Базит-гипербазитовые интрузии и включения в эффузивах зоны перехода Тихий океан - Азиатский континент

Щека, Сергей Акимович

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Базит-гипербазитовые интрузии и включения в эффузивах зоны перехода Тихий океан - Азиатский континент
ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Базит-гипербазитовые интрузии и включения в эффузивах зоны перехода Тихий океан - Азиатский континент"

' л 1 >

■ < ■■ МОСКОВСКИЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА,

ОРДЕНА ОКТЯБРЬСКОЙ РЕВОЛЩ1И И ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ ИМ. М.В.ЛОМОНОСОВА

Геологический факультет

На правах рукописи

Щека Сергей Акимович

БАЗИТ-гаПЕРБАЗИТОВЫЕ ИНТРУЗИИ И ЕКЯШЕНИЯ В ШШВкХ ЗОНЫ ПЕРЕХОДА ТИХИЙ ОКЕАН - АЗИАТСКИЙ КОНГИНШ

Специальность 04.00.00 - петрография, вулканология

Автореферат цикла работ, представленного на соискание ученой степени доктора геояого-иинералоги-

ческих наук (в форме научного доклада)

Москва 199®

Работа выполнена в Дальневосточном геологической институте

дао ан ссср

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Т.И.Фролова (МГУ); доктор геолого-минералогических наук Б.Г.Лутц (ИФЗ АН СССР); доктор геолого-минералогических наук Ю.И.Дмитриев (ИГЕМ АН СССР)

Оппонирущая организация - Институт Вулканологии ДВО АН СССР (Петропавловск-Камчатский)

Завета состоится 3 '1 .¿с' С( .Л 1989 г. в 10 часов на заседании Специализированного совета Д.053.05.26 при Московской государственном университете им. М.В.Ломоносова

Адрес: I19899 Москва, Ленинские гора, МГУ, геологический факультет, ауд. ^'¡5

С авторефератом можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ.

Автореферат разослан

Ученый секретарь Специализированного совета,

д.г.-м.н. Ф. П. Чернуха

ЭТШ /

; " / ОБЩАЯ ХШКГЕВДСГИКЛ РАБОТЫ

ит-гипорбазктогд;о ноля: является единственным доотопер-^¡»«ййучгенсом информации о поцесгвенном состава глубин Земли. С мухи связан цевий ряд специфических полезных ископаемых {Си, К1, т±, Ре, 14, Сг к др.), перспективы поторих ел;э далеко п-э исчерпаны в восточных районах страны. Выявление о сношал: закономерностей зароздешш и последующей зволиции этих магм в различных геоструктурних зонах предстазллст одну из карданалыпл: проблем современной петрологии.

Актуальность тега определяется внрокнм спектром бззэт-гн-пербазитосих комплексов з зоне перехода о? Азиатского континента к Тихому океану, 1'оби.тьной от докембрия до наших дней. Несмотря на обилие структурно-геохимических тшов базитов и гкпер-базптов н Енрокое разнообразие рудопроязлениЯ и месюрогдений лелеза, титана, ызди, никеля, хрс;ш, плагины, фосфора, редких металлов, указанные комплексы до настоящего времени изучены фрашентарко, отсутствует its единая классификация. Это привод:» к тому, что поиски платины, алмазоп, иедно-шкеленых руд ва Дальнем Востоке часто проводятся на объектах, относящееся к непродуктивна* а отнокении этих полезна* ископаемых фор1ациям. В связи со среднемаспгабныи геологическим картированием возкика-ат значительные трудности в датировке базет-гипербазигоЕшс массивов, вызванные перемещением их из первичного залегания. Это обусловлено отсутствием четких геотектонических, минерадого-геохкмичзских и иетаялогенических хрлтердев для наделения ба-зит-гилербазитоЕых формация. Особый интерес представляй? выявленные в последние годы на воет око СССР вулканические гиперба-зиты щелочного ряда, с которыми на сопредельных террлгоригс (КНР, КНДР) ассоциирует алмазоносные кимберлиты. Кроме того, з вулканитах зоны перехода обнаружены почти see известные типы кристаллических базиг-гипербазетоБЫХ включений, несусрж ценнуя информации о природе фундамента и глубинах выпдавлетя и кристаллизации базит-пшербазитожх магм. Сравнительному анализу и систематике этих двух объектов на территории Приморья, Камчатки, частично Сахалина и западной части Тихого океана г посвжо-на предлагаемая работа.

Исследования проводились в Дальневосточной геологическом институте ДВО АН СССР с 1960 г. по общей проблеме "Базит-гипер-базитовый магматизм зоны перехода океан-континент". За указанный перюд автор принимал участие в качестве ответственного исполнителя или ру ко води-геля в разработке 8 тем ГКНГ и 2 международных программ.

Основной целью работы являлось установление генеральных закономерностей и специфики базит-гипербазитового магматизма границы океад-конгиненг. При этой предполагалось решение следующих задач:

1. Выявление индикаторных геологических и петролого-геохи-мических принаков типовых базит-гипербазитовых интрузий и включений в эффузивах.

2. Типизация интрузий и включений для оценки геотектонических, термодинамических и геохимических условий 1а формирования

и прогноза рудоносности.

3. Оценка генезиса и информативности глубинных включений об условиях генерации и эволюции базит-гипербазитовых магм.

К наиболее существенным научным результатам, по мнению автора, относятся:

1. Разработка первой сводной классификации всех известных в зоне перехода океан-континент типов базит-гипербазитовых интрузий н включений в эффузивах, позволяющая оценить их геотектоническое положение, вещественный состав, металлогению и природу глубинного фундамента зон базда-гипербазитового магматизма.

2. Вцделение специфичной по минералогии, металлогении и термодинамическому режиму габбро-кортландитовой формации.

3. Выявление широкого развития в зоне перехода щелочно-ульграосновньгх вулканитов и трубок взрыва и роли ликвации в их эволюции.

4. Обнаружение и перспективная оценка ряда крупных рудопро-явлений железа, титана, ыеди, никеля, самоцветов, нового типа плегино-золотой минерализации и алмазоносных образований.

5. Первая наиболее полная минералого-геохимическая характеристика базит-гипербазитовых включений, позволившая выявить новые типы и сложные трансформации их до попадания в транспортирующую магму и установить гетерогенность включений.

6. Находка рода новых и редких минералов (31, Яп-Ме-кп-магнетит, Рв-Сг (без к5 ) - шпинель, Сг -амфибол, мЕ-керсутот, Си-мз -гидрокарбонар и др.) и разработка методики количественно:} оценки формационной принадлежности магнетитов и хромитов.

Научная новизна работы определяется тем, что большинство результатов получено впервые для рассматриваемой территории, а некоторые из них (пл. 1-4) значительно расширяет современные представления о петрогенезисе и мет&тлогении базит-гилербазитовых комплексов.

Практическая значимость ряботы определяется тем, что дана перспективная оценка всех крупных массивов рассматриваемой территории на громитовое, иедно-никелевое, фосфорно-аелезо-титано-воа оруденение, выделены объекты первоочередных работ. Доказывается настоятельная необходимость оценки запасов идьмеготга и сопутствующие компонентов в массивах щ»лочно-ультраосновного ряда Сихотз-Алиня. Кроме того, обосновывается потенциальная рудонос-ность вулканитов зон базит-пшербазитового магматизма ка колчеданное оруденение. На ряде массивов по рекомендациям автора проведены или проводятся поисково-оценочные работы. Некоторые разработки внедрены в производственных организациях со значительным экономическим эффектом.

Фактический материал. На большинстве описанных объектах автором проведены полевые работы, по некоторым из них получен натертал от специалистов, указанных в совместных публикациях. Кроме дальневосточного региона в сравнительных целях посещались массивы Урала, Малого Кавказа, Кольского п-ва, Норильска и Северного Прибайкалья. Автор участвовал такяе в 61-ом рейсе судна "Гдомар Челлендаер" и возглавлял 3-й рейс ШС "Академик Виноградов" в Филиппинском море. За период работы выполнено несколько тысяч силикатных, электронно-зондовых, атомно-абсорбционных, спектральных и других анализов пород и минералов, которые приведены в публикациях или использованы при построении сводных диаграмм и статистических расчетах. Достоверность аналитического материала подтверждается неоднократным участием лабораторий института в отечественных и зарубежных аттестациях геохимических стандартов.

Публикация и апробация ■работы. По теме опубликовано 112 ра-

бот, включая 5 монографий. Результата исследований докладывались на различиях региональных, всесоюзных и международных совещаниях, в той числе на П, И и П Всесоюзных петрографических совещаниях, на ГУ Всесоюзном вулканологическом совещании, на I Международном геохимическом конгрессе, на 27-ом Мездународном геологическом конгрессе, на IV/ Мекдуняродном Тихоокеанском коигрессс, на международных совещаниях по геодинамике зоны перехода океан-контииеш1 (Токио, Ново-Александровск) и на ряде других совещаний.

Успешному выполнению работы во многом способсгво вала поддержка и внимание со стороны чл.-корр. АН СССР Е.А.Радкевич, A.A. Маракушева, А.Д.Щеглова, проф. С.С.Зимина. Многие аспекты работы автор плодотворно обсуздал с чл.-корр. Н.В.Соболевым, Г.В.Поляковым, O.A.Богатиковым, проф. Д.С.Игейнбергоы, Н.П.МихайдоЕым, Л.Л.Перчукои, Л.В.Дмитриевым, Ю.И.Дмитриевым, В.В.Золотухиным, к.г.-ы.н. И.М.Волоховым, за что им искренне признателен. Автор считает своим долгом выразить благодарность ближайшим коллегам А.А.Вркосску, 0.Н.Волыкцу, А.В.Колоскову, В.В.Наумовой, а также аналитикам И.М.Ромонвико, В.М.Чубарову, В.В.Малахову, Т.В.Сверку-ковой, Т.В.Ланковой, Т.И.Боргиной, В.Г.Кохановой, H.A.Щека.

I. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ВАЗИТ-ГЙПЕРВАЗИТОВОГО МАГМАТИЗМА ЗОНЫ ПЕРЕХОДА ОКЕАН-КОНШНЕНГ

Несмотря на определенный скептицизм в последнее время к классификациям магматических пород, ав-тор считает, что без четкой систематики ¡.¡атлетических комплексов невозможна правильная оценка их геострунрурной позиции, геохимической и металдогенической специализации и в конечном итоге - оценка роли базит-гнпербазито-вого магматизма в геологической истории Земли и планет земной группы. После вихода наиболее полной сводки по магиагическш формациям Ю.Л.Кузнецова (1964) прошло 25 лет. За ото время изменились представления о геотектонических процессах, распшрялись знания об объеме, составе и металлогения отдельных формаций. Были выявлены формации, специфичные для зоны перехода океан-континент. Все оти-изменения автор и постарался учесть в предлагаемой систематике.

Е основу использующейся авторам тератологии пород и комплексов положены рекомендации Петрографического комитета и клас-

сификацил могмг.тическнх формаций Ю.Л.Кузнецова. Согласно последней к магматической формации (форыационному типу) относится магматическая ассоциация, объединенная сдикстеом геотектонического реяима, геохимии и металлогении магм. Региональные особенности массивов формации, выражающиеся в локальной специфике геотектонического режима зоны и петрографического состава ыассивоь (чоце всего обусловленной глубиной эрозионного среза зоны) отрекается в названии магматического комплекса, включшоцем преобладайте петрографические гипн пород (например, меймечит-пикритовый комплекс г я бб ро - перли? о вой формации, горнблендиг-кортландитоЕый комплекс габбро-корглаедитовой формации и т.п.). К магматической ос-социации предлагается относить магматические образования, объединенные единством пространственного лолозешя без их видимой (или с неясной) генетической связи (например, троетолкт-гарцбуртатоше интрузии и толеит-скеаничесгсие базальты, габбро-кортландктовые и адамеллитовые интрузии и т.п.).

Предлагаются такяе некоторые терлинологичоские коррективы названий пород. Все субвулканические и эффузивные аналоги верли-тов и клинопироксенктов рекомендуется наливать приоритет дали Теркиными "мейыечит" и "пикрит", считая при этом коматииты толеито-вш аналогом меймечигов. По мнению автора, необходим и особый термн для вулканических аналогов меланократовых троктолнтов.

На изученной территории ввделены следуюг^ие формаци энные типы (рис. I, табл. I): I - грокто'иг-гарцбургитовцй; 2 - габбро-верлитовый; 3 - габбро-кортлавдитовый. Кроме того, к гялербаэит-базитойым формациям относится и монцонитоидная. Она иэучалг1сь автором фрагментарно, поэтому в работе не рассматривается.

1.1. ТРОКТОШТ-ГАРЦБУРгаТСВАЯ ФОРМАЦИЯ

Часть этой формации выделялась ранее в составе офиолитового комплекса под названием дунит-гарцбургитовой. Исследования последних лет, особенно в океанах, однако показали, что с дунит-гарцбургитовыми массивами всегда пространственно (структурно) ассоциируют трокголиты, габбро-нориты и амфиболовые габбро. Преобладание последних трех групп особенно характерно для зоны перехода. Детальное изучение взаимоотношений дунит-гарц'' "ргитовых и габбро-троктолитовых массивов позволило установить, что гогагиох.-яаз появляется в гарцбургитах постепенно, и породы через плагкок-

вюшчешй в эффузивах на восточной окраине Азии.

I - трсктолит-гарцбургитовая формация, 2 - габбро-веряито-вая формация 1а - цепочной ряд, б - толеитовый), 3 - габбро-кортландитовая формация, 4-5 - лерцолитовые включения в щелочных (4; и островодужных (5) базальтах, б - оливин-аноргитовыв включения в островодужных базальтах.

Таблица I

Классификация базит-гипербаэитошх формаций зоны перехода океан-коигинент

Характеристика Троктолит- Габбро-верлитовая формация Габбро-

гарцбургито-вая формация Толеитовый рад Целочиоя рад • корглан-дитовая формация

'I 2 3 4 5

Тип лоры а) первично-оке- окраигаю- окраинно- кон? ¡шеп-

аническая континен- К01ггинен- тать над

б) першчно-кон- тальная тальная

тинентальная

Отроение вудканиты-крем- кремни + осадка- чарнослсн-

разреза на (карбонаты)- осадки - Kpeiö« цаша фли-

(снизу - турбндити вулканиты вулкадиты соиды

вверх)

Состав а) глубоковод- граувакки. аркози, аркозм,

ос одно в ные граувакки часто гру- резе гра- граувакки

б) граувакки, бообломоч- увакки,

аряозы кыо мелководные часто мелководные

Состав а) океаничес- охрамнио- г,елочные отсутству-

вулканитов кие толеити коигинен- базальты, ст

б) тоже + ке- тальные пикриты.

