включениях в псевдоморфозах оливина и в качестве индивидуализированных зерен в основной массе. Зерна из реликтов характеризуются кубической, призматической, реже октаэдрической формой и размерами от 0,05 до 0,1 мм. Кристаллы призматической и кубической формы характерны для основной массы породы, они редко достигают 0,05 мм. Большинство зерен шпинелидов характеризуются наличием каймы выполненной титаномагнетитом, по химическому составу аналогичным с титаномагнетитом из основной массы. По составу шпинелиды относятся к субферриалюмохромиту.
Содержание TiO2 и MgO в шпинелидах постоянное и составляет от 1,5 до 2 мас % и от 12,31 до
14,89 мас %, соответственно. Представители основной массы породы характеризуются обогащенностью Al2O3 составляющей от 17,5 до 23,1 мас %, тогда как в зернах из реликтов содержание глинозема
составляет 13,3 – 15,66 мас %. Максимальная концентрация Cr2O3 составляет 55,48 – 50,86 мас % в
зернах из реликтов снижаясь до 40,83 – 51,9 мас % в зернах основной массы. Что отличает шпинелиды
дайки от данных Чернышевой Е.А. по рудным минералам из ультраосновных пород, локализованных в
151
карбонатитовых комплексах [Чернышева, 1999]. На графиках зависимости Al2O3 от Cr2O3 шпинелиды
образуют тренд аналогичный перидотитовому.
Концентрации большинства элементов (Cr2O3, Al2O3, MgO и TiO2) отличают шпинелиды из пород дайки «Бушканайская» от минералов характерных для пород пикритового состава Кондерского
массива [Октябырьский, 1992] и Чадобецкого поднятия [Лапин, 2004]. По химическому составу шпинелиды дайки Бушканайская близки минералам из кимберлитов Якутии[Бовкун, 2005], отличаясь повышенным содержанием Al2O3. На большинстве классификационных диаграмм (Fe3/Fe3+Al+Cr –
Fe2/Fe2+Mg; Cr/Cr+Al+Fe – Fe2/Fe2+Mg; Cr – Al – Fe3+Ti и т.д.) шпинелиды попадают в поле неалмазоносных кимберлитов и лампроитов или в поле характерное для представителей основной массы кимберлитов.
Зерна титаномагнетита отмечены в обеих выделенных разновидностях пород дайки. Преобладающая форма зерен титаномагнетита в первой разновидности пород кубическая, октаэдрические и
аморфные формы встречаются реже. В породе первого типа титаномагнетит выполняет каймы вокруг
зерен шпинелидов и индивидуализированные зерна в основной массе, реже включения в пироксенах.
На графике (Рис. 2.), иллюстрирующем зависимость содержания TiO2 от содержания FeO, титаномагнетиты из выделенных разновидностей пород образуют два тренда. Для минералов из первой
разновидности характерно увеличение концентрации FeO без существенных изменений TiO2, тогда
как для второй разновидности пород наблюдается обратная зависимость в распределении этих элементов. Различия между минералами из выделенных пород наблюдается и в содержании Al2O3, TiO2, FeO,
Cr2O3. Так содержание MgO во втором типе пород составляет 0,1-0,4 мас % достигая 3,3 вес % в первом типе.
Зерна магнетита в выделенных типах пород единичны и характеризуются аморфной реже кубической формой, образуя индивидуализированные зерна в основной массе и в единичных случаях каймы вокруг шпинелидов.
Отмечены единичные зерна ильменит в первой разновидности выделенных пород. Минерал образует удлиненные лейстовидные кристаллы, и изометричные зерна. Наблюдаются срастаний с гидрогранатом и магнетитом, отмечено включение прайдерита. Основной характеристикой ильменита является повышенное содержание MnO и обедненность MgO, что совершенно не свойственно породам
лампроитового состава и встречается в кимберлитовых породах Якутии.
Следует отметить, что по геохимическим особенностям (ICP-MS) породы первой разновидности
дайки «Бушканайская» проявляют значительное сходство с архангельскими кимберлитами трубок им.
В. Гриба и Пионерская, а породы второй выделенной разновидности дайки аналогичны щелочным
пикритам трубок Водораздельная, Умбинская Архангельской алмазоносной провинции.
На основании выполненных нами исследований был сделан следующий вывод: По минералого–
петрографическим и геохимическим (редким и редкоземельным элементам) особенностям породы
второй выделенной разновидности аналогичны породам пикритового состава классических щелочноультраосновных провинций. Тогда как породы первой выделенной разновидности близки породам
кимберлитового состава Архангельской провинции.
Список литературы
Бовкун А. В., Гаранин В. К., Кудрявцева Г. П. и др. Эволюция составов шпинелидов из кимберлитов. //
Геология алмазов будущее и настоящее. Якутия, 2005. С. 941-950
Вахромеев Г. С., Родионов Н. И., и др. Отчет о результатах геолого-геофизических работ Бушканайской
партии, 1964.
Владимиров Б. М., Дауев Ю. М., Зубарев Б. М. и др. Геология и генезис алмазных месторождений. В
двух книгах. Кн. 1. М.: ЦНИГРИ, 1989. 242 С.
Голубева Ю. Ю., Цепин А. И. Уточненные критерии диагностики кимберлитов Якутии: петрохимия, минералогия // Докл. АН, 2004., Т.397, №3, С. 385-390.
Джейкс А., Луис Дж., Смит К. Кимберлиты и лампроиты Западной Австралии: Пер. с англ. М.: Мир,
1989, 430 с.
Егоров К. Н., Корнилова В. П., Сафонов А. Ф. и др. Слюдяной кимберлит из трубки УдачнаяВосточная. // Докл. АН 1986, Т.291, № 1. С. 199-202.
Энтин А. Р., Зайцев А. И., Лазебник К. А. и др. Карбонатиты Якутии (вещественный состав минералогия). Якутск: ЯНЦ СО РАН, 1991, 240 с.
152
Владимиров Б. М., Соловьева Л. В., Киселев Л. В., и др. Кимберлиты и кимберлитоподобные породы.
Кимберлиты – ультраосновная формация древних платформ. Новосибирск: Наука, 1990. С. 264.
Лапин А. В., Лисицин Д. В. О минералогическом типохимизме щелочных ультраосновных магматитов
Чадобецкого поднятия // Отечественная геология, 2004, №6. С. 83-93.
Митчелл Р. Х. Лампроиты – семейство щелочных горных пород. // Записки ВМО, 1988. Ч. СХVII, Вып 5.
С. 575-586.
Октябырьский Р. А., Ленников А. М., Залищак Б. Л. и др. Хромшпинелиды Кондерского массива. //
Изв. Ан. Серия геологическая, 1992, №8. С.79-90.
Чернышева Е. А., Белозерова О. Ю., Костровицкий С. И. Шпинелиды из оливиновых меллилититов
карбонатитовой формации.// Докл. АН, 1999, Т.365, №1. С. 112-115.
Рис.1. Породы дайки «Бушканайская», а – контакт между выделенными разновидностями пород, б – первая разновидность, с – вторая выделенная разновидность пород.
Рис. 2. Соотношение составов титаномагнетитов дайки «Бушканайская» из первой (1) и второй (2) выделенных разновидностей пород в координатах TiO2-FeO.
ВАРИАЦИИ СОСТАВА ПИЛЛОУ-ЛАВ БАЙМАК-БУРИБАЕВСКОЙ СВИТЫ В РАЙОНЕ
ХВОРОСТЯНСКОГО ВОДОХРАНИЛИЩА (ЮЖНЫЙ УРАЛ)
К. Р. Минибаева
Институт геологии УНЦ РАН, Уфа, mkarina@mail.ru
Пиллоу-лавы широко распространены в Магнитогорской мегазоне Южного Урала среди морских отложений предостроводужной и раннеостроводужной геодинамической обстановки. В разрезе
второй спилит-вариолитовой толщи контрастной риолит-базальтовой колчеданоносной баймакбурибаевской свиты (D1 ems) в районе Хворостянского водохранилища наблюдаются различные виды
пиллоу-лав от подушек макроскопически совершенно однородных с небольшой коркой закалки до
подушек структурно дифференцированных, зональных, с многочисленными концентрическими зонами миндалин и вариолей, идущих до самого центра шара. Часто встречаются подушки с краевой сильно развитой вариолитовой зоной, а также и полностью вариолитовые подушки. В подушках баймакбурибаевской свиты наблюдается зональное рапределение химических элементов, которое не одинаково для различных частей разреза и которое зависит от процессов последующих за излиянием подушечных индивидов: консолидации, гальмиролиза, диагенеза. Данный участок характеризуется окислительными условиями стадии диагенеза и находится на фланге Юбилейной рудоконтролирующей ячейки. В дальнейшем эти породы претерпели несколько этапов постмагматических преобразований, что
нашло отражение в перераспределении химических элементов в различных оболочках подушек. Породы нижней и средней частей спилит-вариолитовой толщи изменены в хлорит-эпидотовой ступени зеленокаменной фации метаморфизма, а верхней части толщи – в пренит-актинолитовой.
Содержания петрогенных элементов в нижней и средней частях разреза плавно изменяются от
периферии к центру на 2-3%: содержание SiO2 увеличивается, а содержание суммарного железа и
MgO наоборот убывают. Химический состав пиллоу-базальтов верхней части разреза в среднем характеризуется содержанием SiO2 в пределах 53-65%, MgO варьирует от 6 до 12%. Наиболее кислые и
магнезиальные разности близки к бонинитам. Для подушек этой части разреза в целом характерно
следующее распределение петрогенных элементов: содержания SiO2 и Na2O равномерно возрастают
от края к центру подушки, а количества суммарного железа, CaO, MgO и незначительно Al2O3 убывают от ее края к центру.
Средняя подтолща спилит-вариолитовой толщи баймак-бурибаевской свиты в районе Хворостянского водохранилища отлагалась в одном цикле достаточно быстро, кристаллизация внутренних
частей подушек происходила уже в погребенном состоянии, когда сверху находились более поздние
порции подушек, а самые верхние подушки из средней подтолщи спилит-вариолитовой толщи застывали полностью в аква-условиях, т.к. между отложением второй и третьей толщи был значительный
153
перерыв. Благодаря этому верхняя часть второй толщи сильно изменена процессами подводного выветривания-гальмиролиза. Такие условия кристаллизации отражены в структурах пород, а также в
распределении химических элементов. Наибольшие вариации состава характерны для подушек верхней части подтолщи.
В подушечных телах баймак-бурибаевской свиты Хворостянского участка наблюдаются признаки гравитационной дифференциации, проявившейся в том, что нижние части более обогащены
вкрапленниками и микролитами. Местами сохранились признаки реликтовой зональности, проявившейся на стадии диагенеза-гальмиролиза. Но в первую очередь вариации состава подушек данной свиты обусловлены вторичными изменениями.
Таким образом можно сделать выводы, что вариации первоначального состава зависят от скорости остывания всего объема подушки. Медленное остывание подушки ведет к большей магматической
дифференциации в отдельной подушке и соответственно и большей разнице в химических составах.
Длительное воздействие морской воды на породу приводит к большему выносу-привносу химических
компонентов в различные зоны подушек. Наиболее подверженное воздействию гальмиролиза гидратированное стекло при дальнейшем преобразовании сильно изменяется, тем самым увеличивая разницу составов при последующих наложенных процессах.
К ВОПРОСУ О ХАРАКТЕРЕ ВУЛКАНИЗМА В СИНСДВИГОВЫХ
ВУЛКАНО-ТЕКТОНИЧЕСКИХ СТРУКТУРАХ
А. Н. Митрохин, В. П. Уткин, П. Л. Неволин
Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, stakhor@yandex.ru
При рассмотрении геодинамики формирования вулканотектонических структур (ВТС) в зонах
сдвиговых дислокаций исследователи в своих построениях исходят обычно из модели простого сдвига, связывая при этом возникновение и развитие ВТС главным образом со сколовыми и раздвиговыми
(деструктивными) формами сдвигания в области сосдвигового растяжения или, иначе, пулл-апартах.
Такой акцент явно недоучитывает степень влияния на характер синсдвигового вулканизма еще одного
тектонического фактора – синсдвигового латерального сокращения коры, проявляющегося под действием инициирующего сжатия в виде линейной системы косо ориентированных и более ранних по
отношению к сдвигам складчатых или подобных им син- и антиформ. А между тем свидетельств влияния данного фактора на синсдвиговый магматизм вообще и вулканизм в частности накапливается все
больше и больше [Mitrokhin, 1998; Митрохин, Уткин, 2005; Уткин, 1977, 2006 и др.]. Примером тому
служит и Комсомольский рудный район (КРР).
Район расположен на западной окраине северной части Сихотэ-Алинской аккреционноскладчатой системы в зоне сочленения Баджальской и Горинской структурно-формационных зон. КРР
сформировался в период меловой (апт-кампан) тектономагматической активизации. Верхи его разреза
слагают апт-кампанские эпиконтинентальные вулканогенные и вулканогенно-осадочные породы кислого (холдаминская свита) и среднего (амутская свита) состава, подстилаемые континентальной молассой. Эти породы перекрывают с резким угловым и азимутальным несогласием верхнетриасововаланжинское кремнисто-терригенное основание. Чехол и основание последовательно прорваны апткампанскими интрузиями пурильскогосилинского чалбинского комплексов мяочанской серии
(рис.). Стратифицированные и интрузивные образования рассекаются линейными или (редко) трубообразными телами кварц-турмалиновых метасоматитов, к которым приурочено большинство оловянных месторождений и проявлений КРР [Радкевич и др., 1971; Семеняк и др., 2000; Гоневчук, 2002 и
др.]. Магматизм и рудоотложение протекали на фоне левосторонней активизации ССВ разломов Комсомольской сдвиговой зоны (КСЗ) под действием ССЗ (340-350°) латерального сжатия.
Вулканогенно-осадочная толща КРР слагает эпиконтинентальные бассейны и представлена в
своей нижней части ритмично переслаивающими осадочными (типа континентальной молассы) породами с риолитовыми и (выше) риодацитовыми пирокластами (холдаминская свита, K1apt-K2tur). Верхняя ее часть представлена андезитовыми, андезибазальтовыми и порфиритовыми пирокластами и ла-
154
вами (амутская свита, K2tur-con). Причем в этих свитах снизу вверх при общем увеличении мощности
разреза четко наблюдается плавное нарастание доли вулканогенного материала от чисто обломочных
пород к пирокластам и затем к лавам с синхронной заменой продуктов кислого вулканизма на продукты среднего и основного [Радкевич и др., 1971; Семеняк и др., 2000; Mitrokhin, 1998 и др.]. Наиболее
ранние риолитовые вулканиты комагматичны пурильским кали-натровым гранитоидам. Лежащие выше риодацитовые вулканиты либо считаются комагматичными чалбинским гранитоидам, либо выделяются в самостоятельную фазу вулканизма. Самые поздние амутские андезиты и андезибазальты
единодушно рассматриваются как комагматичные силинским монцонитоидам [Радкевич и др., 1971;
Семеняк и др., 2000; Гоневчук, 2002 и др.].
Имеющиеся данные показывают, что эти эпиконтинентальные бассейны, приуроченные к пологим (с наклоном бортов до 20-25о) повторным прогибам доаптского консолидированного терригенного основания, формировались в условиях синсдвигового орогенеза, который происходил одновременно со становлением рудно-магматического комплекса КРР. Течение этих процессов было обусловлено развитием КСЗ [Уткин, 1989; Сорокин и др., 1995; Mitrokhin, 1998 и др.], входящей в состав системы ССВ левых сдвигов Сихотэ-Алиня, чья продолжавшаяся в апте-кампане активизация определяла характер тектогенеза региона в целом и, как следствие, особенности миграции и локализации рудно-магматического вещества [Уткин, 1980, 1989 и др.].
Действительно, наиболее крупные апт-кампанские прогибы КРР (самые известные из них –
Западный с Амутской мульдой и Восточный) и сопряженные с ними поднятия (Центральное, Чалбинское и др.) имеют выдержанное СВ (40-55о) простирание (рис.). Для них характерно чередование и
четко выраженная линейность (со слабой ундуляцией субгоризонтальных шарниров в местах проявления поперечных СЗ прогибов), а также закономерно косая (часто под углами, близкими к 45о) ориентация к системе проявленных в основании ССВ (0-2о) левых сдвигов КСЗ. Перечисленные особенности свидетельствуют, что зарождение прогибов и поднятий в апте происходило в условиях простого
сдвига при явном наследовании не только генерального СВ простирания, но и стиля доаптской складчатости основания вулканитов, происходившей также в условиях сдвигового геодинамического режима.
За то, что апт-кампанский орогенез наследовал стиль предшествующих деформаций, свидетельствует анализ структуры вулканогенно-осадочных пород, компенсирующих прогибы [Дубровский и
др., 1979; Сорокин и др., 1995; Mitrokhin, 1998 и др.]. Здесь пликативные деформации проявлены в
виде линейных преимущественно СВ (40-55о) складок продольного изгиба в сочетании с взбросами
(по типу веерного кливажа и кливажа осевой поверхности) и межслоевыми надвигами, отвечая тем
самым условиям СЗ (310-325о) латерального сжатия. Последнее подчеркивается также наложением на
СВ складки поперечных СЗ складок сбросового генезиса. Причем указанные деформации, развитые
над ССВ левыми сдвигами основания, связаны с ними парагенетически и отражают, как и эшелонированные рудоконтролирующие структуры растяжения, их эмбриональные формы развития [Уткин,
1989; Сорокин и др., 1995 и др.]. Совокупность пликативных и наложенных на них деструктивных
дислокаций, проявленных в вулканогенно-осадочном чехле, по аналогии с другими изученными в
этом отношении районами Сихотэ-Алиня [Уткин, 1980, 1989 и др.] характеризует структуру фронта
миграции сдвигов от нижних уровней коры к верхним, происходившей в условиях ССЗ (340-350о) латерального сжатия. Свидетельством этому служит также систематическое проявление в бассейнах
ВСВ (60-80о) складок, субнормальных такому сжатию, и присдвиговых ЗСЗ (280-290о) складок инерционного типа [Mitrokhin, 1998 и др.].
Антиклинали и синклинали, прослеживающиеся на всю мощность меловой вулканогенноосадочной толщи, конформны расположенным под ними выступам и прогибам основания, являясь
прямым их продолжением. Это еще раз, наряду с анализом данных о возрасте рудно-магматических
образований [Сорокин и др., 1995] и строения вулканогенно-осадочной толщи [Mitrokhin, 1998 и др.],
подчеркивает, что миграция по вертикали ССВ левых сдвигов КСЗ в апте-кампане, равно как и складкообразование, связанное с ней, носили конседиментационный характер, продвигаясь вверх по мере
наращивания вулканогенно-осадочной толщи (так это происходило и в Сихотэ-Алине начиная с раннего мела [Уткин, 1980, 1989 и др.]).
155
В подошве бассейнов конформные складкам выступы и прогибы консолидированного основания сопровождаются взбросовыми и отчасти сбросовыми деформациями, организованными, соответственно, по типу продольного и поперечного соскладчатого кливажа. Взбросовые деформации развиты на бортах СВ и ВСВ структур с образованием вееров, сходящихся под выступами и над прогибами.
Эти веера прослеживаются как на глубину с нарастанием интенсивности деформаций, так и в покровную вулканогенно-осадочную толщу, переходя в кливаж, ассоциирующий с самими складками. Причем переход этот достаточно контрастный из-за того, что веера рассекаются зонами соскладчатых
(субпараллельных слоистости и подошве чехла) надвигов. Встречные ВСВ-СВ надвиги, как и в позднемеловом вулканогенном чехле Сихотэ-Алиня [Уткин, 1980], зачастую подменяют складчатый тип
сосдвигового латерального сокращения горизонтально лежащих вулканогенно-осадочных толщ. Поперечные деформации основания в виде зон СЗ сбросов и их аналоги внутри бассейнов наложены на
продольные.
Почти повсеместное развитие этих деформаций в основании, их строгая упорядоченность, четкая соорганизованность с конседиментационными структурами бассейнов свидетельствуют, что основание деформировалось синхронно с вулканогенно-осадочной толщей путем продольного и отчасти
поперечного его кливажирования, происходившего в условиях простого сдвига. Необходимо отметить,
что характер взбросового, взбросо-надвигового кливажирования, отражающего механизм латерального сокращения коры при его продольном сжатии, повторяет в миниатюре строение горт-аккреционных
систем Амуро-Уссурийского региона, формирование которых происходило в юре-раннем мелу [Уткин, 1996 и др.]. Причем данные по составу континентальной молассы в холдаминской свите [Радкевич и др., 1971; Дубровский и др., 1979; Mitrokhin, 1998 и др.] показывают, что «растущие» выступы
(антиклинали) в апт-кампане сопровождались пенепленизацией и служили источниками сноса обломочного материала, а прогибы (синклинали) – бассейнами седиментации. Следовательно, синсдвиговые деформации основания вулканогенно-осадочной толщи влияли на процессы денудации, транспортировки, аккумуляции обломочного материала и, таким образом, на фациальные особенности отложений холдаминской свиты.
Таким образом, сказанное выше с учетом наблюдаемой приуроченности батолитоподобных
(лакколитообразных) интрузивов мяочанской серии к сводам смежных с прогибами поднятий [Радкевич и др., 1971; Mitrokhin, 1998 и др.] и общей их конкордантности подошве и слоистости чехла [Митрохин, Уткин, 2005 и др.] говорит о том, что апт-кампанское сокращение коры в КРР несет на себе
признаки взаимодействия двух процессов: как веерного кливажированием по типу соскладчатых
взбросов, так и формирования подобной складчатости в сочетании с надвигами. Такая ситуация по
отношению к магматитам КРР предполагает, что вначале происходило нагнетание магматического
материала в соскладчатые декомпрессионные камеры в сводах поднятий и под прогибами с его проникновением затем (по мере заполнения камер) во вмещающую толщу по ВСВ-СВ и СЗ разломам и
ССВ левым сдвигам КСЗ, его последующим извержением в прогибах (где сосредоточена основная
масса вулканов, рис.) и далее становлением дайковых и жерловых фаций пород мяочанской серии.
Наиболее ярко это видно на примере пород силинского вулканоплутонического комплекса. Мощность
входящих в его состав эффузивов амутской свиты (более 2 км) в Западном и Восточном прогибах
вполне сопоставима с мощностью Силинского лакколитообразного массива (2.5-3 км), приуроченного
к своду смежного Центрального поднятия и вмещающего комагматичные им монцонитоиды.
Список литературы
Гоневчук В. Г. Оловоносные системы Дальнего Востока: магматизм и рудогенез. Владивосток: Дальнаука, 2002, 298 с.
Дубровский В. Н., Малиновский Е. П., Родионов С. М. Структура и зональность оловорудных месторождений Комсомольского района. М.: Наука, 1979, 135 с.
Митрохин А. Н., Уткин В. П. Особенности формирования синсдвиговых гранитоидов Комсомольского
рудного района (КРР) // Беломорский подвижный пояс и его аналоги: геология, геохронология, геодинамика,
минерагения: Мат. научн. конф. и путеводитель экскурсии. Петрозаводск: Институт геологии КарНЦ РАН, 2005.
С. 231-234.
Радкевич Е. А., Асманов В. Я., Бакулин Ю. И. и др. Геология, минералогия и геохимия Комсомольского
района. М.: Наука, 1971, 335 с.
156
Семеняк Б. И., Митрохин А. Н., Сорокин Б. К. и др. Геохимия Комсомольского рудного района: терригенные и магматические породы // Рудные месторождения континентальных окраин. Владивосток: Дальнаука,
2000. С. 181-201.
Сорокин Б. К., Митрохин А. Н., Касаткин С. А. Сравнительный анализ дислокаций апт-кампанского
вулканогенного и доаптского терригенного комплексов Комсомольского района (на примере Фестивального месторождения) // Тихоокеан. Геология, 1995, Т. 14, № 5. С.46-56.
Уткин В. П. Разрывные нарушения и складчатые сооружения Восточного Приморья // Изв. АН СССР.
Сер. геол., 1977, № 3. С.101-112.
Уткин В. П. Сдвиговые дислокации и методика их изучения. М.: Наука, 1980, 144 с.
Уткин В. П. Сдвиговые дислокации, магматизм и рудообразование. М.: Наука, 1989, 165 с.
Уткин В. П. Горст-аккреционные системы, рифто-грабены и вулкано-плутонические пояса юга Дальнего
Востока России. Статья 1. Горст-аккреционные системы и рифто-грабены // Тихоокеан. Геология, 1996, Т. 15,
№6. С.44-72.
Уткин В. П. Роль сдвигов океанической коры литосферы в формировании вулканических поясов Тихого
океана // Доклады Академии наук, 2006, Т.408, № 5 (в печати)
Mitrokhin A. N. Cretaceous volcanogenic sedimentary basins and folding in the Komsomolsky tin-ore region,
Khabarovsk Territory, Russia // Geoscience Journal. 1998, V.2, №3. P.124-133.
Рис. Геолого-структурная схема Комсомольского рудного района с элементами геодинамики (из
[Mitrokhin, 1998] с изменениями).
1 – базальтово-долеритовые покровы с озерно-аллювиальными отложениями (N-Q); 2-5 – породы мелового вулканогенного чехла: 2 – эффузивы среднего состава амутской свиты (K2tur-cp), включая экструзивные и
жерловые фации, 3 – конгломераты с эффузивами кислого и среднего состава третьей-пятой пачек холдаминской
свиты (K2cm-tur), 4 – конгломераты с вулканическими породами кислого состава первой-второй пачек холдаминской свиты (K1ap-al), 5 – молассовые отложения (K1ap-al); 6-7 – породы доаптского консолидированного основания: 6 – терригенные породы (преимущественно флиш) (J-K1v), 7 – кремнистые и кремнисто-терригенные породы
(T3), включая пермско-триасовые аллохтоны с кремнисто-терригенными, карбонатными породами и метабазальтами; 8-10 – меловые интрузивные породы: 8 – монцонитоиды силинского комплекса, 9 – калинатровые гранитоиды пурильского комплекса, 10 – калиевые граниты чалбинского комплекса; 11 – рудоносные зоны кварцтурмалиновых метасоматитов (а), оловянные месторождения (б), 12 –вулканы (K1-2ap-cp) (а), в т.ч. крупнейшие
(б): Мяочанский (М), Курмиджинский (К), Ветвистый (В); 13-14 – оси синсдвиговых (K1-2ap-cp) синклинальных
прогибов (1) и антиклинальных выступов (2) консолидированного основания: Западного (З), Огненского (О), Восточного (В), Чалбинского (Ч), Центрального (Ц) и Элиберданского (Э); 15 – интрузивные массивы: Чалбинский
(Ч), Силинский (С), Верхне-Силинский (В), Сектахский (Ст), Пурильский (П); 16 – разломы (1), в том числе прослеживаемые под перекрывающими толщами (2); 17-19 – элементы строения и геодинамики формирования Комсомольской сдвиговой зоны (КСЗ) (по [Уткин, 1980] с изменениями): 17 – крупнейшие рудо- и магмоконтролирующие ССВ-СЮ левые сдвиги КСЗ: А – Амутский, С – Солнечный, Лу – Лучистый, П – Перевальный, Л – Левобережный; 18 – границы КСЗ; 19 – направление инициирующего латерального сжатия; 20 – СЗ и ВСВ рудо- и
магмоконтролирующие разломы: Сектахский (Сх), Курмиджа-Пурильский (К), Силинский (Сл); 21 – элементы
залегания пород в доаптском консолидированном основании.
ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ОХОТСКО-ЧУКОТСКОГО ВУЛКАНИЧЕСКОГО
ПОЯСА В ЗЕМНОЙ КОРЕ И ВЕРХНЕЙ МАНТИИ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО
РЕГИОНА РОССИИ (ГРАВИТАЦИОННЫЕ МОДЕЛИ)
А. М. Петрищевский
Институт комплексного анализа региональных проблем ДВО РАН, Биробиджан, petris@stl.ru
На протяжении 50 лет структурное положение и происхождение Охотско-Чукотского вулканического пояса (ОЧВП) являются предметом острых дискуссий, однако до сих пор исследователи не
пришли к согласию в понимании тектонических процессов, обусловивших образование этого гигантского окраинно-материкового вулкано-плутонического сооружения. Во многом это связано со слабой
изученностью Северо-Востока России глубинными геофизическими исследованиями (ГСЗ, МОВЗ и
МТЗ), на большей части которого единственным источником сведений о строении глубоких слоев
земной коры и верхней мантии являются гравиметрические данные [Ващилов, 1993, 2003]. Традици-
157
онное гравитационное моделирование глубинных структур (подбор плотностных моделей) под вулканическими полями ОЧВП осложняется приуроченностью пояса к мощной гравитационной ступени
(амплитудой более 50 мГл), к которой со стороны континента с резким угловым несогласием примыкают аномалии (минимумы и максимумы) второго и более высоких порядков [Тектоническая…, 1984,
рис. 1], и тесной пространственной сопряженностью высокоплотных андезитовых вулканических излияний с низкоплотными субвулканическими гранитоидами. По последней причине ОЧВП не сопровождается региональным гравитационным минимумом, характерным для структур прогибания земной
коры.
Новые особенности глубинного строения земной коры и верхней мантии в основании ОЧВП
были выявлены с помощью оригинального подхода к гравитационному моделированию глубинных
структур, основывающегося на аппроксимации трехмерного геологического пространства элементарными точечными и эквивалентными сферическими массами [Петрищевский, 2004, 2005].
Рассматриваемые ниже модели (рис. 1, 2) характеризуются внутренней однозначностью (т.е. по
одному распределению поля можно построить только одно распределение моделируемых параметров),
при этом эквивалентность их, по определению В.Н. Страхова [1972], непрерывна относительно плотности возмущающих масс, благодаря чему в этих моделях реализуется принцип “томографического
просвечивания” геологической среды [Петрищевский, 2005]. Главной особенностью этих моделей является возможность изучения структурных и вещественных свойств формализованного геологического пространства без вспомогательной априорной информации (стратиграфия, петрофизика, сейсморазведка и др.) и предварительных тектонических гипотез, что способствует объективности получаемых
данных. Эффективность и геологическая достоверность таких моделей оцениваются при сопоставлении результатов моделирования с комплексом предшествующих геолого-геофизических данных и
подтверждаются решениями прямой итерационной задачи гравитационного потенциала.
В распределении центров плотностных неоднородностей (Z0) нижнекорового слоя (рис. 1-а)
вулканический пояс выражен S-образной зоной локальных поднятий условной поверхности (Z 0), которые могут быть связаны с сокращением мощности земной коры и воздыманием мантийных и нижнекоровых масс – типичной особенностью структур растяжения. К западу и востоку от ОЧВП наблюдаются субпараллельные ему зоны относительного прогибания нижнекоровых масс, повсеместно
наблюдаемые под аккреционно-складчатыми системами континентов и островными дугами окраинных морей – структурами сжатия. К юго-восточной зоне сжатия приурочены позднемезозойскокайнозойские Корякская и Западно-Камчатская аккреционно-складчато-надвиговые системы, а к северо-западной – мезозойские складчатые комплексы юго-восточного обрамления Северо-Азиатского
кратона (на южном отрезке ОЧВП) и Колымо-Омолонского супертеррейна (на северном). По полученным данным (рис. 1-а), тектоническая позиция ОЧВП определяется приуроченностью его к структуре растяжения земной коры, в зоне которой в альб-сантонское время произошли мощные вулканические излияния преимущественно андезитового состава [Белый, 1998]. С более поздним (кайнозойским)
периодом развития Охотско-Чукотской структуры растяжения, по-видимому, связана система кайнозойских впадин (ТИНРО → Шелехова → Пенжинская → Марковская → Анадырская), протягивающаяся вдоль юго-восточных границ ОЧВП. Небольшое (порядка 80 км) северо-западное смещение оси
глубинного раздвига относительно осей упомянутых впадин может быть обусловлено латеральной
миграцией зоны растяжения, либо – поддвиганием нижнекорового (или корово-мантийного) слоя “тихоокеанской ” литосферы под формирующуюся континентальную окраину в кайнозое и встречным
перемещением приповерхностных тектонических масс.
