Петрология и геохимия
базит-ультрабазитовых полосчатых комплексов предостроводужных офиолитов
Юркова Р.М.,
Воронин Б.И.
Институт проблем нефти и газа РАН,
Москва, Россия,
bivrmyrzb@mtu-net.ru
Обcуждение
основано на результатах изучения ультрабазит-базитовых полосчатых
комплексов офиолитов северо-западной части активной континентальной
окраины Тихого океана: Сахалин, Камчатка и Корякский хребет.
Установлено, что формирование полосчатой серии пород происходило при
полициклическом внедрении по дайкоподобным каналам основной
габброноритовой магмы в лерцолитовые, верлитовые,
аподунит-гарцбургитовые серпентинитовые полосы в условиях растяжения
свода поднимающегося мантийного диапира в зоне перехода примитивная
островная дуга-желоб [3]. Предполагается динамическая кристаллизация
магмы с образованием пироксенитов [4]. Интервалы глубин от 20-30 до
10-12 км. В этих условиях были сформированы разнотемпературные
биметасоматические слои: 1) апогабброноритовые (Т=900°С), состоящие из
бронзита, диопсида и паргаситовой роговой обманки; 2) аполерцолитовые
(Т=550-700°С), для которых характерны диопсид, паргаситовая роговая
обманка, гроссуляр-андрадит, герцинит. Присутствие герцинита может
свидетельствовать об условиях повышенных давлений. Апосерпентинитовые
слои включают лизардит, пентландит, хромшпинелид. Габбронориты и
пироксениты подверглись автометаморфической амфиболизации (Т=700-800°С)
с образованием в разных сочетаниях эденита, эденитовой, магнезиальной и
чермакитовой роговых обманок, а также магнезиогастингсита.
Габбронориты, экранированные
серпентинитами в твердопластическом состоянии, были перекристаллизованы
в условиях гранулитовой метаморфической фации (Т=830-880°С). В
результате возникли следующие ассоциации минералов: анортит,
бронзит-гиперстен, диопсид-салит, титаносодержащий магнетит. Судя по
ориентировке метаморфической полосчатости пород, расположению наложенных
двойниковых полос, перекристаллизация габброноритов была стимулирована
деформациями типа сдвига и скольжения, направленными вдоль контакта этих
пород с ультрабазитами. Об экранировании свидетельствует малая степень
наложенных минеральных преобразований перекристаллизованных
габброноритов по сравнению с неперекристаллизованными магматическими
типами этих пород. Экранирование содействовало сохранению относительно
низких значений изотопных отношений стронция в перекристаллизованных
габброноритах (табл. 1).
Таблица 1. Изотопный состав стронция в
плагиолазах габброноритов
Тип породы |
магматический |
метаморфический |
Состав
плагиоклазов (%An)
в исследованной в навеске* |
85-88 |
85-88 |
83-92 |
92-94 |
92-94 |
95-100 |
95-100 |
95-100 |
87Sr/Sr
86 (±0.00006
– 0.00010) |
0.70446 |
0.70511 |
0.70493 |
0.70501 |
0.70503 |
0.70400 |
0.70393 |
0.70384 |
Содержание
Eu,
г/т |
Не опр. |
0,047 |
0,056 |
Не опр. |
Не опр. |
0,127 |
0,226 |
0,094 |
*Фракция 0,1-0,05 мм весом 120-300 мг.
Примечание: Eu
– по данным [2]. Анализы изотопного состава стронция выполнены в
лаборатории абсолютного возраста ГИН РАН.
Эти значения выше верхнего предела
отношений 87Sr/86Sr
в базальтах срединно-океанических хребтов и характерны для пород
большинства современных островных дуг и активных континентальных окраин
[2]. Разрушение ламеллей диопсида при перекристаллизации бронзита
привело к повышению роли катионов Са в плагиоклазах и
Fe
во вновь сформированных пироксенах. Эти тенденции усилены при
контактово-реакционных взаимоотношениях с ультрабазитами. Для
перекристаллизованных габброноритов характерна отчетливая отрицательная
аномалия Еu,
что может свидетельствовать об их некумулятивном генезисе. Для
неперекристаллизованных габброноритов устанавливается как
положительная, так и отрицательная аномалии этого элемента. Стоит
упомянуть о соотношении содержаний европия и анортитовой молекулы в
плагиоклазах в этих породах. Намечающаяся зависимость может быть
случайной. Сведения приводятся в порядке сбора данных (см. табл.1). В
зонах локально повышенных температур (Т=700-800°С) и давлений (Р>5кбар)
полистадийно в условиях динамотермального метаморфизма были сформированы
гранатовые амфиболиты и эклогитоподобные породы. Эти породы залегают в
виде полосовидных и линзовидных тел гранобластовой структуры размером
2,0x0,8
м2, ориентированных субсогласно с полосчатостью в слоях
вебстеритов. Для зон разлинзования внутри полосчатых комплексов
характерны филлониты, в том числе гранатсодержащие, сформированные за
счет гранатовых амфиболитов и эклогитоподобных пород. Порфиробласты.