раг офиры толеиты, шкриты» цеймечоты меймечиты, островные то ленты

Геохимичес- Са.0 > 1056» С&О 4.WÜI СаО < 1 ojftt -

кая харак- К20 <0,2it KjO > о,э* К20 > 0,5*»

теристика t i 45$J Ba< t > AV&t ТЮ2> 1,5*

базальтов Ti02> t!(; Ва> 2001

100>Сг>150» Ba>40jRb- 50;

3-20 Р> 0,5

Рудоносность He колчеданная не -

вулканитов известна тпп известка

Продолжение таблицы I

I 2 3 4 5

Преобладаю- дукиты, дуаиты, дуниты. габбро, корт -

щие интру- трокто- габбро- габбро. ландиты

зивные по- жкти, вердиты верлиты,

рода габбро-нориты, лерцоли-ты, гарц-бургкты клинопи-роксениты

Рудоносность Сг,Лх-31, Ре-Ti.pt Cu-Hi-S.Au.Pci

ипгрузий Оз, 1г. ГЪ, ТЛ

Эталонные а)совре- Камчатка Приморье ЮЩР, Камчат-

объекты меншэ океа- ка

нические

ркфты

б) Приморье

Примечание: здесь и далее г«Ге/(Ро+Цк) Ре с.т.%; у «Сг/(Сг+А1) ат,й; содержания петрогенних элементов - в % масс.; микроэлементов - в г/'г.

лазовыо ,горцбург»да к лерцолити переходят в трога о литы и олившю-вке габбро. Но удалении от контакта слои бесплагиокл&зовых дуии-тов к гарцбургитов неоднократно чередуются с троктолитами. Последние эволюционирую? до ояивиноюк анортозитов. Типичным хорошо извстньм эталоном подобных иассивов является Шордкннский на Малом Кавказе, в котором наблвдается постепенный переход от гарцбургитов с прошиленньши залела:..".; хроютов в донной части через плагиоклазовые гарцбургиты в анортозиты в кроме ыассива, чго было отмочено еще в 40-х годех ¿..Г.Бетехтниш. В то ге вреия в одних и тех КС зонах встречается к другой тип перехода гиперба-зигг-габбро. Б этом случае гарцбургитьг через лерцолкты и верлиты постепенно переходят в вебстерсты, которые далее чередуются с гоббро-норитани. На Сахалине в подобных массивах наблюдается неоднократное чередование слоев гарцбургитов, троктолитов, орго-

пироксаппов и коре,-ой Осе эти яияешш оплачены лр:: глубоком бурении расслоенного массива Троодос (Кипр). По петрографичссгам, минералогическим, геохимическим'и метоллогеническиы особенностям од-ноименше гиперб&зиты дуннт-гарцбурготоЕого и троктолнтового комплекса ничем не различается. Поэтому имеется все основания счгтать массивы трокголэт-гарцбургитовой формации расслоенными идарузива'.гл. Значительные га размера и пластовая форча вполне объяснимы 1шзкой вязкостью тшгах маги и формированием их в период наибольиего раз-двига, когда появляется значительные объемы свободного пространства. Именно на этой этапа тектонический режим развития зон обнаруживает сходство с платфоргеншми условиями, однако последующая заолюцил таких массивов протекает по разному. Как известно, в период формирования офиолитовых комплексов мощность коры составляет первые километры, в то время, как в палеор;фтах она прев!:иает 30 хм, включая и сиалическую ютгпонетау. Этот факт не должен вызывать удивления, поскольку все рифты в последующем подвергаются "скучивани»", что приводит к выводу массивов из первичного пологого залегания, дроблению и перемещению юс в тведцом состоянии. Это породило острые дискуссии о холодных контактах троктолэт-гарцбургитсвшс массивов с вмещающими породил!. Принавая несомненность этого факта, отмстим, что да^е в условиях тектонического контакта в ряде гипербазитовых тел наблодается их отчетливая минералогическая зональность по отношению к ограничениям, что несомненно свидетельствует об автономности кристаллизации подобных тел. Наконец, обращает внимание и отсутствие ксенолитов в ультраосиовных разностях пород, особенно интрузивных, любых формаций. Простейсимл гидродинамическими расчетами показано (Щека, 1983), что парадоксальность этого факта объясняется низкой вязкостью ультраосновных магм, приближающейся к вязкости вода (Персиков, 1937). Движение таких магм должно привести или к погружению ксенолитов мафического состава, или к полному растворению неравновесных с магмой сиалических разностей, что находит отражение в появлении в гипербазитах участков резорбированных зерен кварца, биотита, шпинели. В то ке время ксенолиты в более вязких троктолот-габброЕЫх дифференциалах - нередкое явление.

Завершая общую характеристику ? ро кт олит-г арцбургк? о в о Я формации, отметим еще два доказательства реальности гарцбу^гитовых магм. Во-первых, в системе зю2-Ые0-Сг203 эвтектика имеет состав: энста-

тит - 15%, хромит - 2-3&, оливин- 82-83$ (Keith, 1954), т.е. со-ответсть/ет гарцбургиту. Согласно многочисленным экспериментам ортопироксен является первой фазой, исчезающей при плавлении гарцбургитов, т.е. они не могут боть реститавд. Во-вторых, В.2. Белым и др. (1987) впервые обнаружены субвулканические тела "спмшфексовых" гипербазотов, являагросся полным геохимическим аналогом гарцбургвдов. Все перечисленное позволяет считать, что т ро кг олит-г орцбургкт овая формация представлена крупными расслоенными массивами, характеризующим этап максимального растяжения и утонения как океанической, так и континентальной коры.

На изученной территории трокголда-гарцбургитовый магматизм проявился в три этапа: I) средний кембрий; 2) карбон-нижняя пермь; 3) нккнмй мел. Среднекембрийский этап отмечен только в Приморье на юго-восточной окраине ХаккаЯского кристаллического массива (рис. 2), где выделяется узкий (3-5 км) рифтогеншй прогиб среди известняков ниянекембрийской Дмитриевской свиты. Мощность коры в пределах офиолитовой зоны имеет обычные (38-42 км) для западного Приморья значения (Глуб. строение .., 1976) Вае-пушцие гнпербазиты породы представлены исключительно базальта»! и диабазами, интрузии - апогарцбургитосерпентинитами, вхлю-чалцими крупные заяегад тальк-магнезитовых пород и полосы хромита. Базеты и гипербазигы представлены в гальке среднекембрийсккх конгломератов меркуиевской своты, чем и датируется их возраст.

Верзснепалеозойский цикл проявлен в Приморье и на Сахалине. Б Приморье ото полоса крупных тел, оконгуриващих восточнуп активизированную окраину Ханкайского массива на протяжении 500 юл. При переходе от Ханкайского массива через офиолитовый пояс к Главному антиклиноряю мощность земной коры не меняется - 38-42 км. (Глуб, строение..., 1976), что свидетельствует о "скучивают" первичной маломоцной коры. Интрузивные тела здесь залегает в породах себучарской свиты и ее аналогов. В низах разреза преобладает афировые (подводные) базальты, которые выше чередуются с кремнями и осадками. Возраст линз известняков по фауне датируется карбоном - нижней Пермью, в налегающих выше терригенных породах верхней перми и триаса обильны хромппинелиды, аналогичные по составу минералам из интрузивных массивов. Все перечисленное позволяет определить геотектоническую природу офиолитового по-

Рис- 2. Схема разнесения базит-гипербазитошх комплексов в Приморье с элементами структурного раЯодаровашя.

I - окраинный вулканогенный пояс; 2-4 - зоны складчатости: 2 - мезозойской, 3 - ворхнепалоозойской, 4 - нианепалвозойсхой,

5-8 - фациально-лирологические комплексы; 5 - терригенные, б -трахибаэальт-трахилипарвдоше, 7 - вулканогешо-терригенные, 8 -кремнист о-вулканогенные, 9-14 - магматические комплексы: 9 - ыон-цокитоиды, 10 - пикрггоше трубки взрыва, II - ыеймечиты, 12 -габбро-вбрлитовые интрузивы (10-12 - щелочная габбро-верлитовая формация), 13 а,б - троктолит-гарцбургитовая (а) и габбро-корг-лаедитовая (б) формации, .4 - душт-гарцбургитовые массивы.

яса как крупный рифт, заложенный на окраине сиалического ХашсаЯ-ского массива в карбон-пермское время. Интрузивные тела имеет значительное протяжение (до 30 км) и сложены расслоенной серией от дуютов и гарцбургитов через трогаолигы до анортозитов, ш~ фйболовых габбро и кварцевых габбро-пегматитов. Доля ультраосновных пород не превышает 10% и лишь отдельные тела (верх. р.Крояов-ка) слокека суцестьешо гарцбургитами, лерцолигами, клино-сртоии-роксенигами. Как в габброидах, так и в гилербазитах встречаются ксенолиты шинеловых и плагиоклаз-пироксеновых роговиков. Многие массивы, особенно меишие, сильно тектонизированы, иногда до состояния амфиболитов, поэтому ошибочно относятся к докембрийскому фувдомету.

На Сахалине массивы карбон-пермского цикла залегаот в породах вальзинской и частично сусунайской серий, блоки которое выделяется среди мезозойских вулканогенных толц, резко отличакцихся по типу наги от палеозойских. Наиболее крупный (0,6 х 8 кы^) массив располагается на водоразделе рр. Набиль и Тымь, остальные представлены мелкими маломощными силлами. Слоебны массивы интенсивно серпенги-назированшми дунитаии, гарцбургитами и дерцолитвми. Палеозойский возраст интрузий принимается условно, исходя из аналогии геологии Приморья и Сахалина на дониннемеловоы этапе и находок нарбон-пермской фауны в глыбах известняков.

Мезозойские комплексы получили развитие по восточной окраине Сахалина и Камчатки, а такге драгированы в Филиппинском море. Возраст большинства из них оценивается как верхнемеловей, однако полученные автором данные позволяет внести некоторые коррективы. Ток, иаблюдэния на п-ве Камчатский Мыс показывают, что верхнемедовые базаньтоиды и "вишнево-красные" аргиллиты налегают с размывом не только на гкпербазиты, но и на ассоциируюсь о ними мэг»-морфисовшшые диабазы, пргеем аргиллиты является древней корой

выветривания на серпентинитах. Цифры к-Аг датирования сахалинских массивов (94-142 мян.л.) свидетельствуют о доверхнеыолошм их возрасте. Учитывая, что в более древних толщах: гипербазитовые массивы на Восточном Сахалине и Камчатке не встречаются, возраст их принимается ниянемеловым (досенэманскг.м).

Мезозойские проявления троетолит-гарцбургитовой формации известны в двух зонах: Восточно-Сахалинских горах (р. Набиль) и на п-вэ Шмидта (мыс Левеиетерна). В первой зоне они представлены мелкига (5-10 км^) субизомотричшми телами гарцбургитов, тонко переслаивающихся с душтами, троктолитами и ортопироксенитагя! (массивы Березовский, Шельтингский, Комсомольский, Песковский). В апикальных н краевых частях появляется лейкократоше нориты, троетол:!-ты и анортозиты. Породы расслоенной серии се^'ся жилами оргопирок-сештов (гшербаздаы) н иоригов, часто дегмадондных. Дугаггы и гарц- ■ бургиты составляет до 6С$ пород.

Вторая группа массивов (п-ов Шмидта) представлена как крупными удлиненными телпет длиной до 20 юд при ширине 1-3 км (Лв-вензгерновекий массив), так и более мелкими субизоиетричньки телами, часто являющимися блока;.?!! одного массива. Они сложены ис-ютчительно гарцбургигаыи с полосата и линзами дунитов, пересекаемых аилами ортопироксенктоз, анортозитов и габбро-пегматитов. Габбро иды редки и представляет тозднюа фазу.

На Камчатке к мезозойскому циклу откосятся массивы восточного побережья (хребты ЕалагинскиЙ, Куироч, Тумрок, п-ва Нроноц-кий, Камчатский йыс, Озерной, о-в Карагинский). По ксенолитам в лавах гарцбургитоше тела устанавливаются под современными вулканами - Коряк, Авача, Козельский, Ключевской, Шивелуч, Б.Куриль-ская гряда. В зоне восточных хребтов (Валагинскяй, Кумроч, Тукрок, вулканы Ключевской, Шивелуч) массивы формации образует северовосточную цепь, северным продолжением которой являются массивы Кротонский и о-ва Карагинский. В рассматриваемой зоне массивы этой фолиация ассоциируют с прилегающими с запада зонами верхнемеловой габбро-верлитовой формации и часто объединяется в один комплекс.

Зоны восточных полуостровов (б. Раковая, Шипунский, Кроноц-кий, Камчатский Мыс) имеет "торцовое" сочленение с зо. Л восточных хребтов и характеризуются северо-западньм простиранием массивов, отвечая в этом отношении трансформным разломам восточно-кам-

чатской осевой части ркфга. По данным ГСЗ (Балеста, 1981) под одной из с^иолитовых зон (Шл пушкой) наблвдаотся подъем поверхности мантии на 8-12 км.

Массивы формации представлены мелкими линзовидными, иногда пластшюобразшли телами, как правило, ограниченными разломами. С ними ассоциирую в разной степени спилитизированные океанические толеиты, что отличает г ро кг олит-гарцбургитовые зоны от габ-бро-верлитовых, где развиты более калиевые низкокальциевые толеиты (окраинно-конгинентальные). Массивы сложены дунитами и гарцбургитами и лишь в-наиболее крупных (Камчатский Мыс, Кротон-ский) появляются плагиоклазовые (вплоть д? анортозитов) разности. Некоторые массивы обильно инъецированы дайками магнезиальных до-леритов (Кротонекий, Карагинский).

В Филиппинском море породы формации впервие драгированы в двух протяженных разломах - Яп и Центральный (Щека и др., 1985, 1989). Мощность коры в разломах составляет 5-7 км. Офиолиты здесь вскрываются в низших частях разреза.и перекрываются миоцен-олигоценовыш океаническими толеигами. Набор пород включая все разности - от дунитов и гарцбургатов через трокголиты к анортозитам. С ними ассоциируют магнезиальные оливин-пдагиоклазовые до-лериты и базальты.

Заканчивая характеристику формации, отметим, что как на изученной территории, так и в шной части зоны перехода (Корея, Китай, Филиппины, Ивдонезия, Новая Каледония) циклы этого магматизма едины по времени - кембрий-карбон (пермь) - мел. Это позволяет датировать этапы интенсивного растяжения в зоне сочленения океана и континента.