Структурная связь ОЧВП с плотностными неоднородностями верхней мантии (рис. 1-б) выражена приуроченностью пояса к области погружения (утолщения слоя) плотностных неоднородностей
в интервале глубин 75-110 км от поверхности геоида в зоне коллизии Тихоокеанской литосферный
плиты с Евразиатской и Северо-Американской. Карта-срез объемной модели градиентов плотности
тектоносферы на глубине 70 км (рис. 2-б) позволяет предположить, что в этом слое отсутствуют источники интенсивных гравитационных аномалий, а это является признаком его пониженных реологических свойств (низкой вязкости) [Петрищевский, 2005]. Этот слой соответствует астеносфере, кровля
которой в пределах и на обрамлении пояса располагается на глубинах 60-70 км [Ващилов и др, 2003].
В интервале глубин 37-55 км (рис. 2-а) проведенными расчетами выявлен второй слой пониженной
158
вязкости, который сопровождается проводящими зонами (ρ t < 20 омм) в основании примагаданского
звена ОЧВП на глубинах 20-60 км [Ващилов и др., 2003, табл.1]. Таким образом, подкоровый и подлитосферный слои верхней мантии ОЧВП, ответственные в недалеком прошлом (90-110 млн лет назад)
за накопление и извержение на поверхность гигантских объемов вулканических масс, до сих пор
находятся в вязком (или текучем) состоянии и способствуют активному взамодействию Тихоокеанской и Евразиатской плит на коровом и литосферном уровнях. На коровом уровне (рис. 1-а) континентальная окраина характеризуется субпараллельной ориентировкой структур сжатия (аккреции) и растяжения (рифтогенеза), отражающих направленно-колебательный характер тектонических процессов
[Чехов, 2000], а на мантийном уровне, в интервале глубин 75-110 км (рис. 2-б), область коллизии литосферных плит сопровождается дроблением и расплавлением верхней мантии: понижением ее реологических свойств.
Стандартная 2-мерная плотностная модель зоны перехода “континент-океан”, составленная по
распределениям градиентов плотности в нижней части коры и в верхней мантии до глубины 120 км
(рис. 2-в), иллюстрирует приуроченность Охотско-Чукотского вулканического пояса к зоне глубинного контакта (поддвигания) океанической корово-мантийной пластины (“охотоморской” или “тихоокеанской”) с кристаллическими комплексами континентальной коры. Полученная модель объясняет
причину выжимания магматических масс, источником которых являются подкоровый и астеносферный слои пониженной вязкости, к поверхности Земли.
Изучение формализованных инаприорных моделей распределений элементарных плотностных
неоднородностей простейших модельных классов (шар, сфера) , обладающих внутренней (процедурной) единственностью решений, позволяет существено сузить спектр возможных причин происхождения Охотско-Чукотского вулканического пояса (существует более 10 точек зрения по этой проблеме
[Белый, 1998; Чехов, 2000]). По полученным данным, ОЧВП характеризуется отчетливыми признаками приуроченности его к шовной зоне над глубинной (мантийной) позднемезозойской границей литосферных плит и к рифтогенной коровой структуре с типичным инверсным рельефом кровли (прогибание) и подошвы (воздымание) консолидированной коры. Наблюдаются признаки миграции рифтогенных процессов с северо-запада на юго-восток. Рассмотренные модели отвергают гипотезы автономной
(наложенной) активизации, приуроченности пояса к орогенной или палеоостровной структуре, миогеосинклинальному или краевому прогибу.
Список литературы
Белый В. Ф. Окраинно-континентальные тектоно-магматические пояса Тихоокеанского сегмента Земли.
Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1998, 58 с.
Ващилов Ю. Я. Глубинная структура, геодинамика и геокинематика Северо-Востока России // Структура
и геокинематика литосферы Востока России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1993. С. 5-19.
Ващилов Ю. Я., Гайдай Н. К., Максимов А. Е., Любомудров В. В., Лучинина А. В., Постникова В. В.
Полиастеносфера Северо-Востока России – методы изучения, структура, кинематика, динамика // Астеносфера и
литосфера Северо-Востока России (структура, геокинематика, эволюция). Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2003. С.
135-142.
Петрищевский А. М. “Теневые” гравитационные модели глубинных структур земной коры и верхней
мантии // Геофизика, 2004, № 4. С. 48-54.
Петрищевский А. М. Гравитационная томография тектоносферы Дальнего Востока России в классе сферических источников // Геофизика, 2005, № 5. С. 47-57.
Страхов В. Н. К вопросу о единственности решения плоской обратной задачи теории потенциала // Изв.
АН СССР. Физика Земли, 1972, № 2. С. 38-49.
Тектоническая природа геофизических полей Дальнего Востока. М.: Наука, 1984, 200 с.
Чехов А. Д. Тектоническая эволюция Северо-Востока Азии. М.: Научный Мир, 2000, 204 с.
Рис. 1. Распределения центров плотностных неоднородностей (Z0) в нижнем слое земной коры (а) и астеносфере (б)
1 – изолинии глубин залегания центров плотностных неоднородностей, км; 2-3 – оси поднятий (2) и погружений (3) возмущающих масс; 4 – Охотско-Чукотски вулканический пояс. n – число расчетных точек.
159
Рис. 2. Карты срезы (а, б) и разрез (в) объемной модели градиентов плотности земной коры и верхней мантии; г- плотностная модель.
1 – вулканогенно-осадочный слой; 2 – островодужные комплексы Камчатки; 3 – мезозойские гранитоиды;
4 – Охотско-Чукотский вулканический пояс; 5 – субкристаллический слой континентальной коры; 6 – коровомантийная пластина океанического происхождения; 7 – слой пониженной вязкости; 8 – ось поднятия вязкого
слоя на схемах (а, б); 9 – твердая мантия; 10 – границы тектонических структур на разрезе и их обозначения; 11 –
изолинии градиента поверхностной плотности слоев, 10 -2 кг / м 2 / км; 12 – графики аномалий Буге: тонкая линия
– наблюденный, толстая линия – расчетный; 13 – границы плотностных сред, 14 – расчетная плотность сред.
Аббревиатура структур над разрезами: ОЧВП – Охотско-Чукотский вулканический пояс, ЗК – ЗападноКамчатская островная дуга, литосферные плиты: ЕАП – Евпазиатская, ОП- Охотоморская, ТП – Тихоокеанская.
Нс – глубина поверхности, на которую конденсируются плотностные неоднородности слоя, n = число расчетных
точек.
ВНУТРИФОРМАЦИОННОЕ ПОЛОЖЕНИЕ КИСЛЫХ ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД
ТРАХИДАЦИТ-КОМЕНДИТ-ТРАХИБАЗАЛЬТОВОЙ ФОРМАЦИИ В
АМГУЭМО-КАНЧАЛАНСКОМ ПОЛЕ ОХОТСКО-ЧУКОТСКОГО
ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПОЯСА
В. Ф. Полин, 1В. Г. Сахно, 2Н. И. Романов
1
Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, vfpolin@mail.ru
Федеральное государственное унитарное геологическое предприятие «ГЕОРЕГИОН», Анадырь,
vvl@chukotnet.ru
1
2
Охотско-Чукотский вулканический пояс (ОЧВП), размещенный на стыке двух тектонических
областей, характеризуется сложной вещественно-структурной зональностью. Отчасти этим объясняется неоднозначность толкования его пространственных и хронологических границ. Одни исследователи
полагают, что формирование ОЧВП происходило в течение примерно 25 млн лет, от среднего альба до
сантона включительно [Белый, 1994; Белый, Белая, 1998; Котляр и др., 2001 и др.]. В последние годы
опубликованы принципиально новые результаты по началу формирования пояса и общей длительности вулканизма в этой планетарного масштаба вулканоструктуре, укладывающие время ее становления в катастрофически узкий промежуток времени величиной в 5-10 млн лет [Kelley et al., 1999; Акинин и др., 2000; Ispolatov et al., 2004; и др.]. Многие другие ученые [Устиев, 1959; Сперанская, 1962;
Кундышев, Верховская, 1984; Вулканические пояса Востока Азии, 1984; Самылина, 1986 и др.; Умитбаев, 1986; Лебедев, 1987; Филатова, 1988; и др.] период становления ОЧВП принимают значительно
шире, привлекая большой объем фитостратиграфических и радиоизотопных материалов. Ранее полученные нами [Полин и др., 1997] калий-аргоновые и аргон–аргоновые датировки возраста вулканитов
и плутонитов из различных структур Восточно-Чукотской вулканической зоны ОЧВП, в сочетании с
опубликованными и многочисленными фондовыми данными для всего пояса, также свидетельствуют
о продолжительной (не менее 40 млн лет) истории его развития. Было установлено, что общий размах
величин калий-аргоновых датировок для магматитов различной формационной принадлежности охватывает диапазон классов от 150-140 до 20-25 млн лет. Ряд крайних значений связан с разными причинами, что вызывает необходимость корректировки таких данных. На сводных частотных графиках
границы временных интервалов, отвечающих основным этапам формирования пояса, достаточно
определенно маркируют эпизоды проявления магматизма следующих формаций: раннемеловых риолит-андезитовой и базальт-андезибазальтовой; позднемеловых риолит-гранитной, риодацитовой, андезибазальт-андезит-диоритовой и трахидацит-трахириолит-аляскитовой, сенон-палеогеновой базальттрахибазальтовой и палеогеновой трахидацит-комендит-трахибазальтовой [Белый, 1977; 1994; Вулканические пояса Востока Азии, 1984; Полин, 1990; и др.]. Совпадение пиковых значений возрастов
вулканогенных и плутонических пород в рамках конкретных формаций, а также согласованность их с
фитостратиграфическими датировками по соответствующим стратонам трактуются как указатель бли-
160
зости природы ряда вулкано-плутонических ассоциаций, синхронно проявившихся в различных звеньях пояса.
В последнее время нами получены новые данные по калий-аргоновым радиометрическим возрастам кислых щелочных пород трахидацит-комендит-трахибазальтовой формации АмгуэмоКанчаланского вулканического поля Чукотского звена ОЧВП (табл.).
Таблица
Результаты определения K-Ar возраста кислых щелочных пород трахидацит-комендиттрахибазальтовой формации Амгуэмо-Канчаланского вулканического поля ОЧВП
Проба
ПН - 2011515
ПН-29-263
О-1408-3
6*
502-6**
Геологическое
тело
Шток, г. Гребень
Экструзия, р.
Короткая, г. с
отм. 496,1 м.
Шток, оз.
Алямгытгын
Экструзия, р.
Чумэвээм
Шток, г. Гребень
Минерал/Порода
Калий, %
±σ
Arрад ,(нг/г)
±σ
Санидин/комендит
5,57±0,06
23,19±0,08
Возраст, млн.
лет
±2σ
59,0±1,4
Санидин/пантеллерит
4,79±0,05
20,57±0,07
60,9±1,4
Санидин/щелочной
гранит
Пантеллерит*
6,09±0,06
25,6±0,05
60,9±2,0
-
-
60,0±1,6*
Комендит
3,85±0,04**
15,7±0,03**
58,0±1,0**
40
Примечание. Определение абсолютного возраста K-Ar методом проводилось в Лаборатории изотопной геохимии и геохронологии ИГЕМ РАН на масс-спектрометре МИ-1201 ИГ методом изотопного
разбавления, с применением в качестве трассера 38Ar; определение калия осуществлялось методом пламенной спектрофотометрии. Аналитики: М.М. Аракелянц и В.А. Лебедев.
*Абсолютный возраст (K-Ar), по материалам М.В. Филимонова, 1972 г., аналитик И.А. Загрузина,
СВКНИИ АН СССР. **Абсолютный возраст (K-Ar) по материалам Н.И. Романова и др. 2001 г.; аналитик
А.Д. Люскин, СВКНИИ ДВО РАН.
Материалы по калий-аргоновой датировке калишпата трех магматических тел кислых щелочных
пород из разных сегментов АКВП свидетельствуют, что образование их происходило практически одновременно, в палеоцене, и укладывается в узкий интервал времени: 59-61 млн лет. Это хорошо согласуется с калий-аргоновым возрастом (60 млн лет, определение «по валу», материалы М.В. Филимонова, 1972 г.) еще одного субвулканического тела пантеллерита из басс. р. Чумэвээм, а также опубликованными [Сидоров и др., 1970; и др.] и фондовыми материалами по калий-аргоновому возрасту (66-44
млн лет) трахибазальтовых покровов этой же формации. Практически совпадающие датировки получены для комендитов г. Гребень нами и Н.И. Романовым с соавторами (табл.). При этом мы учитываем
не подкрепленность калий-аргоновых датировок по калишпату анализами по другим минеральным
фазам либо другими изотопными методами, и потому рассматриваем их как верхний временной предел для образования соответствующей породы.
Намечающееся по данным абсолютных датировок внутриформационное положение кислых
щелочных пород хорошо согласуется с имеющимся геологическим материалом. В частности, тело
субвулканического пантеллерита (обр. ПН-29-263) на правобережье р. Короткая (басс. руч. Зимний)
прорывает и метаморфизует нижнюю пачку палеогеновых трахибазальтовых и трахиандезибазальтовых потоков, будучи в то же время расположено гипсометрически ниже выходов верхней пачки не
измененных базальтоидов этой же толщи. Далее, шток комендита г. Гребень (обр. ПН-201-1515) сечется дайкой оливинового трахибазальта, относимого к нунлигранскому субвулканическому комплексу также палеогенового (по калий-аргоновым датировкам) возраста. Последний факт прежде вынуждал геологосъемщиков относить упомянутое тело к позднемеловому леурваамскому комплексу ( материалы Н.И. Романова и др., 2001 г.) позднемеловой трахидацит-трахириолит-аляскитовой формации,
несмотря на явное несоответствие состава пород штока составу этого комплекса.
Таким образом, наши новые калий-аргоновые абсолютные датировки кислых пород трахидациткомендит-трахибазальтовой формации ОЧВП однозначно подтверждают установленный ранее [Сидо161
ров и др., 1970; Кундышев, Верховская, 1984; и др.] ее палеогеновый возраст, оспариваемый в некоторых публикациях [Белый, 1977; 1994; Котляр и др., 2001 и др.], и, вкупе с имеющимися геологическими наблюдениями, доказывают внутриформационное положение кислых щелочных пород в составе
изученной формации, в отличие от господствующей ныне точки зрения на их послебазальтовое происхождение.
Список литературы
Акинин В. В., Хуриган Дж., Миллер Е. М. Новые данные по Охотско-Чукотскому вулканическому поясу: ольская свита в бассейне реки Хета (Ar-Ar датирование) // Магматизм и метаморфизм Северо-Востока Азии.
Материалы 4 Регионального петрографического совещания по Северо-Востоку России / Магадан СВКНИИ ДВО
РАН, 2000. С.82-84.
Белый В. Ф. Стратиграфия и структуры Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. М.: Наука, 1977, 171
с.
Белый В. Ф. Геология Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1994, 76
с.
Белый В. Ф., Белая Б. В. Поздняя стадия развития Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (верхнее
течение реки Энмываам). Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1998, 108 с.
Вулканические пояса Востока Азии. Геология и металлогения. М., 1984, 504 с.
Котляр И. Н., Жуланова И. Л., Русакова Т. Б., Гагиева А. М. Изотопные системы магматических и метаморфических комплексов Северо-Востока России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2001, 319 с.
Кундышев А. С. , Верховская Н. Б. К вопросу о кайнозойском вулканизме Охотско-Чукотского вулканогенного пояса // Докл. АН СССР, 1984, Т. 279, № 3. С. 706-708.
Лебедев Е. П. Стратиграфия и возраст Охотско-Чукотского вулканического пояса. М.: Наука, 1987. 175 с.
Полин В. Ф. Петрология контрастной серии Амгуэмо-Канчаланского поля Чукотки. Владивосток: ДВО
АН СССР, 1990, 228 с.
Полин В. Ф., Иванов В. В., Романов Н. И., Лейер П. У., Молл-Столкап Е. Дж. // Золотое оруденение и
гранитоидный магматизм Северной Пацифики. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1997. С. 92-93.
Самылина В. А. Корреляция континентальных меловых отложений Северо-Востока СССР // Советская
геология, 1986, № 6. С 45-53.
Сидоров А. А. , Берман Ю. С., Найбородин В. И. К проблеме возраста субвулканического золотосеребряного оруденения Северо-Востока СССР // Советская геология, 1970, № 8. С. 77-85.
Сперанская И. М. Кайнозойская формация платобазальтов северного побережья Охотского моря // Геология и геофизика, 1962, № 2. С. 25-41.
Умитбаев Р. Б. Охотско-Чаунская металлогеническая провинция. М.: Наука, 1986, 286 с.
Устиев Е. К. Охоский тектоно-магматический пояс и некоторые связанные с ним проблемы // Советская
геология, 1959, № 3. С. 3-26.
Филатова Н.И. Периокеанические вулканогенные пояса. М.: Недра, 1988, 264 с.
Ispolatov V. O., Tikhomirov P. L., Heizler M., and Cherepanova I. Yu. New 40Ar/39Ar Ages of Cretaceous
volcanics from Central Chukotka: implications for initiation and duration of volcanism within the Northern part of the
Okhotsk-Chukotka Volcanic Belt (Northeastern Eurasia) // J. Geol., 2004, V. 112. P. 369-377.
Kelley S. R., Spicer R. A., and Herman A. B. New 40Ar/39Ar Ages of Cretaceous Chauna Group tephra. Northeastern Russia. And their implications for the geologic history and floral evolution of the North Pacific region. Cretaceous
Res., V. 20. P. 97-106.
ОСОБЕННОСТИ ПЕТРОЛОГИИ ПАЛЕОВУЛКАНИЧЕСКИХ АППАРАТОВ В
ТУФОЛАВОВОЙ ТОЛЩЕ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
В. В. Рябов
Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, trapp@uiggm.nsk.ru
Проблема механизма формирования грандиозных по масштабам излияний платобазальтов на
протяжении многих десятилетий обсуждается в геологической литературе, но до сих пор не находит
единогласного решения. Тем не менее, основой для решения генетических проблем траппового магматизма остается природный фактографический материал. Эти данные были получены в процессе прове-
162
дения геологосъемочных и тематических работ в регионе в прошлом столетии. Они до сих пор не потеряли своего значения, но, к сожалению, не учитываются создателями новых концепций.
К настоящему времени для Сибирской платформы создана унифицированная стратиграфическая
схема расчленения вулканогенных образований, в основу которой положен принцип тектономагматической цикличности. Тектоно-магматическая цикличность выражается в ритмичной повторяемости пирокластических и эффузивных пород в разрезе туфолавовой толщи платформы. Выделяется
шесть тектоно-магматических циклов (фаз), которые имеют региональное распространение и разделены перерывами, иногда с угловым несогласием [Додин, Голубков, 1962; Фадеев, 1962 и др.]. Каждая
тектоно-магматическая фаза характеризуется сложным комплексом вулканогенных образований. В
разрезах циклов отмечается закономерное изменение морфоструктурных признаков покровов, а также,
литолого-петрографических, структурно-текстурных [Межвилк, 1962; Кузнецов, 1965 и др.] и геохимических особенностей пород [Федоренко, 1981; Золотухин и др., 1986; Альмухамедов 1989; Шарапов
и др., 2003 и др.]. В поле развития туфолавовой толщи количество и характер проявлений тектономагматических фаз не остается постоянным. Близкие по особенностям проявления участки региона
разделены на структурно-фациальные зоны или петрографические провинции. Разнофациальные, но
синхронные по времени образования свиты, развитые в различных петрографических провинциях
объединяются в горизонты, которые в пределах региона занимают выдержанное стратиграфическое
положение [Полькин, 1964; Дараган-Сущев, 1984; Федоренко, 1999 и др.]. Трапповый вулканизм подразделяется на два основных этапа: ранний (до хаканчанской свиты) и поздний (остальные свиты)
[Дюжиков и др., 1971; Немененок, 1978; и др.] или рифтогенный (до надеждинской свиты включительно) и покровный (от моронговской до самоедской свиты [Альмухамедов, Медведев, Золотухин,
2004].
Мощность туфолавовой толщи на северо-западе платформы (в Хараелахской и Иконской мульдах) составляет около 3,5 км, в центральной части Тунгусской синеклизы – около 2,5 км и уменьшается в южном направлении. По разным оценкам количество базальтовых покровов достигает 350, а горизонтов туфогенных пород – 120. Мощность тех и других варьирует от первых метров до 140м – в покровах и до 280м – в горизонтах туфогенных пород. В направлении с севера на юг в пределах туфолавового плаща объем базальтов уменьшается, а туфогенных пород – увеличивается. Выделяемые в разрезе лав маркирующие покровы [Межвилк, 1962] занимают огромные территории и прослеживаются
на всей территории базальтового поля платформы в соответствующих стратиграфических подразделениях. Площадь распространения надаянского покрова, например, превышает 17 000 кв. км. Лавы изливались на пологую равнину с местными понижениями рельефа, нередко занятыми пресноводными
бассейнами – озерами и лагунами [Иванова, 1973].
Относительно механизма формирования туфолавовой толщи существуют различные представления. Сторонники одной популярной в свое время концепции считали, что излияния лав и образование туфогенных горизонтов в мульдах Норильско-Хараелахского прогиба и в бассейне Нижней Тунгуски происходило из вулканов центрального типа: из крупных щитовых вулканов диаметром до 130
км и более мелких стратовулканов диаметром до 60 км, а в Тунгусской синеклизе – из трещинных аппаратов [Иванова, 1975; Митрошин, Невская, 1975; Горяинов и др., 1976 и др.]. Аналогом извержений
считались вулканы Гавайских островов и Исландии. Геологи, изучавшие Тунгусскую синеклизу, основную роль при формировании туфолавовой толщи региона отводили трещинным вулканическим
аппаратам [Митрошин, 1973; Липков, 1984 и др.]. Наряду с этим, высказывалось мнение об образовании базальтового поля Тунгусской синеклизы из одного крупного вулкана, названного Тунгусским
[Межвилк, Васильев, 1967]. Вулкан располагался в пределах Янгода-Горбитского поднятия на Таймыре. Остатки вулканического конуса возвышаются над подошвой на 4 км, диаметр конуса по верху составляет около 150 км, по подножью – более 300 км. Главный центр извержения сопровождался рядом
более мелких вулканов. Один из побочных вулканов существовал в районе гулинских щелочноультраосновных интрузий. Потоки лавы Тунгусского вулкана растекались в южном направлении на
1300 км и достигали широты р. Нижней Тунгуски. Наконец, существует представление, что центрами
извержения вулканов раннего (пермского) этапа были вулканы центрального типа, а поздних (триасовых) этапов – трещинного [Золотухин и др., 1986].
163
В ореолах вулканов центрального типа следовало ожидать концентрическое расположение изогипс мощностей базальтовых покровов вокруг предполагаемых жерловых зон вулканов. Однако проведенные исследования показали, что трубообразные жерла отсутствуют, а изогипсы мощности покровов имеют линейную вытянутость, совпадающую с глубинными разломами, за которыми укрепилась магмовыводящая роль [Золотухин и др., 1986; Федоренко, 1991; 1994]. Проблема подводящих
каналов к покровам платобазальтов до сих пор остается дискуссионной. Единственным убедительным
свидетельством этому является описанный Т.И.Немененком случай перехода сила титанавгитового
долерита ергалахского интрузивного комплекса в покров титанавгитовых базальтов ивакинской вулканической свиты [Петрология…,1976]. В пределах лавового поля дайки, которые могли бы рассматриваться в качестве подводящих каналов для базальтовых покровов, отсутствуют. На этом основании
предполагается, что трещинные вулканические аппараты работали только один раз и потом захлопывались, не оставляя о себе следов [Лурье, Обручев, 1955], а грандиозные по масштабам излияния расплава, сформировавшие многочисленные покровы платобазальтов, происходили в результате рассеянного спрединга – массового раскрытия множества трещин [Рябов, Шевко, Затеева, 2005 и др.]. Наряду
с этим, в различных частях платформы вблизи небольших вулканических аппаратов, в том числе туфовых, известны отдельные локальные проявления маломощных потоков базальтов, лимбургитов,
кластолав и агломератов [Митрошин, 1971, Липков, 1984; Рябов, 2003 и др.]. Кроме того, в пределах
вулканических аппаратов нередко встречаются кольцевые и радиальные дайки и силлоподобные тела
долеритов мощностью от десятков сантиметров до нескольких десятков метров, которые распространяются только в рамках вулканоструктур [Митрошин,1970; Сапронов, 1986] и магмоподводящего покровообразующего значения не имеют.
Некоторое представление о потенциальных возможностях трещинных вулканических аппаратов
в результате спрединга на Сибирской платформе дает дайковый пояс Каменской провинции. Здесь
дайки секут всю туфолавовую толщу и не являются покровообразующими. Тем не менее, можно видеть, что концентрация даек в пакетах субпараллельных даек может достигать 19 тел на 2 км [Рябов,
Гриб, 2002]. Протяженность даек может достигать нескольких десятков километров до 140 км при
мощности до 100 м. Многофазное строение некоторых даек со структурой «дайка в дайке» свидетельствует о пульсирующем внедрении расплава [Бушканец, Невская, Беляков, 1970; Митрошин, Невская,
1975; Рябов, Гриб, 2005; Рябов, Шевко, Затеева,2005].
Трещинные вулканические аппараты выделяются по комплексу геологических и петрологических данных. В магмовыводящей зоне трещинного вулкана базальтовые покровы имеют максимальную мощность и наибольшее число покровов в пределах литолого-стратиграфического горизонта. По
мере удаления от трещины излияния мощность покровов и их количество в разрезе горизонта сокращаются [Дараган-Сущов, 1989]. Пример вулканической постройки трещинного типа с подобными
признаками представляет юряхская толща трахибазальтов, связанная с разломами зоны ХантайскоДюпкунского палеорифта [Рябов, Шевко, Гора, 2000].
Показателем близкого расположения к магмовыводящему трешинному аппарату являются своеобразные слоистые и флюидальные (флуктационные) базальты. Слоистые базальты в обнажениях
имеют характерный внешний облик, обусловленный горизонтальным чередованием слоев различной
плотности и связанной с этим различной устойчивостью к выветриванию. Это создает гофрированный
шифероподобный вид скальных стенок обнажений. Под микроскопом базальты имеют порфировую,
олигофировую структуру, основная масса одних слоев – микродолеритовая, других – мелкопойкилоофитовая с повышенным количеством палагонита и миндалин выполненных кальцитом. По мощности
слоев выделяются тонко- (0,5-3 см), средне- (5-15 до 20-50 см) и грубослоистые (1,5-3м) базальты.
Мощность слоев обычно выдерживается постоянной в пределах обнажения, либо постепенно исчезает
вверх по разрезу и по латерали, наконец, по простиранию слои расщепляются и выклиниваются обычно плотные разности [Симанович, Кудрявцев, 1981]. Наиболее часто слоистые толеитовые базальты
встречаются в покровах путоранского горизонта. К типу слоистых базальтов из близжерловых зон
можно отнести базальты Микчандинского, Кета-Ирбинского покровов и покрова горы Сундук, в которых происходит переслаивание пикритовых или оливинофировых коматиитоподобных базальтов с
безоливиновыми толеитовыми [Рябов, Бакуменко, Фоминых, 1977; Кавардин, 1988; Рябов, Шевко,
Гора, 2000].
164
Флюидальные базальты состоят из переслаивания мелко- или среднегорошчатых пойкилоофитовых базальтов и афировых или олигофировых анамезитов с микродолеритовой структурой. Слои
имеют вид изогнутых линз и серповидных образований с характерными вихревыми формами. Радиус
кривизны вихревых структур варьирует от первых сантиметров до 0,5-0,7м. Границы струй базальтов
с различной структурой резкие. В анамезитах нередко встречаются участки с трахитоидной структурой. Иногда отмечается переход флюидальных базальтов в параллельнослоистые. Мощность флюидальных базальтов колеблется от 10 до 30м. Как правило, они проявляются узко локально и распространяются на всю мощность покрова, либо располагаются в кровле более мощных покровов, нижняя
часть которых сложена пойкилоофитовыми базальтами. По простиранию флюидальные базальты переходят в массивные пойкилоофитовые или анамезиты. Текстура флюидальных базальтов свидетельствует о турбулентном течении расплава, которое существовало вблизи магмовыводящего канала.
Проявления флюидальных базальтов отмечаются в путоранском горизонте в покровах Вологочанской,
Хараелахской, Большеавамской мульд и в Тунгусской синеклизе.
Шаровые лавы в переменных объемах встречаются практически по всему разрезу туфолавовой
толщи. Они распространены локально и обычно образуют линзообразные тела мощностью первые
метры до 10-15м. В отдельных случаях, например в бассейне реки Нижней Тунгуски, в подошве хоннамакитской (нидымской) и надеждинской (тымерской) свит описаны мощные горизонты шаровых
лав (до 70-100 м), которые выполняли протяженные мульдообразные прогибы длиной 25-30 км и шириной 15-20 км [Митрошин, Сухов, 1969]. Шаровые лавы подстилаются вулканогенно-осадочными
породами типа туфопесчаников, туфоаргиллитов, туфоалевролитов, а в кальдерах проседания палеовулканов – известняками. Мощные горизонты шаровых лав представлены чередованием слоев
крупно- и мелкоподушечных лав (до 10-15 слоев) и гиалокластитов. В чередующихся слоях отмечаются случаи их выклинивания и косая слоистость, указывающие о направлении течения расплава. Формирование шаровых лав по аналогии с подобными формами в спилитах геосинклинальных областей
[Ритман, 1964] предполагается при излиянии лав в водную среду [Митрошин, Сухов, 1969; Симанович, Кудрявцев, 1981]. О существовании на платформе в раннетриасовое время небольших водных
бассейнов указывают слоистые сортированные переотложенные вулканогенно-осадочные породы и
озера в кальдерах проседания палеовулканов, а также остатки пресноводной фауны и флоры в них.
Шаровые лавы имеют ограниченную текучесть и могут распространяться только вблизи магмовыводящих каналов, и поэтому этот тип лав являются косвенным указателем близости вулканических аппаратов.
Верхняя поверхность лавовых покровов несет информацию об условиях его формирования, о
вязкости расплава, количестве летучих и об удаленности от места излияния. Морщины течения расплава, канатные и веревочные лавы (тип пэхуху) свидетельствуют о близости к вулканическому аппарату, а их выпуклые формы указывают о направлении течения расплава. На удалении от места излияния в кровле покрова образуются лавобрекчии и далее агломераты (тип аа). Морщины течения отмечены в кровле базальтовых покровов моронговской и сыверминской свит [Полькин, 1961], а также
хоннамакитской, гудчихинской и правобоярской. Все проявления морщин течения располагаются
вблизи магмовыводящих разломов, где расплав еще сохраняет свою жидкотекучесть.
Крупные палеовулканы центрального типа – щитовые вулканы и стратовулканы выделяются в
Тунгусской синеклизе и обрамляющих ее вулканических прогибах в результате модельных построений [Иванова, 1975; Митрошин, Невская, 1975; Горяинов и др., 1976 и др.]. Предполагается, что этот
тип вулканов играл покровообразующую роль, хотя характерных для подобных построек трубообразных магмовыводящих каналов неизвестно, концентрическое расположение покровов вокруг предполагаемых жерловых зон также отсутствует. На платформе широко распространены мелкие вулканические аппараты – трубки взрыва, количество которых только показанных на картах превышает 500 аппаратов. Трубки взрыва в плане обычно имеют округлую форму размер – от первых метров до нескольких сот метров, реже первые километры. Они часто располагаются цепочками вдоль линейных и
кольцевых разломов, образуя вулканоструктуры. Нередко вулканические аппараты располагаются на
изопахите с максимальной мощностью базальтового покрова, которая приурочена к магмовыводящему разлому. Жерловые зоны этих аппаратов, как правило, сложены туфами и туфобрекчиями [Митрошин, 1965]. Реже встречаются мощные линейновытянутые зоны туфобрекчий, которые контролируют-
165
ся трещинными аппаратами [Дараган-Сущов, 1989]. Крупноглыбовые брекчии представляют околожерловую фацию, на удалении от жерла размер обломочного материала туфобрекчий уменьшается.