альмандина в филлонитах отличаются низким содержанием пироповой
молекулы. Уменьшение содержаний пиропового минала в гранате (от 40-8%)
филлонитов по сравнению с исходными породами можно связать с его
перекристаллизацией в условиях более низкотемпературного
динамотермального метаморфизма. Таким образом вскрывается
полигенетическая природа полосчатых комплексов, в которых габбронориты
являются образованиями, неодновременными с лерцолитами и вмещающими их
аподунит-гарцбургитовыми серпентинитами. Габбронориты и лерцолиты
внедрились в серпентиниты на разных уровнях глубинности (Р-Т-условий). В
этом смысле полосчатые комплексы можно расценивать как полигенные
базит-гипербазитовые плутоны. Лерцолиты, исходя из состава шпинелей,
закристаллизованы в условиях повышенных давлений. Если учесть
температуру (Т=950° С) равновесного образования орто- и клинопироксенов,
рассчитанную по геотермометру Л.Л. Перчука [1], и исходить из границ
устойчивости фации шпинелевых перидотитов, то формирование лерцолитов
полосчатого комплекса можно предполагать на глубинах 30-55 км при
давлениях 8-10 кбар [5]. В этих условиях возможно существование
серпентинитов [3]. Габбронориты по оценкам, приведенным ранее, были
закристаллизованы при Т=880-925°С. Исходя из условий устойчивости
плагиоклаз-пироксеновых парагенезисов, место их формирования
определяется глубинами 20-30 км и давлениями до 7-8 кбар. Формирование
полосчатости обусловлено внедрением дифференцированного расплава по
типу “дайка в дайку” с образованием эндоконтактовых и
высокотемпературных биметасоматических зон в виде относительно
меланократовых тонких (1-1,5 см) полос. Для пород промежуточного состава
(верлиты, пироксениты) на данном уровне изученности можно предполагать
как высокотемпературное биметасоматическое, так и магматическое (в
частности, динамическая кристаллизация из расплава) происхождение [4].
Формирование гранулитовых (перекристаллизованных) габброноритов,
эклогитоподобных пород, высокотемпературных гранатовых и плагиоклазовых
амфиболитов было связано с глубинным локальным постсолидусным (Т=800°С)
динамометаморфизмом габброноритов и биметасоматических пород. Эти
преобразования совпадали по времени с автометаморфическими изменениями
габброноритов в зонах, не затронутых воздействием интенсивных
динамических напряжений. Изменение условий локального
динамотермального метаморфизма происходило от высокотемпературных
(Т=800°С) и высокобарических (>5 кбар) до низкотемпературных
субповерхностных (филлониты), что согласуется с концепцией
протрузивно-диапирового становления офиолитовых ассоциаций [3].
Время от начала формирования до
внедрения офиолитового диапира оценивается в 200±10 млн. лет и находятся
в пределах продолжительности альпийского тектонического цикла, а также
попадает в интервал учащения магнитных инверсий (второй геон). Время
существования диапира близко совпадает с периодом (212-215 млн. лет)
обращения Солнечной системы вокруг ядра Галактики.
Литература
1.
Перчук Л.Л.
Сосуществующие минералы. Л: Недра, 1971. 413 с.
2.
Sharaskin A.Y.,
Bogdanov N.A., Zakariadze G.S. Geochemistry and timing of the
marginal basin and arc agmatism in the Philippine Sea // Plilos. Trans.
Roy. Soc. London A. 1981. Vol. 300. P.
287-297.
3.
Юркова P.M., Воронин Б.И. Подъём и преобразование мантийных
углеводородных флюидов в связи с формированием офиолитового диапира //
Генезис углеводородных флюидов и месторождений. М.:ГЕОС, 2006. С. 56-67.
4.
Irving A. Petrology and geochemistry of composite
ultramafic xenoliths in alcalic basalts and implications for magmatic
processes within the mantle // Amer. J. Sci. A. 1980. Vol. 280. P. 989-
426.
5.
O'Hara M.J. Mineral paragenesis in ultrabasic 'rocks //
Ultramafic and related rocks. N.Y.: Blackwall, 1967, P. 393-408. |