По геохимическим особенностям породы троктолит-гарцбургито-вой формации специфичны. Низкая велезистость пород (7-14$ - ги-пербазиты, 15-4055 - габброиды) обуславливает повышенные содержания Сг и N1 . Специальное исследование распределения в породах Аи и о (Щека и др., 1968, Житков, Щека и др., 1984) показало, что кларк А.и в ультраосновных разностях наиболее высокий из извериенных пород (1СМ0 , в то время как Ц -наиболее низкий (1<Г®!6). Повышенная золотоносноть магм коррелирует с их нахрово-восстановдеиным химизмом, аналогично низкие концентрации V, ль, 2г, тгъ вполне согласуется с бедностью магм к, р, Р.

Спевдвфичен и состав минералов формации. Железистость минера-

лов направленно возрастает от гкпербазитов к габброидам с ростом доли плагиоклаза. В ульграосновных породах она составляет: оливин - 7-14& пироксены - 5-15$; ипинелиды - 37-60/5; в плагиоклао-содеряапуос соответственно: 18-32$; 10-2425; 37-65^. Оливины ха-рахггериэувтся пошлинными (0,2-0,4%) концентрация!«! N1 , низкими (0,01-0,05$) - Са, отсутствием (<0,01Й - Т1, Сг, А1 . Пироксены Еьгсокохронистыа и низкотитанистые, в ультраосновных породах -низкоглиноземистые (2-3% ах203 ), в троктолитах - высокоглиноземистые ( до 6% А1г03 ). Хромистость ппинелидов падает при переходе от ультраосновных разностей к плагиоклазовым при сохранении яелезис-тости и окисленности. Состав плагиоклаза меняется от анортита до андезина с падением основности пород. Намечается четкая положительная корреляция основности плагиоклаза и магнезиальности сосуществующего оливина. В породах' отсутствует первичный магнетит и часто встречайся самородные келезо, медь и никель. Обнаружены новые минералы -премтасткЯ иагиетиг и водный гидрокарбонат меди и магния, которые форигруктся в целочную стадию преобразования гипербазитов.

Рудоносность формаций детально освещена в публикациях автора и в соответствующих отчетах для производственных организаций, поэтому приводятся лишь краткие данные без количественных параметров орудененяя. Во всех массивах троктолот-гарцбургитовой формации обнаруживаются проявления хромита, однако по параметрам рудных тел и составу хромитов промышленный интерес «ожег представлять только массив о-ва Карагинского на Камчатке. В силу труднодоступ-ности в слабой изученности не ясны перспективы массивов Левенигер-новского и Кротонского, где рекомендуется продолжение работ. С большнствои пассивов связана акцессорная иридиево-осмиевая минерализация. В Длггриевском массиве разведаны месторождения тальк-магнезитового камня, но открытие новых подобных (гранитизированных) массивов мало вероятно. На площади всех массивов формации известны мелкие россыпи золота, которые появляется только при интенсивной гидротермальной переработке интрузивов и выещащих вулканитов.

1.2. ГАБВРО-ВЕРШГГОВАЯ вЮРМАЩЯ

Габбро-вешитовый тип формаций наделялся неоднократно многими исследователями под названиям габбро-перидототовый, дунит-юшнопк-роксенитовый и др. Эталонным объектом зтого типа может считаться габбро-перидотитовая формация Урала. По составу и металлогении она

является более щелочной, чем троктолит-гарцбургитовая, поскольку роль оргопироксена в породах играет недосыщенный кремнеземом, более глиноземистый клинопироксен, а металлогения инее? цзлочныз тенденции - т*, т, у, та, , что устанавливает четкие границы этой формации с предвдущей. Вместо с теп г ряда случаев наблюдается латеральное возрастание щелочности магм (еияоть до появления нефелиновых сиенитов и базальтов) в направлении си? осевых частей рифтов к периферии с неглубоким залеганием сиапического фундамента. Это заставляв!' разделить формацию на два ряда - то-леитовый й щелочной (Вулк. пояса..,, 1984). Наиболее надежно они различается по ассоциации интрузий с щелочными базальта»! (табл. I) и появлении сианктових фаз и карбонатктов с радаометально-фосфорной минерализацией.

Тиивмезцавядих струетур - рифтогенный на коцной сиалкчоскоА (Приморье)-коре (щелочной ряд) ияи на своеобразной (окраинно-коитиненгальной, Камчатка), меланокретовой коре (толеитовый ряд), особенностью которой является пестрый состав, характеризующийся промежуточными геофизическими паргыетраин, Огругаура разреза зон (снизу вверх) - терригешше породы - крекни-вуяканиты. Ассоциирующие вулканиты - умеренно калиевые (окраишю-кокгикенгаяышо) толеитовые базальт05щы (толеетовый ряд) ш ьысокотитаннстко щелочные базальт о идо (щелочной ряд). Больеинстбо крупных тел формации представлено концентрпчссЕИ-гональшат массивами, дифференцированными от дунотов и верлигов через клинопироссенкты и их плагкокяа-зсвие разности до габбро. Оргоппроксеи в породах очень редок. Зги массивы сопровождается мелюши стратифицирующимися залежами мейма-1;,:тов, ппкрктов, диабазов, которое иногда слагает крушпга название вулканические постройки. Завершается щшщ магматизма трубками взрыва калиевых пикригов, в щелочном ряду - фазами нефелиновых сиенитов.

Представители габбро-перлитовой формации на рассматриваемой террктор'.гн получили развитие в Приморье, на Сахалина к Камчатке, пр!чем в пржонтинеетальной части (Приморье, Сахалин) они откосятся к щелочноуу ряду, в приокеаняческой (Камчатка) - в толеп-товому. Полученные в последние года данные-позволяет уверенно датировать указанные циклы магматизма. В Прагорьо прорываемые интрузивами формация толщи (саасркинская, култухинская, погская, маляновская своты к их сналогп) надеано параллелизувгея по сво-

еобразному составу вулканитов, несут в обломочной фракции палеозойские хромяпинели и насыщены мезозойской фауной. Определения абсолютного возраста изохронным к-Аг методом (по биотиту и кер-сутиту) дает значения 163-174 мот.л. Непосредственно в обнажениях (с. Окраинха) наблюдается налегание верхнетриасовых песчаников па карбон-пермские яатаклазированные троктолоты. Выгае по разрезу оти песчаники переходят з щелочные пшсриты погской свиты с каской фауной. Поэтому габбро-веряитовый цикл с полным основанием мояет беть датирован интервалом верхний триас-юра. На Сахалше габбро-веряитовые интрузивы и меймечюгы ассоциирует с тагами пе базаль-тоидами, как и в Приморье, поэтому, учитывая аналогии геологии Сахалина и Приморья,!5огг-но с полным основанием относить к трпасово-врскону времен:! габбро-верлитовую формацию Сахалина. Обзор литературных данных показал (Щека, Вркосек, 1984), что этот возрастной цикл щелочного иеймечиг-пикритового магматизма характерен для всей восточной окраины Азии - от Чукотки до Индонезии (Щека, Врзсо-сек, 1983).

Ранее имевшиеся данные о верхнемеловом возрасте формации Камчатки подтверждены поддет прецизионными определениями К-А к методом - 66-77 млн. л. Верхняя граница (палеоген) надежно доказывается несогласным налеганием на верхнемеловыв образования трахибазальтовых вулханятов (кирганикская свита и ее аналоги) с палеогеновой флорой и соответствующими абсолютными значениями (44-60 млн. л.) возраста.

Отроение разреза зон, вмещащих интрузивы как щелочного, так и толентового ряда, имеет сходные черты. В основании его обычно залегает террагенная толща (низы култухинской свиты, окраинская свита в Приморье, низы ирунейской, валагинской, додано вская света на Камчатке), затем следует мощная кремнистая толща, которая перекрывается вулканогенной толщей с интрузивами (маляновская, погскэя, култухинская свиты в Приморье, валагинская, иргунейская на Камчатке). Наблюдается пирокие латеральные вариации состава и структуры разреза. Вблизи блоков с неглубоким залеганием кристаллического ("хан-кайского") фундамента (юг Приморья) в основании разреза преобладают гяубообломочные осадки, хрекни практически отсутствуют, мощность вулканитов невелика, среди них превалируют безо„лвинозые пикркты и лейкократовые щелочные-разности субаэрального и суввулка-нического типов, интрузии сложены биотитовыми пироксенитаки и сие-

нетами. По мере погружения "ханкайского" фундамента (p.p. Катан, Анюй, Д&аур) мочность разреза возрастает до 5-7 км с одновременным увеличением доли глубоководных осадков, кремней и глубоководных вулканитов, среди которых (а также интрузий) широко разБиты оливиновые разности, включая меймечиты, которые во всех случаях венчает разрез- Интрузии имеют дунит-верлитовый состав, появляются лерцолиты. На Камчатке подобные вариации разреза отмечаются при сравнении зон, прилегающих к Срединному кристаллическому массиву (Ирунейская зона) и зон восточных хребтов (Валагин-ско-Тумрокская). Отмеченные особенности геодкнакического режима габбро-верлитового магматизма свидетельствуют о наложенном на зрелуп кору его характере и о последовательном нарастании степени утонения коры о возрастанием доли глубинного ювеняльного материала к конечным этапам развития структур.

В Приморье (рис. 2) проявления габбро-верлитовой формации приурочены к Главному ангиклинорио Сихотэ-Алиня или к блокам нижнемезозойского разреза в пределах других зон. С севера на юг выделяются подзоны: I - Бикинско-джаурская; 2 - Дальнинскпя; 3 - Журавлевская; 4 - Сандагоу-окраинская. Они шгяиугы в северовосточном направлении в соответствии с генеральным структурным планом мезозоя и образуют небольшой угол с восточной границей Ханкайского массива. В публикациях (Вулк. пояса..., 1984) дана детальная характеристика стратиграфии, состава вмещающих толщ, мощности коры и ее латеральных вариаций в выделенных подзонах, и обосновано формирование их на коре, включающей "хадаайский" фундамент и палеозойский геосинклинальный разрез. В результате работ автора установлено, что по масштабам проявления меймечит-пикритового магматизма Сихотэ-Алинь не уступает Ыаймеча-Котуй-ской провинции.

Вулканическая часть формации включает весь переходный ряд пород от эффузивных фаций (щелочные трахиты, фонолиты, щелочные базальты, пикриты) до субвулканических (меймечиты). С севера на юг наблвдается замещение глубоководных излияний мелководными и даже субаэральныда. Как в северной, так и в южной частях встречаются биотиг-пикритовые трубки взрыва (р. Анюй, с. Ариадное), насыщенные разнообразными ксенолитами, включениями и ксенокрис-тами. В пределах каждой кз подзон известен ряд крупных интрузивных массивов, описанных детально. Наиболее крупный узел интрузив-

•■хоргяавдитогых-иассивов.-ЩР-пперЕка -отмстил С.С.Зимин (1360). Особенность!) .теотевдонпческого положения формации является обычная сопряженность чернослакцевых прогибов с синхронными зонта габбро-верлигового.магмагизка (Щека, Огарков, 1968). При идентичности валового -состава исходных магм обеих формаций порода габбро-корглаидетовой формации специфичны по присутствии парагенезиса магматического -(автометасоматического) амфибола и оливина, графита-и сульфидного мэдш-нккелевого оруденешя, а такте еысохобарных контактовых изменений и широко проявленных явлений контаминации. Все эти признаки исчезают по мере приближения массивов .к вулканогенной зоне, поэтому не исключено, что специфика •-массивов габбро-коргландитовой фортации обусловлена локализацией •порций габбро-верлето вой магмы в богатых органикой и серой породах.

Массивы формации представлены мелкими иногда расслоенными ояаетовши залежал кортлацднтов, переходящих в плагиоклазовае ортоинроксеюты, нориты, габбро-нориты, амфиболовые габбро (Це-1975). В более кругегах массивах амфиболовые габбро и нориты является поздаей фазой и секут все породы расслоенной серии. Еа-зжг-гипербазитовые массивы сопровождается батолитами слидистых алагиогранитов, что отличает юс от натровых аналогов троктолит-гарцбургитовой формации.

Интрузивы габбро-кортландитовой формации на изученной территории проявлены только по окраинам Ханкайского и Срединного кристаллических массивов. В первом случае уверенно фиксируется верхнепермский возраст формации, во-втором - доверхнемеловой. Последнее обусловлено как отсутствием органических остатков, так и сильным диафгорезом пород, заниявющим абсолютные значения возраста. Общими геологическими особенностями обоих районов является приуроченность интрузивов к толще черных глинистых сланцев, переслаивающихся с песчаниками и мергелями-, полное отсутствие вулканитов и кремней, значительный катаклаз и метаморфизм пород (до гнейсов) по протязенным тектоническим зонам, интенсивный контактовый метаморфизм (до гранулитов) и больгзеоСъемный гранитоидный магматизм. Для зон характерна значительная мощность континентальной земной ксры (35-40 км).

Все перечисленные особенности зон габбро-коргландитового магматизма позволяют характеризовать геодинамический режим кая "миогеосинхлинальный", связанный с активизацией континентальных

структур, что характерно для всех кикеленосных комплексов. Автором детально изучались интрузивы Камчатки.

Магматизм в Срединном массиве протекал в следующей последовательности: шкеленосные гипэрбазиты + габброиды-диориты + крупнозернистые биотитовые плагиограниты - среднезернистые гранат-мус-ковкговые плагиограниты. Интрузии габбро-кортландитовой формации распространены по всей периферии Срединного массива, но наиболее крупные из них сосредоточены в юкной менее дислоцированной части (pp. Кувалорог, Степанова, Дукук, Квинум). Как правило, они приурочены к мульдам и брахисинклинолда. Массивы формировались в две фазы. Сначала внедрились мелкие тгокообразкые или пластовые тела крупнозернистых кортландигов, вебстеритов, оливиновых и амфиболо-вых габбро, которые в пологозалегающих телах обнаруживают в этом порядке отчетливую стратификацию. Второй этап ознаменовался внедрением крупных масс мелкозернистых норитов. Для массивов формации характерно обилие крупных (неск. сот м.) ксенолитов вмещающих пород, окруженных ореолом графит-гренат-биотитовых роговиков, содержащих иногда гиперстен и ковдиерит.

По геохимическим особенностям породы габбро-кг тландитовой формации подобны аналогам габбро-верлитовой формации толеигового ряда, исключая повышенные концентрации к, Ti « S (Щека, Чубаров, 1987). Обогащение этими элементами возрастает в прямой зависимости от степени контаминации магм материалом вмещающих пород и продуктивности их сульфидного медно-дакелевого оруденения. Железистость ультраосновных разностей колеблется в пределах 19-24%, содержания î-i превышают 0,4$ мае. ТЮг , v -0,02$ при содержаниях Сг ниже 0,1$. Большая часть Hi находится в сульфидной форме ( > 80$), коррелируясь с s (>0,2$). Все ультраосновные разности имеют повышенный (0,2-0,5$) кларк фосфора. По отношению Са и ai к mg и Ре кортлавдиты отвечают меланократовым трокголитам, а не верли-там и лерцолитам.