Обломочный материал обычно представлен траппами, реже песчаниками, алевролитами, углями тунгусской серии и хемогенными осадочными породами различного возраста [Атласов,1969; Тараховский, 1969; Сапронов, 1986 и др.]. Особенностью близжерловых зон палеовулканов являются пизолитовые и лапиллиевые туфы, которые вблизи вулканов иногда образуют слои мощностью до 50-70 см с
насыщенностью пизолитами или лапиллями до 60-80%. На удалении от вулкана они встречаются спорадически, а еще дальше отсутствуют.
Для трапповой формации характерно большое разнообразие петрографического состава и форм
проявлений пирокластических пород. Количество туфогенно-осадочных образований в разрезе туфолавовой толщи увеличивается с севера на юг региона от 5-10% до 70-90% [Старосельцев, 1989]. Вулканогенные обломочные породы по генетическому признаку подразделяются на три основных типа: 1
– туфы, 2 – туффиты и пирокласто-осадочные породы; 3 – вулканомиктовые породы [Атласов, 1969;
Тараховский, 1969 и др.]. Вулканический процесс начинался с эксплозивной деятельности, сменялся
излиянием лав и завершался снова эксплозиями. После прекращения извержения в период покоя неустойчивые к выветриванию туфогенные породы, в том числе туфовые конусы, разрушались и под
действием водной и ветровой эрозии переотлагались, выравнивая рельеф и образуя горизонты вулканогенно-осадочных пород с флорой и фауной.. Ярко выраженная мощная эксплозивная деятельность с
сохранившимися в обнажениях вулканическими постройками проявилась в моронговское (аянскокорвунчанское) время [Митрошин, 1970; Сапронов, 1986]. К этому же времени относится деятельность
Южно-Ергалахская трубка взрыва с обломками кристаллических сланцев, гнейсов и гранитов фундамента платформы в жерловой фации [Маслов, Нестеровский, 1961].
Общая схема вулканического цикла и его продуктов на Сибирской платформе имеет сходство с
извержением трещинных вулканов Лаки и Огмундарраум в Исландии в 1783 г. Эти трещинные аппараты имеют протяженность около 30 км. При извержении из трещины Лаки вылилось 12,5 км3 расплава. Вулканический пароксизм закончился образованием на каждой трещине примерно по100 туфовых
конусов высотой 10-15 до 30-50 м [Лучицкий, 1971]. Следует отметить, что преобразование трещинных каналов в цилиндрические с воронкообразным выходом было помечено давно и экспериментально промоделировано еще в конце Х!Х века на примере снижения давления газов при прохождении их
через трещины в граните, известняке, стали и стекле [Мушкетов, 1929].
В ряде случаев в связи с вулканическими аппаратами происходила активная деятельность фумарол и сольфатар, которые способствовали образованию в кальдерах проседания известняков и ангидритов мощностью до 30 и даже 60 метров. С диатремами связаны метасоматические и гидротермальные преобразования пород рамы, а также месторождения и рудопроявления железных руд, самородной меди, оптического кальцита, битумов, бора, фосфора [Рябов, Шевко, Затеева, 2005].
Резюмируя вышеизложенное, можно предполагать, что грандиозные по масштабам излияния
платобазальтов происходили из трещинных магмовыводящих каналов, располагающихся в зонах глубинных разломов. Тектоно-магматические циклы начинались с эксплозивной деятельности из трещинных аппаратов, которая по мере усиления тектонической активности сменялась массовыми излияниями из них лав [Липков, 1984 и др.]. Падение давления магматической колонны приводило к закрытию трещин и трансформации их в аппараты центрального типа с эксплозивным действием. Большая
плотность одновременно действующих в течение тектоно-магматических циклов трещинных аппаратов способствовала образованию мощных лавовых покровов и широкого их площадного распространения. Многочисленные эксплозивные аппараты в виде трубок взрыва формировали туфовые конусы
и поля, разрушение и переотложение продуктов которых приводило к выравниванию рельефа и образованию в периоды покоя горизонтов вулканогенно-осадочных пород.
166
ПРОБЛЕМЫ КОРРЕЛЯЦИИ ПОЗДНЕМЕЗОЗОЙСКОГО МАГМАТИЗМА
АМУРСКОГО СУПЕРТЕРРЕЙНА
1
А. А. Сорокин, 1А. П. Сорокин, 2В. А. Пономарчук, 3Е. Б. Сальникова, 3А. Б. Котов
Институт геологии и природопользования, ДВО РАН, Благовещенск, sorokin@ascnet.ru
2
Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, ponomar@uiggm.nsc.ru
3
Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, С.-Петербург, akotov@peterlink.ru
1
В пределах восточной окраины Азиатского континента широко распространены многочисленные поля позднемезозойских (позднеюрских, ранне- и позднемеловых) вулканических и плутонических пород. Они группируются в вулканические (вулкано-плутонические) пояса или изолированные
ареалы и формировались в разных геодинамических обстановках. Одной из структур, где процессы
позднемезозойского магматизма проявлены наиболее интенсивно, является северная и восточная
окраины Амурского супертеррейна. Большинство исследователей выделяет здесь МонголоЗабайкальский,
Большехинганский,
Умлекано-Огоджинский,
Хингано-Охотский
вулканоплутонические пояса иногда в ранге ареалов, мегаареалов [Парфенов, 1984; Натальин, 1991; Геологическая карта Приамурья, 1999; Гордиенко и др., 2000; Парфенов и др., 2003 и др.]. Существует точка
зрения, согласно которой Умлекано-Огоджинский пояс является продолжением Большехинганского,
образуя единый Восточно-Азиатский вулканогенно-плутогенный мегаареал [Геологическая карта...,
1999] или Верхне-Амурский пояс [Гордиенко и др., 2000].
Условия проявления позднемезозойского магматизма Амурского супертеррейна всегда привлекали внимание ученых, и до сих пор вызывает острые дискуссии. Первоначально его связывали с процессами тектоно-магматической активизации. В конце прошлого века в связи со сменой парадигм,
возникла необходимость увязки причин широкого его проявления с тектоникой литосферных плит.
Было предложено два возможных варианта геодинамической позиции этих образований: над зоной
субдукции или в связи с деятельностью "горячей точки" [Зоненшайн и др., 1990, Натальин, 1991; Парфенов и др., 2003]. Именно эти варианты существуют в качестве доминирующих до настоящего времени. Помимо них, А.И.Ханчук предложил модель формирования позднемезозойского магматизма
этого региона в обстановке трансформной окраины [Ханчук, 1999].
Корректная реконструкция геодинамических обстановок магматической деятельности и, в конечном счете, расшифровка истории формирования востока Азиатского континента в позднем мезозое
невыполнимы без надежной корреляции проявления магматизма в разных частях этой территории. К
сожалению, такая корреляция вплоть до настоящего времени не обоснована надежными геохронологическими данными и главным образом основана на формационном сходстве магматических комплексов. Привлечение же современных изотопных и геохимических данных позволяет существенно уточнить и в отдельных случаях пересмотреть существующие представления об условиях проявления
позднемезозойского магматизма Амурского супертеррейна. В основу данного сообщения положены
геологические, геохимические и изотопно-геохимические данные (40Ar/39Ar, U-Pb методы), полученные для западной части Умлекано-Огоджинского и северной части Большехинганского поясов, Хингано-Олонойской зоны Хингано-Охотского пояса [Sorokin et al., 2002; Сорокин и др., 2004; Сорокин и
др., 2005]. При сравнительном анализе использованы данные по последовательности формирования
магматизма Большехинганского ареала [Zhao Guolong et al., 1989; C-S. Wei et al, 2000; Гордиенко и др.,
2000; F-Y Wu et al, 2000; B-M Jahn et al., 2001; W-M Fan et al, 2003] и фундамента впадины Сунляо [P-J
Wang et al., 2002].
К наиболее древним из позднемезозойских образований рассматриваемой структуры относятся
весьма широко проявленная позднеюрская базальт-андезит(латит)-риолитовая серия центрального
сегмента Большехинганского пояса, для отдельных членов которой получены оценки возраста в интервале 154-144 млн. лет [Zhao Guolong et al., 1989; Гордиенко и др., 2000; Чжан Хун и др., 2000]. Вулканическая деятельность сопровождалась формированием крупных тел гранитоидов S и I-типов [Zhao
Guolong et al., 1989; Гордиенко и др., 2000]. Верхним стратиграфическим ограничением магматических образований этого этапа формирования Большехинганского пояса являются перекрывающие их
167
осадки формации Мужуй с ископаемыми остатками конца поздней юры – начала раннего мела [Гордиенко и др., 2000; Чжан Хун и др., 2000]. Близкие значения возраста (157-147 млн. лет) имеют также
трахиандезиты, базальтовые трахиандезиты и риолиты, представленные в нижней части разреза впадины Сунляо, перекрытые с угловым несогласием угленосными толщами со споро-пыльцевыми комплексами титон-берриассого возраста [P-J Wang et al., 2002]. В пределах Верхнего Приамурья к этому
возрастному уровню, вероятно, относятся условно позднеюрские трахиандезит-трахириолитовый (кудикунчикский) комплекс и комплекс умеренно-щелочных гранитов и гранит-порфиров (магдагачинский комплекс) [Козырев др., 2002]. Важно подчеркнуть, что в отношении этих образований стоит
острая проблема разграничения их с более молодыми комплексами близкого состава и получения
надежных геохронологических данных.
Следующий хорошо выраженный этап магматической активности проявился в начале раннего
мела (неокоме). В пределах северной окраины Амурского супертеррейна в это время формируются
крупные интрузии преимущественно гранит-гранодиоритового состава S – типа, реже, I – типа, которые обычно рассматривались в качестве интрузивных образований Умлекано-Огоджинского пояса
[Геология зоны БАМ, 1988]. В последние годы для них удалось получить надежные геохронологические данные, укладывающиеся в интервал 140-127 млн. лет [Сорокин и др., 2004]. В пределах Большехинганского пояса достаточно широко проявлены трахиандезиты, трахидациты и риолиты с возрастом
138 млн. лет [W-M Fan et al, 2003], а в разрезе вулканогенно-осадочного выполнения впадины Сунляо
– риолиты с возрастом 130-139 млн. лет [P-J Wang et al., 2002]. Близкий возраст (136-133 млн. лет)
имеют также трахириолиты, представленные в береговых обнажениях верхнего течения Амур [Сорокин и др., 2004]. Неокомовые кислые вулканиты предполагаются и в нижней части разреза АмуроЗейской впадины [Решения..., 1994], однако геохронологические данные для них отсутствуют.
На ранний галлик приходится формирование вдоль северной окраины Амурского супертеррейна
известково-щелочных андезитов и дацитов (талданский комплекс), которые обычно рассматривались в
качестве вулканической составляющей западного фланга Умлекано-Огоджинского пояса [Геология
зоны БАМ, 1988]. Возраст этих образований по данным авторов соответствует интервалу 126 – 122
млн. лет [Сорокин и др., 2004]. Близкие по составу и возрасту вулканиты выделяются так же и северной части Большехинганского пояса [W-M Fan et al, 2003]. Помимо этого, известно о проявлении в
пределах рассматриваемого пояса гранитоидных интрузий А-типа. Для некоторых из них получена
серия Rb-Sr и Sm-Nd изохрон с возрастом в интервале 130-122 млн. лет [C-S Wei et al., 2000; F-Y Wu et
al., 2000; B-M Jahn et al., 2001].
Магматизм окончания раннего мела в пределах северной окраины Амурского супертеррейна
представлен бимодальным трахибазальт-риолитовым (галькинским) комплексом [Геология зоны БАМ,
1988], сопровождающимся телами субщелочных гранитоидов [Sorokin et al, 2002]. Для пород этой ассоциации получены согласующиеся определения возраста в интервале 119-115 млн. лет [Сорокин и
др., 2004; Sorokin et al, 2002]. Аналогичный бимодальный комплекс с возрастом 120-118 млн. лет [Сорокин и др., 2004] развит и в пределах западного обрамления Амуро-Зейской впадины, что позволяет
предполагать его участие в выполнении этой впадины. Полностью тождественный возраст имеют и
риолиты, проявленные в пределах Большехинганского пояса – 116 млн. лет [W-M Fan et al, 2003]; несколько более молодые оценки возраста приводятся для кислых вулканитов из разреза впадины
Сунляо – 113 млн. лет [P-J Wang et al., 2002].
Заслуживает внимания эпизод магматической активности, близкий к рубежу раннего и позднего
мела. К нему, видимо, следует относить трахиандезиты Большехинганского пояса (серия Иликэдэ),
для которых приводятся датировки в интервале 105-88 млн. лет [Чжан Хун и др., 2000]. В пределах
Верхнего Приамурья отмечаются трахиандезиты с возрастом 105-94 млн. лет [Сорокин и др., 2004].
Наконец, близкие оценки возраста (108-105 млн. лет) получены для андезитов северо-восточной окраины Амурского супертеррейна, которые обычно рассматривались в качестве восточного фланга Умлекано-Огоджинского пояса [Рассказов и др., 2003].
Существенно иной состав имеют магматические комплексы этого возрастного уровня восточной
окраины Амурского супертеррейна. В строении Хингано-Олонойской вулканической зоны ХинганоОхотского вулканического пояса традиционно выделяются вулканические комплексы (свиты, толщи)
базальт-андезит-дацитового и существенно кислого составов [Геологическая карта..., 1999 и др.]. В
168
последние годы установлено, что они были сформированы в два достаточно узких временных интервала соответственно 111-105 и 101-99 млн. лет [Сорокин и др., 2005]. В северной части ХинганоОхотского пояса для существенно кислого магматизма в вулканической и интрузивной форме с определенной долей условности можно говорить о двух возрастных уровнях: 110-104 и 97-91 млн. лет
[Агафоненко и др., 2001; Гоневчук, 2002].
Приведенный материал, свидетельствует о необходимости корректировки схем расчленения и
корреляции мезозойских магматических комплексов. Одной из наиболее острых проблем является
проблема корреляции магматизма Большехинганского и Умлекано-Огоджинского вулканоплутонических поясов. Несмотря на то, что этому вопросу посвящено немало работ [Геологическая
карта ..., 1999; Гордиенко и др., 2000; W-M Fan et al, 2003; Сорокин и др., 2004 и др.] его нельзя считать решенной. Выше упоминалось о том, что достаточно распространена точка зрения, согласно которой Умлекано-Огоджинский пояс является продолжением Большехинганского, образуя единый Восточно-Азиатский вулканогенно-плутогенный мегаареал [Геологическая карта..., 1999] или ВерхнеАмурский пояс, сформированный в обстановке активной континентальной окраины [Гордиенко и др.,
2000]. Надо признать, что такое предположение привлекает своей простотой и логикой. В тоже время,
обращают на себя внимание следующие моменты: 1) основной объем Большехинганского пояса сложен магматическими комплексами позднеюрского возраста, а Умлекано-Огоджинского пояса – раннемелового возраста; 2) в пределах Большехинганского пояса широко распространены раннемеловые
щелочные гранитоиды А-типа [C-S Wei et al., 2000; Fu et al., 2000; B-M Jahn et al., 2001] и близкие им
по составу трахириолиты, отсутствующие в составе Умлекано-Огоджинского пояса. Эти данные свидетельствуют о несинхронном проявлении магматизма указанных поясов, что является определенным
препятствием для прямого их объединения в составе единой структуры. В первом приближении можно попытаться решить эту проблему, предположив, что единый пояс с поздней юры до начала раннего
мела формировался с омоложением в северном и северо-восточном направлениях. Более поздние образования, возможно, надо рассматривать не в составе этих поясов, а как наложенные комплексы.
Кроме того, указанные щелочные раннемеловые гранитоиды и трахириолиты являются серьезным
препятствием для принятия модели субдукционного генезиса рассматриваемых мезозойских образований. Эти породы обогащены LILE и HFSE (Nb до 52 ppm, Zr до 960 ppm), а также обладают другими
геохимическими особенностями, сближающими их с породами континентальных рифтовых зон.
Не менее важным является решение вопроса: действительно ли Умлекано-Огоджинский пояс
протягивается в восточном направлении вдоль границы Монголо-Охотского складчатого пояса Амурского супертеррейна на сотни километров, как это принято считать [Геологическая карта..., 1999 и
др.], образуя неестественное "торцовое" сочленение с Большехинганским поясом? По крайней мере,
имеющиеся в настоящее время геохронологические данные свидетельствуют об обратном. Если возраст андезитов западного фланга пояса (Умлеканская зона) составляет 126 – 122 млн. лет [Сорокин и
др., 2004], то восточного – 108-105 млн. лет (Огоджинская зона) [Рассказов и др., 2003] и последние по
своему возрасту в большей степени соответствуют вулканитам Хингано-Охотского пояса.
Весьма остро стоит и проблема корреляции магматических комплексов в составе самого Хингано-Охотского пояса. В первом приближении можно отметить близость временных интервалов формирования магматических комплексов в пределах различных участков пояса, однако нельзя не указать на
резкие геохимические различия пород. Так вулканиты среднего и средне-основного составов ХинганоОлонойской зоны и упомянутой выше Огоджинской зоны весьма близки по возрасту, но первые существенно обогащены в отношении HFSE. Тоже можно сказать, сравнивая кислые породы ХинганоОлонойской зоны южного фланга пояса, с одной стороны, и Эзопской, Ям-Алинской зон северного
фланга. Это обстоятельство вносит значительную неопределенность в реконструкции геодинамических обстановок формирования пояса.
Решение указанных проблем невозможно без дальнейшего целенаправленного изучения мезозойских магматических комплексов Амурского супертеррейна. Для многих из них до сих пор отсутствуют не только геохронологические, но геохимические данные. В конечном итоге работа в этом
направлении позволит существенно уточнить историю формирования Восточной Азии.
Исследования выполнены при финансовой поддержке РФФИ (гранты № 05-05-64242, 06-0596074), Президиума ДВО РАН (гранты № 06-I-ОНЗ-115, 06-II-CO-08-034) и Программ фундаменталь-
169
ных исследований ОНЗ РАН «Изотопные системы и изотопное фракционирования в природных процессах» и «Центрально-Азиатский подвижный пояс: геодинамика и этапы формирования земной коры».
Список литературы
Агафоненко С. Г. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 000. Издание второе. Серия Тугурская. Лист N-53-XXVI / Ред. А.В.Махинин. СПб.: ВСЕГЕИ, 2001.
Геологическая карта Приамурья и сопредельных территорий. Масштаб 1:2500000. Объяснительная записка. С.-Петербург; Благовещенск; Харбин, 1999, 135с.
Геология зоны БАМ. Л.: Недра, 1988, Т.1, 443 с.
Гоневчук В. А. Оловоноснные системы Дальнего Востока: магматизм и рудогенез. Владивосток: Дальнаука, 2002, 298 с.
Гордиенко И. В., Климук В. С., Цюань Хень. Верхнеамурский вулкано-плутонический пояс Восточной
Азии // Геол. и геофиз., 2000, Т.41, № 12. С.1655-1669.
Зоненшайн Л. П., Кузьмин М. И., Натапов Л. М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.:
Недра, 1990. Кн.1, 328 с.
Козырев С. К., Волкова Ю. Р., Игнатенко Н. Н. и др. Государственная геологическая карта Российской
Федерации масштаба 1:200 000. Издание второе. Лист N-51-XXIV. СПб.: ВСЕГЕИ, 2001.
Натальин Б. А. Мезозойская аккреционная и коллизионная тектоника юга Дальнего Востока СССР // Тихоокеан. геол., 1991, №5. С.3-23.
Парфенов Л. М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид северо-востока Азии. Новосибирск: Наука, 1984, 192с.
Парфенов Л. М., Берзин Н. А., Ханчук А. И. и др. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеан. геол., 2003, Т. 22, № 6. С.7-41.
Рассказов С. В., Иванов А. В., Травин А. В и др. 40Ar-39Ar и K-Ar датирование вулканических пород альба Приамурья и Забайкалья / Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. Матер.
российской конф. по изотопной геохронологии 25-27 ноября 2003г. С.-Пб.; Центр информационной культуры,
2003. С.410-413.
Решения IV межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою юга Дальнего Востока и восточного Забайкалья. Комплект схем. Хабаровск, 1994.
Сорокин А. А., Пономарчук В. А., Сорокин А. П., Козырев С. К. Геохронология и корреляция
мезозойских магматических образований северной окраины Амурского супертеррейна // Стратигр. Геол.
Корреляция, 2004, Т.12, №6. С.38-54.
Сорокин А. А., Пономарчук В. А., Дербеко И. М., Сорокин А. П. 40Ar/39Ar геохронология мезозойских
магматических ассоциаций Хингано-Олонойской вулканической зоны (Дальний Восток) // Стратигр. Геол. корреляция, 2005, Т.13, №3. С. 63-78.
Ханчук А. И., Иванов В. В. Мезо-кайнозойские геодинамические обстановки и золотое оруденение Дальнего Востока России // Геол. и геофиз., 1999, Т.40, № 11. С.1635-1645.
B-M Jahn, F-Y Wu, R.Capdevila et al. Higly evolved juvenile granites whith tetrad REE patterns: the Woduhe
and Baerzhe granites from the Great Xing'an Moutains in the NE China // Lithos., 2001, V59. P.171-198.
C-S Wei, Y-F Zheng, Z-F Zhao. Hydrogen and oxygen isotope geochemistry of A-type granites in the continental margins of eastern China // Tectonophys, 2000, V.328. P.205-227.
F-Y Wu, D-Y Sun, Huimin Li et al. A-type granites in Northeastern China: age and geochemical constraints on
their petrogenesis // Chem. Geology., 2002, V.187. P.143-173.
P-J Wang, W-Z Liu, S-X Wang, W-H Song. 40Ar/39Ar and K/Ar dating on the volcanic rocks in the Songliao
basin, NE China: constraints on stratigraphy and basin dynamics // Int. J. Earth Sci., 2002, V.91. P. 331-340.
Sorokin A.A., Ponomarchuk V.A.Umlekan-Ogodzha Early Cretaceous magmatic belt (North margin of the
Amurian superterrane): duration of magmatism // Geochim. et Cosmochim. Acta., 2002, V.66, №S1. P.A728.
W-M Fan, Feng Guo, Y-Wang, Ge Lin. Late Mesozoic calc-alkaline volcanism of post-orogenic extension in
northern Da Hinggan Mountains, NE China // J. of volcanol. and geotherm. res., 2003, V.121. P.115-135.
Zhao Guolong, Yang Guilin, F-J, Yang Yuzuo. The Mesozoic volcanic rocks in moddle and southern parts of
Daxing'Anling Range. Beijing: Science and Technology Publishing House, 1989 (in Chinese).
170
ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКИЕ АССОЦИАЦИИ: ОЧЕВИДНОЕ И НЕВЕРОЯТНОЕ
В. Л. Хомичев
Сибирский НИИ геологии, геофизики и минерального сырья (СНИИГГиМС), Новосибирск,
geology@sniiggims.ru
В Алтае-Саянской области вулкано-плутонические ассоциации известны издавна. Тесная структурно-временная и вещественная связь монокского плагиориолит-метабазальтового и мианского габбро-плагиогранитного комплексов Западного Саяна рассматривалась как свидетельство их комагматичности. То же относится к девонской ассоциации трахит-щелочнобазальтовых вулканитов быскарской
серии Минусинского прогиба и габбро-сиенитовых интрузивов падунского и кийского комплексов
Кузнецкого Алатау и Восточного Саяна соответственно. Однако после основополагающих работ
Е.К.Устиева [1969] на связь вулканической и плутонической форм магматического процесса скит обратить пристальное внимание. Число таких ассоциаций значительно увеличилось, изученность их возросла, определились многие присущие им очевидные закономерности, но также невероятное (искаженное) использование этого понятия.
Тесная связь между родственными излившимися и внедренными магматитами нашла очевидное
объяснение в том, что они представляют две ветви единого процесса: вулканическая его часть образуется на ранней прогрессивной стадии, плутоническая – на позднем, регрессивном этапе затухания
магматической активности. По мнению многих исследователей, плутоническое тело – это тот закристаллизованный периферический очаг, который на ранней стадии питал вулканизм, то есть интрузив
под вулканом [Сперанская, 1969]. Прямая генетическая связь между ними предопределяет ряд следствий.
Во-первых, многие дискуссионные вопросы по вулканическому комплексу могут более успешно
решаться с учетом данных по плутоническому комагмату и наоборот. В частности геологический возраст плутонического комплекса или тот же, или чуть моложе вулканического, значимых различий
быть не может, но они нередки в серийных легендах и картах. В таких случаях нужно искать согласованное решение одновременно для обоих комплексов.
Во-вторых, тесная взаимосвязь тектоники и магматизма определяет контроль определенных
вулкано-плутонических ассоциаций определенными же тектоническими структурами, а по типу магматических образований решается обратная задача диагностики геодинамических обстановок. Так
именно Е.К.Устиев понимал вулкано-плутонический пояс как конкретную региональную структуру,
вмещающую определенную вулкано-плутоническую ассоциацию. И оно принято большинством исследователей. Со временем вулкано-плутонические пояса закономерно мигрируют в пространстве,
меняются их тип и масштабы, что позволяет проследить историю развития района, смену геодинамических режимов. Однако составители Алтайской и Кузбасской легенд допустили необоснованно расширенное толкование вулкано-плутоническото пояса, включив в него от 5 до 20 автономных комплексов широкого временного интервала (например, венд-кембрийского, ордовик-силурийского и т.д.). В
этом случае ВЦП объединяет разнотипный и разновозрастный магматизм формально, вне какой-либо
связи между составляющими. При длине пояса в 1000 км и более каждый комплекс занимает в нем
ограниченный отрезок, по существу не имеет четкой позиции и приходит в несоответствие с глобальным ВПП. По той же причине в едином вулкано-плутоническом поясе указанных легенд количество
плутонических и вулканических комплексов даже в узком интервале может быть разным {первых
обычно больше), то есть не каждому плутоническому комплексу соответствует вулканический, а иногда у вулканического комплекса оказывается два, а то и три комагмата. Так, комагматами быскарского
трахит-трахиобазальтового комплекса D1 Минусы рассматриваются кийский габбро-сиенитовый и горячегорский тералит-нефелинсиенитовый комплексы. Первый из них очень широко распространен, а
второй присутствует только в Базырском ареале, где и быскарский комплекс имеет резко повышенную
щелочность (фонолиты, нефелиниты, берешиты, трахибазальты). Очевидно, габбро-сиенитовая – трахит-трахибизальтовая ассоциация – это масштабное подразделение, отвечающее сущности раннедевонского рифтогенного магматизма, а тералит-сиенитовая – фонолит-трахибазальтовая – лишь высо-
171
кощелочная локальная его аномалия в пределах ограниченного ареала, вызванная какими-то осложняющими магматический процесс причинами.
В-третьих, одна и та же исходная магма для вулканического и плутонического комагматов и
близкие (хотя и неодинаковые) условия становления приводят к сходным трендам эволюции, что
установлено на петро-геохимических диаграммах для всех изученных вулкано-плутонических ассоциаций Алтае-Саянской складчатой области. Это предопределяет сходство вулканической и плутонической частей (комплексов) ассоциации как но набору породных групп, так и по их количественным соотношениям, хотя плутонические комплексы, как правило, полнее дифференцированы, их конечные
производные кислее (или щелочнее) и по объему могут несколько превосходить вулканические аналоги. Однако это частности, а по большому счету даже в сложно дифференцированных вулканоплутонических ассоциациях каждой группе вулканитов (базальты, андезиты, дациты, риолиты) должны соответствовать плутонические породные группы (габбро, диориты, граниты). Это правило в серийных легендах не всегда соблюдается. К примеру, комагматом быскарского трахиттрахибазальтоного комплекса Минусы рассматривается, по общему мнению, лутагский слепитщелочногранитовый без габбро, то есть нет аналога преобладающим в быскарском комплексе трахибазальтам. По А.Д.Шелковникову, беллыкский (буеджульский) габбро-монцодиорит-сиеногранитовый
комплекс комагматичен имирскому трахидацит-трахириолитовому без базальтов, то есть в нем нет
аналога габброидам [Шелковников, 1962]. На Алтае и в Туве также имеются крупные площадные ареалы только кислых вулканитов, которые послужили основанием для выделения и картирования автономных подразделений дацит-риолитового или риолитового состава (коргонский, кендейский и другие
комплексы). Такие подразделения легенд вызывают возражения, с одной стороны, потому, что кислые
лавы не текут и потоков, а тем более покровов, образовывать не могут. С другой стороны, в соседних
структурно-формационных зонах на том же стратиграфическом уровне кислые преимущественно пирокластические отложения переслаиваются с базальтами и составляют с ними сложные риодацитбазальтовые комплексы. И, наконец, согласно выводам Э.Н.Эрлиха и И.В.Мелекесцева, которые
обобщили обширные материалы по четвертичному кислому вулканизму Тихоокеанского кольца, лавы,
туфы, игнимбриты кислого состава всегда (в том числе в ареалах широкого их развития) сопровождают и завершают извержения андезито-базальтовых магм, наследуют их структурно-вещественные
особенности и в отрыве от них, как самостоятельное явление, не встречаются [Эрлих, Мелекесцев,
1973]. Очевидно, и на Алтае, Туве, Восточном Саяне (равно как и в других провинциях) автономных
дацит-риолитовых комплексов не существует.
В-четвертых, до сих пор не нашло решения застарелое противоречие между соотношением кислых и основных пород в вулканической и плутонической формах одного в принципе магматического
процесса. Как хорошо известно, среди вулканитов базальты составляют 90 %, а дациты и риолиты –
только 10, среди плутонических тел, наоборот, габброидов лишь 10-15 %, а гранитоидов 85-90. В вулканических постройках все породные группы представлены в истинных (или близких к ним) соотношениях, почему сомнений в ведущей роли базальтов и андезитов не возникает. Другое дело – плутонические комплексы. Эрозионный срез вскрывает только один случайный уровень (как правило, высокий) вертикальной, уходящей на большую глубину колонны. То есть мы видим на поверхности лишь
вершину айсберга, а сам айсберг остается вне поля зрения. Поэтому мы получаем искаженное представление о широком развитии гранитоидов по сравнению с габбро. А между тем глубинным геологогеофизическим моделированием установлено, что массивы гранитоидов представляют субгоризонтальные крупные в плане, но сравнительно маломощные (до 5-7 км) линзообразные бескорневые тела,
под которыми залегают огромные массы габброидов и ультрабазитов. В полном объеме магматической системы гранитоиды составляют 10-15 %, а габброиды – 85-90 %, то есть истинные соотношения
основных и кислых пород те же, что ив вулканических сериях [Хомичев, 1988, 1999].
В свете изложенного по-новому решается генезис кислых магматическх пород. Что касается дацитов и риолитов, то непосредственная связь их с базальтами и попеременное с ними извержение из
одних и тех же вулканов позволяют рассматривать их как внутрикамерные дифференциаты первичной
базитовой или андезитовой магмы, причем флюидизированный кислый расплав концентрируется в
апикальной части камеры и вызывает эксплозивные извержения вулкана. Очевидно, то же происхождение могут иметь и кислые породы в комагматичных габбро-гранитных комплексах. Прежде такое
172
допущение казалось невероятным из-за принимавшихся на веру "видимых" соотношений габбро (1015 %) и гранитоидов (до 90 %). Но теперь это возражение отпадает и дифференциация базальтовой
магмы как весьма эффективный способ образования кислых расплавов оказывается наиболее вероятным механизмом. Немаловажное значение имеет также эманационная дифференциация магмы, обусловленная неизбежной миграцией в гравитационном поле Земли летучих, щелочей, кремнекислоты из
глубоких высокобарических зон магматической системы вверх, в область пониженного давления. В
результате прикровельные слои базальтовой магмы перерождаются последовательно в диоритовый,
гранодиоритовый и, наконец, – в гранитовый расплав.
