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"

МОСКОВСКИЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА, ОРДЕНА ОКТЯБРЬСКОЙ РЕВСШЩДО И ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ ИМ. М.В.ЛОМОНОСОВА

Геологический факультет

На правах рукописи

Щека Сергей Акимович

БАЗИТ-ПШЕРБАЗИТОВЫЕ ИНТРУЗИИ И ВКЛЮЧЕНИЯ В ЭИУЗИВАХ ЗОНЫ ПЕРЕХОДА ТИХИЙ ОКЕАН - АЗИАТСКИЙ К0НТИНЕ1ГГ

Специальность 04.00.06 - петрография, вулканология

Автореферат цикла работ, представленного на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук (в форме научного доклада)

Москва 1989

Работа выполнена в Дальневосточном геологическом 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)

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

Защита состоится__1989 г. в _часов

на заседании Специализированного совета Д.053.05.26 при Московском государственном университете им. М.В.Ломоносова

Адрес: I19899 Москва, Ленинские горл, МГУ, геологический факультет, ауд.

С авторефератом можно ознакомиться в библиотеке геологичес кого факультета МГУ.

Автореферат разослан__1989 г.

Ученый секретарь Специализированного совета,

д.г.-м.н.

Ф.П.Чернуха

' _ ' СБИВАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

'ци.ч I ^аз1,т_Г1ШвР^аз15*ОЕьго магмы является единствен! гш достовер-тпвл источником информации о вещественном составе глубин Земли. С ними связан целый ряд специфических полезных ископаемых (Си, Н1, тз., Ре, Сг и др.), перспективы которых еще далеко не исчерпаны в восточных районах страны. Выявление основных закономерностей зарождения и последующей эволвции этих магм в различных геоструктурных зонах представляет одну из кардинальных проблем современной петрологии.

Актуальность теш определяется пироким спектром бази?-ги-пербазитовых комплексов в зоне перехода от Азиатского континента к Тихому океану, мобильной от докембрия до наших дней. Несмотря на обилие структурно-геохимических типов базитов и гипер-базитов и широкое разнообразие рудопроявлений и месторождений келеза, титана, меда, никеля, хрома, платины, фосфора, редких металлов, указанные комплексы до настоящего времени изучены фрагментарно, отсутствует их единая классификация. Это приводит к тому, что поиски платины, алмазов, медно-никелевых руд на Дальнем Востоке часто проводятся на объектах, относящихся к непродуктивным в отношении этих полезных нскопаегсых формациям. В связи со среднемасотабным геологическим картированием возникает значительные трудности в датировке базит-гипербазитовых массивов, вызванные перемещением их из первичного залегания. Это обусловлено отсутствием четких геотектонических, мжараяого-?еохкмяческих и металлогеническнх критериев для ваделения ба-тт-гияербазитовых форяаций. Особый кгггерес представляет выяв-хенные в последние годы на востоке СССР вулканические гиперба->иты щелочного ряда, с которыми на сопредельных территориях [КНР, КНДР) ассоциирует алмазоносные кимберлиты. Кроме того, в вулканитах зоны перехода обнаружены почти все известные типы сристаллических базит-гипербазитовых включений, несущих ценнуа ¡нфорыацив о природе фундамента и глубинах выплавления и кряс-■аллизации базит-гипербазитовых магм. Сравнительному анализу ( систематике этих двух объектов на территории Приморья, Камчатая частично Сахалина и западной части Тихого океана V посвяао-1а предлагаемая работа.

Исследования проводились в Дальневосточной геологическом институти дво АН СССР с 1960 г. по общей проблеме "Базиг-гипер-базитовый магматизм зоны перехода океан-континент". За указанный период автор принимал участие в качестве ответственного исполнителя или руководителя в разработке 8 тем ГКНГ и 2 международное программ.

Основной целью работы являлось установление генеральных закономерностей и специфики базит-гипербазитового магматизма границы океан-континент. При этом предполагалось решение следующих задач:

1. Выявление индикаторных геологических и петролого-геохи-мичесюсс принанов типовых баэит-гипербазитовых интрузий и включений в эффузивах.

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

и прогноза рудоносности.