Для минералов, характерны значительные интервалы состава в одном образце, что проявляется как в зональности зерен, так и в сосуществовании зерен разного состава. Особенно это свойственно амфиболам, среди которых расчитывается до пяти разностей. При этом вблизи зерен ильменита развивается титанистый ( 4$ TiOg ) паргасит, а вблизи хромита - хромистый (1,8$ Сг2о3 ). Все шпинелиды высокожелезистые ( > 65$), восстановленные (f»» < 12$) и обогащены цин-

ком (до 16% ZnO в рудах). В сплошных рудах обнаружены почти чистые хромиты СмеО+А12о3<Й).в ассоциации с графитом, муассанитом и ювелирным корундом. Такие хромиты содержат до 2% у о .

РУдоносность габбро-кортландитовой формации имеет Исключительно сульфидный медно-никелевый состав. В мелких массивах, эа-легагацих а прилежащих вулканогенных зонах, наблвдается лишь бедная вкрапленность тетаномагнетита. Сульфидное оруденение представлено мелкими месторождениями и рудопроявлениями, вюпочащи-ми все обычные генетические типы, исключая богатые руды регенерированного характера. Последние обогащаются медью, цинком, кобальтом и золотом. Только в богатых рудах появляются арсениды CoJ-ii.C u„P Ь-еллурвды Pet.

2. ВЮ1ГЧЕШЯ В ЕАЗАЛЬТОВДАХ

Еще в прошлом веке в эффузивных .юродах различного состава многими исследователями отмечались необычные полнокристаллические обломки базит-гипербазитового состава. Как правило, их считали или отторисенцами тжележащх интрузий (ксенолитами), или продуктами глубинной кристаллизации вмещающей магмы (гомеогенными включения!««). Интерес к ним возрос после того, когда появились представления об основном-ультраосновном составе базальтового слоя и мантии. Большинство включений стало отождествляться с веществом мантии Земли. Проведенные автором работы показали, что в зоне перехода океан-конгинеот встречаются не только все известные типы включений, но и ряд новых. В связи с дискуссион-ностьв генезиса этих образований и присутствием в одном тело нескольких генетических типов они классифицируются по виещаицю породам. Изучение показывает, что среди заведомых ксенолитов присутствуют представители всех перечисленных ранее формаций и обломки метаморфических пород, однако автором рассматриваются только те типы, генезис которых дискуссионен.

2.1. ВКЛЮЧЕНИЯ В ГОРОДАХ МЕЯМЕЧИГ-ГИШОТОВОГО КОМПЛЕКСА ГАЕБРО-ВШИГОВОЙ ШШЩ

Автором, а затем B.C.Приходы», А.А.Вряосеком, В.А.Селивер-стовш впервые были обнаружены полнокристаллические ультраос-юв-дае включения в вулканических гипербазитах габбро-верлитово»; формации как щелочного, так и толеитового ряда (Щека, 1983). В Приморье включения приурочены к пикротовым трубкам взрыва и

экструзиям (с. Ариедкое, р. Ашй). В первом случае• трубка■(диаметр 0,5 м) на 80$ состоит из обломков(2-80 см) вмещающих. песчаников и глыб (до 0,4 м) шпинелевых верлитов, которые цементируется и-иньецируюгся трахитоидным агрегатом биотита,, магнетита,, кальцита и керсутита. До Ъ% объема породы составляв»'крупные (до 5 см) ме-гакристы биотита, керсутита, оливина и юшшпироксена». В протолоч-ках обнаружены обильные циркон (фиолетовый,, красный,, бесцветный)',, апатит, сфек, брукит,-рутил, анатаэ, муассанит,. графит,, корунд,-альма!дин. Петрографической особенностью'включений;, отличающей' ее от обычных интрузивных пород, является обилие симплектитовых. агрегатов шинели. Пироксен в породах представлен умеренно железистой (г «10$) -хромистой (Сг203 -0,179%) разностью,, бедной глиноземом; (А1г03 -3,59$), натрием (Еа^, -0,29%) и титаном (тю2 -0.1БЙ.. Шпинель отличается от аналога из основной массы пикрито высокой магнезиальностью и пониженной тетанистостью,. что наблюдается-обычно при сравнении эффузивных и интрузивных аналогов.- Перечисленные особенности включений позволяй? рассматривать'- иг как оттор-яенцы близлежащих мелкоглубинных дукиг-веряитовых интрузивов (Ариаднинский массив), являющихся комагматами пикритов.

Тело в верх. р. Анюй представляет' маломощную суб&улкашчее-кую залежь пикрито-базальтов, слокенную титанавгитом,, биотитом',, ильменитом и стеклом. Пироксен и ильмени? замещается калиевым, керсугитом. В основной массе выделяются крупные мегакриеты керсутита, титанавгита и многочисленные ксенокристы оливина,, хром-' диопсида и хромшпинели,- Включения представлены как крупными (до 5 см) угловатыми обломками, так и мелкими округлыми агрегатами, и-отдельными ксенокристами. Все они окружены реакционными каймами титанавгита, керсутита и биотита. По составу и структуре описываемые включения подобны аналогам из щелочных базальтов - пирок-сены выполняют иотерстиции в оливине. Для шпйнаяг характерны червеобразные Бвделения в оливине и пироксене. В сравнении с аналогом из щелочных базальтов шпинель более хромистая « железистая, что коррелирует с пониженной глиноземистостью пнкритов. Па составам клинопироксенов набладаюгея шрокие вариации включений в одном образце, хотя в пределах одного включения состав постоянен. 'Наиболее контрастно синхронно изменяются содержания Т1, Сг и яа . Натровые пироксена бедны 51 и обогащены Се Это же свойственно и пироксенам вкрапленников и мегакристов гшкрктов, хотя

Рис. 3. Характер зональности крупного вкрапленника клинопироксена в оливиновоы пикрите

чеш к эксплозивным и экструзивным фациям базальтов. В Приморье щалочно-базальтовые постройки окаймляй? обширные плато толеитовых базальтов (траппов), которые в свою очередь выполняют неглубокие (40-120 и) грабенообразше миоцен-плиоценовые впадины. Эти проявления не обнаруживают никаких связей с домиоценовыми структурными элементами, что указывает на связь целочно-базальтового магматизма с поэднеяайнозойскими раскола!«) фундамента. По выполнению древне-четвертичных террас и кногочисленным радиогенным датировкам возраст щелочных проявлений от конца плиоцена до настоящего времени. Помимо известных, автором обнаружено и изучено несколько новых вулканических построек. В строении отдельных построек отчетливо выделяется серия маломощных потоков лав и пирокластики, остатки конуса и гсерловая часть, выполненная пеплово-бомбовым материалом. Все породы постройки прорываются дайко-пггокообразными экструзиями.

По модальному и нормативному составу щелочные базальты разделяются на нефелиновые, лейцитовие и полевошпатовые, что соответ-

содержание ц ь них пришла« 4% 140 , чти отличает вкличении в пикритах от аналогов из щелочных базальтов, которые обеднены С г и обогащены Т1 и 1-й, Таким образом, несмотря на сходство ыоючешй из гшкритовых и щелочных базальтов, последние носут черт (п и Не. ) вмецыощих базальтов. С целью выявления причин вариаций включений по составу иироксенов электронным зовдом было проектировано несколько крупных (до I см) вкрапленников клиноиирокоенов г.з'оли-виновых пикритов (рис. 3). Анализ полученной зональности показывает синхронное ритмичное изменение содержаний Т1 и сг ог хроеди-опсида в ядре до высоко *Т1 тигаиавгита на краю. При г»том каждому из набледавшнхся в одном образце типу включений (например, т.н. "черные и згявные") можно найти в зональном зерно зону, аналогичную по составу пироксену включений, иными словами, каждому этапу роста вкрапленника соответствует этап ^орш^ьания вклочиний или ыегакристов. Многократное чередование Т1 и сг оон во вкрапленнике, очевидно, обусловлено не резкими колебаниями состава риснлв,-ва, а скорее последовательным "расходом" Т1 и аг ь окодокристалт льном пространстве за сч«т превышения скорости роста кристалла , над скоростью ди^уэии этих элементов к центру кристаллизации.

Включения в вулканитах; тояе>мо»ого' ряда широко распрострит-ны в Валигинской зоне Камчатки. Они представлены Ьоеми теми ко разновидностями (дунигы, вердиты, пироксенкгы]I, '{то и в прилежащих интрузиях различной глубинности. В последнее время в мвй-иечит-пикритовой пирокластике здесь обнаружены В.А.Селиверего)>ич и др. (1983) ом^ацит-иироиовые включения, отдельный кристаллы и сростки ом$ацита и Сх -пиропа.

Все перечисленные особенности включений ь породах гоббро-верлиговой формации надежно объясняются только кристаллизацией их из вмвщающвго меймечит-шкрлтоного расплава на различных, в том числе и на значительных, глубинах.

2.2, БКШЙИЯ В ЩЕЛОЧНЫХ ВАЗМЬТАХ

Материалы этого раздела опубликованы полностью (Щека, 19113), поэтому он реферируется прытко. Распределение включений в структурах Земли полностью контролируется локализацией зон целочно-базальтового магматизма. Они наблвдаотся от Чукотки до Австралии как на конмшенгалыюй окраине, так и в окраинных морях, острлинык дугах и на океаничбоккх острова«. Включения во всех случаях приуро

ствует натровой, калиевой и калиево-натровой разновидностям по химизму. Первые преимущественно развиты на кристаллических массивах, вторые - в областях мезозойской складчатости, третьи -по восточной окраине Приморья в области утонения коры. Первые две группы относятся я меланокраговьм (пикритовым) разностям, третья - к лейкократовой. На всех постройках отчетливо выражено накопление калия от ранних к поздним фазам. Аномальной геохимической особенностью пород является одновременное обогащение си-дерофильньаш (ni, Со, Сг, TI, т ) и литофильными (zr, НЬ, Nb, Р, у ) элементами. Ближайшими аналогами пород Приморья являются базальты юга Монголии и Австралии.

При изучении базальтов Приморья были обнаружены явления флюидного расщепления пикритов на базальт и фонолит, и на основе концепсии кислотно-основного взаимодействия элементов в расплаве Д.С.Коркинского объяснен механизм этого расщепления, оснований на образовании в расплаве полимерных кислотных (sí-ajl-o^ ) агрегатов с повышенной вязкость» под влиянием летучих компонентов. Явлениями ликвации объясняется чрезвычайная пестрота состава щелоч-нобаз альтовнх магм, что доказывается существованием крупно объемных ■ излияний, соответствующих по составу матрице или глобулям глобулярных пород.

Установлено место и время появления базит-гипербазитовых включений в процессе базальтового вулканизма. Опробование 300-метрового разреза толеотоЕда плетобазальтов Приморья показало, что на этом интервале наблодаегся постепенное скачкообразное ощелачивание кварц-нормативных толеитов до нефелин-нормативных щелочных базальтов, которые венчают разрез и слагают самостоятельные постройки центрального типа. Включения начинают появляться на первых стадиях ощелачивания магмы, размер их возрастает от агрегатов нескольких зерен до многотонных глыб на заключительных щелочных стадиях. Из приведенных фактов сделан вывод, что щелочные базальты с включениями доланы рассматриваться не как автономные глубинные образования, а как окисленные и ощелоченные конечные порции толеит

базальтовых магм.

Набор гипербазитовых включений во всех вулканах одинаков: 95$ - лерцолиты и диопсидовые гарцбургеты, далее следу*» оливино-вые клинопироксениты, единичны верлиты и оргопироксениты. Помимо этой ассоциации в ряде экструзий и плаковых покровов, где пироко

представлены могикристы минералов, встречены обломки пегматоидшх тит/шавг-гивых (т.н. "черные") пироксенигов. Последовательность идиоморфизма минералов во включениях такова ко, как и в ищруэивнъс аналогах, однако ш включениях всегда устанавливается четкая ориентировка оптических элементов зерен минералов. Особенностью включений является т агате присутствие норфироввдных, микрогранулярных и ориентированных структур, указывающих на глубинные пластические деформации •

Специфика состава минералов включений выражается в повышенных содержаниях хрома, тигана, алюминия и натрия при повьшепной их магнеэиалмюсти, т.е. одновременное сосуществование гипербаэи-товой и базальтоидной тенденций. Все зерна минералов в одном включении одинаковы и гомогенны по составу, т.е. равновесны мееду собой. В составе клинощфоксена преобладает надеиговый компонент, но значительна доля эгиркнового, если рассчдаывать на него окисной железо. Минералы из различных вулканов близки по составу, исключал болео широкие вариации (8-20^ ог^о^ ) по хрому шпинелей.

В процессе работ обнаружены новые типы включений. К ним относятся шпянелевие лерцолитн с необычно высокой натровостыо (до 3$ На.*, о ) и хрошет остью (до 2,Сгпо3 ) клинопироксенов и шпинелей (до 40$ Сгг°з ) ПРИ пониженной их глинозеыистости. Эти особенности коррелируют с повышенной меланокраговостью (до 14,3$ ы«о ) вмещающих базальтов. К необычным типам относятся таете лерцоли-товые включения с прожилками габбро-норитов, имеющими в эальбан-дах зону заколки или пироксенитовые реакционные оторочки. Особый тип составляют включения пегматоидных верлигов с мелкими реликтами среднезернистьк лерцолигов.

В эксплозивных и керловых фациях вулканов широко распространены мегакристы (до 5 см) как минералов включений (оливин, пи-роксеш, шинель), так и вмецаюада базальтов (покеЕые шпату, амфиболы, елвды, магнетиты, ильмеииты, цирком, корунда). По составу они более железистые, титанистые и менее хромистые, чем аналоги из включений, которые иногда присутствуют в виде релитов в ядрах мегакрисгов. Кллногшроксены представлены титанистыми фассаи-тами (до 14% а12о амфиболы - калиевыми (до 2,355 к20 ) керсути-тами. Обнаружен ке^зеутит с аномально низкой (9,6%) железистостью. Есе зерна мегакристов гомогенны по составу, что объясняется фора

мированием их в зонах интенсивной циркуляции летучих.

Детальное изучение включений и щелочш« базальтов привело к открытию нового для Дальнего Востока типа оруденения. По рекомендациям автора выявлена промышленная россыпь сапфиров, гиацитов и ппинелеЯ, представляй?« мегакристы из пирокластики щелочных вулканов.