Из сказанного логично возникает вопрос: а возможна ли вообще первичная кислая магма? Происхождение кислых вулканических пород Э.Н.Эрлих и И.В.Мелекесцев видят в отделении богатых
кремнекислотой расплавов от базальтовой магмы под воздействием потока летучих, щелочей и
кремнезема, что хорошо корреспондирует с эманационной дифференциацией в комагматичных плутонических телах. Объективным подтверждением тому служит термобарогеохимическое изучение
Хайрюзовского вулканического массива: по М.А.Вавилову и др., при кристаллизации исходной андезибазальтовой магмы сначала выделялись оливин и ортопироксен, затем клинопироксен и плагиоклаз, а расплав быстро раскислялся до трахириолитового (70 % SiO2, 7 % щелочей, менее 1% CaO,
MgO), зафиксированного в расплавных включениях [Вавилов и др.,1984]. Образование кислых вулканитов за счет расплавления "гранитного" слоя коры Э.Н.Эрлих и И.В.Мелекесцев исключают. В отношении гранитоидов подобное заключение встречает явное непонимание и неприятие – настолько прижилась идея палингенного их происхождения, несмотря на очевидные несоответствия ее термодинамическим законам. Согласно РТ-диаграмм, селективное плавление в коре при минимально необходимой температуре 700-750 С может происходить на глубине более 25-30 км. При этом выплавляются
небольшие объемы (<20 %) анхиэвтектической мигмы. По этой причине анатектические граниты образуют мелкие гнезда, жилы, линзы и залегают среди регионально метаморфизованных мигматизированных толщ. Они хорошо известны в гранитогнейсовых куполах докембрия. Однако по расчетам
В.Н.Шарапова такие мигмы в силу малых объемов, высокой вязкости и узкого интервала температур
кристаллизации не могут перемещаться на заметные расстояния и тем более внедряться на мезогипабиссальный уровень. На поверхности они появляются в результате тектонического подъема всего
метаморфического блока и его эрозии. Явно интрузивные фанерозойские гранитоиды к палингенезу не
имеют отношения. На наш взгляд, они являются, как и кислые вулканиты, внутрикамерными дифференциатами первичной базитовой магмы.
С изложенных позиций можно сделать ряд критических замечаний научно-методического характера к геологической карте и легенде Джидинского рудного района. Во-первых, возраст и последовательность практически всех подразделений надежно не установлены и этим объясняется множественность (по-видимому, искусственная) однотипных комплексов: зунгольский габбровый+джидинский
габбро-гранитовый, далее без
перерыва
позднеджидинский габброгранитовый+битуджидинский
пегматит-гранитовый
и,
наконец,
бичурский
габброгранитовый+дайковые лейкогранит(сиенит)-порфировые куналейский и гуджирский, то есть трижды
повторяется гомодромная габбро-гранитная (с некоторыми нюансами) ассоциация. (Заметим в скобках, что самостоятельные дайковые комплексы – комплексы СМИ давно вызывают сомнения и в данном случае не имеют обоснования). Во-вторых, субщелочные редко метальные габбро-гранитлейкогранитовые комплексы обычно завершают трахибазальт-трахириолитовый вулканизм, а в легенде Джидинского района это не учтено. В-третьих, глубинное геолого-геофизическое моделирование
района по любезно предоставленным нам материалам Бурятгеоцентра позволяет сделать вывод, что
зунгольский, джидинский, позднеджидинский, битуджидинский, бичурский, куналейский и гуджирский комплексы образуют одну глубокодиффереицированную сложнопостроенную габбро-гранитлейкогранитовую магматическую систему, комагматичную предшествующим вулканитам хасуртинской серии, скорее всего раннепалеозойского возраста [Долгушин и др.,2006].
Список литературы
Вавилов М. А., Базаров Т. Ю., Кузнецов И. К. Особенности кристаллизации андезибазальтового расплава Хайрюзовского массива // Геология и геофизика. 1984. №7. С.137-141.
173
Долгушин С. С, Хомичев В. Л. и др. Переоценка перспектив старых рудных районов на основе глубинного геолого-геофизического моделирования. – Новосибирск: Наука, 2006 (в печати).
Сперанская И. М. О формах связи вулканизма и плутонизма в вулкано-плутоничсских поясах // Теоретические проблемы вулкано-плутонических формаций и их рудоносности. М.: Наука, 1969. С. 126-135.
Усnice E. K. Геологические и петрологические аспекты проблемы вулкано-плутонических формаций
//Теоретические проблемы вулкано-плутонических формацией и их рудоносности. М.: Наука, 1969. С.5-43.
Хомичев В. Л. Модель золотоносной габбро-диорит-гранодиоритовой формации // Сов. геология, 1988,
№7. С. 97-108.
Хомичев В. Л. Проблема генезиса гранитоидов и геокартирование // Региональные схемы корреляции
магматических и метаморфических комплексов Алтае-Саянской области. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1999. С.
230-257.
Хомичев В. Л. Проблема валидности магматических комплексов (комментарии к Петрографическому кодексу) -Новосибирск: СНИИГГиМС, 2002, 80 с.
Шелковников А. Д. О комагматичности некоторых интрузивных и эффузивных комплексов северозападной части Восточного Саяна // Материалы по геологии Красноярского края, вып.З -Красноярск, 1962. С.6596.
Эрлих Э. Н., Мелекесцев И. В. Четвертичный кислый вулканизм западной части Тихоокеанского кольца
// Кислый вулканизм – Новосибирск: Наука, 1973. С. 4-39.
IV. ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ПЕТРОЛОГИЯ
ОСОБЕННОСТИ ГЕОТЕРМИЧЕСКОГО РЕЖИМА В МАНТИИ
ПОД ВУЛКАНИЧЕСКИМИ РАЙОНАМИ РАЗЛИЧНЫХ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ
ОБСТАНОВОК ПО ДАННЫМ МИНЕРАЛЬНОЙ ТЕРМОБАРОМЕТРИИ
И. В. Ащепков, 1Н. Л. Добрецов, 2Н. С. Карманов, 2С. В. Канакин, 1О. С. Хмельникова
1
Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск
2
Геологический институт СО РАН, Улан Удэ
1
Щелочные базальты встречаются в различной геодинамической обстановке. До недавнего
времени ТР условия в мантии рассчитывались в основном только по гранат-оттопироксеновым барометрам и дувупиркосеновым термометрам. Практически всюду эти определения по ксенолитам щелочных базальтов близки к геотерме 90 мв/м2.(см рис. 1), определенной для С-В Австралии (SEAG)
(Griffin, O’Reilly).
Уникальность Витимского плато в том, что включения гранатовой фации мантии обнаружены
в продуктах извержения трех этапов вулканической активности. Сравнивая геотермы, для среднемиоценового (олигоценового) и плейстоценового времени (Ащепков и др., 1988) удалось оценить разогрев
в 50-100оС (Ащепков и др., 1988; Dobretsov, Ashchepkov, 1990; Ащепков, 1990). Этап плиоценовых
долинных базальтов, отличается пестротой строения мантийных разрезов (Ashchepkov, 1995)и промежуточным разогревом.
Рис.1. ТР диаграмма для различных местонахожедний мира с ксенолитами гранатовых перидотитов в базальтах .
1.Минуса (Malkovets et. al., (in press); Ashchepkov et al ., 1996; Sobolev et al.,1988);2.Буркал
(Ащепков и др., 1997); 3.Малайта (Nixon, Boyd, 1979); 4.Восточный Китай(Fan Hooper, 1989 ; Xu et al,
1996; Xu et al, 1998); 5. Котлорадо (Биг Крик) (Mukhopadyay, Manton, 1994; Lee et al., 2001); 6. Гавай-
174
ские острова( Frey , 1980; Sen et al., 1988; 1996; Ducea et al ., 2002; 7. Монголия (Kopylova et al., 1995,
Ionov et al, 1998); 8. Палей -Айк, ( Stern et al., 1989, Stern et al., 1991; Stern et al., 1999); Восточный Саян. ТР поля для гранатовых перидотитов Витимского плато трех стадий заштрихованы
600
800
1000
1200
600
1400
0
800
1000
1200
1400
0
ToC, Brey, Kohler, 1990 (2Px)
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
Moho
10
ToC, Bertrand, Mercier, 1985
Ga lhe
r
Sp lhe
r
Moho
10
Ga lhe
r
Sp lhe
r
SEA
8.
20
9. E Sayan20
SEA
30
P(kbar)
Brey,Kohler, 1990
30
P(kbar)
Nickel, Green,1985
45 mv/m2
40 mv/m2
40
35 mv/m2
40
600
800
1000
45 mv/m2
40 mv/m2
35 mv/m2
1200
1400
600
800
1000
1200
1400
Рис.2 Сравнение TP параметров для ксенолитов Витимских перидотитов из вулканитов 3- этапов основанные на двумироксеновой термометрии и ортопироксен - гранатовой барометрии.. 1. в.
Кандидушка; 2. д. Булыхта; 3. в. Якша; 4. гранатовые лерцолиты из пикрит- базальтов; 5. черные гранатовые мегапироксениты; 6. зеленые хромитые гранатовые пироксениты; 7. гранулиты и малоглубинные кумумлаты; 8. гранатовые лерцолиты плиоценовых лавовых потоков.
175
800
1000
1200
1400
0
800
1000
1200
1400
0
o
T C, Brey, Kohler, 1990 (2Px)
ToC, Bertrand, Mercier, 1985
1.
2.
3.
4.
10
Moho
10
5.
Moho
6.
7.
8.
20
20
P(kbar)
Nickel, Green,1985
P(kbar)
Brey,Kohler, 1990
45 mv/m2
30
40 mv/m2
1000
800
1200
1000
1200
1400
800
600
1400
0
0
SEA
45 mv/m2
30
800
600
SEA
T oC, Brey, Kohler, 1990 (Opx)
1000
1200
800
1000
1400
1200
1400
T oC, Nimis, Taylor, 1985 (CPx)
б.
а.
Moho
10
Moho
10
20
20
SEA
SEA
30
30
40 mv/m2
40 mv/m2
45 mv/m2
45 mv/m2
P(kbar)
Ashchepkov,2001 Cpx
P(kbar)
Perkins,Newton, 1982 (Opx)
35 mv/m2
35 mv/m2
40
40
600
600
800
800
1000
1000
1200
1200
1400
1400
600
800
1000
1200
1400
600
800
1000
1200
1400
0
0
T oC,approximation of Griffin, 1989(Gar)
T oC, Taylor et al, 1998 (Sp) Coorected
в.
г.
Moho
10
Moho
10
1.
2.
3.
SEA
4.
20
20
5.
6.
7.
SEA
30
30
P(kbar)
Ashchepkov,Vishnyakova, 2005
P(kbar)
Ashchepkov,Vishnyakova, 2005
35 mv/m2
40
600
800
1000
45 mv/m2
40 mv/m2
45 mv/m2
35 mv/m2
40 mv/m2
40
1200
600
1400
800
1000
1200
1400
Рис.3. Сравнение TP параметров для ксенолитов Витимских перидотитов из вулканитов 3- этапов по результатам А. Ортопирксеновой; б) клинопироксеновой; с) шпинелевой и д) гранатовой мономинеральной термобарометии.
Применение момноминеральной термобарометрии показало что на ораинах континентов мантий
слоиста и менее разогрета в нижних частях разрезов, что менее проявлено в Восточном Китае (рис.4) и
более отчетливо на западе С. Америки (рис.5).
Рис.4. ТР диаграмма для ксенолитов Восточного Китая, построенная с использованием анализов
из работ (Chen et al, 2001; Fan, Hooper ,1989; Jin et al., 1991; Xu et al ., 1998, 1996; Gao et al ., 2002 )
176
400
600
800
1000
1200
1400
1600
400
0
o
T C
East China
600
800
0
1000
1200
o
T C
Вост. Китай
10
Sp
Gr SEA
20
1400
1600
Big Creek
Биг Крик
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
10
Sp
20
Gr
SEA
30
Gr a
Dia
30
ph i
mo
Gr a
te
Dia
nd
40
P(kbar)
mo
nd
45 mv/m2
40
45 mv/m2
35 mv/m2
phi
te
P(kbar)
40 mv/m2
50
400
600
800
1000
1200
1400
1600
40 mv/m2
35 mv/m2
50
400
600
800
1000
1200
1400
1600
Рис.5. ТР диаграмма для ксенолитов из Биг Крик, построенная с использованием анализов из
работ (Mukhopadyay, Manton, 1994; Smith et al., 1999)
Рис.6. ТР диаграмма для ксенолитов Salt Lake (Гавайи), построенная с использованием анализов из работ (Beeson, Jackson, 1970; Frey,1980; Sen, 1988; Ducea et al , 2002).
400
600
800
0
1000
1200
T oC
1400
1600
400
Hawaii
Гавайи
10
Sp
Gr SEA
20
0
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
600
800
10
Малайта
20
Sp
Gr
1000
1200
1400
1600
T oC
Malaita
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
SEA
30
40
30
Gr a
Dia
ph i
mo
Gr a
ph i
te
Dia
mo
nd
50
te
nd
60
40
45 mv/m2
35 mv/m2
45 mv/m2
35 mv/m2
70
P(kbar)
40 mv/m2
P(kbar)
40 mv/m2
50
80
400
600
800
1000
1200
1400
1600
400
600
800
1000
1200
1400
1600
Рис.7. ТР диаграмма для ксенолитов из альнеитов Малайты, построенная с использованием
анализов из работ (Neal, Davidson, 1989; Nixon, Boyd, 1979; Ishikawa et al, 2004)1. Gar гранатовая термобарометрия (Т аппрокс. Ni – P по перидотитовой схеме); 2. Cpx клинопироксеновая термобарометрия (ToC(Nimis, Taylor, 2000)- P(Ashchepkov, 2003)); 3.то же ToC и P (Nimis, Taylor, 2000); 4. 2Px –
GarEn ToC (2Px) и Р (Brey, Kohler, 1990); 5. ToC (Bertrand, Mercier, 1985) – P (Nickel , Green, 1985); 6.
OPx-ToC(Brey, Kohler, 1990) –P (McGregor, 1974); 7. Sp ToC (O,Neil, Wall,1987- Ashchepkov Vishnyakova, 2005 (Sp ); 8. Ilm (Taylor et al. 1998- Ashchepkov Vishnyakova, 2005 (Ilm))
177
СТРОЕНИЕ МАНТИЙНОЙ КОЛОННЫ ПОД БАРТОЙСКИМИ ВУЛКАНАМИ
И ФАКТОРЫ ЭВОЛЮЦИИ
И. В. Ащепков, 1Н. Л. Добрецов, 1С. В. Палесский, 2А. А. Меляховеций, 2Н. С. Карманов,
2
С. В. Канакин, 1О. С. Хмельникова
1
Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск
2
Геологический институт СО РАН, Улан Удэ
1
Перидотитовые включения Бартойских лав отличаются наибольшим разнообразием структур и
паргенезисов. Встречаются лерцолиты железистые деформированные мелкозернистые, порфирокластические и порфиробластические с флогопитом, равномернозернистые с интерстициальным амфиболом и без него, крупнозернистые, протогранулярные и мелкозернистые (Ащепков, 1991). Исключительное разнообразие лерцолитов, пироксенитов и амфибол- флогопитовых жил и кумулатов (Меляховецкий и др., 1987; Ащепков, 1991), часто с контактовыми взаимоотношениями с перидотитами позволяют расшифровать эволюцию мантийных разрезов.
Тренд начинается гранат – содержащими разностями, далее при эволюции появляется еще
флогопит (рис.1). Более низкотемпературные гранат – плагиоклазовые (950oC) пироксены при
Т<1000oC резко обеднены TiO2 за счет кристаллизации ильменита. Тренд меньшей железистости, соответствует фракционированию высоко- водного высоко-щелочного- базальтового расплава. Промежуточные составы между лерцолитами и данным трендом представляют контактовые ассоциации амфибол- флогопит- содержащих жил. Расплавы данного могли образовываться при длительном фракционировании из расплава, сформировавшего высокотемпературные авгитовые мегапироксениты при
насыщении его водой из первичных водосодержащих лерцолитов либо на поздних стадиях исходно
обогащенных водой плюмовых расплавов. На продолжении данного тренда находятся составы клинопироксенов из разнообразные существенно амфибол – флогопитовых жил. Все выделенные группы
лерцолитов обнаруживают дискретные тренды снижения железистости и сформированы при просачивания разных порций расплавов через лерцолитовый субстрат при пульсационном подъеме протобазальтовых расплавов формировавших каналы подъема магм перед извержением.
В данной работе реконструирована мантийная колонна под Бартойскими вулканами с использованием микрозондовых анализов более чем 400 ксенолитов и мегапироксенитов с помощью сечений
ТoC (Nimis, Taylor, 2000) – состав минералов и клинопироксенового (Ащепков, 2001; 2002) и ортопироксенового (Perkins, Newton, 1981) барометров. Среди перидотитов выделяются: низкотемпературные неметасоматизированные лерцолиты 900-850oС, далее амфиболовые лерцолиты 960-900oС, затем
две группы Amph-Phl – лерцолитов: 960-1030o; далее 1030o -1090– флогопитовые лерцолиты, и высокотемпературные Fe- безводные лерцолиты 1060-1180 oC. (Рис.1-3)
178
12.0
Al2O3 in CPx
10.0
8.0
6.0
4.0
2.0
0.0
2
4
6
8
10
12
FeO CPx
Na2O CPx
3.0
2.0
1.0
0.0
2
4
6
8
10
12
8
10
12
8
10
12
FeO CPx
TiO2 CPx
2.0
1.0
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9.
10.
11.
12.
13.
14.
15.
16.
17.
18.
19.
0.0
2
4
6
FeO CPx
1.5
Cr2O3 CPx
1.0
0.5
0.0
2
4
6
FeO CPx
Рис.1. Вариационная диаграмма для клинопироксенов из глубинных включе-ний Бартойских
вулканов. 1. малоглубинные кумулаты с Pl;. 2 низкотемепературные лер-цолиты без водных минералов. 3. лерцолиты с амфиболом 4. амфиболо – флогопитовые лерцолиты 4. то же железистые 5. флогопитовые . 6. Fe- лерцолиты безводные 7. аполер-цолитовые амфибол –флогопитовые метасоматиты;
8. контактовые зоны керсутитовых жил . 9. контактовые зоны амфибол флогопитовых жил; 10. Гибридные среднетемпера-турные серые гранатовые пироксениты . 11. Жилы с керсутитом и флогопитом ильмени-том и гранатом и пироксенитовыми оторочками. 12.мегакристаллы 13 Низкотемпературные пироксениты с плагиклазом 14. керсутитовые жилы. 15. керсутит –саниидиновые жи-лы. 16 Высокотемпературные темно-зеленые гибридные пироксениты. 17. Черные мегак-ристаллы с плагиклазом 18. То же с гранатом. 19. То же со сфеном.
179
600
800
1000
1200
1400
0.5
Бартой, Джида, Забайкалье
Fe/(Fe+Mg) in CPx
0.4
1.
0.3
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
Cpx-Kaers-Ilm
Pl-Ga PXt
9.
0.2
10.
Во
дос
од
Kae ержащ
rs ж
и
илы е Pxt
-
11.
12.
13.
0.1
14.
Метасоматиты
15.
Лерцолиты
T oC, Nimis, Taylor, 2002
0.0
600
800
1000
1200
1400
Рис. 2. Зависимость железистости пироксенов от температуры (Nimis-Taylor, 2000)
600
800
1000
0
1200
1400
600
o
T C, Nimis&Taylor,2000 (OPx)
0
800
1000
1200
1400
o
T C,Brey, Kohler,1990 (OPx)
Бартой
1.
10
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
Ì î õî
10
9.
45 mv/m2
SEA
15.
45 mv/m2
40 mv/m2
P(kbar)
Perkins, Newton,1982 (OPx)
35 mv/m2
Ashchepkov,2002(CPx)
30
800
12.
13.
14.
40 mv/m2
35 mv/m2 P(kbar)
600
Ì î õî
11.
20
12.
13.
15.
SEA
10.
11.
14.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9.
10.
20
Бартой
1.
1000
1200
30
1400
600
800
1000
1200
1400
.
Рис. 3. TP параметры для разных типов пород определенных с помощью момноминеральной
клинопироксеновой и ортопироксеновой термобарометрии для ксенолитов Бартойских вулканов.
На ТР диаграммах определены параметры, которые предполагают несколько импульсов внедрения и температурную неоднородность вокруг каналов подъема базальтовых расплавов на стадии
формирования магмапроводников.
Редкие элементы , определенные методом LAM ICP MS в аналитическом центре ИГиМ СО РАН
позволяют предполагать долгую и высокую степень фракционированияраспавов которые формировали мегакристовую ассоциацию Для 4 образцов определена зональность TRE вблизи контактовлерцолитов с черными пироксенитами и амфибол – флогопитовыми жилами. Наклонный характер спектров
180
предполагает неспосредсвеннык затеки базальтовых расплавов в межзерновое пространство и реакционное взаимодействие с разными типами расплавов.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
Черные мегакристаллы
1000.00
100.00
Kaers Brt352
BasaltGlass
Cpx Brt78
Cpx Brt78
Kaers Bash30
Kaers Bash30
M ica BRt65a
Garnet Brt351
Черный гранатовый пироксенит Brt65
1000.00
100.00
1. Basalt Glass
2. Garnet
3. Cpx
100.00
100.00
Sample/C1
Sample/PM
Sample/C1
10.00
Sample/PM
10.00
10.00
10.00
1.00
1.00
1.00
1.00
0.10
0.10
0.10
Ce N d
La Pr
Sm Gd Dy Er Yb
Eu Tb Ho Tm Lu
Cs
10.00
Sample/PM
10.00
Sample/C1
100.00
1.00
1. BlackCpx
2. Anortoclase
3. Garnet
La
Ce N d
Pr
1.00
Sm Gd Dy Er Yb
Eu Tb Ho Tm Lu
10.00
10.00
1.00
La
Ce N d
Pr
100.00
Cs
1.00
0.01
La
Ce N d
Pr
Sm Gd Dy Er Yb
Eu Tb Ho Tm Lu
Cs
Ba
U
Ta Ce Pr
Sr
Hf
Ti Gd Ho Er
Lu
Rb Th N b La
Pb N d Sm Zr
Eu Dy
Y
Yb
Контакт Амф-Фл жилы и лерцолита
BRt401
100.00
100.00
10.00
1.
2.
3.
4.
M icaVein
KaersVein
CpxContLherz
Opx ContLherz
Th
U
Ta Ce Pr
Sr
Hf
Ti Gd Ho Er
Lu
N b La
Pb N d Sm Zr
Eu Dy
Y
Yb
1.
2.
3.
4.
KaersVein
PhlogVein
CpxContLherz
OpxContLherz
1.00
Sm Gd Dy Er Yb
Eu Tb Ho Tm Lu
1.00
0.10
Cs
Ba
U
Ta Ce Pr
Sr
Hf
Ti Gd Ho Er
Lu
Rb Th N b La
Pb N d Sm Zr
Eu Dy
Y
Yb
Контакт Керсутитовой жилы и лерцолита
1.
Brt343
100.00
Sample/C1
Sample/PM
Ce N d
Pr
KaersVein
2. OpxContLherz
3. CpxContLherz
4. Cpx ContLherz 3cm
100.00
10.00
10.00
1.00
La
10.00
Sample/PM
0.01
Sample/C1
Ba
0.10
0.10
1.00
1.00
0.10
0.10
La
Rb
0.10
0.10
0.01
1. Cr-Di websterite Cpx
2. Cr-Di websterite Cpx
10.00
Sample/PM
1.00
Ta Ce Pr
Sr
Hf
Ti Gd Ho Er
Lu
N b La
Pb N d Sm Zr
Eu Dy
Y
Yb
100.00
10.00
Sample/C1
1.00
U
1.00
Sm Gd Dy Er Yb
Eu Tb Ho Tm Lu
100.00
10.00
Sample/PM
Sample/C1
10.00
Th
Контакт Керсут флогопитовой- жилы и лерцолита
Brt344
Контакт пироксенитвой жилы и лерцолита
Brt354
BlackCpxVein
CpxContLherz
OpxContLherz
CpxLherz 1.5 cm
Ba
0.01
0.01
Ba
U
Ta Ce Pr
Sr
Hf
Ti Gd Ho Er
Lu
Rb Th N b La
Pb N d Sm Zr
Eu Dy
Y
Yb
1.
2.
3.
4.
Rb
0.10
0.10
Cs
100.00
Cs
100.00
0.01
0.01
Sm Gd Dy Er Yb
Eu Tb Ho Tm Lu
Cr-Di вебстерит
0.10
0.10
Ce N d
Pr
100.00
Sample/C1
Гранат-полевошпатовый
пироксенит
Brt350
100.00
La
Ba
U
Ta Ce Pr
Sr
Hf
Ti Gd Ho Er
Lu
Rb Th N b La
Pb N d Sm Zr
Eu Dy
Y
Yb
Sample/PM
0.10
Ce N d
Pr
Sm Gd Dy Er Yb
Eu Tb Ho Tm Lu
Cs
0.10
Rb
Ba
Th
U
Ta Ce Pr
Sr
Hf
Ti Gd Ho Er
Lu
N b La
Pb N d Sm Zr
Eu Dy
Y
Yb
0.01
La
Ce
Pr
Nd
Sm Gd Dy Er Yb
Eu Tb Ho Tm Lu
Cs
Rb
Ba
Th
U
Ta Ce Pr
Sr
Hf
Ti Gd Ho Er
Lu
N b La
Pb N d Sm Zr
Eu Dy
Y
Yb
Рис. 4. Спектры редких элементов для ксенолитов Бартойских вулканов.
ПЕТРОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
ГОЛОЦЕНОВОГО ВУЛКАНИЗМА БАССЕЙНА Р. ЕЛОВКИ (С. КАМЧАТКА)
А. Д. Бабанский, 2М. М. Певзнер, 3А. О. Волынец
1
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН,
Москва, baban@igem.ru
1
181
Геологический институт РАН, Москва, suler@ginras.ru
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский,
anna_volynets@yahoo.com
2
3
Проявления четвертичного, в том числе голоценового вулканизм Камчатки традиционно связывается с субдукцией Тихоокеанской плиты; а подавляющее большинство молодых вулканических аппаратов пространственно маркируют сейсмофокальную зону, четко фиксирующуюся по результатам
сейсмического зондирования. Северную границу Тихоокеанской плиты принято проводить по Берингийской зоне трансформных разломов [Davaille, Lees, 2004], а самым северным действующим вулканом считается Шивелуч [Авдейко и др., 2002; Действующие вулканы Камчатки, 1991; Gorbatov et al.,
1997; Levin et al., 2002]. К северу и северо-западу от Шивелуча, где расположен район наших работ,
сейсмофокальная зона не фиксируется [Davaille, Lees, 2004; Gorbatov et al., 1997] (рис. 1 А). В связи с
этим наличие голоценовых вулканических центров в районах полуострова, расположенных на продолжении зоны Берингийских трансформных разломов, представляется крайне интересным и заслуживает пристального изучения.
В результате проведения комплексных геологических (тефрохронологических и радиоуглеродных) работ в бассейне реки Еловки установлены и продатированы три моногенных вулканических
центра голоценового возраста: маар Киненин, лавовые потоки Близнецы и Шишейка (рис. 1 Б).
Лавовый поток Шишейка (570 09’ с.ш., 1610 05’ в.д., 378.5 м) расположен на правобережье р.
Шишей, в 10 км выше ее впадения в Еловку и, соответственно, в 60 км к северо-северо-западу от вулкана Шивелуч. Поток имеет площадь около 4 км2 и среднюю мощность лав около 150 м. Объем изверженного материала 0,5-0,6 км3. Радиоуглеродная дата 4190±70 (ГИН-12971), полученная по обугленной супеси, подстилающей маломощную тефру этого извержения, определяет возраст образования
лавового потока Шишейка около 4200 14С лет.
Лавовые потоки Близнецы (570 21’ с.ш., 1610 22’ в.д., 265.0 м), излившиеся из близкорасположенных центров, находятся на междуречье Еловки и Озерной, в 80 км к северу от вулкана Шивелуч.
Образованное двумя потоками лавовое поле имеет площадь 5 км2 (длина 2,5 км, ширина 2 км) и среднюю мощность лав 30 м. Объем изверженного материала 0,15 км3. По торфу, перекрывающему отложения, асоциированные с излиянием лав, получены радиоуглеродные даты 2800±40 (ГИН-12510) и
3010±40 (ГИН-12508), что позволяет оценивать возраст потоков чуть древнее 3000 14С лет.
Маар Киненин (570 21’ с.ш., 1600 58’ в.д., 583.4 м), расположен в восточных предгорьях Срединного хребта на одноименном ручье (правый верхний приток р. Еловки) в 80 км к северо-северозападу от вулкана Шивелуч. Маар представляет собой воронкообразной кратер, окруженный насыпным валом (диаметр ~2,5 км, максимальная высота бровки 583 м). Озеро, заполняющее взрывную воронку, имеет диаметр 1 км при высоте уреза воды 400 м. Извержение маара Киненин фреатомагматическое: насыпной вал сложен в основном раздробленными вмещающими породами, ювенильный материал зафиксирован только в ее кровле (пирокластика основного состава). Суммарный объем
изверженного материала в первом приближении оценивается в 0,5 км3. Возраст извержения определяется по 14С датам 1070±40 (ГИН-12505, перекрывающий торф) и 1110±40 (ГИН-12511, подстилающая
почва) около 1100 14С лет.
Выявленные вулканические центры сложены базальтами, андезитобазальтами и андезитами
(табл). Породы имеют близкие геохимические параметры и относятся к умереннокалиевым породам
известково-щелочной серии, обладая островодужным типом распределения микроэлементов (Nb минимум, повышенное содержание K, Cs, Rb, Ba, Sr).
При этом ювенильные базальты маара Киненин характеризуются повышенной магнезиальностью (mg# = 0.65-0.67). По этому и некоторым другим геохимическим особенностям (повышенное содержание Cr, Co, Ni, V, Ba) базальты маара Киненин похожи на голоценовые магнезиальные базальты
вулкана Шивелуч, имеющие возраст 3600 и 7600 14С лет [Волынец и др., 1997]. Вместе с тем, умеренное содержание K2O в базальтах маара в большей степени сближает их с раннеголоценовыми (7600)
базальтами вулкана Шивелуч. Однако изученные нами породы отличаются несколько более высокими
концентрациями высокозарядных элементов (Nb, Zr), чем вышеуказанные породы в. Шивелуч, что
может говорить об участии в генезисе магм источника, обогащенного этими элементами.
182
Таблица
Содержание петрогенных (мас. %) и редких (ppm) в голоценовых породах бассейна р. Еловки
Компонент
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P 2O 5
Сумма
1
64,03
0,52
16,39
4,73*
Cr
Sc
V
Co
Ni
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Ba
№ образца
0,11
1,71
5,09
4,59
1,64
0,20
99,01
2
53,20
0,86
16,80
4,30
3,12
0,12
7,90
7,26
3,96
1,15
н.е.
99,35
3
54,20
0,81
17,20
3,30
3,91
0,12
7,25
6,87
4,24
1,22
н.е.
99,55
4
56,28
0,80
17,63
2,08
3,60
0,11
4,58
6,97
3,85
1,36
н.е.
100,23
5
58,77
0,75
17,22
2,41
3,87
0,18
4,54
6,02
4,34
1.42
н.е.
99,98
6
57,50
0,74
17,23
2,26
3,69
0,11
5,47
6,42
4,48
1,43
н.е.
100,33
7
54,84
0,77
18,16
2,90
3,52
0,12
4,04
7,25
4,12
1,34
н.е.
100,36
8
56,04
0,78
18,01
3,28
3,18
0,12
4,19
6,73
4,49
1,47
н.е.
99,64
9
56,73
0,62
17,64
2,78
3,85
0,11
3,93
7,68
4,38
1,45
н.е.