3. Оценка генезиса и информативности глубинных включений об условиях генерации и эволюции баэит-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 и включений в эффузивах, позволяющая оценить их геотектоническое положение, вещественный состав, металлогению и природу глубинного фундамента зон базиг-гипербазитового магматизма.

2. Ваделение специфичной по минералогии, металлогении и термодинамическому режиму габбро-коргглацдитовой формации.

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

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

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

б. Находка ряда новых и редких минералов (31, гп-ис-Мп-магнетит, Уе-Сг (без Кд ) - шпинель, Сг -амфибол, Не-керсутит, Си-К5 -гидрокарбонат и др.) и разработка методики количествешой оценки формационной принадлежности магнетитов и хромитов.

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

Практическая значимость работы определяется тем, что дана перспективная оценка всех крупных массивов рассматриваемой территории на громитовое, ме,дно-никелевое, фосфорно-железо-титано-воо оруденение, выделены объекты первоочередных работ. Доказывается настоятельная необходимость оценки запасов ильме; от а и сопутствующих компонентов в массивах щелочно-ультраосноЕного ряда Сихотэ-Алиня. Кроме того, обосновывается потенциальная рудонос-ность вулканитов зон базит-гипербазитового 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 материал 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 также в 61-ом рейсе судна "Гломар Челленджер" и возглавлял 3-й рейс НИС "Академик Виноградов" в Филиппинском море. За период работы выполнено несколько тысяч силикатных, элеетронно-зондошх, еггомно-абсорбционных, спектральных и других анализов пород и минералов, которые приведены в публикациях или использованы при построении сводных диаграмм и статистических расчетах. Достоверность аналитического материала подтпередается неоднократным участием лабораторий института в отечественных и зарубежных аттестациях геохимических стандартов»

Публикация и апробация работы. По теме опубликовано 112 ра-

бот, включая 5 монографий. Результаты исследований докладывались на различных региональных, всесоюзных и международных совещаниях, в том числе на П, Ш и 1У Всесоюзных петрографических совещаниях, на. 1У Всесоюзном вулканологическом совещании, на I Международном геохимическом конгрессе, на 27-ом Международном геологическом конгрессе, на Х1У Мендуняродном Тихоокеанском конгрессе, на между народ ;ых совещаниях по геодинамике зоны перехода океан-континент (Токио, Ново-Александровск) и на ряде других совещаний.

Успешному выполнению работы во многом способствовали 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 обсувдал с чл.-корр. Н.В.Соболевым, Г.В.Поляковым, O.A.Богатиковым, проф. Д.С.Шгейнбергом, Н.П.Михайловым, Л.Л.Перчуком, Л.В.Дмитриевым, Ю.И.Дмитриевым, В.В.Золотухиным, к.г.-м.н. Й.М.Волоховым, за что им искренне признателен. Автор считает своим долгом выразить благодарность блиалйшим коллегам А.А.Вркосеяу, О.Н.Волыкцу, А.В.Колоскову, В.В.Наумовой, а также аналитикам К.М.Романенко, В.М.Чубарову, В.В.Малахову, Т.В.Сверку-новой, Т.Е.Лайковой, Т.И.Бортиной, В.Г.Кохановой, Ж.А.Щека.

I. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ВАЗИТ-ГИПЕРБАЗЭТОВОГО МАГМАТИЗМА ЗОНЫ ПЕРЕХОДА ОКЕАН-КОНТИНЕНТ

Несмотря да определенна скептицизм в последнее время к классификациям магматических пород, автор считает, что без четкой систематики магматических комплексов невозможна правильная оценка их гсостру кг урной позиции, геохимической и металлогенической специализации и в конечном итоге - оценка роли базит-гипербазгао-вого магматизма в геологической истории Земли и планет земной группы. После выхода наиболее полной сводки по магматическим формациям Ю.Л.Кузнецова (1964) прошло 25 лет. За это время изменились представления о геотектонических процессах, расширились знания об объеме, составе и металлогении отдельных формаций. Вали выявлены формации, специфичные для зоны перехода океан-конги-кент. Все эти изменения автор и постарался учесть в предлагаемой систематике.