В целом, несмотря на то, что включения в щелочных базальтах не обнаруживают прямой вещественной связи с транспортирующей их порцией магмы, наблюдается постепенная направленная эволюция состава минералов в направлении: включения - мегакристы и их сегрегации - микролиты базальтов. Геохимическое же родство включений с базальтоидной магмой выражается в повышенных концентрациях "ба-апльтоидных" элементов («а, А1, Т1 ) в минералах включений.

2.3. УЛЬТРАОСНОВ!ШЕ ВКШШШ В ТШЕЙГОВЫХ (ОСТРОВОДШЫХ) БАЗАЛЬТАХ

Включения ультраосновных пород в толеитогых базальтах крайне редки, поэтому их природа представляет несомненный петрологический интерес. В изученном регионе они обнаружены только в тех вулканах Камчатки, которые приурочены к офиолитовым зонам -Авача, Коряк, Козельский, Еивелуч, Ключевской, Харчинский (Щека, 1978). В последнее время включения выявлены и на Курильских о-вах (Цветков и др., 1986), что позволяет предполагать здесь присутствие на глубине офиолитовдх комплексов.

Включения приурочены к жердовым и экструзивным фациям как основного, так и среднего состава. Вмещающие порода - типичные островодужные базальты, причем их состав не обнаруживает никаких связей с составом и ассоциациями включений. По данным количественного подсчета (180 обр.) включения представлены: дунигы -гарцбургиты - 58,9%; лерцолиты - 14,5%; верлиты - 3,9%; вебстерн-ты - 2,8%; клинопироксениты - 3,9; оливиновые и пироксеновые роговики - 7,2$; амфиболовые габбро и диориты - 4,4%. Структуры включений и интрузивных аналогов идентичны, исключая обилие оливиновмх роговиков, рассматривающихся автором как продукты дегидратации, серпентинитов.

Минералы включений представлены высокомагнезиоль"ыми, низяо-титанистыми хромистыми разностями, пироксен« бедны натрием и глиноземом, штапель соответствует хромитам троктолит-гарцбургото-

вой формации. В единичных образцах обнаружена и детально изучена высокохрошстая магнезиальная роговая обманка (С.Щека, Ж.Щека 1973).

Отсутствие корреляций мезду составами вмещающих пород и включений, детрографо-шнералогические и геохимические особенности последних сближают юс с породами троктолот-гарцбургатовой форлации.

2.4. ГАБВРСВДШЕ ВШЧЕНИЯ В ТСЙЖГОВЫХ (ОСГРОВОДШЖ) БАЗАЛЬТАХ

Габброидкые включения сироко распространены как в щелочных, так и в толаеитовых вулканах. В большнства случаев надекно устанавливается, что они предстдвляда ■ , отторсенцы mju габброидных интрузий, или метаморфического фувдшеота. Однако в ряде вулканов высокоизвестковистой магш получили развитие своеобразные крупнокристаллические обломки оливин-аяортитового состава, генезис которых вызывает острые дискуссии. Особенно шроко они распространены во всех островных дугах, pese отмечаются в океани- • ческих к. островных толеитах. Последнее обусловлено тем, что включения приурочены к эксплозивным и экструзивным фациям, что не характерно для подводных излияний. К началу работ автора (1967 г.) подобные образования были экзотичны и не привлекали доляного вшмашя. Однако в последующие года эта экзотичность обеспечила йы популярность, и сейчас они стали хорош изученными объектами. В дополнение к иэвестнш автором были обнаружены подобные включения на вулканах Авача, Кихпиныч и Камбальный (Камчатка) (Щека и др., 1968). Автором детально изучались включения Камчатки к Курил.

В' указанном районе включения приурочены исключительно к вулканам приокеанических частей дуг, где развиты высокоизвест-ковистые островодужнне толеиты. Включения появляются только на поздней, чаще всего послекальдерной стадии извараений. Помимо базальтов, они встречаются в кислой и средней пирокластике, однако в этом случае они или несут отчетливые следы реакции с расплавом (резкая зональность зерен плагиоклаза), или имеют оторочки и инъекции базальтового стекла, т.е. носителей кх была базальтовая магма. Особенностьювыещаицкх базальтов является резкое преобладание среди вкрапленников основного (76-100$ in ) плагиоклаза, что обуславливает обогащенность базальтов анортит о вым кошхонеигои. Кроме плагиоклаза во вкрапленниках присутствует гелезистый (18-

-35£ ра) оливин, юти но пироксен и магнетит. В соответствии с этим включения имеет существенно плагиоклазовый с примесью оливина, или трехшнеральный, пли плагиоклаз-пироксетавый состав. В этом гв направлении падает основность плагиоклаза и растет железистость оливина я пироксена в базальтах, т.е. налицо корреляции состава и парагенезисов базальтов и включений.

Своеобразие текстур и структур включений заключается в Р"хлой часто друзовой упаковке зерен во внутренних частях обломков, онругешых мелкозернистой оторочкой. Встречаются полосчатые или порфировые разности с пустотами, окруженными пегмато-идныыи выделениями. Наконец, нередки включения с радиально-ценгртчесюш расположением зерен оливина и плагиоклаза. Все эти особенности свидетельствуют об авгоноготости роста отдельных включений, исключающей простую аккумуляции эереН' и дристаллизацип на значительных глубинах.

По минеральному составу включения - существенно плагиокла-зовые породы с небольшой примесью оливина, включающего мелкие зерна хромита. Иногда возрастает доля клинопироксена, изредка полностью вытесняющего оливин. Часты разности с крупными сидэ-ронитовыш агрегатами магнетита. Всего одно включение содержит оргопироксен и роговую обманку (кроме перечисленных минералов). Плагиоклаз представлен исключительно анортитом - 90-100% Ли. Особенность его является оптическая и рентгеновская ра::упорядоченность, отсутствие зональности и постоянные примеси яелеза. Олив'.тн имеет умеренную яелезистость (18-30/5 ) и, как и в вулканитах - заметные содержания С а, И., Д1, Сг . Пиро ксенон свойственны повышенные делезистость (18-26®, глиноземистость и окисленность при умеренной натровости. Шпинель характеризуется повышенными яелезистостью, окисленностью а гитанястостью при умеренной хромистости. Магнетит представлен гомогенным твердил раствором, богатым А1, ме» V» Н1, Со, 2п,

Приведенная характеристика показывает, что несмотря на полнокристаллическое строение, оливин-аноргтоовыэ включения в отличие от интрузивных аналогов обладают высокотемпературныии ("вулканическими") составами и структурами минералов, что свидетельствует о необычности их генезиса.

2.3. ПРЕОБРАЗОВАНИЯ БАЗИГ-ГИПЕГЕАЖГОВШС ВШНЕНИЯ

При решении проблемы генезиса базит-гклербазитогах аключе-

ний в вулканитах до недавнего времени не удалялось должного внимания явлениям интенсивного преобразования включений как до попадания в транспортируюгцую магму, так и непосредственно в самой магме, хотя эти явления значительно искажают информацию о составе и состоянии исходного вещества включений. К настоящему времени многие из указанных явлений изучены, повтому автор ограничивается кратким очерком нал более редких из гои, обнаруженных в породах Дальнего Востока

Среди габброидных включений наибольший интерес представляюг случаи метаморфизма оливин-аноргитовых включений. В одном из шх,имеюа(ем лсгматовддае брекчированное ядро и мелкозернистую краевую оторочку, на контакте ядра и оторочки обнаружено про-килковидше выделение фистаажово-эеленого цвета. Изучение его под микроскопом показало, что оно представляет фассаит-шлинеле-вый сичплектиг. Поскольку новообразованная ассоциация является более плотной, чем первичная (01+Ап^^ ), можно полагать, что это обусловлено глубинным метаморфизмом включений, однако геологические наблюдения и термодинамические расчеты свидетельствуют об обратном. Симллектит развивается на контакте зерен оливина и анортита, т.е. по известной реакции 01+Р1-КРхчЗр . Мощность зонки возрастает к контакту с базальтом. В оливине и анортите • вдоль симплектитовой зонки резко сгуцаюгея газово-жидкие включения, что показано на ряде фотографий (Щека, 1983). Конечным продуктом- реакции являются фас сайт-анортит о вые (Ал 100) агрегаты. Соотношение Рв8»3р в симплекгите - 1,2:1, что соответствует практически изохимической реакции при инертных а.1, Са, щ и подвижных 31 и ь. Фассаит (А120э -9,9$; ОаО -23,94%) и шпинель (сг20 -0,0336) характеризуются высокой окисленностью (г" -72 и 48 соответственно). Согласно расчетам указанная реакция сопровождается выносом 1,38 ат.81 и 0,06 ат. На и окислением Уо . Поскольку содержащие эти элементы фазы не обнаружены в продуктах реакции, необходимо допустить их вынос с летучими компонентами, на что указывает чрезвычайная насыщенность минералов реакционной зонки газово-кидккми включениями. В случае появления кварца и альбита реакция метастьбильна: 1-900 С, Ргв.-18 хб, рО-10" гт., что противоречит сосуществованию самородного железа с окисленными шпинелью и фассаитом. Анализ всех приведенных факторов наряду с результатами моделирования втой реакции (рте. I ».) я

присутствием фассаит-ппинелевой ассоциации в близповерхностных роговиках и скарнах позволяет считать, что наблюдавшиеся явления вызваны не возрастанием давления, а десиликацией включений под влиянием своеобразного газового метасоматоза в условиях высоких температур и малых глубин, ч?о обычно в магмоподзодязр« каналах.

Помимо описанного случая в породах Камчатки и Курил широко представлены явления реакционного замещения включений в более кислых магмах, выражающиеся в замещении оливина и анортита- более кремнеземистыми, щелочными и водными фазами - ортопирок-сеном, аи$иболом, биотитом.. Обратная картина наблюдается в щелочных базальтах - плагиоклаз-пироксеновые парагенезисы сменяется- недосыщенными ЭЮ^ оливин-таинелевыми.

Гипербазитовые включения: подвергаются преобразованиям как ДО' попадания- в транспортирующую магму, так и при взаимодействии с ней.. Первый тип. преобразований выражается, в разнообразных деформациях пород и. прожилках,, секущих включения и срезающихся вмещающим базальтом., В глубинных включениях из, щелочных базальтов деформации имеют пластически'! характер, что выражается в отчетливой ориентировке- оптических элементов зерен минералов, отличающейся однако от- ориентировки зерен в магматических куцуля-тишшх породах- Включения в островодужкых вулканитах Камчатки несут следы крупных деформаций - трещины и микрозонки дробления, пересекающие несколько зерен, борозды и зеркала скольжения на поверхности образцов, столь свойственные серпентинитам.

Секущие включения прожилки обнаружены автором впервые. Среди них различаются проиилки магматических пород и метасомати-ческие зонки. Во включениях из щелочных базальтов преобладают прояилки- шпинель-оливиновых клиногшроксенитов, единичны - габ-бро-норитов и ортопироксенитов. Секущий характер прожилков доказывается наличием апофиз от прошшгов и срезанием зерен минералов вмещающих лерцолитов границей прожилков, в которых минералы имеют иную ориентировку. Как прожилок» так и его контакт с лерцолитом обрываются сановной массой базальта, т.е. в таком состоянии включение было захвачено ыагиой. Какие-либо изменения во- вмещающем лерцолите на контакте гипербазитовых прожилков отсутствуют, что свидетельствует об образовании прожилков в условиях высоких температур и давлений. По зернистости прожилки не отличаются от

вмещающих лерцолитов и во всех случаях имеют полиминеральный состав, что подчеркивает их магматическую природу. Более крупные фрагменты прокялков встречаются ввиде самостоятельных обломков (т.н. "зеленые пироксениты").

Минералы прожилков характеризуется несколько повышенными же-лезистостью и тиганистостью при пониженной хромистости и сохранении натровости в сравнении с аналогами из вмещающих лерцолитов, т.е. они обнаруживают тенденции, свойственные минералам более поздних магматических фаз в гипербазитовых интрузивах.

Двупп рсксеновые габброиды является одним из обычных типов включений'в щелочных базальтах, однако в двух вулканах (Нежинский, Лодгелбако^ный). они обнаружены ввиде прожилков в лерцолитовых включениях. На контакте габбро-норитов с лерцолитами обнаруживается зонка реакционного взаимодействия с пироксен-шпинелевым сим-плектитом.'В другом случае габбро-норит окружен мощной реакционной зоной ортопироксена, что отмечается в большинстве габбро-гиперба-зитовых интрузивов (Щека, 1969). Особенностями лерцолитов этих включений являются пониженные натровосгь и хромистость и повышенная титанисгость клинопироксена.что свойственно и пироксену габбро-норитов, исключая повышенную (1,64% Ка20 ) его натровость. Эти особенности наряду с низкой основностью и повышенной калие-востью плагиоклазов, однообразием состава прожилков габбро-норитов в различных- частях земного шара могут указывать на их родственность с вмещающей базальтовой магмой, а сосуществование плагиоклаза с оливином - на прорывание блоков лерцолитов габбро-норитами на умеренных (ниже 7 кбар) глубинах. Прожилки во включениях из островодужных базальтов Камчатки представлены такими же разностями, что и в щелочных аналогах, однако составы их минералов характеризуется отчетливыми иодоглубинньвш толеэтОЕЫМи тенденциями.

Многочисленную группу составляют прожилки и зонки, обнаруживающие признаки мегасоыатического образования. Они представлены или мономинеральными пироксеновыми разностями, или в ядре сложены клинопироксеном, а в контакте с лерцолитом (гарцбургитом)-оргопироксеном. Пилы и зоны имеют пегыатоидное сложение и содержат реликты вмещающих лерцолитов. Минералы прожилков и зонок по составу отличаются от аналогов из лерцолитов пониженной хромис-тостью и повышенной глиноземистостью при сохранении той же нат-

ровости, что и в лерцолитах. В заключвю:й отмстим, тго материал прожилков и вмещающих лерцолитов подвергается одновременно разнообразным изменениям под влиянием транспортирующей базальтовой магыы.

Преобразования гипербаэитошх включений а базальтовой магме сводятся к их перекристаллизации, растворению и плавлению. Интенсивность воздействия базальтовой магмы на включения определяется временем их соприкосновения в малоглубинных условиях. Включения в эксплозивных и. лавовых Фациях вулканов практически лишены продуктов их переработки вмещающей магмой. 3 экструзиях, перловых фациях и субвулканических телах включения несут следа взаимодействия с ачещающей магмой. Первой стадией изменения является растворение включений, что выражается в округлении очертаний их зерен, образовании "заливов" вдоль границ зерен на контакте с вмещающим базальтом. В дальнейшем наблюдается перекристаллизация зерен с обогащением их краев элементами вмещающей магмы -Ре, п, д.1, мп и выносом Ме и Сг . Вокруг отдельных зерен -фрагментов включений в основной массе базальта формируются зональные кристаллы, края которых по составу отвечахгг микролитам основной массы. При значительной дезинтеграции включений базальты приобретают пикритовый облик, однако стекло в них имеет первичный базальтовый состав. Включения в островодужных базальтах Камчатки окружаются реакционными оторочками роговой обманки, иногда -габбро-норига. В этих же включениях широко проявлены процессы дегидратации серпентинитов, выражающиеся в образовании оливино-вых роговиков с высокомагнезиальными (ра 7) оливином и окисно-железистой хромшпинелыо.