99,73
6
10
68
7
11
32
641
19
155
5
666
456\1
235
26
187
35
100
16
503
21
126
5
367
339\4
146
24
170
25
73
15
517
20
127
4
419
339\3
91
18
156
22
29
27
571
19
129
5
505
353\7
89
19
151
16
28
27
620
20
135
3
551
344\4
95
22
154
19
27
26
622
18
135
4
527
352\1
62
19
128
21
20
25
618
22
131
5
493
356\6
26
22
142
16
16
26
643
21
136
4
536
353\2
92
17
156
18
29
26
615
19
133
4
502
353\3
Примечание. 1 – лавовый поток Шишейка; 2, 3 – маар Киненин; 4-9 – лавовые потоки Близнецы.
* – всё железо в форме FeO; н.е. – компонент не определялся.
Примечательной особенностью вышеописанных объектов является их приуроченность к крупной разломной зоне северо-восточного простирания, которая характеризовалась активным вулканизмом в позднеплейстоценовое время (г. Орловая, Шишей, Матера, Учкарен, Лызык и др.) (см. рис). Обнаруженные нами позднеголоценовые магнезиальные базальты маара Киненин приурочены к ареалу
распространения магнезиальных андезитов шишейского комплекса (Q3), выявленному в бассейнах рек
Киненин и Шишей [Государственная геологическая карта…, 2000]. При этом голоценовые вулканические центры появляются, начиная только с 4200 14С л.н., т.е. после весьма длительного периода покоя
в этом районе. Отсутствие здесь сейсмофокальной зоны (см. выше) позволяет предположить унаследованный характер вулканической деятельности, вызванный геодинамическими причинами, например, крупными сейсмотектоническими подвижками северного блока Тихоокеанской плиты. На наш
взгляд, региональный период сейсмотектонической активности около 3000 14С л.н., выделенный нами
для Центральной Камчатской депрессии [Певзнер и др., 2006], а также локальный период террасообразования около 4000 14С л.н., характерный для северной части Еловской депрессии, подтверждают это
предположение.
Полученные данные свидетельствуют о голоценовой вулканической активности в районах полуострова, расположенных на продолжении зоны Берингийских трансформных разломов и при этом
не характеризующихся глубинной сейсмичностью. Это может потребовать пересмотра существующей
геодинамической модели молодого вулканизма северной Камчатки.
Работа выполнена при финансовой поддержке Программы 16 Президиума РАН и проекта
РФФИ № 05-05-64776.
183
Список литературы
Авдейко Г. П., Попруженко С. В., Палуева А. А. Тектоническое развитие и вулкано-тектоническое районирование Курило-Камчатской островодужной системы // Геотектоника, 2002, № 4. С. 64-80.
Волынец О. Н., Пономарёва В. В., Бабанский А. Д. Магензиальные базальты андезитового вулкана Шивелуч, Камчатка // Петрология, 1997, Т. 5, № 2. С. 206-221.
Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Серия ВосточноКамчатская. Лист 0-57-ХХХ. Объяснительная записка. СПб, 2000.
Действующие вулканы Камчатки. М.: Наука, 1991, Т. 1, 302 с.
Певзнер М. М., Пономарева В. В., Сулержицкий Л. Д. Голоценовые почвенно-пирокластические чехлы
в Центральной Камчатской депрессии: возраст, строение, особенности осадконакопления // Вулканология и сейсмология, 2006, № 1. С. 24-38.
Davaille A., Lees J. M. Thermal modeling of subducted plates: tear and hotspot at the Kamchatka corener //
EPSL / 2004, 226. P. 293-304.
Gorbatov A., Kostoglodov V., Suarez G., Gordeev E. Seismicity and structure of the Kamchatka subduction
zone // J. Geophys. Res., 1997, V. 102. P. 17883-17898.
Levin V, Park J., Brandon M., Lees J., Peyton V., Gordeev E., Ozerov A. // Tectonophysics., 2002, V. 358. P.
233-265.
Рис. 1.
Голоценовый вулканизм бассейна р. Еловка.
А – местоположение района работ на карте Камчатки: 1 – изолинии глубины сейсмофокального слоя в км
по [Gorbatov et al., 1997]; 2 – район работ; 3 – стратовулкан Шивелуч.
Б – моногенный вулканизм бассейна реки Еловки: 4 – голоценовые; 5 – крупнейшие плейстоценовые объекты.
ПЕТРОЛОГИЯ ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ТЫВЫ И ЗАПАДНОЙ
МОНГОЛИИ НА ПРИМЕРЕ МАЖАЛЫКСКОГО И ЦЕНТРАЛЬНОГО МАССИВОВ И
ВУЛКАНИТОВ ИРБИТЕЙСКОЙ ТОЛЩИ (ТЫВА) И ОЗЁРНОЙ ЗОНЫ
(ЗАПАДНАЯ МОНГОЛИЯ)
Е. В. Бородина
Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, borev@uiggm.nsc.ru
Некоторые перидотит-габбровые массивы могут быть плутоническими аналогами вулканитов
пикритового состава, а также промежуточными камерами для целой серии вулканитов пикритбазальтового и базальтового состава, образовавшейся за счёт магматической дифференциации исходного родоначального расплава массива. В этом случае родоначальный расплав расслоенного массива
является также родоначальным для всей серии дифференцированных вулканитов, а значит, все породы
вулкано-плутонического комплекса имеют сходные петролого-геохимические характеристики. Кроме
того, высокомагнезиальные породы таких вулкано-плутонических комплексов, образовавшиеся за счёт
высоких степеней плавления мантийных источников, наследуют геохимические и петрохимические
характеристики этих источников, а потому наиболее полно отражают их состав.
Центральный массив [Изох и др., 1990; Бородина, 2003], расположенный в пределах
Озёрной зоны (Западная Монголия), является малоглубинным расслоенным базитовым интрузивом кембрийского возраста. Смена кумулятивных парагенезисов вверх по разрезу указывает
на следующую последовательность кристаллизации в массиве: Ol+Sp Pl Cpx Opx
Amf. Составы минералов из пород Центрального массива: оливин Fo 84,5-73,2, плагиоклаз An 89,368,6, клинопироксен En49,8-42,2 Fs13,1-6,8 Wo47,4-39,9, магнезиальность – Mg#
(100*Mg/(Mg+Fe))=87,5-77,9%, ортопироксен En79,5-64,4 Fs33,6-18,5 Wo2,5-0,6, Mg# =81,5-66,6%,
первичномагматический амфибол – Mg# = 79,3-70,1%. Вся совокупность пород Центрального
массива обладает однотипным фракционированным трендом распределения редкоземельных
184
элементов. Распределение в породах массива элементов с высокой силой поля (HFS) и тяжёлых лантаноидов, немобильных при дегидратации субдуцирующей океанической плиты, характеризует мантийный компонент до обогащения подвижными элементами, сходный с источником N-MORB (MORBMA) [Kerrich, R. & Wyman, 1997]. Характерной особенностью пород массива является деплетированность тяжёлыми лантаноидами, наблюдаемая как на графике распределения РЗЭ, нормированном по хондриту, так и на графике, нормированном по NMORB. Геохимические характеристики пород Центрального массива типичны для магм, связанных с зонами субдукции, в частности, минимум по Ta: (La/Ta)РМ=4,2-6,0. Распределение
РЗЭ в венд-кембрийских вулканитах Озёрной зоны [Коваленко и др., 1996] во многом сходно с
распределением в породах Центрального массива. На всех диаграммах графики распределения
для вулканитов и пород массива субпараллельны. Особенно заметно в равной степени выраженное относительное обеднение тяжёлыми лантаноидами, (Eu/Yb)ch=1,6-1,9 для пород массива, (Eu/Yb)ch=1,6-1,7 для вулканитов. В целом, для вулканитов характерно более высокое содержание РЗЭ (сумма РЗЭ=74,7-75,5), чем для пород массива (сумма РЗЭ=5,3-11,5), причём
лёгкими лантаноидами вулканиты обогащены в большей степени (в 8-18 раз), чем тяжёлыми (в
4-8 раз). Также как и породы массива, вулканиты обеднены Hf. Особенно значимой геохимической чертой вулканитов Озёрной зоны, как и пород Центрального массива, является наличие
на их графиках распределения минимума по Ta, а также выраженного минимума по Nb. Эта
особенность даёт нам право связывать происхождение вулканитов с зонами субдукции, а с
учётом сходства геохимических характеристик вулканитов Озёрной зоны и пород Центрального массива может быть основанием для предположения о существовании единого мантийного источника первичной магмы.
Согласно моделированию по программе КОМАГМАТ 3.5 [Ariskin et al., 1993], вся магматическая серия Центрального массива, включая базальный горизонт перидотитов, могла быть образована
путём последовательной фракционной кристаллизации главных кумулятивных фаз – оливина, плагиоклаза и клинопироксена. Моделирование проводилось в режиме формирования расслоенного интрузива при давлении 1 кбар, буфере QFM, содержании воды в расплаве – от 0% до 0,5%, выбранных с учётом особенностей минерального состава пород массива. В качестве исходного расплава для моделирования был использован вычисленный [Бородина, 2003] валовый состав исходной магмы, соответствующий составу первичного расплава массива – 20 вес.% MgO, 7 вес.% FeO, Mg# =83,6. Тренд составов
модельных кумулятов (31,7-3,1 вес.% MgO, Mg# =89,9-40,0) соответствует тренду составов пород расслоенной серии массива (34,1-4,5 вес.% MgO, Mg# =81,8-75,7). На графиках MgO-элемент вулканиты
Озёрной зоны и одновозрастные базальты ирбитейской толщи (Восточный Танну-Ола) [Изох и др.,
1998] образуют поле составов, по всем компонентам, кроме Ti и Al, не связанное с общим трендом
составов пород Центрального массива. Математическое моделирование по программе КОМАГМАТ
3.5 показало, что смена параметров дифференциации не позволяет получить состав вулканитов из состава первичного расплава Центрального массива даже при условии многоэтапности процесса. Однако, мы можем считать Центральный массив комагматом одновозрастных высокоглинозёмистых вулканитов Озёрной зоны с учётом влияния на состав вулканитов других процессов (смешение расплавов,
коровая контаминация).
Первичный расплав Центрального массива может находиться в равновесии с оливином состава
Fo-94,9, а значит, соответствует по составу первично-мантийным расплавам, образующимся при высоком давлении и температуре за счёт частичного плавления мантийного перидотита. Результаты моделирования по программе MELTS [Ghiorso et al., 1994] свидетельствуют о возможности мантийного
происхождения первичного расплава Центрального массива путём частичного парциального плавления мантийного источника Fo-92,1 (6,0 вес.% FeO, 39,0 вес.% MgO) при следующих термодинамических условиях плавления: P-25 кбар, T-1500-1550, буфер QFM, содержание воды в источнике 0,1%,
при степени парциального плавления около 10-15 %. С учётом поправок, связанных с систематической
расчётной ошибкой между составами модельных и экспериментальных расплавов [Takahashi, 1986;
Taura et al., 1998; Hirose&Kushiro, 1993], состав модельного мантийного расплава (6,9-7,7 вес.% FeO,
16,8-19,4 вес.% MgO, Mg# =81,3-81,9) соответствует составу первичного расплава Центрального массива (7,0 вес.% FeO, 20,0 вес.% MgO, Mg# =83,6). Деплетированность тяжёлыми лантаноидами, явля-
185
ющаяся характерной чертой как пород Центрального массива, так и вулканитов Озёрной зоны, вероятно, унаследована от состава источника, однако, она не может свидетельствовать о присутствии граната в системе на момент отделения расплава от мантийного субстрата, поскольку при давлении 25
кбар поле устойчивости граната ограничено температурой 1400оС [Herzberg & Zhang, 1996], что ниже
температуры образования первичного расплава массива. Влияние гранатового рестита на геохимические особенности первичных расплавов может быть существенным лишь при давлении более 50 кбар
[Herzberg & Zhang, 1996], что даёт основание для предположения о воздействии на состав первичного
расплава массива (за счёт смешения расплавов, либо в процессе подъёма мантийного плюма) более
глубинных мантийных расплавов. Содержание РЗЭ в мантийном источнике Центрального массива
(Со) рассчитано по формуле Co=Cl*(Dio+F*(1-Pi)) [Shaw, 1970], где Cl – содержание РЗЭ в первичном
расплаве Центрального массива, Dio – общий комбинированный коэффициент распределения между
твёрдой фазой и жидкостью для i-элемента, F- степень частичного плавления источника при образовании этого расплава, вычисленная по программе MELTS (F=0,1-0,15), Pi – общий комбинированный
коэффициент распределения i-элемента в расплаве. Содержание граната в мантийном источнике было
принято равным 3 вес.%. Согласно расчетам, содержание РЗЭ в мантийном источнике Центрального
массива в 2,5-5 раз ниже содержания РЗЭ в примитивной мантии и 1,5-3,5 раза – в источнике NMORB, что свидетельствует о том, что предполагаемый мантийный источник первичного расплава
Центрального массива по геохимическим признакам (содержание редкоземельных элементов) является деплетированным относительно примитивно-мантийного резервуара. Сходство геохимических характеристик вулканитов и пород массива позволяет предполагать существование единого деплетированного мантийного источника первичной магмы, связанного с зоной субдукции.
Мажалыкский массив (484,22,3 млн. лет [Бородина и др., 2004]), эталонный массив мажалыкского перидотит-габбрового комплекса Юго-Восточной Тывы, расположен в Балгазикской структурно-фациальной зоне Таннуольской островодужной системы [Поляков и др., 1984]. Все породы Мажалыкского массива, независимо от их положения в разрезе, характеризуются однотипным трендом распределения РЗЭ. На графике распределения РЗЭ наблюдается незначительное обогащение лёгкими
лантаноидами ((Ln/Yb)ch=1,7-8,3), а также некоторое обеднение тяжёлыми лантаноидами
((Gd/Yb)ch=1,1-2,0. Для пород массива характерно низкое содержание РЗЭ (7,4-15,7 ppm), в 2-4 раза
превышающее содержание РЗЭ в примитивной мантии (РМ) (5,7 ppm) и в источнике N-MORB
(MORBMA) (3,8 ppm) [Hofmann, 1988]. Европиевый максимум, свидетельствующий об участии плагиоклаза в процессе фракционирования родоначального расплава, значительно выражен во всех породах массива (Eu/Eu*=1,0-3,3), за исключением пород краевой фации (Eu/Eu*=1,2), в которых содержание плагиоклаза невелико. По своим геохимическим особенностям породы краевой фации и собственные дайки массива сходны с породами расслоенной серии массива. Сходство геохимических особенностей всех пород Мажалыкского массива связано с их происхождением из единого мантийного источника за счёт последовательной кристаллизационной дифференциации в процессе образования расслоенного интрузива единого родоначального расплава. Петрохимические особенности пород краевой
фации и собственных даек массива свидетельствуют о существовании промежуточной магматической
камеры, в которой происходил процесс фракционирования расплава, соответствующего по составу
родоначальному расплаву Мажалыкского массива, вероятно, сопровождавшийся одновременной ассимиляцией вмещающих пород и смешением с высокоглинозёмистым низкомагнезиальным интеркумулусным расплавом. Нижнекембрийские высокоглинозёмистые базальты ирбитейской толщи (Восточный Танну-Ола, Тува) [Изох и др., 1998] сходны по составу с высокоглинозёмистыми дайками
Мажалыкского массива и, вероятно, представляют собой результат фракционной кристаллизации расплава, близкого по составу к родоначальному расплаву Мажалыкского массива. По сравнению с породами Мажалыкского массива кембрийские вулканиты имеют более высокое содержание РЗЭ (87,7
ppm). Европиевый максимум не проявлен. Характерно незначительное обогащение лёгкими лантаноидами (Ln/Yb)ch=3,0-3,8) и обеднение тяжёлыми (Gd/Yb)ch=1,6).
Моделирование формирования Мажалыкского массива проводилось в режиме формирования расслоенного интрузива при давлении 1 кбар, буфере QFM, содержании воды в расплаве – от 0% до 0,5%. Согласно расчётам, состав родоначального расплава Мажалыкского
массива соответствует пикриту (MgO – 26 вес.%, FeO – 7 вес.%, Mg# =86,9). На вариационных
186
диаграммах MgO-элемент тренд составов модельных кумулятов (38,7-4,2 вес.% MgO, Mg#
=92,3-43,3) соответствует составам пород расслоенной серии массива (45,4-3,7 вес.% MgO,
Mg# =88,9-43,4). Согласно расчётам по программе MELTS, состав модельного родоначального
расплава массива соответствует составу первично-мантийного расплава, образовавшегося при
равновесном парциальном плавлении мантийного источника Fo-92,1 (6,0 вес.% FeO, 39,0
вес.% MgO) при давлении 25-35 кбар, температуре 1600-1700оС, содержании воды в источнике
0,1 % и степени плавления 15-25%. Состав модельного мантийного расплава (8,3-9,6 вес.%
FeO, 26,0-20,9 вес.% MgO, Mg# =81,8-82,8) соответствует составу родоначального расплава
Мажалыкского массива (7,0 вес.% FeO, 26,0 вес.% MgO, Mg# =86,9) с учётом поправок, связанных с систематической расчётной ошибкой между составами модельных и экспериментальных расплавов. Расчётный состав предполагаемого мантийного источника родоначального
расплава массива близок по содержанию петрогенных элементов составу офиолитового комплекса Вурино [Moores, 1970]. Мантийный источник родоначального расплава массива деплетирован РЗЭ относительно примитивного мантийного резервуара, поскольку вычисленное содержание РЗЭ в этом источнике в 1,5-3,5 раза ниже содержания РЗЭ в PM, и составляет 0,6-3,0
MORBMA. За предполагаемый мантийный источник родоначального расплава Мажалыкского
массива был принят гранатовый перидотит с содержанием граната 3 вес.%. Согласно расчетам, содержание редкоземельных элементов в мантийном источнике Мажалыкского массива в
1,5-3,5 раза меньше их содержания в примитивной мантии, однако, относительно источника
N-MORB содержание редкоземельных элементов в мантийном источнике Мажалыкского массива составляет 0,6-3,0.
Результаты математического моделирования парциального плавления по программе MELTS
позволили установить возможность происхождения родоначального расплава Мажалыкского массива
и первичного расплава Центрального массива из единого по составу и геохимическим характеристикам мантийного источника. Состав мантийных источников значительно варьирует по содержанию
редкоземельных элементов, однако, достаточно стабилен по содержанию петрогенных [Рингвуд,
1981]. Поэтому первично-мантийные расплавы, образующиеся в различных геодинамических обстановках в результате частичного плавления мантийных источников, могут иметь разные геохимические
характеристики при сходном содержании петрогенных элементов. Природным аналогом, наиболее
близким по содержанию петрогенных элементов к предполагаемому мантийному источнику Центрального и Мажалыкского массивов, является офиолитовый комплекс Вурино, Греция (5,4 вес.%
FeO, 39,1 вес.% MgO, Mg# =92,8). Несмотря на то, что офиолитовый комплекс Вурино был сформирован в спрединговом центре юрского возраста [Savvidis & Hovorka, 1997], содержание петрогенных
элементов в этом мантийном источнике согласуется с образованием при соответствующих термодинамических условиях первично-мантийных расплавов, близких по содержанию петрогенных элементов к составу первичного расплава Центрального массива и родоначального расплава Мажалыкского
массива. Петрохимические различия между составами первичного расплава Центрального массива и
родоначального расплава Мажалыкского массива объясняются разными физико-химическими параметрами мантийной магмогенерации (давление, температура и, соответственно, степень частичного
плавления) в процессе образования этих расплавов [Borodina, 2002].
Работа выполнена при финансовой поддержке НШ-4933-2006, ОНЗ РАН 7.10.2.
Список литературы
Бородина Е. В. Петрогенезис Центрального габброидного массива, Озёрная зона (Западная Монголия) //
Геохимия, 2003, №4. С.380-407.
Бородина Е. В., Егорова В. В., Изох А. Э. Петрология ордовикских коллизионных расслоенных перидотит-габбровых массивов (на примере Мажалыкского интрузива, Юго-Восточная Тыва). // Геология и геофизика,
2004, № 9.С. 1075-1091.
Изох А. Э., Поляков Г. В., Кривенко А. П. и др. Габброидные формации Западной Монголии. Новосибирск: Наука, Сиб.отд-ние, 1990, 269 с.
Изох А. Э., Поляков Г. В., Гибшер А. С. и др. Высокоглинозёмистые расслоенные габброиды Центрально-Азиатского складчатого пояса (геохимические особенности, возраст и геодинамические условия формирования) // Геология и геофизика, 1998, Т.39,.№11.С.1565-1577.
187
Коваленко В. И., Ярмолюк В. В., Пухтель И. С. и др. Магматические породы и источники магм офиолитов Озёрной зоны, Монголия. // Петрология, 1996, Т.4, №5.С.453-495.
Поляков Г. В., Богнибов В. И., Изох А. Э. и др. Перидотит–пироксенит–габброноритовая формация Восточной Тувы и Северо–Западной Монголии. // Плутонические формации Тувы и их рудоносность. // Новосибирск: Наука, 1984. С.3-57.
Рингвуд А. Е. Состав и петрология мантии Земли. М.: Недра, 1981, 584 с.
Ariskin A. A., Frenkel M. Ya., Barmina G. S., Nielsen R. L. COMAGMAT: a Fortran program to model magma differentiation processer. // Computers and Geosciences; 1993, 19. P.1155-1170.
Ghiorso M. S., Hirschmann M. M. & Sack R. O. MELTS: software for thermodynamic modeling of magmatic
systems. // EOS Transactions, American Geophysical Union; 1994, 75. P.571-576.
Herzberg C., Zhang J. Melting experiments on anhydrous peridotite KLB-1: Compositions of magmas in the upper mantle and transition zone. // Journal of Geophysical Research; 1996, 101, B4. P.8271-8295.
Taura H., Yurimoto H., Kurita K., Sueno S. Pressure dependence on partition coefficients for trace elements
between olivine and the coexisting melts. // Phys. Chem. Minerals; 1998, 25. P. 469-484.
Hirose K. & Kushiro I. Partial melting of dry peridotites at high pressures: Determination of compositions of
melts segregated from peridotite using aggregates of diamond. // Earth and Planetary Science Letters; 1993, 114. P. 477489.
Hofmann A. W. Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust and
oceanic crust. // Earth and Planet Sci.Lett; 1988, 90. P.297-314.
Kerrich R. & Wyman, D.A. Review of developments in trace-element fingerprinting of geodynamic settings and
their implications for mineral exploration. // Australian Journal of Earth Sciences; 1997, 44. P. 465-487.
Moores E. M. Petrology and structure of the Vourinos ophiolitic complex of northern Greece. // Geol. Soc. Am.
Spec; 1970, 118. P.1-74.
Savvidis S., Hovorka D. Vourinos complex (Greece) – an example of eastern mediterranean ophiolite. // Geol.
Carpath; 1997, 48. N1. P. 11-18.
Shaw D. M. Trace element fractionation during anatexis. // Geochimica et Cosmochimica Acta; 1970, 34. P.237243.
Takahashi E. Melting of a dry peridotite KLB-1 up to 14 Gpa: Implications on the origin of peridotitic upper
mantle. // Journal of Geophysical Research, 1986, 91, № B9. P.9367-9382.
РЕДКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ И (ND, SR, O)-ИЗОТОПНЫЕ ОТНОШЕНИЯ В ВУЛКАНИТАХ
АКСАЙСКОГО КОМПЛЕКСА, ГОРНЫЙ АЛТАЙ: ХАРАКТЕР И МАСШТАБЫ
УЧАСТИЯ КОРОВОГО МАТЕРИАЛА В ГЕНЕРАЦИИ СУБДУКЦИОННЫХ
КАЛИЕВЫХ МАГМ ПОВЫШЕННОЙ ЩЕЛОЧНОСТИ
1
В. В. Врублевский, 2 В. И. Крупчатников, 3 Б. Г. Покровский, 1 И. Ф. Гертнер
Томский государственный университет, Томск, labspm@ggf.tsu.ru
ФГУ «ТФИ МПР России по Республике Алтай», Горно-Алтайск, vikrup@yandex.ru
3
Геологический институт РАН, Москва, pokrov@ginras.ru
1
2
Введение
В складчато-надвиговой структуре Горного Алтая продукты разновозрастного калиевого магматизма повышенной щелочности распространены в виде нескольких ограниченных ареалов. В среднем
ордовике сформировался комплекс эдельвейс, проявленный в виде ассоциации щелочных основных
пород и карбонатитов [Врублевский и др., 2004]. В раннем мезозое происходило становление чуйского
субвулканического комплекса лампрофиров и лампроитов [Оболенская, 1983; Врублевский и др.,
2005]. Представителем среднепалеозойского этапа развития калиевого магматизма является изученный нами аксайский трахиандезит-дацит-риолитовый комплекс девона, производные которого принимают участие в строении пространственно сближенных Аксайской и Калгутинской вулканотектонических структур (ВТС) в юго-восточной части региона [Шокальский и др., 2000] (рис. 1). В
качестве наиболее предпочтительной геодинамической модели его образования рассматриваются
условия активной континентальной окраины, существовавшей на эмсско-раннеживетской стадии эво-
188
люции Горно-Алтайского террейна [Буслов и др., 2003]. По нашим данным геохимические особенности пород комплекса, действительно, свидетельствуют не только о полиформационном характере магматизма с образованием двух пространственно сопряженных петрографических ассоциаций с различным уровнем кремнекислотности и щелочности, но также предполагают сложный тектонический режим их формирования с возможным смешением материала литосферного и плюмового источников в
окраинно-континентальной обстановке [Крупчатников и др., 2005]. В сообщении приводятся первые
результаты изучения редкоэлементного и (Nd, Sr, O)-изотопного состава вулканитов аксайского комплекса, которые позволяют судить о масштабах мантийно-корового взаимодействия при выплавлении
и транспортировке субдукционных магм. Аналитические исследования проводились Н.М. Глуховой
(ОИГГМ СО РАН), Д.З. Журавлевым (ИМГРЭ), Б.Г. Покровским (ГИН РАН), В.П. Ковачем (ИГГД
РАН).
Геологическая позиция и состав вулканического комплекса
Калгутинская и Аксайская ВТС расположены на юго-востоке Горного Алтая в бассейнах рр.
Калгуты, Жумалы и Уландрык, Аксай, Чаган-Бургазы, частично распространяясь на территорию Монголии (рис. 1). Обе депрессии приурочены к юго-восточной периферии Холзунско-Чуйского антиклинория и наложены на тектонизированные кембрийско-ордовикские метатурбидитные отложения горно-алтайской серии. В строении ВТС совместно с вулканитами участвуют фрагменты карбонатнотерригенных литокомплексов (S1 – D1) и более поздние лампрофиры (Т1-2) и гранитоиды (Т3 – J1). По
геологическим данным возраст эффузивов аксайского комплекса определяется как раннедевонский
(эмс), а имеющиеся отличия в составе и строении Калгутинской и Аксайской структур отражают разные уровни эрозионного среза. В Калгутинской ВТС ведущая роль принадлежит субвулканическим
производным кислого состава с последовательностью внедрения: (а) риолиты и риодациты (с фациальной изменчивостью до трахириолитов, трахидацитов и кварцевых латитов: (б) дациты гиперстенсодержащие; (3) гранодиорит-порфиры (до кварцевых сиенит-порфиров); (в) субщелочные лейкогранит-порфиры. Образования собственно эффузивной фации развиты слабо, имеют бимодальный гомодромный характер (трахибазальты, трахиандезибазальты – риолиты, риодациты) и встречаются
преимущественно по периферии ВТС. Независимо от состава они представлены лавобрекчиями, реже
лавами и кластолавами. Главное отличие Аксайской ВТС заключается в преобладании именно вулканогенных образований, основной объем которых формирует гомодромную сложнопостроенную пирокластово-эффузивную толщу, являющуюся фрагментом палеоэруптивной постройки. В составе толщи
нами выделяются две породных ассоциации – более ранняя андезитоидная (трахиандезибазальты, трахиандезиты, андезиты, дациты) и сменяющая ее вверх по разрезу в количественном соотношении 1:5
риолитовая (K-Na риолиты, трахириолиты, ультракалиевые риолиты) [Крупчатников и др.,
2005].Субвулканические кислые комагматы развиты незначительно и представлены небольшими телами лейкогранитов (Аксайский и Уландрыкский массивы в центральной части ВТС) и дайками риолитового состава. Наряду с преобладающими эффузивными образованиями повышенной калиевости
на северо-западной окраине Аксайской ВТС установлена слабодифференцированная породная серия
(«Оюмский палевулкан»), в разрезе которой доминируют лавы и туфы трахиандезибазальтов, трахиандезитов и андезитов с редкими потоками базальтов и дацитов. По сравнению с распространенными
средними и основными вулканитами аксайского комплекса они отличаются резко выраженной натриевой щелочностью, пониженной кремнекислотностью и поведением редкоземельных элементов [Крупчатников и др., 2005], что может свидетельствовать о полиформационном характере развития магматизма в пределах данной тектонической депрессии.
Химический состав производных аксайского комплекса характеризуется широкими вариациями
кремнезема (SiO2 ~ 45-79 мас. %) и общей щелочности (Na2O+K2O ~ 3-10 мас. %) с заметным преобладанием дацит-риолитовых разновидностей. В Аксайской ВТС отчетливо проявлена бимодальность
составов (SiO2 62-66 и 74-77 мас. %) при практически полном отсутствии риодацитов. За исключением
пород «оюмского» разреза, для которых свойственны натриевая щелочность и толеитовая тенденция
эволюции, изученные вулканиты по уровню содержаний К2О следует относить к высококалиевой известково-щелочной серии с латитовой спецификой и устойчивым отношением К2О/Na2O > 1 (в лейкогранитах и ультракалиевых риолитах до 60). Среди эффузивов «Оюмского палеовулкана» до 30 % от
объема ассоциации составляют породы с повышенной магнезиальностью (mg# ~ 50-69) и индикатор-
189
ными отношениями (Ni/Cr 0,9; La/Yb 20; Rb/La 0,4; Ca/Sr 115), сопоставимыми с адакитами окраинноконтинентальных обстановок [Крупчатников и др., 2005]. В целом, вулканиты аксайского комплекса
обладают сходными конфигурациями спектров распределения редких элементов независимо от фациальной принадлежности пород и степени их дифференцированности. По сравнению с составом примитивной мантии (PM) для них характерна 20-300-кратная обогащенность большинством LILE и HFSE за
исключением Sr, P и Ti, концентрации которых приближаются к PM-норме. Очевидно, что магмогенерирующие источники размещались, преимущественно, на нижних уровнях литосферы. Об этом же
свидетельствуют повышенные содержания REE в эффузивах аксайского комплекса (~100-350 г/т).
Наблюдаемая при этом отрицательная Eu-аномалия (Eu/Eu* 0,1-0,9) в совокупности с дефицитом
стронция, скорее всего, указывает на фракционирование плагиоклаза в ходе магматической эволюции.
Судя по согласованному поведению ряда некогерентных элементов (Ba 213-868; La 10-59; Yb 1,3-8,7;
Zr 143-490; Nb 5-27; Ta 0,5-2,9; Th 5-24; в г/т) и их отношениям (La/Yb ~ 4-20; Ba/La ~5-27; Ba/Nb ~ 1055; Th/Ta ~ 8-16; Th/Yb ~ 1,2-4,8), становление аксайского комплекса могло происходить в субдукционной обстановке, что подтверждается не только соответствующей дискриминацией составов пород,
но и широким вовлечением в процессы плавления корового материала при участии слэб-производного
флюида (рис. 2). Полученные нами предварительные данные по Rb-Sr-изотопному возрасту трахидацитов и трахириолитов комплекса (370 ± 4,5 млн лет, MSWD = 1,75, ISr = 0,70753) согласуются с представлениями о времени развития активной континентальной окраины (эмс-ранний живет) в геодинамической истории региона [Буслов и др., 2003].