В основу использующейся автором терминологии пород и комплексов положены рекомендации Петрографического комитета и клас-

сификация магматических формаций Ю.А.Кузнецова. Согласно последней к магматической формации (формационному типу) относится магматическая ассоциация, объединенная единством геотектонического режима, геохимии и металлогении магм. Региональные особенности массивов формации, выражающиеся в локальной специфике геотектонического режима зоны и петрографического состава массивоь (чаще всего обусловленной глубиной эрозионного среза зоны) отражается в названии магматического комплекса, включающем преобладающие петрографические типы пород (например, меймечит-пикритовый комплекс габбро-верлитовой формации, горнблендит-хортландитовый кош-лекс габбро-кортлаедитоБОй формации и т.п.). К магматической ос-социации предлагается относить магматические образования, объединенные единством пространственного положения без их видимой (или с неясной) генетической связи (например, трокто.-да-гарцбургитовие интрузии и толеит-океанические базальты, габбро-кортлавдитовые и адамеллитовые интрузии и т.п.).

Предлагаются также некоторые терминологические коррективы названий пород. Все субвулканические и эффузивные аналоги верли-тов и клинопироксенитов рекомендуется называть приоритетными терминами "меймечит" и "пикрит", считая при этом коматииты тслеито-вш аналогом ыеймечитов. По мнению автора, необходим и особый термин для вулканических аналогов меланократовых троктолитов.

На изученной территории выделены следующие формациэнные типы (рис. I, табл. I): I - трокто^ит-гарцбургитоБый; 2 - габбро-верлитовый; 3 - габбро-коргландитоЕый. Кроме того, к гипербазит-базитойым формациям относится и монцонитоидная. Она изучалась автором фрагментарно, поэтому в работе не рассматривается.

1.1. ТРОКГОИТ-ГАРЦВУРгетСВАЯ 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 троктолиты, габбро-нориты и амфиболовые габбро. Преобладание последних трех груш особенно характерно для зоны перехода. Детальное изучение взаимоотношений дунит-гарц'' ргитошсс и габбро-троктолитовых массивов позволило установить, что плагиок,-лаз появляется в гарцбургитах постепенно, и породы через пяагиок-

включений в эффузивах на восточной окраине Азии.

I - т рс кг о лит-г арцбургит о вал формация, 2 - габбро-верлито-вая формация (а - щелочной ряд, б - толеитовый), 3 - габбро-корт ландитовая формация, 4-5 - лерцолитовые включения в щелочных (4) и островодужных (5) базальтах, 6 - олизин-аноргитовые включения в островодужных базальтах.

Таблица I

Классификация базит-гипербазитовых формаций зоны перехода океан-континент

Характеристика Троктолит- Габбро-верлитовая формация Габбро-

гарцбургито-вая формация 1'олеитовый рад блочной ряд ■ кортлан-дитовая формация

I 2 3 4 5

Тип коры а) первично-оке- онраидао- окраинно- континен-

аническая конгинен- контцнен- тальная

б) первично-кон- тальнал тальная

тинентальная

Строение вулканиты-крем- кремни + осадки- чорюсаш!

разреза ни (карбонаты)- осадки - кремни ЦОЕЫО фЛ11-

(снизу - турбидиты вулканиты вулканиты поиды

вверх)

Состав а) глубоковод- граувакки, аркозы. аркозы,

осадков ные граувакки часто гру- реае гра- граувакки

б) граувакки, бооблоыоч- увакки,

аркозы ные мелководные часто мелководные

Состав а) океаничес- окраинно- щелочные отсутству-

вулканитов кие толеиты конгинен- базальты, ют

б) тозе + ке- тальные пикриты,

ратофиры толеиты, пикриты, цеймечиты меймечиты, островные толеиты

Геохимичес- СвО > 10%t СаО <. СаО <1036| -

кая харак- KgO CO,2%t ^0 > 0,3* К20 > 0,5*»

теристика t í 45*» Bft< t > 40*» ТЮ2> 1,5*

базальтов 40»иъо»*И- ТЮ2 > 1*5 Ва> 200»

100»Cr>150» Ba>40»Rb- КЪ> 50;