Процессы плавления затрагивают только моноклинный, редко -ромбический пироксены. Они приводят к преобразованиям их в агрегат новообразованного пироксена, лишенного "базальтовой" компоненты ( А1, 1Га) и лейкократового стекла (фонолитового или липарит о вого) , причем этим процессам подвергаются не только минералы включений, но и ыегакристы из щелочных базальтов.

3. 5ЛШДНЫЙ РЕКИ БАЗИТ-гаПЕРБАЗИТОВЬК НАГЛ

11а основании хромэтографических анализов газов иг газово-жидких включений в минералах и зоццовых анализов солевых пленок сделана попытка оценки газово-флюидного режима базит-гипербази-товых магм (Щека, 1933). Использованный материал включал образ-

ци из рудоносных Си, От, Cu-Ni ) интрузий и всех изученных типов включении в базальтах.

В минералах хромитоносных интрузий троктолят-гарцбургитовой формации среди солевых остатков преобладает ЛаОХ при незначительной доле КС1 и CaSO^ . Газово-ясидкие включения в минералах ти-танояосных интрузий габбро-вфрлитовой формации характеризуются обогащением Иа^со^ со следами сасо, и CaSO^ . Б интрузивах с сульфидным Си-Ni -орд&нением-габбро-кортландитовой формации солевой остаток представлен хлоридами на и к , в незначительной мере - CaCOj и-^oCOj •.'Дерцошгтовые включения в щелочных базальтах несут (в шрадке•■•убывания) îiaCi, Kci, К2304• CaS04 ' т0ГДа> как их аналоги из толеитовых'базальтов содержат исключительно ИьСХ . Таким образом, общим для флюидов различных базит-гиперба-зитовых магм (исключая титанокосные) является преобладание хлорида Ко. в различных комбинациях с хлоридами к , карбонатами и сульфатами. Титаноноскые интрузии формируются при преобладающем участии карбонатных флюидов. Обращает внимание отсутствие карбонатов во включениях из щелочных базальтов, с которыми свя&аш карбонатиты, и серы - в сульфвдопосных интрузиях. По валовым содержаниям в безрудных породах отмечается обогаценность бором троктолит-гарцбургитовой формации, фосфором и фтором - габбро-верлитовой, серой - гзббро-коргландитовой.

Среди газов включений в минералах во всех образцах превалирует (> 55%) Н20, однако не исключено ее появление за счет частичного окисления Н2 при остывании магматического тела. В пересчете на безводный состав в минералах интрузий главенствует COg (73-9955), в минералах включений в базальтах - СО и Н^ Доля сн+ и N во всех образцах низка - 0,1-2,2% < сн4 ). 0-6,8% С Kz 3-На диаграмме С-Н-0 (рис. 4) точки составов газовой фазы всех изученных комплексов (включая и Те -метеориты, и лунные породы) располагаются вдоль линии С02-СН4 , и лишь алмазоносные кимберлиты и «ейьгечеты группируйся по лиши со2-н2 , смещаясь к последней координате. По линии со2-сн4 наблвдаегся последовательное окисление флюидов в порядке: включения - близповерхностные интрузии - глубинные интрузии, т.е. окислительное состояние флюеда определяется преаде всего глубинность» и температурой кристаллизации магмы, а не первичной ее специализацией. Последнее можно предполагать для алмазоносшх пород и щелочных .меймечитов. Б целом можно отметить, что наиболее высокотемпературные С*.е.

со

с.

сн4

Рис. 4. Состав газовой'фазы включений в минералах базпт-пшербазитовых комплексов.

1-2 - оливины из кимберлитов (I) и меПмечигов (2), 3 - пи-раксоны из гтербазитових включений в юшборхитрх и меймечитах, 4 - алмазы, 5-6 - поля составов газовой фазы интрузивных пород (5) и алмазоносных кимберлитов (б).

близкие к первичным) магмы обогащается или метаном, или водородом, которые при длительной кристаллизации магмы в условиях земной коры окисляются до воды и углекислоты.

М::наралсго-гсохк?гичесиио особенности пород характеризуют с одной-: стороны. исходны,!' состав магм, с другой - определяются сирокии многообразием условий их кристаллизации. Действие этих двух факторов зачастую противоположно,, что заставляет проводить минералого-геохташческие корреляции, только однокмешшх типов пород, кристаллизовавшихся в сходных термодинамических условиях. Материалы по минералогии и геохимии базитов и пшербаэитов Дальнего Востока очень обпирны, поэтому в данном разделе приводятся лишь характеристики, дискриминирующие наделенные комплексы.

4. ШЕРМОГО-ГЕОШШЕСКИЕ АНАЛОГИИ БАЗИТ-ГИПЕРБШГОЕЖ ИНТРУЗИЙ И ВКШЕНИЙ

4.1. УЛЬТРАОСНОВШЕ ПОРОДЫ

По количественно-минеральному (и нормативному) составу че-тырохтацеральные (01+2?х+Зр ) породы всех формаций и включений практически одинаковы, что лишний раз подчеркивает их эвтектически (а не кумулятивную или реститовую) кристаллизацию из расплава. Более того, подсчет количественных соотношений этих пород и сопровождающих их жильных образований (одно-двух-трехминералькьос пирсксенигов) в массивах троктоякт-гарцбургитовой формации и во включениях из щелочных и островодужных базальтовдов дает одинаковые пропорции. Веряигы и пироксениты, равно как и меймечоты, и пикриты габбро-верлитовой формации и "плагиоклазовой" части -троотолиг-гарцбургитовой формации показывают широкие вариации минерального состава, что, очевидно, свидетельствует об их ко-тестичеекой кристаллизации. Породы габбро-кортладитовой формации, кристаллизовавшиеся при высоком давлении воды, характеризуются как разнообразием минеральных парагенезисов, так и широкими количественными вариациями минералов.

Состав минералов в породах каздого комплекса специфичен (табл. 2-4). Оливин трокголит-гарцбургитовой формации и включений в островодужных базальтоидах идентичен и характеризуется пониженными желеэистость» и кальциевость». В таких же включениях из щелочных базальтов при близком валовом составе оливин обогащен кальцием и содержит примеси Ti, АХ и Сг . То же самое характерно й для оливина габбрэ-верлитовой и габбро-корглаадитовой формации при более высокой келезистости. Такие же тенденции, т.е. возрастание базальтоидного компонента, отмечаются и для пирок-сенов, причем в них резко меняется поведение хрома и титана -с возрастанием щелочности (и железистости) магм хром вытесняется титаном. Исключением являются включения в щелочных базальтах, пироксены в которых при высокой магнезиальности обогащены одновременно Сг и Ti . Наиболее специфичны хромшпинелиды и магнетит ы изученных комплексов. Общими особенностями хромшпинелидов являются нарастание железистости титанистости с ростом целоч-. ности магм. Составы шпинелидов из интрузий троктолит-гарцбурги--товой формации и из включений в островодужных базальтах совпадают,- в то время как из включений в щелочных базальтах не имеют аналогов по низкой хромистости и желееистости. В породах габбро-верлитовой формации наблвдается непрерывный ряд от железисто-

Рис. 5. Распределение составов хромплинелидоо базит-гипер-базитовых интрузий и включений в координатах Ре-Сг-А.1 (средние составы).

1-3 - толеитовые меймечиты: I - докембрийские (все), 2 - мезозойские (Камчатка), 3 — кайнозойские (о—в Горгона); 4-5 — расслоенные массивы: 4 - Великая дайка Родезии, 5 - Лукивда (Столовый хребет); б - гипербазиты трогоолиг-гарцбурготовых интрузий и включений; 7-11 - гипербазиты габбро-верлитовой формации (7-9 -щелочной, 10-1I — толеитовый ряд): 7 — меймечиты Сихотз—Алиня и Японии., 8 - меймечиты Маймеча-Котуйской провинции, 9 - дуниты Гулинской интрузии, 10-11 - перидотиты Саратовского (10) и Мало-Ашкинского (II) массивов (Урал); 12-13 - кортландиты (12) и мед-но-никелевые руды (13) габбро-коргландитовой формации (Камчатка, Приморье, КНДР); 14 - лерцолиты включений в щелочных базальтах Дальнего Востока.

хромистых хромитов в глубинных интрузиях до высокотитанистых хромы агнетитов в субвулканических телах. Еесьыа специфичны шпи-нелиды никеленосной габбро-коргландитовой формации, которые обогащены гп (до 16$ гпО ) и у (до 2,5/5 ). Среди них в ассоциации с гранитом обнаружены хромиты без А.1 и Ке . Расчэгг методами многомерного мат анализ а положения составов шпинелидов из базитов и гипербазитов в пространстве Уе-Сг-Д.1 показал (рис. 5-), что все многообразие формирует криволинейную поверхность,

Таблица 2

Средние составы ояявииов и оргопяроксенов из интрузивных перздодаов и включений

Компо-

Оливины

Оргопироксены

ненг 1(32) 2(18) 2'(28) 3(36) 4(12) 5(86) 6(34) 1(38) 3(76) 4(12) 5(74) 6(1)

зю2 40,32 40,68 39,92 39,82 41,12 40,86 38,64 55,20 53,77 55,73 53,45 53,90

ТЮ2 - 0,02 0,02 0,05 - 0,02 0,08 0,04 0,19 0,02 0,14 0,25

А12°3 ТеО - 0,05 0,06 - - - 0,05 3,02 3,42 1,87 4,99 2,38

8,34 9,68 11,34 15,62 8,26 9,82 20,21 6,31 11,90 б,46 6,60 14,82

ЫпО 0,21 0,27 0,29 0,10 0,18 0,31 0,39 0,12 0,23 0,17 0,18 0,46

МвО- 49,88 49,02 48,75 44,62 49,52 48,12 39,47 33,42 29,42 34,31 ' 32,54 25,44

СаО 0,02 0,02 0,13 0,09 0,05 0,31 0,28 1,18 0,94 0,62 0,86 0,62

Не^О - - 0,02 - - 0,04 - - 0,03 - 0,31 0,34

к2о - - - - - - - - - 0,12 0,13

Сг203 - 0,02 0,04 0,04 - - 0,05 0,42 0,42 0,34 0,34 0,09

Сумма 99,77 99,76 99,57 100,34 99,12 99,48 99,17 99,71 100,32 99,52 99,53 98,42

X 8,6 10,0 11,5 16,3 8,4 10,£ 22,2 9,'6 18,8 "9,6 10,3 24,6

Примечания. 1-3 - .формации: I - троктоли.-гарцбургитовая, 2 - габбро-верлитовая (2'. -щелочной ряд), 3 - габбро-корглавдитовая; 4-6'- включения: 4-5 - гипербазитовыз в острово-дужных (4) и щелочных (5) базальтах, б - оливин-аноргитовые.

Таблица 3

Средине состзеы ялинопирокс енов н шпинелей из интрузивных перидотитов и включений

Което-

Кли нопиро ке ены

Шпинели

нент ШР) 2(7) 2К32) 3(28) 4(12) 5(82) 6(28) 1(46) 2(33) Д(13) 3(128) 4(6) 5(56) 6(3)

зю2

ТЮ2

А1203

?е20,

ТеО '

ИаО

ЫйО

СаО

Ка^О

к2о

Сг203 Суша г

52,45 51,60 50,67 51,70 51,74 51,05 49,76

0,06 0,12 0,42 0,62 0,02 0,61 0,52

3,06 3,70 4,4В 3,31 2,12 6,84 4,84

0,41 н.а. н.а. н.а. 0,07 1,34 3,35

2,27 6,44 8,62 5,03 2,78 2,13 4,90

0,01 0,12 0,16 0,11 0,05 0,09 0,17

19,15 15,60 14,80 16,10 20,72 16,12 14,88

20,25 21,22 19,88 20,98 20,87 19,44 20,51

0,27 0,36 0,44 0,40 0,25 1,57 0,40

0,05 0,08 0,16 - - 0,08 0,10

1,00 0,34 0,17 0,08 0,89 0,78 0,09

98,93 99,58 99,20 99,34 99,51 100,05 99,92

7,4 18,8 24,6 15,2 7,1 10,3 23,0

0,06 0.32 0,88 0,63 0,08

12,84 26,34 22,31 23,30 20,88

1,34 5,18 12,68 2,29 5,08

21,42 21,19 18,32 24,80 13,08

0,12 0,38 0,46 0,39 0,09

14,32 8,12 6,31 6,66 14,68

49,34 44,56 38,42 40,06 46,00 99,46 99,09 99,38 99,62*39,89 43,6 66,3 72,5 63,6 40,3

0.19 2,82 55,74 20,64 1,30 16,21 11,69 20,14 0,10 0,32 20,68 11,18

10,72 28,72 100,42 99,83 24,3 63,6

2 включения 2,47^ гпО

именуемую в физико-химических моделях "катастрофой сборки". Этой поверхностью обычно описывается различные энтропийные функции систем, что позволяет предполагать, что область состава природных магматических нпинелидов определяется в первую очередь не концепт рационными, а термодинамическими параметрами магм. Специальными исследованиями распределения микро- и макроэлементов в магнетитах всех формации (Щека и др., 1980) показано, что по мере нарастания щелочности маты наблюдается смена "гипербазтоо-вого" парагенезиса элемегоов (Ш-Ст-Со ) щелочно-базальтовым (и-Кп-гг ). Среди вторичных магнетитов обнаружены редкие разновидности с высоким (до 6%) содержанием ЭЮ- (БЬоЬека et а1., 1977).

Изучение распределения макро- и микроэлементов мезду сосуществующими минералами гилербазитов (Щека, 1977) показало, что ведущими факторами этого процесса является наравне с температурой щелочность магм и фугитивность кислорода. Наибольший интерес представляет распределение хрома между клинопироксеном и хрокапинели-дом. На графике 1р Крх-ф Зр-выделяется "интрузивное " поле с высокой хромистостью шпинелидов и низкой - пироксена и поле яерцоли-товых включений в щелочных базальтах, где соотношения хромистостк обратные.