Nd-Sr-O-изотопная систематика и источники вещества вулканитов
Сравнительный анализ изотопного состава эффузивных пород аксайского комплекса показывает, что, как и в других случаях субдукционного магматизма, источники расплавов имели гетерогенную
природу. На фоне несомненного присутствия вещества мантии типа MORB или РМ (PREMA), в вулканитах отчетливо проявлена зависимость синхронного увеличения отношений δ18О (+9,3 ÷+12,8 ‰) и
87Sr/86Sr
(T) (~ 0,7065-0,7088), высокие значения которых демонстрируют широкомасштабное участие в
магмообразовании компонентов корового происхождения (рис. 3). По приблизительным оценкам, исходя из рассчитанных значений континентальной коры позднедевонского возраста (87Sr/86Sr(370) ~
0,718; δ18О ~ 25 ‰) и деплетированной мантии (87Sr/86Sr(370) ~ 0,7023; δ18О ~ 5,7 ‰), степень коровой
контаминации производных родоначального расплава стронцием и кислородом составляла не менее 30
%. Показательно, что в отличие от сходных по химизму вулканитов андийской окраины, ЮВ Испании,
Центральной Явы, направленность Sr-O-изотопной эволюции которых совпадает с контаминационным
трендом типа базальт+древняя кора, составы пород комплекса заметно отклоняются в сторону линии
смешения вещества мантии и пелагических осадков (рис. 3), тем самым, отражая влияние субдукционного флюида как еще одного фактора мантийно-корового взаимодействия. Эффекты значительного
вовлечения материала коры в процессы плавления фиксируются также по соотношениям изотопов
неодима и стронция. Величины εNd(Т) в эффузивах аксайского комплекса(от −0,6 до +1,6) варьируют в
диапазоне BSE, сильно отклоняясь от мантийной последовательности в область обогащенных радиогенным стронцием составов (εSr(Т) ~ +34÷+67), которые характерны для пород верхней континентальной коры (рис. 4). Вместе с тем, рассчитанные для вулканитов модельные значения T(Nd)DM (~ 1,3-1,5
млрд лет) свидетельствуют о непосредственном участии в магмообразовании вещества рифейского
нижнекорового основания Алтайского террейна. Близкий возраст субстрата (~ 1,2 млрд лет) отмечается для даек триасовых лампроитов и лампрофиров (см. рис. 1), которые также локализованы в юговосточной части Горного Алтая и рассматриваются как продукты термически активизированной обогащенной литосферной мантии и континентальной коры [Врублевский и др., 2005]. Таким образом, не
исключена возможность, что и при генерации родоначального расплава аксайского комплекса, наряду
с деплетированной мантией и коровыми компонентами, подвергался плавлению материал источника
типа EM I. Сопоставление эпсилон-параметров изученных нами палеозойских и мезозойских породных ассоциаций повышенной калиевой щелочности в Горном Алтае (см. рис. 4) позволяет предполагать возрастание роли вещества EM I в развитии подобного магматизма в регионе с увеличением
мощности коры и удревнением ее возраста.
Выводы
190
1. Формирование акасайского вулканического комплекса происходило в обстановке активной
континентальной окраины, существовавшей на протяжении среднедевонского этапа геологического
развития Горного Алтая. По особенностям химизма пород предполагается его полиформационность.
2. Источники эффузивных пород комплекса имеют гетерогенную природу. Наряду с веществом
деплетированной мантии в процессе плавления принимал значительное участие материал континентальной коры, пелагических осадков и обогащенного литосферного субстрата типа EM I.
Исследования проведены при финансовой поддержке РФФИ (грант 04-05-64331).
Список литературы
Буслов М. М., Ватанабе Т., Смирнова Л. В. и др. Роль сдвигов в позднепалеозойско-раннемезозойской
тектонике и геодинамике Алтае-Саянской и Восточно-Казахстанской складчатых областей // Геология и геофизика, 2003, Т. 44, № 1-2. С. 49-75.
Врублевский В. В., Журавлев Д. З., Гертнер И. Ф. и др. Sr-Nd-изотопная систематика щелочных пород
и карбонатитов комплекса эдельвейс (Северо-Чуйский хребет, Горный Алтай) // Докл. РАН, 2004, Т. 397, № 6. С.
802-806.
Врублевский В. В., Войтенко Н. Н. Романов А. П. и др. Источники магм триасовых лампроитов Горного
Алтая и Таймыра: Sr-, Nd- изотопные свидетельства плюм-литосферного взаимодействия // Докл. РАН, 2005, Т.
405, № 5. С. 658-660.
Крупчатников В. И., Врублевский В. В., Гертнер И. Ф. Геохимия вулканитов Аксайской тектонической
депрессии (Горный Алтай) // Матер. 5-ой Всерос. конф. «Петрология магматических и метаморфических комплексов», 2005, Т. 1. С. 85-95.
Оболенская Р. В. Мезозойский магматизм Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск: Изд-во
ИГГ СО АН СССР, 1983, 47 с.
Шокальский С. П., Бабин Г. А., Владимиров А. Г. и др. Корреляция магматических и метаморфических
комплексов западной части Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2000. 187 с.
Benito R., Lopez-Ruiz J., Cebria J. M. et al. Sr and O isotope constrains on source and crustal contamination in
the high-K calc-alkaline and shoshonitic neogene volcanic rocks of the SE Spain // Lithos, 1999, V. 46. P. 773-802.
Davidson J. P., Hora J. M., Garrison J. M., Dungan M. A. Crustal forensics in arc magmas // J. Volcan. Geotherm. Res., 2005, V. 140. P. 157-170.
Gertisser R., Keller J. Trace element and Sr, Nd, Pb and O isotope variations in medium-K and high-K volcanic
rocks from Merapi volcano, Central Java, Indonesia: evidence for the involvement of subducted sediments in Sunda arc
magma genesis // J. Petrol., 2003, V. 44, № 3. P. 457-489.
Hawkesworth C. J., Hammill M., Gledhill A. R. et al. Isotope and trace element evidence for late-stage intracrustal melting in the High Andes // Earth Planet. Sci. Lett., 1982, V. 58. P. 240-254.
Rollinson H. Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman Scientific&Technical,
London, 1993, 343 p.
Tomlinson K. Y., Condie K. S. // Geol. Soc. Amer. Spec. Pap., 2001, № 352. Р. 341-358.
Woodhead J. D., Hergt J. M., Davidson J. P., Eggins S. M. Hafnium isotope evidence for conservative element
mobility during subduction zone processes // Earth Planet. Sci. Lett., 2001, V. 192. P. 331-346.
Zindler A., Hart S.R. Chemical geodynamics // Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 1986, V. 14. P. 493-571.
Рис. 1. Схема геологического строения юго-восточной части Горного Алтая [Крупчатников и др., 2005, с
дополнениями]
1 – рыхлые отложения, KZ; 2 – гранитоиды, MZ; 3-6 – карбонатные и терригенные отложения, PZ: 3 – D2-3,
4 – D1, 5 – S1-D1, 6 – Є2-О1; 7 – метаморфические образования, PZ; 8-15 – аксайский вулканический комплекс:
эффузивные трахиандезиты, трахиандезибазальты и базальты (8), риодациты и риолиты (9), трахириолиты (10);
субвулканические и гипабиссальные субщелочные лейкограниты (11), риолиты (12), дациты гиперстенсодержащие (13), гранодиорит-порфиры (14), средние и основные эффузивы оюмского разреза (15); 16 – лампрофиры и
лампроиты чуйского комплекса, Т1-2; 17 – разрывные нарушения (а) и геологические границы (б); 18 – контуры
вулкано-тектонических структур: 1 – Калгутинской, 2 – Аксайской.
Рис. 2. Геохимические особенности пород аксайского комплекса
(A) дискриминация составов вулканитов в координатах Th/Ta – La/Yb. Показаны композиционные поля
базальтов срединно-океанических хребтов (N-MORB), океанических плато (OPB), зон субдукции (SZB), океанических островов (OIB), фокальной зоны (FOZO) и составы типовых мантийных источников [Tomlinson, Condie,
2001]: HIMU – источник с высоким U/Pb-отношением, EM I + EM II – обогащенная, DM – деплетированная, PM –
примитивная мантия. (Б) Диаграмма Th/Yb – Ba/La [Woodhead et al., 2001]. Значения для N-MORB, UC (средняя
191
верхняя кора), AC (средняя континентальная кора) приведены по [Rollinson, 1993]. 1 – трахиандезибазальты, трахиандезит; 2 – дацит, трахидацит, риодацит, риолит и трахириолиты; 3 – параметры мантийных источников.
Рис. 3. Соотношение изотопного состава кислорода и стронция в вулканитах активных континентальных
окраин
1-2 – вулканиты аксайского комплекса: основные и средние (1), кислые (2). Приведены композиционные
поля вулканитов Анд и Малых Антильских островов (см. источники в [Davidson et al., 2005]), Центральной Явы
(дуга Сунда) [Gertisser, Keller, 2003], ЮВ Испании [Benito et al., 1999]. Составы примитивной мантии (М), мантии
под островными дугами (АМ) и тренды I-III смешения вещества (точечный пунктир) показаны по [Davidson et al.,
2005]: I – базальт+молодая кора и пелагические осадки, II – базальт+древняя кора, III – мантия+древние субдукционные осадки (контаминация источника).
Рис. 4. Изотопный состав Nd и Sr в калиевых магматических породах Горного Алтая
1 – вулканиты аксайского комплекса (D2), 2 – щелочные породы и карбонатиты комплекса эдельвейс (O2)
[Врублевский и др., 2004], 3 – лампроиты чуйского комплекса (T1-2) [Врублевский и др., 2005]. Показаны поля
составов андезитов Анд [Hawkesworth et al., 1982] и умеренно-, высококалиевых базальтов и андезибазальтов
Центральной Явы (дуга Сунда) [Gertisser, Keller, 2003]. Область «Mantle array» и положение резервуаров MORB,
PREMA, EM I, EM II приведены в соответствии с их современными изотопными параметрами по [Zindler, Hart,
1986].
О ПРИРОДЕ ГИПЕРСТЕНОВОЙ СЕРИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ И
ПЛУТОНИЧЕСКИХ ПОРОД
М. Л. Гельман
СВКНИИ ДВО РАН, Магадан, gelman@neisri.magadan.ru
Понятия пижонитовая и гиперстеновая серии в 1959 г. ввел Х. Куно, чтобы обозначить различие
петрографии позднекайнозойских базальтов с тихоокеанских берегов о-ва Хонсю и из его осевой части. Эти базальты нещелочные, и провинции, которые они составляют, вместе противопоставлялись
провинции щелочных лав, примыкающей к Японскому морю. Для дискриминации новых серий, как
показали последующие исследования, существенно, что гиперстена нет в основной массе пород пижонитовой серии, все остальные сочетания видов пироксена возможны [Геологическое..., 1968]. Диагностика пироксена в основной массе вулканита требует больших усилий, а определить сериальную принадлежность стекловатой породы, располагая только минералогическим критерием, вообще нельзя. И
Х.Куно [1970 и др.] характеризует отличительные петрохимические черты сообщества вулканитов в
провинции гиперстеновой серии: в базальтах отсюда повышено содержание глинозема, а по содержанию щелочей все породы занимают промежуточное положение между вулканитами с тихоокеанских
берегов Японии и со дна океана, с одной стороны, и вулканитами с берегов Японского моря, с другой.
Затем было показано, что породам из провинции гиперстеновой серии свойственна и промежуточная
железистость. Кроме того, в гиперстеновой серии наряду с базальтами обильны андезиты и даже более
кислые породы [Геологическое..., 1968]. Х.Куно [1970] предложил различать в магматической геологии окраин континентов и островных дуг три типа базальтов, добавляя к толеитовым и щелочным
оливиновым базальтам Г.С.Йодера и К.Э.Тилли [1965] еще и высокоглиноземистые. Термины петрохимии оказались удобнее – применяются диагностические диаграммы. На Японских островах понятия
гиперстеновая серия и серия высокоглиноземистых базальтов – синонимы, т.к. оба относятся там к
одному и тому же объекту. Но в дальнейшем высокоглиноземистыми в случае соответствующего содержания Al2O3 называют базальты и в толеитовых сериях, а породы гиперстеновой серии часто не
считают возможным выделить из известково- щелочной серии по М.Пикоку. Гиперстеновая серия
упоминается все реже [Магматические..., 1987].
Понятие гиперстеновая серия как бы размыто, но содержательность его сохраняется, хотя бы
потому, что во всем обрамлении Тихого океана, в Индонезии так же, как и в Японии, серии толеитовых, высокоглиноземистых (гиперстеновых!) и щелочных базальтов образуют каждая свои петрогра-
192
фические провинции, располагающиеся в одной и той же последовательности, в одинаковом отношении к сейсмофокальной зоне на этих островных дугах [Куно, 1970]. Контрасты в распространении
магматических горных пород с ромбическим пироксеном (и вообще с пироксенами, бедными кальцием), которые заметил Х.Куно в Японии, широко распространенное явление, и его не удается объяснить
только изменением валового химического состава горных пород. Похожая на японскую картина еще в
1930-х гг. приоткрылась при знакомстве с меловым Охотско-Чукотским вулканогенным поясом
(ОЧВП), где обнаружились специфические стратиграфические тела, сложенные двупироксеновыми и
гиперстеновыми андезитами, андезибазальтами и базальтами, покровы и субвулканические тела гиперстеновых дацитов, а также явно связанные с ними гиперстеновые граниты [Геология..., 1970]. Гиперстеновые вулканические, меньше плутонические породы это петрографическая специфика всей
внешней (приконтинентальной) зоны, фланговых зон и его континентального обрамления ОЧВП.
Наоборот, во внутренней (приокеанической) зоне на всем ее протяжении преобладающие здесь базальты и андезиты, в том числе оливиновые, никогда не содержат ромбического пироксена, и даже
наблюдающаяся в андезитах коррозия вкрапленников оливина сопровождается кристаллизацией моноклинного, а не ромбического пироксена [Белый, 1978]. Заметим, что в ОЧВП – в отличие от гиперстеновой и пижонитовой серий Х.Куно – мы не сравниваем минералогические особенности основной
массы вулканитов, а противопоставляем разновидности одноименных пород с ромбическим пироксеном и без него. Но и на примере кайнозойских (Япония), и на примере меловых (ОЧВП) вулканитов
выступает однотипная минералогическая зональность: породы с ромбическим пироксеном дальше от
Тихого океана, а с моноклинным – ближе к нему.
Рассмотрим, как вообще распространены в Тихом океане и в его обрамлении минералогические
разновидности базальтов [Геология..., 1979, Голубева, 1990, Магматические..., 1985, Tatsumi,
Maruyama, 1989]. Базальты дна не содержат пироксенов, бедных кальцием. Нет их и среди базальтов
(MORB) Восточно-Тихоокеанского поднятия. Но в толеитовых базальтах океанических островов, в
частности, в гавайских, присутствует энстатит – и в виде фенокристаллов, и образуя реакционную
кайму на оливине, а в некоторых разновидностях и в основной массе, где он примешивается к авгиту.
Но чаще в такой позиции к авгиту вместо ортопироксена добавляется пижонит. В щелочных оливиновых базальтах пироксенов, бедных кальцием, нет ни на Гавайях, ни вообще где-либо. Еще одна, сверх
гавайских толеитов, исключительная в Тихом океане ситуация выступает в зоне трансформных разломов Сикейрос, смещающих Восточно-Тихоокеанское поднятие. Собственно в базальтах и здесь ортопироксен отсутствует. Он обнаружен исключительно в меланократовых вулканитах, названных пикритами, но скорее соответствующих мелабазальтам и, в частности, бонибазальтам и марианобазальтам.
Это энстатит в виде микрофенокристов в стекловатой основной массе в ассоциации с форстеритом,
авгитом и с хромово-алюминиевой шпинелью. В подушечных марианобазальтах из зоны Гаррет есть
корродированные интрателлурические мегакристы ортопироксена и оливина, ксенокристы битовнита
(единственное упоминание о плагиоклазе в этих породах, переходных к бонинитовому семейству).
Есть также указание о присутствии пижонита в основной массе мелабазальта из разлома, рассекающего поднятие Манихики в центральной части Тихого океана. Но как только мы приближаемся к окраинным структурам океана, появление вулканитов с бедными кальцием пироксенами становится закономерностью. Это марианиты и бониниты в желобах Тонга, Марианском, Идзу-Бонинском и на прилежащих к ним островным дугам. Роль среди них пижонита и клиноэнстатита изменчива, но в общей
латеральной зональности это явление второго порядка. Породы островодужных пижонитовой и гиперстеновой серий Х.Куно совместно противостоят оливин-авгитовым базальтам океана, с одной стороны, и щелочным базальтоидам континента, с другой. То же мы видим и в отношении ОЧВП и его континентального обрамления к Палеопацифику. И находки бедных кальцием пироксенов в вулканитах
во внутренней части Тихого океана относятся к таким его геологическим структурам, где в магматической геологии есть те или иные черты сходства с зоной перехода континент – океан. В зонах трансформных разломов описываются породы, схожие с марианит-бонинитовым семейством (может быть,
здесь закладывается вулканическая дуга на океаническом основании); на океанических островах базальты с энстатитом находятся в контрастной ассоциации со щелочными, как на островных дугах.
Латеральная петрографическая зональность вокруг Тихого океана не исчерпывается провинциальным распространением оливин-авгитовых и гиперстеновых/пижонитовых пород. В провинциях
193
гиперстеновой серии в породах с ортопироксеном, а также и без него, особенно в кислых, по удалению
от границы континент – океан появляется гранат – барофильный альмандин с паритетной примесью
(по 10 – 15%) пиропового и гроссулярового миналов [Гельман, 1980]. Последовательность от оливинавгитовых пород на океанской стороне транзитали к гиперстеновым на континенте, а затем и к гранатовым и только далее – к щелочным, характерна для позднего мезозоя на Северо-Востоке Азии, для
позднего кайнозоя в Юго-Западной Японии. Она столь же выразительна в картине латеральной петрографической зональности кайнозойских вулканитов на Карпатах в обрамлении Паннонского бассейна,
в среднепалеозойской магматической геологии на востоке Австралии (обрамление Прапацифика?), в
картине раннепалеозойской зональности в Юго-Западной Англии (обрамление океана Япетус на западном выступе Восточно-Европейской платформы – микроконтиненте Мидленд).
Когда мы говорим о гиперстене в магматических породах, привлекает внимание не только провинциальная контрастность в распространении базальтов с кальциевым и малокальциевыми пироксенами, но и устойчивость ромбического пироксена в кислых породах там, где он отмечается в средних
и основных. При этом железистость гиперстена закономерно возрастает, что указывает на его равновесное выделение [Петрография, 1981]. Мы привычно считаем ортопироксен обязательным в ультраосновных и основных породах. Но ортопироксен может быть и фациальным признаком в офиолитовых
ассоциациях. Например, в корякской и в уральских намечается латеральная зональность относительно
границы континентальных блоков в размещении формаций, в которых в качестве определяющего члена выступают либо гарцбургит, либо лерцолит, либо верлит. И среди расслоенных мафит – ультрамафитовых интрузий [Магматические..., 1985, Уэйджер, Браун, 1970] одни содержат породы с кумулусным энстатитом (Бушвельдский, Стилуотерский, Мончегорский массивы на докембрийских щитах), в
других, например, в массивах Третичной вулканической провинции Туле породообразующая роль
ромбического пироксена ничтожна (Скаергаард и другие) или он вообще отсутствует (Рамский массив). И скорее это следствие каких-то особенностей геологического положения (фации глубинности?),
а не небольших различий в составе исходной магмы, как предполагают (без аргументации) Л.Уэйджер
и Г.Браун [1970]. В архейских лавах коматиита ортопироксен не описан, но, например, в зеленокаменном поясе Барбертон в расслоенных силлах, сопряженных с коматиитами группы Онвервахт, прослежены энстатитовые основные породы [Гирнис и др., 1987]. И в трапповой формации Сибирской платформы (и других) «...важным признаком глубинности является появление пород, содержащих гиперстен» [Соболев, 1936, с. 34]. На Северо-Востоке Азии, в хр. Пекульней и в хр. Золотом – Ушканьих
горах, вулканические и субвулканические пикриты и базальты готеривского возраста, образовавшиеся
в рифте на границе континента, не содержат ромбического пироксена. Он появляется здесь в глубинных породах, родственных пикритам, и там, где ближе к континентальному куту рифта Т.е., и в случае
вулкано-плутонической ассоциации ультраосновных – основных пород, позиция ортопироксеновых
приближена к кратону.
Г.Розенбуш [1934] считал гиперстеновые разновидности диоритов и гранитов, андезитов, трахитов и дацитов явлением экзотическим. В.Н.Лодочников, комментируя, объясняет происхождение гиперстеновых средних и кислых пород ассимиляцией посторонних включений. И даже про докембрийские чарнокиты пишет: «Очень интересно...: не окажутся ли они в огромном большинстве случаев породами гибридными» [Г.Розенбуш, 1934, с. 110]. Обобщая геологический и экспериментального материала, И.Д.Рябчиков отмечает: «...В реальных известково-щелочных магматических сериях заметную
роль играют породы с вкрапленниками ортопироксена...Поле первичной кристаллизации ортопироксена достигается в результате смешения основных расплавов с риолитовыми, которые могут, в
свою очередь, быть результатом частичного плавления метаосадочных пород. Еще более интенсивное
выделение ортопироксена должно иметь место при ассимиляции базальтовой магмой гиперглиноземистых метапелитовых пород...При этом взаимодействие диопсидового компонента базитовой жидкости
с силикатами алюминия по схеме Ca(Mg,Fe)Si2O6 + Al2SiO5 = (Mg,Fe)SiO3 + CaAl2Si2O8 должно привести к появлению наряду с ортопироксеном избыточного плагиоклаза, что является характерной чертой
многих известково-щелочных вулканитов» [Магматические...,1987, с. 393 – 394]. Однако закономерное расположение провинций гиперстеновой серии в континентальном обрамлении Тихого океана,
вдоль других границ континент – океан не позволяет всякий раз обращаться к гибридизму как случайному явлению. Гиперстеновая серия обычна в блоках земной коры континентального типа, и
194
А.А.Маракушев [Петрография, 1981] считает, что ее появление это следствие магматического замещения сиалической коры базальтовой магмой под действием водного флюида. Однако это объяснение
нельзя распространить ни на случаи нахождения гиперстеновых пород во внутренней области Тихого
океана, ни, что особенно важно, на миоценововые гиперстеновые и гранатовые кислые породы в ЮгоЗападной Японии, южнее Медианной линии, где к этому времени не было (и сейчас нет) мощной континентальной коры [Геологическое..., 1968].
Представляется, что картина латеральной петрографической зональности в зоне перехода континент – океан определяется изменчивостью состава трансмагматического флюида, глубинный поток
которого и вызывает магматические процессы [Гельман, 1992]. Магмы гиперстеновой и пижонитовой
серии появляются под действием водного флюида с повышающейся в сторону континента щелочностью. Если принять, что базальтовая магма выплавляется из гранатового лерцолита (модель
Х.С..Йодера и К.Э.Тилли [1965]), то повышение щелочности флюида вызовет обогащение эвтектической выплавки глиноземом вследствие сокращения фазового поля граната в системе Di – Fo – Gar. Как
показано многими авторами на основании эксперимента и в согласии с петрохимическими данными
[Мартынов, 1990], именно повышенная глиноземистость благоприятна для кристаллизации ортопироксена и / или пижоноита вслед за оливином или без него. При этом вместе с бедным кальцием пироксеном образуется характерный в островодужных вулканитах богатый анортитом плагиоклаз. Исследования в системах Ab – Di – En и An – Di – En «свидетельствуют о том, что если обогащенный
энстатитом пироксен появляется в виде самостоятельной фазы, он сохраняется в ходе всей кристаллизации» [Х.С.Йодер и К.Э.Тилли, 1965, с. 71]. Это объяснение устойчивости гиперстена в средних и
кислых породах. Небольшое повышение щелочности (еще не вызывающее образования щелочных
темноцветных) должно повысить температурную устойчивость амфибола и биотита, и эти минералы
типичны в породах гиперстеновой серии. С этим же связана нередкая контрастность в распределении
пород гиперстеновой серии по содержанию кремнезема [Гельман, 1992]. Зональность по Х. Куно в
распространении базальтов с авгитом, пижонитом или гиперстеном в основной массе определяются их
общей петрохимией – соотношение MgO : CaO меняется в пользу магнезии от толеитовых серий к
островодужным и орогенным [Штейнберг, 1985]. Из-за этого фигуративные точки таких базальтов в
системе Fo – Di – SiO2 располагаются соответственно так, что либо к оливину, кристаллизующемуся
из магмы, присоединяется авгит, либо наступает его перитектическая реакция с пижонитом, при еще
большей магнезиальности – с гиперстеном. Осложнения вследствие изменения водного давления, возможно, влияют на большую приверженность ромбического пироксена в ультраосновных – основных
комплексах к относительно глубинной фации. Дальнейшее в сторону континента повышение щелочности приведет, особенно при снижении температуры к замене гиперстена на биотит с калиевым полевым шпатом.
Список литературы
Белый В. Ф. Формации и тектоника Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. М.: Наука, 1978, 213 с.
Гельман М.Л. Гранат в изверженных породах (на примере Северо-Востока СССР): гранатовая, гиперстеновая и оливин-авгитовая серии изверженных пород // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1980, № 8. С. 35 – 49.
Гельман М. Л. О зависимости свойств магматических серий от щелочности трансмагматических флюидов // Геохимия,1992, № 10. С. 1388 – 1400.
Геология океана: Осадкообразование и магматизм /Ред. П.Л.Безруков. М.: Наука, 1979, 415 с.
Геология СССР. Т. XXX. / Ред. И.Е.Драбкин. М.: Недра, 1970. Кн.1 – 548 с., кн. 2 – 536 с.
Геологическое развитие Японских островов / Ред. И.А.Беляевский, Л.И.Красный. М.: Мир, 1968, 719 с.
Гирнис А. В., Рябчиков, И. Д., Богатиков О. А. Генезис коматиитов и коматиитовых базальтов. М.:
Наука, 1987, 121 с.
Голубева Э. Д. Толеитовые базальты Тихого океана. Владивосток. 1990, 136 с.
Йодер Г.С., Тилли К.Э. Происхождение базальтовых магм. М.: Мир, 1965, 248 с.
Магматические горные породы. Т. 3 / Ред. Е.В.Шарков. М.: Наука, 1985, 487 с.
Магматические горные породы. Т. 6 / Ред. В.И.Коваленко. М.: Наука, 1987, 439 с.
КУНО Х. ЛАТЕРАЛЬНАЯ ВАРИАЦИЯ БАЗАЛЬТОВОЙ МАГМЫ ВКРЕСТ ОКРАИН КОНТИНЕНТОВ И
ОСТРОВНЫХ ДУГ // ОКРАИНЫ КОНТИНЕНТОВ И ОСТРОВНЫЕ ДУГИ. М.: МИР, 1970. С. 249 –
195
ОЦЕНКА ВЛИЯНИЯ ФОРМЫ МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ НА РАССЛОЕНИЕ
БАЗИТОВОЙ ИНТРУЗИИ (ЧИСЛЕННЫЙ ЭКСПЕРИМЕНТ)
В. И. Гунин
Независимый центр моделирования геосистем (МоГеос), Улан-удэ, vigunin@list.ru
Считается, что при кристаллизации магмы происходит её дифференциация за счёт общей (седиментационной) конвекции, главной причиной которой является инверсия плотности, возникающая за
счёт градиента температуры и кристаллизации расплава в прикровельной и боковых частях интрузива.
Существуют различные мнения о роли конвекции в кристаллизационной дифференциации магмы. Одни авторы считают, что время “ энергичной “ конвекции мало по сравнению с временем затвердевания
интрузива, так как внутренний градиент температуры быстро падает и конвекция прекращается. Другие авторы наоборот считают, что конвекция в магматическом очаге может продолжаться достаточно
долго, и играет важную роль в охлаждении магматической камеры и соответственно кристаллизации и
дифференциации, что приводит к расслоению интрузива. Эти процессы возможны, по мнению авторов, в основных магмах только при температурах, близких к ликвидусу, и никогда не реализуются в
вязких магмах.
Автором данной работы на основе трехмерной математической модели был проведён численный эксперимент по оценке условий кристаллизационной дифференциации пластовой интрузии результаты которого показали, что при её кристаллизации за счёт инверсии плотности всегда возникает
свободная конвекция, которая может существовать до её полного становления. Скорости конвекции в
магме с высокой вязкостью 104 Пуаз равны или меньше скорости фронта затвердевания. В этом случае идёт равномерная кристаллизация интрузива и расслоение возможно только в его краевых частях
за счёт высокого градиента температуры после внедрения. В магмах с вязкостью 104 Пуаз, скорости
свободной конвекции возрастают до 0.5 – 5 м/год, это приводит к перераспределению кристаллов по
вертикали и горизонтали и в конечном итоге к расслоению интрузии. Формы расслоения могут быть
различные, от параллельно расположенных слоёв до скопления более тяжёлых кристаллов в центральной и краевых частях интрузии, а так же распределения их в виде мозаичной структуры (Гунин 2005).
Так как магматические камеры могут иметь разную форму, то возникает вопрос, влияет ли форма камеры на расслоение магмы при её кристаллизации и если влияет то как?
Для оценки влияния формы магматической камеры на расслоение базитовой интрузии, за счёт
общей конвекции, проведен численный эксперимент с помощью трехмерной математической модели
тепломассопереноса в вязких и пористых средах разработанной автором. Эта модель в векторной
форме, в терминах функции тока, температуры и концентрации выглядит так:
∆ = k, V = rot, dT/dt = ∆T+M, dCi/dt = ∆Ci + Ni, = (T,C),
где – векторная функция тока; – плотность расплава (флюида); V – вектор скорости конвекции (фильтрации); T – температура среды; Ci – концентрация кристаллов i-го минерала в расплаве; M
– источник-сток тепла; Ni – источник-сток i-го вещества; k,, – коэффициенты текучести (проводимости), температуропроводности, гидродисперсии; ∆ – оператор Лапласа; – оператор Гамильтона
(«набла»). d/dt = /t + u/x + v/y + w/z – оператор полной производной. На основе данной модели, используя конечноразностные схемы, разработан пакет программ на языке Fortran для персональных компьютеров, позволяющий решать широкий круг задач тепломассопереноса в вязких и пористых
средах.
Для расчета был выбран блок в виде прямоугольного параллелепипеда размером в основании
800800 и высотой 4000 м. Блок разбит объемной, неравномерной расчетной сеткой с шагом от 20 до
200 м по горизонтали и вертикали. В центре блока на глубине 2500 м размещалось интрузивное тело
размером 800800 и мощностью 400 м с начальной температурой 1300С. Рассматривалось четыре
вида формы интрузивного тела: 1-прямоугольная призма, 2-линза, 3-треугольная призма (лакколит), 4перевёрнутая треугольная призма (лополит) (рис.1). Расчеты проводились на 1000 -2000 лет с шагом
по времени 30 сут, 1 год. Параметры системы были следующие; вязкость магмы 10 Пуаз, плотность
2.8 г/см3, окружающие породы имели коэффициент проницаемости K=1 мд и пористость n=0.1, гео-
196
термический градиент 3С/100 м, коэффициент температуропроводности = 10-6 м2/сек, одинаковый
для пород и расплава. Температура начала кристаллизации равнялась температуре ликвидуса для данного сорта кристаллов. Считалось, что в системе присутствует три сорта кристаллов, высокоплавкий
Тл1 = 1150С большой плотности (1=3.4 г/см3 1=0.25), и два с меньшей плотностью (2=3.0, 3=2.7
г/см3, 2=0.3, 3=04, Тл2 = 1100, Тл3=1000С), а полная кристаллизация наступала при температуре солидуса низкоплавкого сорта Тс3 = 900С.
Рис.1 Виды форм магматических камер используемых в численном эксперименте, вертикальный срез через центр камеры: а – линза; б – прямоугольная призма; с – треугольная призма; д – перевёрнутая треугольная
призма.