P¿0,1 3-20 Р> 0,5

Рудоносностк He колчеданный не -

вулканитов известна тип известна

Продолжение таблицы I

I 2 3 4 5

Преобладаю- дуниты, дуниты, дуниты, габбро,корт-

ще интру- трокто- габбро- габбро. ландиты

зивные го- ЛКТЫ, вердиты верлиты,

рода габбро-нориты, лерцоли-ты, гарц-'бургиты клинопи-роксениты

Рудоносность Cr.Iíi-Si, Fe-Ti.Pt Ре-Т1,Р, Cu-Ni-S ,Au, P<¿

ш ¡грузин Os, Ir. Pt.TR

Эталонные а)совре- Камчатка Приморье КВДР, Камчат-

объекгы менные океа- ка

нические

ркфты

б) Приморье

Примечание: здесь и далее f-Pe/CFc+Ug) ес.%; fB,-Po+3/Z Ре ат.%; у -Сг/(Сг+А1) ат.%; содержания петрогенных элементов - в % массх; микроэлементов - в г/т.

лозовые гарцбургиты и лерцолггты переходят в троотолиты и оливино-ELre габбро. По удалении от контакта слои бесплагиоклазовых дуни-тов к гарцбургитов неоднократно чередуется с троктолитаыи. Последние эволюционируют до оливинопых анортозитов. Типичным хорошо изветкьм эталоном подобных массивов является Шордккнский на Малом Кавказе, в котором наблвдается постеленный переход от гарц-бургитоя с проьгышленными залеавми хромитов в донной части через плагиоклазовые гарцбургиш с анортозиты в кровле массива, что было отмечено ецэ в 40-х годах А.Г.Бетехтиньи. В то же время б одних и тех же зонах встречается и другой тип перехода гиперба-зга-габбро. В этом случае гарцбургиты через лерцол1ггы и верлзггы постепенно переходят в вебстериты, которые далее чередуются с габбро-нор» ами. На Сахалине в подобных массивах п&бледается неоднократное чередование слоев гарцбургитов, троетолитов, орто-

пироксен:*?оз и кордаов. Все эти явления отмечены при глубоком бурении расслоенного массива Троодос (Кипр). По петрографическим, минералогическим, геохимическим и металлогеническим особенностям одноименные гипербазиты дунит-гарцбургитового и троктолитового комплекса ничем не различаются. Поэтому имеются вез основания счгтать массивы троктолит-гарцбургитовой фонации расслоенными интрузивами. Значительше их размера и пластовая форма вполне объяснимы низкой вязкостью таких магм и формированием их в период наибольшего раз-двига, когда появляются значительные объемы свободного пространства. Именно на этом этапе тектонический режим развития зон обнаруживает сходство с платформенными условиями, однако последующая эволюция таких массивов протекает по разному. Как известно, в период формирования офиолитовых комплексов мощность коры составляет первые километры, в то время, как в палеорифтах она прев; пласт 30 км, включая и сиалическую компоненту. Этот факт не должен вызывать удивления, поскольку все рифты в последующем подвергаются "окучиванию", что приводит к выводу пассивов из первичного пологого залегания, дроблению и перемещению их в твердом состоянии. Это породило острые дискуссии о холодных контактах троетолит-гарцбургитовых массивов с вмещающими породами. Признавая несомненность этого факта, отметим, что даже в условиях тектонического контакта в ряде гипербазитоЕЫх тел наблвдается их отчетливая минералогическая зональность по отношению к ограничениям, что несомненно свидетельствует об автономности кристаллизации подобных тел. Наконец, обращает внимание и отсутствие ксенолитов в ультраосновных разностях пород, особенно интрузивных, любых формаций. Простейшими гидродинамическими расчетами показано (Щека, 1983), что парадоксальность этого факта объясняется низкой вязкостью ультраосновных магм, приближающейся к вязкости воды (Персиков, 1987). 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 же время ксенолиты в более вязких троктолит-габбровых дифференциатах - нередкое явление.

Завершая общую характеристику троктолит-гарцбургитовой формации, отметим еще два доказательства реальности гарцбупгитових магм. Во-первых, в системе 3102-%0-Сг203 эвтектика имеет состав: энста-

тит - 15$, хромит - 2-3%, оливин- 82-63% (Keith, 1954), т.е. соответствует гарцбургиту. Согласно многочисленным экспериментам оргопироксен является первой фазой, исчезающей при плавлении гарцбургитов, т.е. они не могут быть реститами. Во-вторых, В.®. Белым и др. (1987) впервые обнаружены субвулканические тела "спинифексовых" гипербазитов, являющихся полным геохимическим аналогом гарцбургитов. Все перечисленное позволяет считать, что троктолит-гарцбургитовая формация представлена крупными расслоенными массивами, характеризующими этап максимального растяжения и утонения как океанической, так и континентальной коры.