4.2. ГАББРШда

Из габброидньсс аналогов интрузивных пород в работе рассматривается лишь оливин-анортитовые включения. Основным отличием этих пород от троктолитов троктолит-гарцбургитовой формации является шсокая келезистость оливина (Ра 18-29%) при высокой ( Ал 92100$) основности и разупорядоченности структур плагиоклаза. На графике (рис. 6) отчетливо видно, что основность плагиоклаза и келезистость оливина в глубинных интрузиях троктолитов отчетливо коррелируют, в то время, как во включениях келезистость оливина варьирует независимо от основности плагиоклаза. Подобная же зависимость обнаружена и в близповеркностных интрузиях порфировидных троктолитов в южном обрамлении Сибирской платформы (Б&лыкин и др., 1986), что поззоляет идентифицировать эти образования.

5. ТЕгаодаНАШЧЕСЮЙ РШШ БАЗИГ-ГШЕРБАЗИТОБЫХ МАГИ М БШНЕНИЙ И ПРОБЛЕМЫ ЩГРОГЕНШСА

Обилие экспериментальных данных и эмпирических петрологичес-

An too

>+Vi -xx* *

+ ++V

+ +

ft? "1

20 X2

Рис. 6. Корреляция составов сосуществующих оливина и плагиоклаза из базит-гипербазитовых интрузий и включений в базальтах.

I - оливин-аноргитовые включения; 2 - мелкоглубинные и 3 -глубинные дунит-трокголитовые интрузии южного обрамления Сибирской платформы.

ких индикаторов позволяет сделать приближенные оценки термодинамического режима выплавления и кристаллизации магм основных типов эффузивно-интрузивных формаций и аналогичных км по составу включений.

5,1. ТРОКГОЛИТ-ГАРЦБУРГИГОВАЯ ЭДЕШЩЯ

Температуры кристаллизации пород этой формации определялись ляль для двупироксеновых разностей по термометру П.Р.Уэллса (Wells, 1977). Следует отметить, что кристаллизация шроксенов лишь для основных пород характеризует ликвидусную стадию. В га-пербазитах ликвидусными минералами являются шпинель и оливин, температура кристаллизации которых, судя по экспериментальным данным, на 40-90°С выше шроксенового солидуса. Полученные зна-чегсш колеблются в пределах: гарцбургиты и лерцолзггы 1220-Ю20°С; вебстернты-верлтаы - 1100-980°; трокголиты - габбро-но-ряты - 1150-950°. Такие значения должны считаться несколько заниженными в сравнении с величинами для "сухих" составов. Данное

противоречие может бить объяснимо лишь влиянием летучих компонентов. Ви ю время основные летучие компоненты, резко снижающие температуру расплава - Р, р, н20, со2, в, в породах этой формации находятся в ничтожных количествах. Особенностью пород формации пвдяотся низкая окисленность минералов. Первичный магнетит в породах отсутствует, окисленность пяроксеноэ и шинелидов (?«< ) всегда ниже 15$, изредка появляются самородные К1, Ре, Си . Все это свидетельствует о восстановленном характере летучих компонентов троктолит-гарцбургитовых магм. Оценка рОг для полученных температур по шпинелидам дает значения ат. Можно полагать, что такими компонентами являлись СН^ и Н^, однако при анализе газово-жидких включений в минералах этой формации (см. 3) выявляется преобладание СО^ и Н^О, хотя доля Нг, и СН^ несколько вше, чем в минералах других формаций. Кроме того, в наиболее поздних дифференциатах этой формации (габбро, габбро-норитах) появляются амфибол и магнетит. Подобный парадокс, очевидно, объясняется лишь длительной кристаллизацией магм в близповерхлостных условиях, когда при снижении температуры и возрастам фугитивюсти кислорода первичные Н^ и СК^ окисляется до Н^О и СО^. Поэтому можно считать, что некоторое понижение температур магм троктолит-гарцбургатовой формации объясняется повышенным давлением в шх водорода и метана.

Корректная оценка глубинности магм этой формации затрудняется отсутствием в породах, соответствующих ассоциаций минералов, поэтому она весьма приближенна. Во-первых, как в контактовых роговиках, так и в ксенолитах всегда отсутствует гранат. Во-вторых, в большинстве массивов породы расслоенной серии секутся субвулканическими оливин-плагиоклаэовыш долеритами, являющимися комаг-матами троктолитов и оливиновых габбро. Все эти факты, наряду с обычным присутствием в породах парагенезиса оливин-плагиоклаз позволяют у!'в ер-дат ь, что кристаллизация троктолит-гарцбургитовых магм протекала в оливин-плагиоклазовом поле, т.е., при давлениях ниже 7 кб. Глубина выплавления троктолит-гарцбургитовых магм в природе не известны, поскольку реликтовые высокобарные минералы в них не обнаружены. Судя по экспериментальным данным и поло-же1шю геотерыы в рифтовых зонах, их выплавление возможно при давлениях не менее 7 кб. Наблюдавшиеся в вулканах Камчатки и Курил ксенолиты пород формации в базальтах практически не претерпевают

изменения петрохимических характеристик сосуществующих минералов (за исключением серпентинизяро ванных разностей), поскольку температуры их кристаллизации и вмещающей магмы близки (1100-1200°). Ксенолиты захватывается на небольшой глубине (на вулкане Авача 5-7 км), поэтому не содержат высокобарных фаз. Находка их з вулканах островных дуг является прямым указанием на присутствие на глубинах офиолитсвого фундамента, не выходящего на поверхность

Подводя итог, отметим, что магмы этой формации являются бесспорно мантийными образованиями независимо от формирования зоны спрединга на континенте или в океане. Полная идентичность их состава в океанических и континентальных областях говорит о единстве исходного мантийного вещества. Расслоенный характер интрузивов и преобладание в ассоциации базальтов, долеригов, габброидов над гипербазитами указывают на базальтоидный состав исходной маг-га. В то яе время наличие самостоятельных массивов троктолитов и гарцбургитов свидетельству от об автономном существовании ? аккх же расплавов. Как и ранее (Щека, 1969), автор склонен объяснять это ликвацией исходной магмы на плагиоклазовый и пироксен-оливиноиый компоненты.

Следует также отметить, что рассмотренные ранее оливин-анортит о вые исключения фактически являются своеобраз(пяда т родолитами, однако они относятся к производным толеит-островодужной магмы, отличающейся от толеит-океанической повыпенной яелезистостью и низкими концентрациями хрома и никеля. Кристаллизация включений протекала в оливин-плагиокдазовом поле (<17 кб.) при температурах 1200-1220°С. Встречено одно пятиминеральше включение (01+Р1+ ОРх+КРх-^р) , что свидетельствует о кристаллизации его на линии 01+Р1— 2Рх+Яр (Г-1050°С, Р-7-8 кб.). Кроме того, в минералах включений часты включения стекла, состав которого полностью соответствует составу вмещающих базальтов. В таких стеклах в одном из образцов В,В.Ананьевым (Ин-т Вулканологии) наблвдалось выделение ассоциации високоглиноэемистых (9-11% ) гшроксенов и шинели, т.е. кристаллизация этого включения начиналась в 01-поле и при снижении температуры завершалась в 2Рх-Эр поле. Перечисленные факты показывают, что максимальные глубины кристаллизации оливин-анортитовых Ьключений достигали границы оливин-плагиоклазовой и двупироксен-шпинелевой фаций. Минералого-геохи-.¡кческие и термодинамические аналогии этих образований с подоб-

ными интрузиями и ликвидусными фазами вмещающих базальтов позволяет, рассматривать их как продукты глубинной кристаллизации вме-д;авдсй остро водужно-толеотовой марш.

5.2. ГАЕБРО-ВЕРЛИТОВАЯ ¡бОШВДЯ

Оценка температур кристаллизации пород габбро-вердиговой формации затрудняется отсутствием в них ортопироксена. Поэтому полученные значения единичны и одинаковы для лерцолитов (1000920°) и габбро-норитов. Более высокие цифрл (1400-1200°) приводятся доя ыеймечигов и пикритов по гомогенизации расплавных вклю-д чений, однако соответствие их реальности вызывает сомнение. Габ-бро-верлиговые магш насьщены такими летучими ко машет? ели, как Р, Р, 1Ьо, СО| и кристаллизуются в поле магнетита (Т-900-Ю000, pDj-IO'^-IO ат.), что должно приводить к понижению их температур.

В пределах изучаемой территории широко развиты пирокласти-ческие, эффузивные и субвулканические проявления габбро-верлито-вого магматизма, часты переходы интрузивных верлитов и габбро в меймечиты и долериты, что однозначно определяет иелкоглубинность этой формации. Максимальные глубины выплавления этих магм определяется находками включений пкроповых лерцолитов и их фрагментов в эксплозивных 'фациях, что дает значения не менее 17-19 кб. В то se время толектовае производные габбро-вердктовой магш не известны в океанах и приурочены исключительно к окраинам современных и палеоконгиненгов, что и определяет геодинамические особенности этого ряда формаций.

Особого внимания заслуживает щелочной род формации. С интрузиями здесь ассоциируют щелочные и толеитовые базальты, аналогичные породам океанических островов, заведомо ровдаициеся в мантии. Включения в тагам базальтах океана и зоны перехода океан-когаинеот одинаковы и на имеют аналогов среди интрузивных пород. Эти различия выражается прегаде всего в низкой хрошстости шинели при высокой хромистости пироксенов (Щека, 1977). Причина этого не ясна и скорее всего имеот концентрационный характер.

Экспериментальные исследования показывают (Dickey, Yodar, 1976), что обмен Сг мезду шпинелью и клкнопироксенои ни от давления, ни от температуры не зависит. Отличия двух полей заключаются в повышенной натравоети пироксенов включений, что позволяет предполагать, что переход Сг из шпинели в пироксен определяется

высокой активностью натрия при форсировании включений из щелочной марш. Температуры кристаллизации лерцодаговых включений колеблются в пределах 980-П20°С. Среда них преобладают шгоше-левые разности, единичны включения с плагиоклазом, графитом и гранатом, что определяет поле давлений в пределах 7-19 кб. В одном из включений наблвдалось замещение шинели пироповым гранатом, что указывает, по мнению автора, не на повышение давления в процессе кристаллизации, а на снижение температуры и переходе равновесия через линию Зр-йа.

Все перечисленные особенности гипербазитовых включеш1й в ще-ло.чных базальтах позволяет рассматривать их как продукты глубинной кристаллизации щелочной магмы, В связи с этим геохимическая и металлогеническая специфика маги щелочного ряда габбро-верлито-вой формации объясняется не особым типом кори, а фракционным выплавлением их из мантийного субстрата при участии кислотных флюидов (Р, 1? ), обуславливающих широкое распространение процессов ликвации.

5.3. ГАНБРО-КСРГЛАЩЩТСВАЯ ЙОЕМЩЯ

Как указывалось ранее (1.3), для габбро-корглаадитовых магм карактерен значительный температурный интервал кристаллизации, эбусловленный повышенной насыщенностью иг летучими компонентам, полученные по двупироксеновому термометру температуры колеблются в гипербазитах в пределах 1150-980°, в габброидах - 9ВО-7450, Наиболее низкие значения (745°) показывают амфибояовые габбро-но-зиты, Интервал кристаллизации в одной породе - 925-1150°.

Своеобразием шкеленосных кортландитов является отсутствие тервичного магнетита, очень низкая окисленнссгь ликвидусной кпи-[ели и постоянное присутствие ильменита, графита, муассанита, по свидетельствует о кристаллизации магм в поле стабильности ?дстита и графита, которые для данных температур и давлений ;См. далее) сосуществуют в узком интервале фугигивности кислорода - 10"^-10" атм. Легкий состав углерода ( ¿С 3-21-24%о) 1адежно указывает на углеводородный его источник, свойственный зрганике вмещающих пород, равно как зосстанозлекие сульфатной ;еры из ксенолитов до сульфидной в магмэ яртводат к 31 ютелько-«у ее "облегчению" (от до ¿'5 340-43%о) под

ииянием водорода. Именно восстановленным характером кортланди-•овых магм и обусловлена аномально высокая железистость шпине-

лей при умеренной железистое™ магм. Эти же факторы определяет сульфидина рудоносность формации, что доказывается отложением; сульфидов Ре, Си, Kl ввиде кайм вокруг гнезд графита. Постоянное сосуществование в породах, амфиболов, биотита, графита, муассанита и сульф)Идов указывает на высокое давление воды во флюиде, что при низкой фугкгивности кислорода и по вишенном общем давлении должно расширять поле устойчивости метана и сероводорода. При этом равновесный с графитом и виститом флшд должен быть существенно водным (Ballhaus, Stumphl, 1 985).

Повышенная глубинность кристаллизации массивов формации определяется обычным присутствием граната в контактовых роговиках и ксенолитах, появлением среди них парагенезиса гранат-оргопирок-сен-плагиоклаз-кварц. Последнее позволяет оценить глубинность габбро-коргльндитовнх массивов по геобарометру Р.С.Нылонь (Newton, Perkins,1982). Полученные значения составляют 6,5-8 кб. В то же время вмещающие песчано-глинистые сланцы по удалении от массива на 200-500 и практически не несут следов г/етаморфиэма, а мощность толщи не превышает 5-7 км. Подобный гарадокс может быть объяснен лишь значительным стрессовым боковым павлением при, низких температурах метаморфизма, когда равновесные повышенному давлении парагенезису появляются лишь в зонах контакта пород с высокотемпературными богатыми летучими расплавами, что ускоряет • реакции перекристаллизации.

Специфика термодинамического режима магм габбро-кортланди-товой формации - повышенные давления при кристаллизации и водно-восстановленный режим флюидов,определяют их минеральный состав и металлогению. Значительная глубинность интрузивного очага приводит к отсутствию в составе формации трокголитов, т.е. парагенезиса 01—Pi , и преобладании кортландитов, габбро и габбро-нори-тов. Повышенные давления воды и восстановительные условия резуль-тируюг появление парагенезиса глиноземистого паргасита с оливином, шпинелью и шроксонами при отсутствии первичного магнетита, а шш-. нель практически не окислена. Обводненность расплавов определяет длительность температурного интервала ликвидус-солидус (1150-925°С), что сопровождается значительным изменением состава минералов в процессе кристаллизации, особенно аи$иболов, проявляющимся как в зональности зерен, так и в появлении зерен одного минерала различного состава. Длительная эволюция магмы на значительных

глубинах в условиях закрытой системы приводит к мобилизации летучих компонентов из вмещающих пород, сопровождающейся более со-верзенной экстракцией рудных составляющих из силикатного расплава. Поэтому приуроченность сульфидоносных габбро-корглавдитовых магм к черносланцевым осадкам, богатым водой, органикой и серой, становится очевидной. Б связи с этим, не исключено, что сульфидно-никеленосные магмы являются первично-мантийными, однако внедряясь в условиях окраишю-конгинeitrальных рифтов, спрединг в которых комлйсируется интенсивным сносом с прилежащих континентальных блоков, они конгамишруются сиалическим материалом (калием, барием, рубидием, углеродом, серой), приобретая геохимические черты коровых i агм и сульфидную рудоносность. Особенно наглядно это проявляется в Норильском районе, где все шкслсносные интрузии валогают в угленосных и гипсоносных тпящах, а массивы в трапповой толще несут липь о кислое келеэооруденснке. А.А.Маракуаевым (I9G8) убедительно показано, что в месте прорывания угленосных пластов никеленосной интрузией последние поглощаются ею и исчезают из разреза. Исходя из этого, поиски сульфидно-никелевых руд (крупных концентраций) в зонах с вулканогенным фундаментом нужно считать безрезультатными.