Считалось, что при понижении температуры ниже ликвидусной формируются все кристаллы
данного вида с заданной плотностью и концентрацией. После этого перераспределение кристаллов
внутри камеры идёт за счёт тепловой и седиментационной конвекции, при условии, что суммарная их
концентрация в любой точке магматической камеры не превышает заданной величины равной Сii*,
где Сi – текущая концентрация кристаллов i-го минерала, i* – текущая относительная доля кристаллов
i-го минерала в точке, i=1n, n=3, i* = 0,95, 5% – занимает флюид. Считалось, что высадившиеся
кристаллы «вморожены» в раствор (не двигаются относительно жидкости), так как скорость Стокса
мала и ей можно пренебречь [Трубицин и др.,2005], но при движении в конвективном потоке могут
частично попадать в соседние точки (дисперсия), за счёт чего концентрация кристаллов в этих точках
может меняться. В этом случае в точке, где высаживаются кристаллы может находиться часть кристаллов принесённая конвективным потоком, тогда количество вновь высаженных кристаллов может
отличатся от максимально возможного за счёт уменьшения количества материнской жидкости. Этот
процесс описывался с помощью точечного источника с использованием -функции следующего вида:
Ni = С0ii(1-j*), j=1n-1, где = 0 при ТТлi, = 1 при ТТлi, Ni-концентрация кристаллов i-го минерала в источнике, i-относительная доля кристаллов i-го минерала в расплаве, j* – текущая относительная доля кристаллов j-го минерала в точке, С0i -концентрация высадившихся кристаллов i-го минерала. При этом область, в которой высадились кристаллы, имело большую по отношению к исходной жидкости плотность и вязкость. Значение кинематической вязкости зависело от суммарной концентрации кристаллов в точке и рассчитывалось по формуле = kСi, где Сi – текущая концентрация
кристаллов i-го минерала в точке, k- коэффициент пропорциональности. Максимальная величина вязкости, при условии, что в данной точке находится максимально-возможное количество кристаллов
каждого минерала, могла возрастать в 1000 раз. Граница фазового перехода явно в расчётах не фигурировала (не учитывалась) и всегда располагалась между расчётными точками с различным состоянием среды (твёрдое, жидкое, кумулус) соответственно и параметры среды (пористость, вязкость, теплоёмкость, теплопроводность, плотность) менялись скачком от точки к точке согласно принадлежности
её к области с соответствующей фазой. При этом предполагалось, что выделяемая теплота фазового
197
перехода идёт на изменение параметров среды (теплоёмкость, теплопроводность, плотность), остальная её часть рассеивается (диссипирует). На границах блока задавалась температура соответствующая
геотермическому градиенту для данной глубины. Для функции тока и концентрации границы блока
были изолированы.
Результаты расчётов показали, что при охлаждении магматической камеры, за счёт градиентов
температуры и плотности при кристаллизации расплава, формируются конвективные потоки вихревой
структуры. Фронт кристаллизации движется с верхней, нижней и боковых сторон к центральной части
интрузива, где сохраняется ядро магмы с начальной температурой, размеры которого постепенно
уменьшаются. Для первой и второй форм камер ядро высокотемпературного расплава располагается в
центре
камеры
в
течение
всего
периода
кристаллизации
магмы.
Рис. 2 Распределение относительной концентрации тяжёлых кристаллов в магматических камерах после
завершения кристаллизации: а – камера имеющая форму линзы; б – камера имеющая форму прямоугольной
призмы.
Конвективные потоки выносят сформированные кристаллы в центральную часть, где их концентрация возрастает, а в прикровельной части уменьшается. Для третьей формы камеры ядро высокотемпературного расплава и за ним фронт кристаллизации движутся от кровли к подошве камеры, а
для четвёртой формы от подошвы к кровле камеры, где и завершается кристаллизация. Это приводит к
неравномерному распределению концентрации кристаллов по вертикали. Со временем интенсивная
конвекция захватывает и центральную часть камеры, что приводит в конечном итоге к расслоению
интрузива. Поэтому распределение концентрации кристаллов после становления интрузива отличаются для камер разной формы.
В камере первой формы, максимальна концентрация кристаллов тяжёлого минерала локализуется в его центральной части, в виде столбовидной формы, соединяясь тонким изогнутым слоем с боковыми такой же формы скоплениями кристаллов, а у подошвы камеры в виде тонкого слоя. Для второй
формы интрузива распределение кристаллов тяжёлого минерала в центральной части такое же, как для
198
первой, а в боковых её частях распределён в виде тонкой каймы по периметру с утолщением у кровли
камеры (рис. 2). Для третьей и четвёртой форм камер распределение кристаллов данного сорта максимальное в центральной части и у подошвы для третьей и у кровли для четвертой, с тонкой каймой у
кровли для третьей и у подошвы для четвертой камер (рис.3). В местах с низкой концентрацией кристаллов рассматриваемого сорта, формируется повышенная концентрация кристаллов меньшей плотности (2,3 минералы). Разница между максимальной и минимальной концентрацией кристаллов тяжёлого минерала около 30%. Расчёты проведены для камер с отношением высоты к ширине как 2:1. При
увеличении этого соотношения до 20:1, распределение концентрации тяжёлых кристаллов так же различается для разных форм камер. Так как процесс охлаждения камер, в этом случае, а значит и кристаллизация идёт более длительное время, то это приводит к менее резко-выраженному перераспределению кристаллов по плотности.
Рис. 3 Распределение относительной концентрации тяжёлых кристаллов в магматических камерах после завершения кристаллизации: а – камера имеющая форму треугольной призмы; б – камера имеющая форму перевёрнутой треугольной призмы.
Выводы
1.
При охлаждении магматической камеры за счёт инверсии плотности возникает свободная
конвекция, которая может существовать до её полной кристаллизации, что в конечном итоге приводит
к расслоению интрузии.
2.
Для камеры имеющей форму прямоугольной призмы фронт кристаллизации движется со
всех сторон к центру, что в конечном итоге приводит к образованию там столбовидного скопления
тяжёлых кристаллов, которое соединено тонким изогнутым слоем с боковыми такой же формы скоплениями кристаллов, а в подошвенной части они распределены в виде тонкого слоя. Похожее распределение кристаллов для камеры имеющей форму линзы. Отличие заключается в формировании тонкой
каймы кристаллов по периметру камеры с утолщением у кровли.
3.
Для камер имеющей форму нормальной и перевёрнутой треугольной призмы фронт кристаллизации движется от кровли к подошве – для первой и от подошвы к кровле – для второй, а рас-
199
пределение тяжёлых кристаллов максимальное в центральной части, для обеих форм и у подошвы –
для первой, у кровли – для второй.
4.
Направление фронта кристаллизации существенно зависит от формы магматической камеры, что может оказать значительное влияние на распределение концентрации кристаллов и в конечном
итоге на форму расслоения интрузии.
Список литературы
Гунин В. И. Оценка условий кристаллизационной дифференциации пластовой интрузии на основе численного моделирования / Ультромафит-мафитовые комплексы складчатых областей докембрия. Материалы международной конференции, (6-9 сентября 2005 г). Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН. С. 129-131.
Трубицин В. П., Харыбин Е. В. Конвекция в вязкой жидкости с оседающими частицами // Физика Земли, 2005, №12. С. 3-11.
262.
Мартынов Ю. А. Факторы, определяющие появление низкокальциевых пироксенов в базальтоидах островодужных серий // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1990, № 9. С. 104 – 109.
Петрография, ч.II / Ред. А.А.Маракушев. М.: Изд-во МГУ, 1981, 328 с.
Розенбуш Г. Описательная петрография. Л., М.: Горно-Геолого-Нефтяное Изд-во, 1934, 720 с.
Соболев В. С. Петрология траппов Сибирской платформы / Тр. Арктического И-та. Л. 1936, 224 с.
Уэйджер Л., Браун Г. Расслоенные изверженные породы. М.: Мир, 1970. 552 с.
Штейнберг Д. С. О классификации магматитов. М.: Наука, 1985, 160 с.
Tatsumi Y., Maruyama S. Boninites and high-Mg andesites: tectonics and petrogenesis // Boninites. London:
Unwin Hyman Ltd, 1989. P. 50 – 71.
СВЯЗЬ ВУЛКАНИЗМА С ЭВОЛЮЦИЕЙ МАНТИЙНЫХ ОЧАГОВ.
Жатнуев Н.С.
Геологический институт СО РАН, г. Улан-Удэ, zhat@gin.bsc.buryatia.ru
Механизмы подъема магм из глубинных очагов и извержение на поверхность обсуждаются
давно, однако, до сих пор единого мнения о силах вызывающих подъем магм из глубин, а также о механизмах формирования промежуточных очагов не существует. Известны пять основных возможных
причин подъема магм [Федотов, 1976]: 1) подъем расплавленного слоя по механизму зонного плавления; 2) вскипания магм при выделении содержащихся в нем газов; 3) тектоническое давление; 4) увеличение объема при плавлении; 5) плавучесть магм. Вероятнее всего, что все эти механизмы в определенной мере способствуют подъему магм, но каждый из них самостоятельно вряд ли может обеспечить подъем больших масс магматической жидкости из мантии или нижней коры. Одним из наиболее
вероятных причин подъема магмы является возникновение избыточного давления в столбе магмы
(ИДМ) вследствие разности плотностей породы и магмы, обоснованный Херцбергом и др. [Herzberg
et. al., 1983]. Общая суть механизма возникновении избыточного давления рассмотрена автором в работе [Жатнуев, 2005] и расчет его заключается в следующем.
Рассчитывается литостатическое давление на глубине заложения магматического очага по известной формуле
Pl = r g h
(1)
здесь Рl – литостатическое давление; r - плотность породы; g – ускорение свободного падения; h – высота колонны породы. При различных вариантах плотности пород оно может различаться
на довольно значительную величину (рис. 1).
200
Рис. 2. Графики литостатического давления и давлений в магматической колонне при различной плотности магмы и различной глубине локализации (выплавления) магмы: 1) – 100 км; 2) –
50 км; 3) – 30 км.
Далее определяется давление столба магмы из той же формулы, но с индексами для магмы
Pm = m g l
(2)
Рm –давление столба магмы;
m
- плотность магмы; l – высота колонны магмы (вертикальная
протяженность магматического канала или
очага).
Давление магмы вверху канала или
очага образуется за счет литостатического
давления в основании очага минус давление
колонны магмы.
Рu= Рl – Рm,
(3)
где Рu –давление магмы в верхней части камеры или канала (в голове магматической колонны).
Таким образом, магма, если она имеет
плотность меньшую, чем вмещающие ее породы, передает литостатическое давление с
основания (донной части камеры) в апикальную часть (в верхнюю часть канала) за вычетом собственного гидростатического давления, поэтому ИДМ, возникающее вверху, тем
выше, чем больше вертикальный размах каРис. 1. Литостатическое давление в коре и мантии
меры и чем меньше плотность магмы. Одна(1 - 3), рассчитанное из плотности соответственно: 4 - по
ко, если плотность магмы выше плотности
данным Рингвуда [1981]; 5 - по данным Ващилова (1984)
вмещающих пород, то она может создавать
для континентального блока Примагаданья; 6 - по данным
«отрицательное избыточное давление» на дно
Ващилова [1984] для Охотоморского блока Примагаданья
камеры и не может продвигаться к поверхности Земли, а будет стремиться «затонуть» во вмещающих породах до уровня гидростатического уравновешивания.
201
Расчет давлений магмы с различной плотностью для очагов различной глубины показан на рис.
2, из которого видно, что магма с различной плотностью и выплавившаяся на разной глубине может
создавать различное давление в апикальной части камеры либо в головной части магматической колонны в процессе прорыва к поверхности. Так для очага, зародившегося на глубине 100 км при плотности магмы 3 г/см3, давление при прорыве на поверхность будет составлять 1,7 кбар, а для очага с
глубиной 30 км и плотностью магмы 2,6 г/см3 – 0,9 кбар. При равной плотности магмы для разноглубинных очагов (2,7 г/см3) давление при прорыве на поверхность соответственно будет составлять 100
км – 4,7 кбар, 50 км – 1, 2 кбар, 30 – 0,59 кбар. При равной глубине очага (50 км, Рлитост.= 15 кбар) давления прорыва соответственно будут составлять для магмы плотностью 3,1 г/см3 – -0,2 кбар (отрицательное значение!), 2,8 г/см3 – 1,273 кбар, 2,5 г/см3 – 2,744 кбар. Если при глубине очага в 100 км
(рис. 2 – 1) верхняя часть магматического канала находится на глубине 50 км, то литостатическое давление здесь будет составлять ~15 кбар, давление магмы с плотностью 2,9 ~ 16.9 кбар, а давление магмы с плотностью 2,6 ~ 18,4 кбар. Разность между давлением магмы и литостатикой будет избыточным
давлением магмы, т.е. давлением магмы нормированным относительно литостатики.
Это расчеты показывают, что как глубинность очага, так и плотность расплава имеют весьма
большое значение для прорыва магмы к поверхности. Увеличение глубины очага и уменьшение плотности магмы положительно сказываются на возрастание давления в головной части магматической
колонны.
Однако, на возможность прорыва магмы на поверхность в виде вулканического извержения влияет
еще и прочность пород. С.Н. Ивановым [1990] на основе собственных наблюдений, экспериментальных и геофизических данных была предложена модель изменения прочности пород коры и
мантии с глубиной (рис. 3). По этой модели прочность пород возрастает с глубиной в коре до зоны
пластического течения, где прочность резко снижается. В случае «сухой» мантии прочность может резко возрасти и на границе Мохо. Однако, в основном, ниже упруго-пластического перехода
прочность пород колеблется в пределах от 0,1 до 0,4 кбар. Оценка прочности поверхностных пород
в натурных условиях при БТТИ (Большое трещинное Толбачинское извержение, 1984) дала верхний
предел давлений разрыва пород, не более 0,30 кбар.
Рис. 3. Предполагаемая схема изменения
с глубиной прочности эффективного предельного напряжения на растяжение консолидированных осадочных и эндогенных континентальных
горных пород при скорости деформации 10 -15 с-1
и геотермических градиентах 20о/км и 30о/км.
202
На рис. 4 представлены графики избыточных давлений магмы (ИДМ) при разных ее плотностях
и разной глубине формирования магматического очага. На графики ИДМ спроецирован график прочности пород по С.Н.Иванову [1990], который показывает, при каких условиях магма может прорываться на поверхность, а при каких – останется на глубине, формируя промежуточный очаг. Так,
например, магма, зародившаяся на глубине 100 км (рис. 4-1) и имеющая плотность 3 г/см3 поднимаясь
по магмоводу может остановиться ниже границы
Мохо в случае сухой и
прочной мантии в точке а).
Однако, если прочность
пород будет соответствовать линии прочности при
градиенте 30о/км (рис. 3),
то она беспрепятственно
может быть вынесена на
поверхность. Но, в то же
время, магма, имеющая
плотность 3,1 г/см3 может
остановиться на глубине ~
10 км на уровне хрупкопластичного
перехода,
вследствие
увеличения
Рис. 4. Избыточные против литостатического давления, возникающие в голове магматической колонны при различной плотности магмы
прочности пород, и сфори различной глубине очага. Проекции прочности земной коры и мантии
мировать здесь промежу(по Иванову, 1990) на графики избыточных давлений. Пояснения в текточный очаг. Однако, со
сте.
временем, в результате
прогрева пород магмой при
постоянной подпитке промежуточного очага глубинным источником, прочность пород может понизиться, как и плотность магмы в результате дифференциации в промежуточном очаге и прочностной
барьер может быть прорван с извержением магмы на поверхность.
Если на глубине 100 км могла формироваться магма с плотностью 2,4 и меньше (кислая магма), то
она беспрепятственно могла бы выйти на поверхность, поскольку избыточное давление ее было бы
выше предела прочности пород.
Магмы высокой плотности (3,0 – 3,2 г/см3) из малоглубинных очагов (рис.4-2; 4-3) вообще не могут
внедряться в верхние слои, поскольку избыточное давление у них отрицательное, т.е. они наоборот
могли бы «тонуть» в породах литосферы.
Теперь попробуем оценить условия начала прорыва магмы из глубинного (мантийного) очага.
На рис.5 показаны графики ИДМ в очагах различной высоты, сформировавшихся на глубине 100 км,
на которые наложены изолинии прочности пород. ИДМ, могущие возникнуть в очагах различной высоты (а – d) при различной плотности пород лежат, соответственно, в пределах точек а1 – а2; b1 – b2;
c1 – c2 и d1 – d2. Так, при прочности пород 0,1 кбар, очаг а) высотой 1 км не может мобилизовать свое
содержимое к поверхности, поскольку, ИДМ создаваемое магмой, ниже предела прочности пород. В
то же время из очага b) высотой 3 км могут прорваться магмы с плотностью ниже 3 г/см3 . Однако, если прочность пород будет выше (0,2 кбар), то прорыв может быть осуществлен только магмой с плотностью ниже 2,6 г/см3. А при увеличении прочности до 0,3 кбар из этого очага прорыв не может быть
осуществлен даже очень низкоплотными магмами. Из очага d) при прочности 0,1 кбар имеют шанс
прорыва почти все магмы за исключением магмы с плотностью 3,2 г/см3, но с увеличением прочности
пород плотные магмы теряют эту возможность.
203
К сожалению, прочность пород низов коры и мантии достоверно не установлена и оценки могут быть самыми разными. Так по
данным работы (Федотов, 1976)
известно, что землетрясения в земной коре и мантии, а, следовательно, и трещины, возникают при
напряжениях 10 – 100 бар. Средняя
плотность магмы, так же из этой
работы, оцениваетс в 2,85 г/см3.
Отсюда следует, что минимальную
высоту очага, из которого может
произойти прорыв магмы, можно
оценить в пределах ~0,2 – 2 км.
Таким образом, из результатов, приведенных выше, следует,
что, магматические жидкости могут прорываться к поверхности в
результате разности плотностей
магмы и вмещающих пород, за счет возникновения избыточного давления. Величина избыточного
давления зависит от плотности магм и глубины заложения очага. При этом, чем меньше плотность
магмы и чем больше глубина очага, тем выше избыточное давление и способность магм к прорыву на
поверхность.
Исследование выполнено при поддержке гранта НШ-2284.2003.5.
Рис.5. ИДМ возникающие в глубинном очаге при различной плотности магмы и высоте очага и условные прочности пород (к оценке возможности прорыва магмы из глубинных очагов
к поверхности. Пояснения в тексте.
Список литературы
Большое трещинное Толбачинское извержение. Под ред. Федотова С. А. // М.: Наука, 1984, 637 с.
Ващилов Ю.Я. Блоково-слоистая модель земной коры и верхней мантии // М.:Наука, 1984, -238
с.
Иванов С.Н. Предельная глубина открытых трещин и гидродинамическая зональность земной
коры // Ежегодник-1969 Ин-та геологии и геохимии УФ АН СССР. Свердловск. 1970. с. 212 - 233.
Иванов С.Н. Зоны пластичных и хрупких деформаций в вертикальном разрезе литосферы // Геотектоника,1990. №2. с. 3 - 14.
ЖАТНУЕВ Н.С. ТРЕЩИННЫЕ ФЛЮИДНЫЕ СИСТЕМЫ В ЗОНЕ ПЛАСТИЧЕСКИХ ДЕФОРМАЦИЙ // ДОКЛАДЫ РАН, 2005, ТОМ 404, № 3, С. 380-384
Рингвуд А.Е. Состав и происхождение Земли // М.: Наука, 1981,-113с.
Федотов С.А. Геофизические данные о глубинной магматической деятельности под Камчаткой,
оценка сил вызывающих подъем магм к вулканам // Изв. АН СССР. Серия геологическая, 1976, № 4, с.
5-16.
Herzberg C.T., Fyfe W.S., Carr M.J. Dencity constraints on the formation of the continental Moho and
crust // Contribution to Mineralogy and Petrology. V. 84, p. 1-5.
204
РЕОЛОГИЯ ЛИТОСФЕРЫ, ЭВОЛЮЦИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ ОЧАГОВ И ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ.
Жатнуев Н.С.1, Васильев В.И.1, Рычагов С.Н.2
Геологический институт СО РАН, г. Улан-Удэ, zhat@gin.bsc.buryatia.ru
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, г. Петропавловск-Камчатский,
rychsn@kcs.iks.ru
1
2
Хрупкие породы
Известно, что верхние части земной коры до глубин 6 – 10 км подвержены хрупким деформациям, а ниже преобладают пластические деформации. При этом в пределах хрупкой коры флюид находится в открытых трещинах под гидростатическим давлением, а ниже – в изолированных полостях и
порах под полным литостатическим и даже более [Иванов, 1970,1990; Жатнуев, 2005]. Вероятно, при
построении моделей вулканических и магматических очагов необходимо обязательно учитывать это
обстоятельство. Ниже предлагаются модели эволюции магматических очагов и гидротермальных систем в различных реологических зонах Земли.
Весьма часто промежуточные очаги располагаются непосредственно под вулканами, т.е. на относительно малой глубине. Можно полагать, что они находятся в пределах хрупкой коры и породы
вмещающие их имеют открытую трещиноватость и хорошо проницаемы для флюидов. Среднеглубинные и глубокие очаги (глубина 6-10 км и более) располагаются на границе хрупко-вязкого перехода,
либо полностью в пластичной зоне. В первом случае, если камера имеет достаточно большую протяженность по вертикали, часть ее может находиться в трещиноватой зоне, а часть в зоне низкой прони-
Р
Пластичные
породы
асплав
Граница между хрупким и пластичным состоянием пород
Раскристаллизованная магма
Рис.1. Эволюция магматического очага в
зоне хрупких деформаций коры. Линии и
стрелки показывают
конвекцию гидротерм
в породах с открытой
трещиноватостью.
а) – г) – стадии эволюции во времени
г
в
)
)
)
)
цаемости вследствие вязкого течения пластичных пород. Глубинные камеры могут находиться полностью в зоне пластичности и низкой проницаемости.
а
б
Пластичные
породы
Хрупкие породы
На рис. 1 схематически представлен вариант расположения магматического очага в зоне хрупких
деформаций и его предположительная эволюция во времени. На стадии а) вокруг камеры очага вследствие разогрева формируется пластичная оболочка [Ефимов, Ершова, 1998]. Циркулирующие по трещинам гидротермальные растворы огибают пластическую зону и выносят тепло и компоненты вме-
)
Рис.2. Эволюция магматического
очага,
расположенного
частично в зоне хрупких
и частично в зоне пластических деформаций
коры.
а) – г) – стадии эволюции во времени
Р
асплав
Граница
между хрупким и
а
пластичным
состоянием пород
в
б
)
)
205
)
г Раскристаллизованная магма
Хрупкие породы
щающих пород вверх. По мере кристаллизации магмы зона пластичности отступает к центру камеры (
стадии б-в) и конвекция растворов частично охватывает раскристаллизованные породы интрузива.
Процесс продолжается до полной кристаллизации расплава. На стадии г) полностью раскристаллизованный массив промывается гидротермами. Ювенильный материал интрузива смешивается с метеорным веществом гидротерм.
Для массивов частично погруженных в зону пластичных деформаций процесс эволюции системы выглядит несколько иначе (рис. 2). В данном случае верхняя часть магматического очага будет,
вероятно, остывать и кристаллизоваться быстрее вследствие конвективного теплоотвода и, как и в
первом случае, раскристаллизованная часть массива будет промываться гидротермальными растворами. Нижняя часть массива, находящаяся в пластичной зоне и отличающаяся кондуктивным теплоотводом, будет гораздо дольше оставаться в расплавленном состоянии. По мере кристаллизации этой части
остаточный расплав может формировать пегматоидные фракции, которые могут отжиматься из раскристаллизованного массива в виде жильных тел. Вероятно эта часть будет полностью сохранять ювеРис.3. Эволюция магматического
очага,
полностью
расположенного
в
зоне
пластических
деформаций коры.
а) – г) – стадии
эволюции во времени
Пластичные
породы
Граница
между хрупким и
пластичным состоянием пород
)
а
Р
)
г
в
б
асплав
)
)
Миграция
трещинных флюидных систем
Раскристаллизованная магма
нильный состав.
И, наконец, третий вариант – локализация магматического очага в зоне пластичного состояния
пород (рис. 3). В этом случае прогрев надынтрузивной зоны будет происходить достаточно медленно
и формирование надочаговой гидротермальной системы начнется значительно позже момента внедрения. Ювенильный материал магмы на начальных стадиях не попадает в гидротермы, а метеорное вещество практически не попадает в магматическую систему. Вследствие медленного кондуктивного
теплоотвода в магме будет происходить достаточно глубокая кристаллизационная дифференциация.
Флюиды, отделяющиеся от магмы в процессе магматической дегазации, ретроградного кипения и
остаточный расплав, насыщенный летучими на конечной стадии, возможно будет переноситься вверх
по механизму, предложенному автором в работе (Жатнуев, 2005), т.е. путем миграции трещинных систем (рис. 3).
Таким образом из изложенного следуют выводы:
1. Возможны три варианта локализации магматических очагов в разрезе земной коры: а) – в
зоне хрупких деформаций; б) – на границе зон хрупкой и пластической деформации; в) – в зоне пластических деформаций.
2. Каждый из этих случаев отличается спецификой кристаллизации магматического расплава и
спецификой формирования гидротермальных систем. В первом случае магматическая система (субвулканический очаг) остывает достаточно быстро и раскристаллизованный массив «промывается»
гидротермальными растворами. При этом происходит практически полное смешение ювенильного и
метеорного вещества. Во втором случае имеет место достаточно быстое остывание апикальной части
массива и частичное смешение ювенильного и метеорного материала. При этом глубинная часть массива может эволюционировать достаточно долго и в нем может происходить глубокая магматическая
дифференциация вещества.. В третьем случае кондуктивное остывание интрузива способствует длительной дифференциации в камере с формированием на последней стадии пегматитов, которые могут
формировать жильные тела, также может происходить отделение магматических флюидов путем тре-
206
щинной миграции. «Загрязнение» массива метеорным веществом практически исключается. Гидротермальная система может возникать в зоне хрупких деформаций вследствие кондуктивного прогрева
и на начальной стадии отличаться сугубо метеорным составом растворов.
Изложенная модель относится к случаю одноактного внедрения магмы в резервуар. При многократном внедрении возможно могут измениться детали процесса, но суть модели останется прежней.
Список литературы
Ефимов А.Б., Ершова Т.Я. О термомеханическом режиме системы, окружающей магматический канал // Вулканология и сейсмология, 1998, №4-5, С. 88-102
ЖАТНУЕВ Н.С. ТРЕЩИННЫЕ ФЛЮИДНЫЕ СИСТЕМЫ В ЗОНЕ ПЛАСТИЧЕСКИХ ДЕФОРМАЦИЙ // ДОКЛАДЫ РАН, 2005, ТОМ 404, № 3, С. 380-384
Иванов С.Н. Предельная глубина открытых трещин и гидродинамическая зональность земной
коры // Ежегодник-1969 Ин-та геологии и геохимии УФ АН СССР. Свердловск. 1970. с. 212 - 233.
Иванов С.Н. Зоны пластичных и хрупких деформаций в вертикальном разрезе литосферы //
Геотектоника,1990. №2. с. 3 - 14.
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 (2Ч3 км в плане) тело, прорывающее вулканогенно-осадочные отложения (V-Є1), метаморфизованные в условиях зелёносланцевой 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 ортопироксен содержащие разновидности, за счёт появле-
207
ния интеркумулусного ортопироксена. В нижней части разреза преобладают двухчленные ритмы,
представленные троктолитами. В средней и верхней частях разреза преобладают трёх- и четырёхчленные 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
Образец
И2218
И2248
И2216
КР5181
И2243
И2789
И2224
П5908А
Представительные анализы (масс.%) пород Баянцаганского массива,
пересчитанные на сухой остаток
Порода
SiO2
TiO2 Al2O3 FeO
MnO MgO CaO
Na2O
Анортозит
43,50 0,07
32,18 2,34
0,13
1,77
18,68 0,95
ол. лейкогаббро
41,49 0,13
25,15 9,25
0,16
9,04
13,74 0,72
Оливиновое габб- 40,80 0,48
20,72 12,97 0,16
9,29
14,68 0,60
ро
троктолит
41,05 0,86
22,73 13,56 0,11
7,98
13,23 0,48
меланотроктолит 41,28 0,17
12,29 16,28 0,20
19,37 9,80
0,40
27,07 5,48
0,11
3,17
12,93 2,13
габбронорит крае- 48,68 0,27
вой фации
44,59 0,55
20,84 11,74 0,18
7,74
13,16 0,85
апофизы
41,42 1,12
15,89 18,26 0,19
9,64
12,54 0,68
средний состав
41,50 0,37
21,35 12,14 0,16
10,65 12,96 0,65
K2O
0,07
0,09
0,06
P2O5
0,30
0,22
0,24
0,00
0,05
0,13
0,13
0,06
0,06
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.
208
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
(ромбы).
А
Б
В
Г
Рис. 3. Текстуры орбикулярных троктолитов Баянцаганского (А-В)
и Хаирханского (Г) массивов. Полированные спилы шириной 16 см.
209
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,
её нерегулярность, деформации, прорывание нескольких слоев собственными дайками, появление орбикулярных текстур и брекчиевых текстур, сформированных фрагментами тонко расслоенных пород и
орбикул, сцементированных собственными расплавами.
В Баянцагаском 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 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
тектсуры 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 вводы 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 // Изох А.Э., Поляков Г.В., Кривенко А.П., Богнибов В.И.,
Баярбилэг Л.- 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. 50-62.
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. 1. Расчетные составы расплавов (квадраты) и составы реальных пород Баянцаганского массива (ромбы).
210
Рис. 2. Расчетные составы оливинов и плагиоклазов (ромбы и квадраты) и реальные составы минералов
(закрашенные области)
Рис. 3. Текстуры орбикулярных троктолитов Баянцаганского (А-В) и Хаирханского (Г) массивов. Полированные спилы шириной 16 см.
НЕКОТОРЫЕ СПЕЦИФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ТАФРОГЕННЫХ РИОЛИТОИДОВ
А. Е. Костин
ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, aleksandr_kostin@vsegei.ru
Тафрогеенный 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 экструзивно-жерловой и
субвулканической фациях вулканитов. Контрастным является и дайковый комплекс, образующей 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-сиенитсиенитового 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, ограничивающим 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, экструзивножерловой 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 фациях 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 ком-
211
плекс) 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%), андезин-олигоклаза—
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. 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 экструзивножерловых 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 радиально-линейным 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 щёлочности (Σщел=9,57,5%), 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.
212
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, локализуюсь 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 присутствует, 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 зёрна 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 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 составляет 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 высокоглинозёмистыми породами. Латеральная петрохимическая изменчивость пород заключается в возрастании с юга на север основности, щёлочности, титанистости, магнезиальности, глинозёмистости. Спецификой вещественного состава вулканитов является обогащённость (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 высоко-стронциевые
и высоко-рубидиевые 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 вещественноструктурных 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, флюидно-диффузионый механизм синтексиса пространственно разобщённых 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 надочаго-
213
вых 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 обогащённость по сравнению с породами гранит-метаморфического слоя коры кремнекислотой и щелочами,
особенно калием, пантеллеритовая тенденция в развитии субщелочно-кремнекислых 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 термально-метасоматической флюидно—
диффузионной проработки субстрата и образующихся расплавов и в какойто мере с «всплываннем»на
фоне сводообразования магматических масс в приповерхностные слои земной коры.
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 (Е.E.
Милановский, 1978), сводообразованию предшествует эпоха преобладания процессов растяженийпроседаний, 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 (Е.В.
Артюшков, 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 её 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 отличии 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 охлаждённые
и жёсткие слои земной коры, сохраняющие некоторую пластичность лишь в надочаговых куполах
орогенных сводов. Всё это обусловливает на тафрогенной стадии развития подвижных систем сочетание, перемежаемость сопряженного с растяжениями пассивно-рифтогенного грабенообразования, сопровождаемого шошонит-монцонитовым магматизмом, с остаточным надочаговым куполообразованием и сопряжённым с ним субщелочно-кремнекислым коровым магматизмом. Значительная разобщённость 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
214
магматических источников представляют собой в целом гомодромные петрогенетические серии пород, образованные в результате дифференциации соответствующих магматических очагов. Однако
значительная роль флюидно-диффузионного гибридизма главным образом коровых расплавов, в какой-то мере сближает по некоторым признакам породы различного происхождения.
СРЕДИННО-АЗИАТСКИЙ ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКИЙ ПОЯС И
ЕГО СЕЙСМИЧНОСТЬ
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 СрединноАзиатский субмеридиональный пояс разломов, ось которого проходит через оз. Байкал и 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 (Восточно-Индийский хребет, Зондские острова и желоб). К этому поясу приурочена одна из крупнейших на Земле СрединноАзиатская 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 ГобиАлтайское в 1957 г.) и Китая, где в провинции Шэньси в 1556 г погибло 830 тыс. человек и 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. Последний представляет собой громадный генератор разнотипный 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.
215
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 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 реагирущего 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 высоко контаминированными базальтами, а фактически трахиандезитовыми контаминантами (57-59 % SiO2, около 6% Na2O+K2O), бухиты включены
216
преимущественно в подстилающие оливиновые базальты, по мере реакционного взаимодействия с
растворяемым веществом бухита, переходящие в Pl-Opx 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 плавленных ксенолитов, незначительно варьируя,
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 № 47-63, 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 её химического состава свидетельствуют о 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
М-5332
38,88
3,89
31,52
5,82
15,75
0,17
П-389-1
40,85
3,54
29,28
11,59
9,94
0,03
М-5446
39,63
3,49
29,22
12,09
11,56
0,15
217
М-5456
40,90
3,25
32,67
1,28
16,26
0,61
М-5497
39,00
2,96
34,35
10,50
10,72
0,16
М-5505
42,51
3,16
33,19
5,15
11,36
0,26
MgO
CaO
Na2O
К2О
P 2O 5
H2OПпп
Сумма
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Cs
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
Pb
Th
U
Cr
Co
Ni
0,43
0,47
0,17
0,42
0,50
0,30
1,60
99,92
29
36
18
185
38
3,0
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
0,78
0,20
0,90
0,90
1,19
100,29
55
25
18
245
30
7,6
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
1,28
0,45
0,49
0,41
0,58
0,20
0,60
100,15
1,58
0,55
0,15
0,57
0,59
0,10
1,05
99,56
0,11
0,74
0,55
0,24
0,40
0,17
99,90
0,14
0,76
0,90
0,70
0,53
0,18
0,95
99,79
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 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 амфотер-
218
ных катионов обусловливает аномально низкую основность системы (низкую концентрацию О2-), что,
в свою очередь, определяет [Коржинский, 1978] переход элементов в более низкое валентное состояние, способствуят образованию необычный 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 конвективно-диффузинного механизма флюидно-магматического взаимодействия контрастных расплавных и расплав – твердофазовых систем.
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 ПОРОД
ВОСТОЧНО-АФРИКАНСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ
Н. С. Муравьева, 2А. В. Иванов
1
Институт геохимии и аналитической химии им.В.И.Вернадского РАН, Москва, natash@geokhi.ru
2
Институт земной коры СО РАН, Иркутск, aivanov@crust.irk.ru
1
Современные рифтовые зоны являются уникальным объектом для изучения мантийного магматизма. Классическая область проявления ультракалиевого магматизма – Западная ветвь ВосточноАфриканской 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 дан-
219
ного 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
слабо измененные мантийные выплавки, тогда как среди эффузивов вулкана вулканического поля Вирунга встречаются дифференциацированные 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 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 Торо-Анколе существенную
роль играет фракционирование оливина, то в породах Вирунги в значительной степени проявлено
клинопироксеновое фракционирование.
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.
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, также 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 1230оС [Lloyd et al.,1985].
Особый интерес представляют вкрапленники флогопит-биотита, поскольку этот минерал является основным концентратором калия при P-T параметрах верхней мантии, что существенно опреде-
220
ляет 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 сюды 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 пироксенах 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.
Рис. 1. Вариационные диаграммы, иллюстрирующие соотношении петрогенных и редких элементов в исследованных породах. Ромбы – эффизивы Торо-Анколе, треугольники – эффизивы провинции Вирунга.
221
Рис. 2. Содержание никеля в зависимости от магнезиальности исследованных оливинов из угандитов. Пустые значки относятся к краевым зонам вкрапленников.
Рис.3. Содержание натрия в зависимости от магнезиальности клинопироксенов из угандитов. Пустые
значки относятся к краевым зонам вкрапленников.
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
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
1
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 мантийно-корового 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
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
№ обр.
Порода
Y
Zr
Nb
Cs
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
222
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
Sc
V
Cr
Co
Ni
Cu
Zn
Ga
Ge
Rb
Sr
26
247
248
38
132
39
79
19
1.4
25
638
25
248
237
38
128
66
85
18
1.4
25
676
24
236
196
36
106
41
95
18
1.4
24
711
27
271
87
29
35
65
91
20
1.5
21
766
20
206
47
31
52
57
83
21
1.4
22
570
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
W
Pb
Th
U
0.80
2.12
0.31
1.84
0.27
3.80
0.96
0.28
3.57
1.77
0.59
0.82
2.21
0.31
1.91
0.28
3.61
0.84
0.22
4.29
1.90
0.59
0.85
2.21
0.32
1.93
0.28
3.47
0.83
0.27
4.63
2.00
0.68
0.90
2.35
0.33
1.98
0.29
3.65
0.86
0.17
4.32
2.31
0.63
0.78
2.10
0.30
1.84
0.27
3.65
0.70
0.21
4.60
2.09
0.65
Примечание. Наименование пород: ЩБ – щелочной оливиновый базальт, TАБ – трахиандезитобазальт. 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 массспектрометре 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 почвенно-пирокластических 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, Чувашова Л.А., Е.В. Смирнова, В.И. Ложкин, Климова
А.К..
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 титаномагнети-
223
та (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 7.113.3 мас.%), а в краевых зонах Ol они сменяются хромистыми TiMgt (Al2O3 5.6-10.7 %, 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 19.8-26.2) 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=19.9-22.4; 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 57-74) 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 среднемелкозернистая, 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, широ-
224
кого 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 45.6-63.0), 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 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 14.934.0). 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 Na-санидинов.
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 известковощелочной 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 вулканотектонической депрессии Южной Камчатки [Perepelov et al., 2003]. Минеральный состав риолитовых
пемз г. Мохнатенькая с развитием парагенезиса Qtz-Kfs-олигоклаз соответствуют 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 Ol-Sp минеральный
225
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 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 битовнит-лабрадоровых 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 70-75% 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 слабо контаминированных (35%) 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 СевероАзиатского 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.
226
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).
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)
А. Б. Перепелов, 2М. Ю. Пузанков, 2А. В. Колосков, 3А. В. Иванов, 2 Г. Б. Флеров,
1
Э. Ю. Балуев, 2Т. М. Философова
1
1
2
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
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
227
предлагают к анализу трехкомпонентную модель (OIB, N-MORB, 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].
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 83-79) 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 1,11,3). 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.%).
228
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 Паялпан к
K-Na умеренно-щелочной 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 щелочно-оливин-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 трахианадезито-базальты, в качестве более кремнекислых Hyнормативных 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 (2.9-3.7) в сравнении с
таковыми для островодужных умереннокалиевых базальтов вулкана Носичан (134-141; 150-396; 6.06.7; 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 магматизма заканчивает свое развитие в
плиоцене с формированием дифференцированной умеренно-калиевой серии пород вулкана носичан.
Следующий этап вулканической активности связан здесь уже с образованием щелочно-базальттрахитовых 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
229
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 мантийного вещества, а также выяснение связи этапов щелочнобазальтового 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. Riftand 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).
230
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 (Q3), 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
Содержание петрогенных оксидов (мас.%) и микроэлементов (ppm) в химическом
составе порфировых меланонефелинитов (1), трахидолеритов (2) и толеитов (3)
№
1
SiO2
43,2
TiO2
3,68
Al2O3
7,7
Fe2O3
13,2
CaO
13,9
MgO
11,3
MnO
0,17
231
Na2O
2,69
K2O
1,01
P2O5
0,66
Cr
1064
Cu
167
2
3
47,5
48,4
3,27
1,04
№
1
2
3
Ni
190
145
Co
88
38
68
№
1
2
3
Eu
3
4,6
1
Gd
8,4
13,9
3,5
14,3
15
Rb
33,2
87,1
15
Tb
0,9
1,6
0,07
10,6
10,9
Sr
1273
1367
211
Ti
22061
19604
6235
6,94
11,5
Y
20
41
25
4,05
7,4
Zr
277
513
94
Dy
4,7
8,1
4
0,17
0,16
Nb
104
116
5
Ho
0,7
1,4
0,7
Er
1,5
3,4
2
4,35
1,89
1,18
0,28
Ba
797
1036
165
La
89
106
10
Yb
1,1
3,1
2,4
Lu
0,14
0,37
0,3
1,28
435
32
178
358
Продолжение таблицы 1
Ce
Pr
Nd
Sm
173
22
77
11,9
210
27
106
17,4
21
2,9
12
3,3
Продолжение таблицы 1
Hf
Ta
Th
U
6,4
5,4
8
4,7
10,9
5,8
9,7
2,4
2,2
0,6
1,7
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 (1190-1230оС) – для порфировых меланонефелинитов. Кристаллизация клинопироксена в
толеитах осуществлялась в диапазоне от 1150 до 1210оС.
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 трахибазальтов – трахидолеритов и эссекситов-шонкинитов. Он был заметно обогащен Sr, Ba, Р, SO3, имел натрий-калиевый
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 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
232
Химический состав расплавных включений в клинопироксенов вулканитов, масс. %
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
BaO
SrO
P 2O 5
Сl
SO3
Сумма
1(8)
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
Меланонефелиниты
4(4)
5(3)
54,91
48,76
2,48
2,48
5,37
8,98
8,86
9,68
0,12
0,16
9,87
9,06
15,32
13,09
1,12
3,36
0,57
1,79
0,05
0,10
0,06
0,10
0,30
0,69
0,00
0,07
0,00
0,19
99,03
98,51
3(2)
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
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 так же 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), 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 сравне-
233
нию 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, по-видимому, представляют собой продукт смешения коматиит-базальтоидных (или пикритоидных) расплавов с щелочнобазальтоидной магмой.
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 коматиитбазальтовые 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 коматиитбазальтовых или более ультраосновных-пикритоидных расплавов и их смешением с образованием гибридных расплавов меланонефелинитового состава. Толеитовые же расплавы, по-видимому, 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.
Спайдиаграмма, нормированная по примитивной мантии [Taylor, McLennan, 1985], трахидолеритов(1),
порфировых меланонефелинитов (2) и толеитов (3) Крестовского массива.
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ЭЛЕМЕНТ ОВ В СИСТЕМЕ РАСПЛАВ-ОЛИВИН ПО
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫМ ДАННЫМ. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПРИЛОЖЕНИЕ
Г. П. Пономарев, М. Ю. Пузанков
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский
ponvol@ mail.iks .ru, puzankov@kscnet.ru
234
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 использованием 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 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 оливинрасплав 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 рассчитывалось 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
1300
1200
(
14
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1000
1000
1100
1200
1300
1400
0
1500
2
R=
1500
1500
0.93
1400
1300
1200
(
1200
3)
1100
12
8
18
1100
1200
1300
1400
Tэк
1500
1600
1000
1000
(
1200
1300
1400
1500
2
4
6
8
10
16
R=
16
32
Mgm
эксп.
s
(
7)
0
14
28
=0.02
0.1
12
20
5)
24
0.83
0.2
6)
0
1100
12
0.3
0
1000
1000
8
K
0.5
0.4
1.07
4
4
D расч.
s =
6
0
0.6
R=m эксп.
2
1100
16
Fe
8
27.2
14
0.90
10
s =
1300
23.85
8
a14m расч.
0.91
1400
s =
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
21.5
1100
1000
1000
R=
1400
s =
Mgm
m 18
расч.
1600
1500
1400
1200
Fe
C
0
0.1
0.2
0.3
0.4
0.5
0.6
1600
Cam
Tэк
K
эксп.
D эксп.
o
C
сп. C
Из-за ограниченности объема тезисов приведены только некоторые из полученных уравнений и
не представлены поправочные члены в них для повышенных давлений и влияния флюида. Эксперисп.
o
235
ментальные 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 расчётных температур кристаллизации оливинов, содержаний компонентов
в расплаве с ранее опубликованными данными
№
п/п
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
XIII
XIV
XV
XVI
Параметры
T
T (1)
T*(1)
T (2)
T*(2)
TFe (3)
TFe*(3)
Fem
Fem (4)
Mgm
Mgm (5)
Mgm*(5)
Cam
Cam (6)
Cam*(6)
KD (7)
1
1416
1385
1391
1425
1430
1317
1363
8.46
10.54
24.77
24.38
23.57
7.45
11.21
10.67
0.32
2
1360
1320
1320
1352
1353
1291
1327
10.86
13.47
21.14
21.6
21.23
10
11.45
10.98
0.3
3
1360
1313
1312
1334
1336
1413
1449
10.86
9.91
21.14
22.23
21.86
10
9.01
8.54
0.25
4
1340
1272
1300
1294
1317
1318
1328
10.47
10.98
17.99
20.73
19.2
12.73
10.64
10.03
0.25
5
1381
1326
1335
1355
1364
1316
1362
8.44
9.69
20.73
22.39
21.52
10.03
12.62
12.08
0.29
6
1205
1202
1216
1216
1202
1238
5.11
5.62
10.51
10.3
9.93
14.13
10.59
10.12
0.26
7
1212
1210
1222
1222
1215
1252
6.17
6.34
11.36
10.97
10.6
13.69
9.77
9.3
0.27
8
1251
1250
1272
1274
1299
1335
6.04
6.43
14.83
13.99
13.62
16.95
11.09
10.62
0.22
9
1320
1300
1406
1323
1419
1287
1438
6.77
7.36
18.19
18.13
11.07
10.24
9.73
8.46
0.29
10
1135
1178
1214
1185
1221
1165
1215
5.36
5.81
8.75
6.12
4.1
14.25
8.37
7.81
0.27
11
1250
1238
1277
1253
1289
1247
1301
6.1
6.73
13.44
13.52
11.49
15.02
9.35
8.73
0.26
12
1264
1253
1293
1269
1305
1254
1313
6.1
6.12
14.57
14.44
12.4
15.09
9.54
8.91
0.26
Примечание. Температуры кристаллизации оливинов, значения K D, содержания компонентов в расплаве рассчитывались по данным, приведённым в работах: 1-5 – по [Соболев А. В., Никогосян И. К., 1994],
236
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 ( всё железо в виде Fe2+), магния, кальция в расплаве в Ат.%,
KD - коэффициент распределения железо-магниевого отношения Fe2+/Mg оливин-расплав; в скобках приведены номера расчётных уравнений на (Рис1.); * - 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,XI-XII, XIV-XVI – рассчитанные по уравнениям (1) – (7) см. (Рис1.): 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,
80с.
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.
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.
237
Рис.1. Корреляция экспериментальных и расчётных условий опытов (~ 700) при атмосферном давлении и
в «сухих» условиях.
Графики: (1), (2), (3), 8 – температур равновесия оливин-расплав, (1), (2), (3) – рассчитанные по уравнениям (1)-(3), 8 – по геотермометру [Ford et al.]; 1983]; (4)-(6) – содержаний элементов в расплаве, (4) железа, (5) –
магния, (6)- кальция; (7) – коэффициентов распределения железо-магниевого отношения оливин-расплав. 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=
__
Fem
__
Alm ( 4 × ( Nam + K m )) ) + 1094
( 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)
Fem = 1.23 × ((( 102 × Mgm × FeOL ) ( MgOL × Sim ) ) _ ( Alm ( 40 × Tim ) )) + 3.07
Mgm = _ Mg OL × 11.31× 10
Cam = 0.72 × ( CaOL × Mgm
KD =
(1)
_
-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
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)
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
238
расплавных включений установлены на рентгеновском микроанализаторе "Camebax-micro" (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 1230-1255С. 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 – 1230-1255С. 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 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).
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 в оливинах из
пикритовых лав, хорошо соответствует данным по включениям в минералах гайота Кастор. В целом,
по характеру распределения титана и низкой жезезистости 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 – 1360-1540оС. Широкие диапазоны глубин и температур магмогенерации свидетельствует, скорее всего, о влиянии мантийных плюмов.
Основные выводы
239
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.
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.
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].
240
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МАНТИИ ЦЕНТРАЛЬНО-КАЗАХСТАНСКОГО
СЕГМЕНТА ПАЛЕОАЗИАТСКОГО ОКЕАНА
В. Г. Степанец, 2Р. М. Антонюк
1
г. Вильгельмсхафен, Германия, wladimir@stepanez.de
ТОО «Центргеолсъемка»,Караганда, antonyuk_rostisl@mail.ru
1
2
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 таблице № 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 таблице 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 несколько повышенными концентрациями Nb (5-8.6 г/т), что свидетельствует о слабо обогащенном источнике
исходной магмы, сопоставимой с T-MORB мантии, вовлеченной в магматические процессы, протекающие над зоной субдукции. Ассоциирующие с ними суперплюмовые базальтоиды АгырекТолпакской аккреционной призмы свидетельствуют, что плюмовые магмы, отвечающие EM1, являются производными плавления океанической коры, поглощенной зоной субдукции.
241
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
комплексы / элементы в г/т
Поздние каледониды
Агырек-Толпак. а. призма
(OIB) базальты G1
(b-arc) базальты O1 arg
(b-arc) суперплюмы O2 lln
(b-arc, arc) спилиты O1
Майсорская а. призма
(b-arc)долеритобазальты O2
lln
Ангренсорская а. призма
(OIB) лейкобазальты G-O?
(MORB) базальты G-O?
Восточно-Майкаинский
паравтохтон
(b-arc) долериты O2 lln
(b-arc) долериты O1
Караулчекинский паравтохтон
(b-arc, arc) спилиты O1 arg
Герциниды
Тектурмасская а. призма
(SMB) базальты O1arg?-O2lln
Агадырьский паравтохтон
(RM) low-K базальты O3-S1
(RM) базальты O3-S1
Итмурундская а. призма
(SMB) базальты O2llo
(SMB) щелоч. базальты O2 llo
базальты O3 ?
Обалинский паравтохтон
(RM) базальты O2?
Тип мантии
Sr
Y
Cr
Nb
Zr
Zr/Nb
ЕМ1
T-MORB
EM1
T-MORB
<260
<190
<610
<230
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
T-MORB
<260
27-28
170-210
5
70-94
14.0-18.8
EM1
N-MORB
<190
<100
19-27
35-40
10-18
110-120
12-23
3
76-120
104-110
5.2-6.7
25.0-36.0
EM2
EM2
<490
<820
30-40
11-40
10-190
140-560
13-20
6-18
130-240
70-180
8.75-11.1
3.9-19.6
N-MORB
<250
18-30
10-45
1.42.6
71-97
39.4-48.5
EM1
365
20
-
145
5.0
25-88
50-58
5.0-17.6
9.3-14.8
84-86
350
50-74
14-14.8
10.0
5.7-8.5
77-150
8.8-20.0
35
T-MORB
T-MORB
<340
<315
10-22
12-21
145-330
120-240
T-MORB
EM1
EM1
330456
240
<150
<230
22-24
33
21-30
86-150
5
140-5
19-30
110-120
E-MORB
5-7.8
5.4
5.8-6
35
2.5-30
5-17
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, TMORB–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.
242
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.
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 Срединно-Атлантического
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 P.
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.
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–вулканогенно-терригенный флиш; 12–
вулканогенно-терригенная моласса; 13–углисто-терригенно-карбонатные морские отложения; 14–лагунноконтинентальные
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 окраи-
243
ны; 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–АтасуМоинтинский. Континентальные окраины: BA–Байканурская; IS–Ишимская; Активные окраины: KSVP–
Кокшетауская вулканоплутоническая дуга; DVP–Девонская вулканоплутоническая дуга; BIVP–Балхаш-Илийская
вулканоплутоническая 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–БогембайАнгренсорская; АТ–Агырек-Толпакская; T–Тектурмасская; I–Итмурундинская.
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 происхождение переклинально залегающих «лавовых» слоев.
Выделяются и обсуждаются два этапа формирования стратовулкана: первый – преимущественно эксплозивный, второй – эксплозивно-интрузивно-эффузивный (рис.1).
На первом этапе, после раскрытия трещины и декомпрессии при высоком коэффициенте эксплозивной деятельности формируется предельно возможных размеров (до 2000-3000м) 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 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
244
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).
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, стр. 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 не маловажную 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 имеющих разный
градиент температур, можно объяснить, принимая во внимание расчеты С.А. Христиановича [1960] и
Ю.П. Желткова [1966] для гидродинамической системы. 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).
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, напоминающею «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 «горячею» 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 вулканах 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) не имели лавовые потоки, они никогда не бывают выдержанные по
мощности, как те монолитные тела, что наблюдаются в разрезах вулканах. В разрезах многочисленных
шлаковых конусов, как, например, на шлаковых конусах вулкана Этны, на «Втором» шлаковом конусе
Большого трещинного Толбачинского извержения (БТТИ), наблюдаются плотные монолитные про-
245
слои «лавовых потоков» (рис.4). Полевыми наблюдениями достоверно установлено, что во время извержения лава ни когда не «переплескивалась», а тем более не изливалась из кратера на склоны [Хренов, 2003].
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 доктор. дисс. 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.
Рис.1. Двух этапная модель формирования стратовулканов.
Рис.2. Снимок «древней» постройки вулкана Шивелуч, на котором отчетливо видно субпараллельное
напластование силлов в пирокластическом теле вулкана.
Рис.3. Лавовые потоки Карымского вулкана, извержения 1962-1986 гг.
Рис.4. Разрез второго шлакового конуса, Северный прорыв БТТИ (1975 г.).
ИСТОЧНИКИ МАГМ ЮЖНОГО И ЦЕНТРАЛЬНОГО ИТУРУПА ПО ДАННЫМ
МИКРОЭЛЕМЕНТНОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ: СОПОСТАВЛЕНИЯ С ГЛУБИННЫМИ
МАГМАТИЧЕСКИМИ ИСТОЧНИКАМИ БАЗАЛЬТОВ ЮЖНОГО ПРИМОРЬЯ
Т. А. Ясныгина, 1С. В. Рассказов, 2В. С. Сахно, 2Г. И. Говоров, 1М. Е. Маркова
1
-Институт земной коры СО РАН, Иркутск, ty@crust.irk.ru, rassk@crust.irk.ru
2
-Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток.
1
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, 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
246
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-ова 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 известковощелочной 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
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 1300єC 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 получается при плавлении источника, содержащего оливин, ортопироксен, высококаль-
247
циевый 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 45 % 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). Содержание 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) // Дисс. … 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. 280281.
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.
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.
248
УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ЛАМПРОФИРЫ ЗАПАДНОГО СКЛОНА ПОЛЯРНОГО УРАЛА
А. А. Соболева, 2М. А. Шишкин, 3Н. В. Романова, 3Е. В. Котельникова
1
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар, soboleva@geo.komisc.ru
2
ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, Mikhail_Shishkin@vsegei.ru
3
ООО “Кратон”, Сыктывкар, kolesnik@mireko.komi.ru
1
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 не известна, 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. %) слабо измененным 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 серпентинхлоритовым 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 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 че-
249
шуйки 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 (известково-щелочным, 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
(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
250
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 талькохлорита. В породе, по-видимому, содержатся смешанно-слойные силикаты типа серпентино-хлорита.
Наличие серпентина в породе подтверждается данными термического и рентгено-структурного 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 (SiO 2 —
33.1—36.9 %), характеризуется 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
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 концентра-
251
циями большинства несовместимых элементов-примесей, а также Cr и Ni (табл.19). 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, отличаюясь 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.
Заголовок таблицы:
Содержание петрогенных оксидов (мас. %), элементов-примесей (г/т) и нормативный минеральный состав
(мол. %) лампрофиров косвожского комплекса
Примечание под таблицей:
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.
ТИПОМОРФИЗМ ЦИРКОНОВ ПОРОД ЧАРКЫНСКОГО
ВУЛКАНО-ПЛУТОНИЧЕСКОГО 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 80км вдоль северо-восточного
борта Иньяли-Дебинского синклинория (рис. 1) и включает субвулканические и гипабиссальные массивы и изолированные поля вулканитов [Вишневский, 1973, 1986 гг.; 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 минералогиче252
ских особенностей указывает на происхождение материнского расплава в результате контаминации
исходного мантийного расплава веществом нижней коры.
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
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
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
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
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
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
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
0,00
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
253
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
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
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
S16
S12-13
S11
Q4-5
Q3
2-я группа
S12-13
S8
P1
G1
С
P
G
С
P
G
C
P
G
C
P
G
C
P
G
C
P
G
C
P
G
C
P
G
С
P
G
65,38
65,57
65,11
66,27
65,80
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
0,01
0,11
0,11
0,22
0,12
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
0,01
0,00
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
0,00
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
32,31
32,19
32,35
32,29
32,60
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
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,21
0,00
0,00
0,00
1,27
1,40
1,34
1,19
1,22
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
0,00
0,04
0,00
0,03
0,00
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
52,03
46,75
48,94
57,48
56,15
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 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 при-
254
роду. Полное отсутствие низкотемпературных морфотипов в популяциях позволяет предположить
быструю кристаллизацию в приповерхностных условиях.
Популяции цирконов вулканоплутонических пород 2 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 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 750оС (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]. На лицо 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 Q 5 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, 275с.
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, 275с.
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 г.).
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 ордовиккаменноугольных 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 высо-
255
ты 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).
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 ПРИ
ФОРМИРОВАНИИ
РАННЕДОКЕМБРИЙСКОЙ КРИСТАЛЛИЧЕСКОЙ КОРЫ
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. Грубо слоистое 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 гранито-гнейсов, 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 мало
дифференцированных пород типа хрондритов. Все ее породы являются магматическими, очень
древними (обычно 4,5 – 3,7 млрд. лет) и высоко дифференцированными (содержат до сотен хондритовых норм расплавофильных компонентов). Это свидетельствует о протекании на ранней стадии эволюции Луны глобальных процессов магматического фракционирования. Особенно показательно при-
256
сутствие 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 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
257
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 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 слабо выраженные 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 газовопаровой 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 прогрес-
258
сивного 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.
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, конденсировашейся 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 коровомантийных 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.
259
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 не понятно, почему взрываются не только вмещающие
породы, но и кимберлитовые магмы, и почему последние почти не изливаются на земную поверхность. В тоже 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 – 1200о С) 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 не
ясно, 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 не велика (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 слияние 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 не ясно, 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 термоди-
260
намическим данным Р-Т диаграмма фазового состава и эволюции кимберлитовых магм (рис. 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 завердевших 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 – 600о C 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 не достаточно 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 пород
261
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,
происходившими 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 мелко раздробленным
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.
262
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. 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 ДИНАМИКА ФОРМИРОВАНИЯ
ХАНГАЙСКОГО ПОЗДНЕКАЙНОЗОЙСКОГО ВУЛКАНИЧЕСКОГО АРЕАЛА
(ЦЕНТРАЛЬНАЯ МОНГОЛИЯ)
В. В. Ярмолюк, 1Е. А. Кудряшова, 2В. М. Саватенков
1
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН,
Москва, volya@igem.ru
2
Институт геологии и геохронологии докембрия, Санкт-Петербург
1
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. Выделяется 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.
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.
263
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
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 кото-
264
рых 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 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.
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 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 (Южно-Хангайской
горячей точки мантии) современная позиция которой определяется астеносферным выступом в основании Центрального Хангая [Ярмолюк и др., 1995].
265
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.
Рис. 1. Распределение позднекайнозойских лавовых полей Хангайского вулканического ареала.
Грабены: I-Долиноозерский, II-Водораздельный, III-Тарятский.
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].
IV. ФАЦИАЛЬНОФОРМАЦИОННЫЙ АНАЛИЗ ВУЛКАНОГЕННЫХ ОБРАЗОВАНИЙ,
КЛАССИФИКАЦИЯ И НОМЕНКЛАТУРА ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД
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 350-400м [Ахурянский, Воротанский, Горисский бассейны]. В ней сконцентрировано
свыше 30 месторождений диатомитов. Из них 80-90% вулканогенно-осадочного типа.
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 вулканическимилавовыми потоками, туфами, пемза-пепловыми породами (Авакян, 1999). Фациальные изменения
наблюдаются как в вертикальном, так и в латеральном направлениях. В большинстве разрезов фаци-
266
альные переходы постепенные. В вертикальном направлении продукты вулканизма представлены таким образом: в нижней части формации залегают долеритовые андезито-базальты мощностью до
200м., андезито-базальты, андезито-дациты и дациты [N23- Q1] мощностью от 10 до 50м. Средняя часть
сложена двумя потоками долеритовых базальтов [Q1] общей мощностью около 7м, между которыми
заключены диатомитовые породы. Верхи формации [Q2 – Q3] слагаются кислыми эффузивамилипаритами, дацитами, а также трахитами мощностью 50м. и более. Отметим, что в северной части
формации в верхних горизонтах превалируют андезито-базальты, дациты и их пирокласты мощностью
от 10 до 100м. 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 западнойсеверо-западной части поля развития диатомитовой формации вулканические породы соответствуют
андезито-дацитам [Ахурянский бассейн]. Следующая к юго-востоку петрографическая провинцияцентральная часть формации-охватывает бассейны рек Касах-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
трахибазльты, трахиандезиты, дациты и липариты. Кроме того, присутствуют мощные [50м. 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 свидетельствует 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 вулканогеннодиатомитовой 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.
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
267
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 1800м 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.
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 20-25 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 диа-
268
гностики измененной пироокластики 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 элементовгидролизатов (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*
В среднем для разреза пласта
Участки вне зоны влияния пирокластики
Ad, %
U
Th
Ad, %
U
Th
5,0
1,5
3,1
2,5
0,4
0,8
4,4
1,1
3,1
2,0
0,2
0,5
d
Угольный пласт
Двухаршинный
Великан-I
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 свойств они
концентрирую 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
269
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), 300с.
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
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
270
ВЛИЯНИЕ ВНЕШНЕЙ СРЕДЫ НА ФОРМИРОВАНИЕ БАЗАЛЬТОВЫХ
ВУЛКАНИТОВ ИСЛАНДИИ
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 бульшая часть Исландии была покрыта мощной толщей льда. Для этих интервалов характерно
образование мощных 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, бульшая
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 становиться 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.
271
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).
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.
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 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.
Рис. 1. Куббаберг крупнопризматическая отдельность в верхней части лавового потока.
Рис. 2. Характерный тип бомб субаэральных лавовых фонтанов.
Рис. 3. Гиалокластиты подводной пульверизации расплава. Черная оторочка на крупном фрагменте и мелкие черные обломки сидеромелановое закалочное стекло.
272
ПИРОКЛАСТИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ СОВРЕМЕННЫХ ИЗВЕРЖЕНИЙ
АНДЕЗИТОВЫХ ВУЛКАНОВ КАМЧАТКИ
О. А. Гирина
Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, г. Петропавловск-Камчатский, girina@kscnet.ru
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 20-м 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.
В конце 20 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 дей-
273
ствующим, 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 гг. 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-ти 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 гг. 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. et.al.,
2000]. Главными механизмами образования пирокластических потоков считаются: а) коллапс эруптивной колонны – тип «суфриер»; б) коллапс экструзивного купола или фронта лавового потока 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. et.al., 2000]. В настоящее время выделяются две основные разновидности пирокластических волн: приземная волна (ground surge) и волна
274
пеплового облака (ash cloud surge). Отложения приземной волны представляют собой хорошо отсортированные средне-крупнозернистые пески с небольшим количеством обломков размером от 2 до 2030 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, ]. 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 они 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 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