В заключение отметим, что выделенные формации отражают существование нескольких генеральных типов магм, однако первичной и наиболее крупнообъемной является толеит-океаническая магма, возникающая в мантии под влиянием глобального потока углеводородных флюидов. Именно экзотермическая реакция окисления этих флюидов в зонах разуплотнения (спрединга) вызывает плавление мантийного материала. Громадные объем этих магм и однородность состава убеждают нас в том, что мантийный материал имеет толеитовый состав. В то же время в мантии же зарождаются и щелочные магмы (судя по океанам), которые млеют незначительные объемы и контролируют зоны глубинных линейных разломов. Особенности химизма и металлогении (обогащение К, Rb, Ва, Sn, TF ) этих маги вполне увязываются с кислотным фосфорно-фгорньм составом их флюидов. Чем вызвано появление в м&1»тин линейных зон фильтрации фосфора и фтора - остается загадкой, однако незначительность их объемов свидетельствует об ограниченности концеэтраций к, Rb, Ва, Sn, TR и других некогерентных элементов в голеитовом мантийном субстрате. Появление толеитовых магм габбро-верлитовой формации, переходных

по составу от троктолит-гарцбургитовых к цепочным, свидетельствует о проме;;:уточнсм характере процессов ощелачивания первично-мантийных толеитовых магм. Приуроченность таких магм к окраинно-кон-тинентальным зонам с переходным типом коры может указывать на участие последней в процессах трансформации первичного состава магм. Это особенно наглядно прослеживается на примере сульфидо-носных магм габбро-кортлащитовой формации, и на всех последующих этапах.магматизма, протекавших в зонах с континентальной корой. Базитовые магмы здесь уже заметно обогащены калием (монцо-нитоиды, континентальные толеиты), а среди кислотных компонентов начинают преобладать бор и сера (турмалиновые, датолитовые, суль-ф11дные месторождения). Наиболее продуктивные магматические (и гидротермальные) комплексы (никеленосные, оловянные, золотоносные) приурочены к черносланцевым толцам, богатым водой, фосфором, серой и углеводородами. Все ото приводит к выводу о том, что не контаминация основных инертных элементов - кремния и алюминия, а обогащение летучими кислотными компонентами, резко меняющими кислотно-основные (и окислительно-восстановительные) свойства первичных магм, определяют геохимические характеристики и рудоносность первичных расплавов. Эти изменения тем значительнее, чем выше кислотность летучего компонента. Однако несомненно, что только ?толеит-океаническая" магма является первичной, рождающейся в глобальных масштабах под влиянием "углеводородного дыхания" недр Земли. Все же остальные относятся к локальным проявлениям, связанным с влиянием специфических кислотных компонентов.

вывода (ОСНОВНЫЕ ЗЩЩАНШЕ ПОЛСКШЯ)

I. Базит-гипербаэитовые проявления зоны перехода классифицируются в 3 формационных типа: а) трокголит-гарцбургитовый, б) габбро-веряитовый, в) габбро-кортландитовый, отчетливо различающиеся по геодинамическому режиму. Первые два типа характеризуют рифгогенный этап с утонением коры до океанической (трокто-лит-гарцбургитовый) или промежуточной (окраинно-конткнентальной) мощности.(габбро-верлитовый). В первом случае полный разрез зон (снизу вверх) включает вулканиты-кремни + к&рбонаты-флишовды, во-втором - порядок стратификации толщ обратный, а в составе вулканитов часто присутствуют ультраосновные разности. Габбро-корглан-дитсвые интрузия формировались в рифтах на окраинно-континенгаль-

ной хоре, в которых углубление томпен..:!ровалось тирригошшм заполнением. С интрузиями ассоциируют^ порядяе перечисления): океанические толеиты (а), умеренно-калиевые (окраинно-континен-тальные) толеиты (толеитовый ряд формации) или щелочные (щелочной ряд) базальтоиды (б), черно-сланцевые флишоиды (в). Только габбро-корглаццитовая И габбро-перлитовая формации специфичны для зоны перехода и отражают реакцию края азиатского коктинета на воздействие на него фемической тихоокеанской плиты.

2. Ввделенные формации надежно разграничиваются по геохимии, минералогии и рудоноскости.' Трокголит-гарцбургитовая формация характеризуется повышенными магнеэиальностью и кларками Сг и Н1

в породах и минералах и несет окисное хромовое оруденениа. Габ-бро-верлитовая формация отличается повышенными яелеэистостью и кларками Т1, ?, р, со2 и сопровоздается Р1;-Ро-Г1 -оруденением. Габбро-кортландитовая формация специфична повышенным кларком серы и сульфидной Сц-ИА -металлогенией.

3. По термодинамическим условиям кристаллизации троотолит-гарцбургитовая и габбро-верлитовая формации относятся к мелкоглубинному (0-5 кб) вулкано-плутоническому типу, а габбро-корг-ландитовая - к глубинному (> 5 кб).

4. Базит-гилербазитовые включения в эффузивах являются либо отториенцами (ксенолитами) иетрузий любой из ввделенных формаций, либо продуктами близловерхностной или глубинной кристаллизации вмещающей магмы. Доказательством принадлежности включений к ксенолитам служат полная аналогия структур и состава минералов ксенолитов и соответствующих интрузивных пород, многочисленные следы преобразований пород до попадания в транспортирующую магму (кагаклаз, перекристаллизация, метасоматические и магматические жилы). Кристаллизация оливин-аноргитовых включений из вмещающей магмы в промежуточных очагах подтверждается идентичностью состава минералов включений и вкрапленников вмещающих эффузивов, а также существованием подобных интрузий под вулканами. Принадлежность включений'в щелочных базальтах и меймечитах к продуктам кристаллизации меймечит-пикритовых магм обосновывается наличием зональных вкрапленников с чередованием зон, отвечающих по составу различны?'! типам включений и микролитам. Глубинности этих включений вытекает из обогащенности клинопирокссна жадеитовьм компонентом и появлением магнезиальных гранатов.

5. Сравнительное изучение базит-гипербазитошх интрузий и включешь' в эффуиивах да от возможность выявить природу фундамента вулканических областей (по ксенолитам) и оценить минимальные глубины генерации базит-гипербазитовых магм.

По защищаемой теме опубликовано 112 работ, из которых важнейшими являются следующие:

Монографии

1. Петрология и рудоносность никеденосных дуните-троктолито-вых интрузий Станового хребта. - !•!.: На^ка, 1969. - 134 с

2. Геохимические особенности распределения золота ь породах Тихоокеанского пояса. - М. : Наука, 1973. - 207 с. Соавторы: В.Г, Ыоисеенко, И.И.Фатьянов, В.С.Иванов.

3. Парагенезисы микроэлементов магн&гита. - М.: Наука, 1900.- 147 с. Соавторы: А.Г.Пятков, А.А.Вржосек, Г.Б.Яевашев.

4. Баэит-гипербазитовь'е интрузии и включения в оффузивах Дальнего Востока. - М.: Наука, 1983. - 167 с.

5. Вулканические пояса Востока Азии. - М.: Ньука, 1984. -504 с. Соавторы: А.Д.Щеглов и др.

Статьи:

1. 0 сопряженности состава интрузивов и литологс-фациального состава вмещающих толщ. - Докл. АН СССР, 1968, т. 181, № 3,

с. 710-713. Соавтор Г.Н.Огарков.

2. Включения шшнелевых перидотитов в базальтах вулкана Оаху (Гавайи). - Докл. АН СССР, 1968, т. 180, ® I, с. 321-324. Соавторы. В.Г.Сахно, Н.А.Цуренцова, Ж.А.Макарова.

3. Петрография и оруденение Ариадшнского габбро-перздотито-вого массива. - сб. Прим. геол. упр. , 1968, Х> 6, с. 74-80. Соавтор Р, А.Октябрьский.

4. Петрографо-геохимические особенности гипербазитов Индийского океана в связи с проблемой мантии. - В кн.: Проблемы петрологии и генетической минералогии. Новосибирск: Наука, 1969,

с. 142-153. Соавторы: Н.А.Куренцова и др.

5. Первая находка пикритовых порфиритов б Главном синклино-рни Сихотэ-Алиня. - В кн.: Вопр. магматизма и метаморфизма Д8. Владивосток, 1972, с. 152-153. Соавторы: И.З.Бурьянова и др.

6. Основные закономерности баэит-гилербаэигового магматизма в Приморье. - В кн.: Магматические породы Дальнего Востока.

Владивосток, 1973, с. 9-61. Соаоторы: F.А.Октябрьский, А.А.Врио-сек, Г.Н.Оарков.

7. Новая находка хромистого амфибола. - Докл. All СССР, 1973, т. 211, 8> 4, с. 953-956. Соавтор Й.А.Щена.

8. Окологабброидные роговики и гранулиговые породи Камчатки. -В кн.: Пробл. петрол. и петрохимии магматических и метаморфических пород. Владивосток, 1975, с. 167-196.

9. О явлениях метаморфизма гипербоэитовнх включений до попадания в базальтовую магму. - Докл. All СССР, 1976, т. 227, № 3,

с. 678-681.

10. Минералого-геохимические аналогии базит-гипербаэитошх интрузий и ислючений в эф^узивах. - В кн.: Магыообразоваше и его отражение в вулканических процессах. - М.: Наука, 1977, с. 109123. ■ Р

11. Меймечит-пинритовый комплекс Сихотэ-Алиня. - Докл. АН СССР, 1977, т. 234, !? 2, с. 444-447.

12. Zn-Mg -содержащий марганцевый магнетит из Приморья. - В кн.: Минералогические исследования на Дальнем Востоке. Владивосток, 1977, с. 97-100.

13. О явлениях ликвации базальтовых расплавов, - Докл. АН СССР, 1978, Р 3, с. 691-694.

14. Первые находки карбонадо и новая находка балласа в Советском Союзе. - Докл. АН СССР, 1978, т. 242, 1? 3, с. 652-655. Соавторы: Ф.В.Каминский и др.

15. Некоторые аспекты проблемы генезиса баэит-гипербазито-вьх включений в вулканитах островных дуг. - В кн.: Вндючешя в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги. М.: ¡Ьд. "Сов. Радио", 1978, с. 5-35.

16. Оливин-ансртитовые включения вулканов Камчатки и Курил. ■ Там я е. с. 124-167. Соавторы О.Н.Волынец, Ю.М.Дубик.

17. Первые находки щелочных базальтов с лерцолитошни включениями в Главном синклинории Сихотэ-Алиня. - В кн.: "инеральныв фации кристаллических пород. Владивосток, 1978, с. I46-151. Соавторы: А. В. Алейников и др.

РЗ. Гипербазитовый парагенезис вкраллешшков базальтов. -В кн.: Типомор^ныо особенности породообразующих минералов. Владивосток, 1978, с. 5-41. Соавторы: Н.А.Куренцова, О.Н.Волынец.

19. Состав газово-жидких включений а минералах базит-ги-

пербазитовых модулей в эффузивах. - Геол. и геофиз.1979, ft 7, с. 70-74. Соавторы: И.М.Романенко, В.В.Малахов,

20. Магматические комплексы океанов. - Сов. геология, 1981, № II, с. 67-76.

21. Ультраосновной вулкашзм Тихоокеанского пояса и вопросы систематики моймечитов и коматиитов. - Вулканология, и. сейсмология, 1983, № 2,. с. 3-15. соавтор А.А.Врсосек.

22. Необычные лерцолитовые включения в щелочных базальтах Станового хребта. - Докл. АН СССР, 1983, т. 269, » 4, с. 915919. Соавторы: А.И.Ленников, И.М.Романенко.

23. Находка плагиогнейса в центральной части Тихого океана. -Докл. АН СССР, 1983, т. 279, Ш 6, с. 1420-1424. Соавторы: Н.А.Ку-ренцова и др.

24. Закономерности распределения урана и тория?.в базит-гипер-базитовых комплексах. - Геохимия, 1984, № 8, с. 542-556. Соавторы: А.С.Житков, А.А.Вржосек.

25. Редкий тип магматической платино-золотой минерализации в базит-гипербазитовых интрузиях. - В кн: Гипомор$ные ассоциации акцессорных минералов и микроэлементов. Владивосток, 1985, с. 87-93» Соавтор А.А.Вркосек.

26. Новые данные по геологии разломов Яп и Центральный в Филиппинском море. - Докл. АН СССР, 1986,. т. 286, й 2, с. 417-421. Соавторы: Р.Г.Кулмшч и др.

27. Никеленосше кортландэты Камчатки. - Изв. АН СССР, сер. геоч., 1987, № 12, с. 50-61.

28. Silica-bearing magnetites, - Contrib. Mineral..Petrol., 1977, v. 63, Я 2, p. ЮЗ-1П. Соавторы: И.М.Романенко, В.М.Чуба-ров, Н.А.Куренцова.

29. Metamorphic complexes of the Ganalaky range, Kamchatka, -Pacific Gool., 1978, r. 13, p. 49-64. Соавторы: ЛД.Гершн, B.ft. Иульдинер.

30. Trace element abundances in bejealte of Nauru basin. -Katuro, 1980, V. 28б, К 5772, P. 476-478. Соавтор: Р.Батиза, Р.Д.Ларсон.

31. Initial core deacriptiona, Leg 61 , 1981, v. 61. -220 p. Соавторы Р.Батиза и др.

32. Igneous rocks of D3DP, beg S1, Nauru Basin. - In.i Init. Rep. DSDP, 1981, v. 61, p. 633-646.

33. Uagnotiten and ferric hydioxidea in ffodiinontn of the Japan and Philippina а пая and thaiT genetic, information. -

Marine Geol., 1982, y. 45, p. 23-29. Соавторы: В.В.Забелин, В.М.Чубаров.

Информация о работе

Щека, Сергей Акимович
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 1990
ВАК 04.00.08

Автореферат

Похожие работы