На изученной территории троктолит-гарцбургитовый магматизм проявился в три этапа: I) средний кембрий; 2) карбон-нижняя пермь; 3) нижний мел. Среднекембрийский этап отмечен только в Приморье на юго-восточной окраине Ханкайского кристаллического массива (рис. 2), где выделяется узкий (3-5 км) рифтогенный прогиб среди известняков нижнекембрийской Дмитриевской свиты. Мощность коры в пределах офиолитовой зоны имеет обычные (38-42 км) для западного Приморья значения (Глуб. строение .., 1976) Вмещающие гипербазиты породы представлены исключительно базальтами и диабазами, интрузии - алогарцбургитовымм серпентинитами, включающими крупные залежи тальк-магнезитовых пород и полосы хромита. Базиты и гипербазиты представлены в гальке среднекембрийских конгломератов меркушевской свиты, чем и датируется их возраст.

Верхнепалеозойский цикл проявлен в Приморье и на Сахалине. В Приморье это полоса крупных тел, оконтуривавщих восточную активизированную окраину Ханкайского массива на протяжении 500 км. При переходе от Ханкайского массива через офиолитовый пояс к Главному антиклинорию мощность земной коры не меняется - 38-42 км. (Гдуб. строение..., 1976), что свидетельствует о "окучивании" первичной маломощной коры. Интрузивные тела здесь залегают в породах себучарской свиты и ее аналогов. В низах разреза преобладают ефировые (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 хромшинелиды, аналогичные по составу минералам из интрузивных массивов. Все перечисленное позволяет определить геотектоническую природу офиолитового по-

Рис. 2. Сзсрма размещения базит -гипербаэ иг о еых комплексов в Пр!Шорье с элементами структурного районирования.

I - окраинный вулканогенный пояс; 2-4 - зоны складчатости: 2 - мезозойской, 3 - верхнепалеозойской, 4 - нианепалеозойской,

5-8 - фациально-литологические комплексы: 5 - терригенные, 6 -т рахи б аз ал ьт -т рахилипарит о вые, 7 - вулканогенно-терригенные, 8 -кремнисто-вулканогенные, 9-14 - магматические комплексы: 9 - ыон-цонитоиды, 10 - пикритовые трубки взрыва, II - меймечиты, 12 -габбро-вбрлитовые интрузивы (10-12 - щелочная габбро-верлитовая формация), 13 а,б - троктодит-гарцбургитовая (а) и габбро-корг-ландитовая (б) формации, .4 - дунит-гарцбургитовые массивы.

яса как крупный рифт, заложенный на окраине сиалического Х&нкадского массива в карбон-пермское время. Интрузивные тела имеют значительное протяжение (до 30 км) к сложены расслоенной серией от душтов и гарцбургктов через т роет о лит и до анортозитов, ам-фйболовых габбро и кварцевых габбро-пегматитов. Доля ультраосновных пород не превышает 10$ и лишь отдельные тела (верк. р.Кршзв-ка) сложены существенно гарцбургитами, лерцолитами, клино-ортопи-роксенитоми. Как в габброидах, так и в гипербазитах встречаются ксенолиты шпинелввых и плагиоклаз-пироксеношх роговиков. Многие массивы, особенно мелкие, сильно текгонизированы, иногда до состояния амфиболитов, поэтому ошибочно относятся к докембрийскому фувдаменту.

На Сахалине массивы карбон-пермского цикла залегают в породах вальзмнской и частично сусунайской серий, блоки которых наделяются среди мезозойских вулканогенных толщ, резко отличающихся по типу магм от палеозойских. Наиболее крупный (0,6 х 8 км^) массив располагается на водоразделе рр. Набиль и Тымь, остальные представлены мелкими маломощными силлами. Сложены массивы интенсивно серпенги-низированными дунитами, гарцбургитами и лерцолитами. Палеозойский возраст интрузий принимается условно, исходя из аналогии геологии Приморья и Сахалина на донижнемеловом этапе и находок карбон-пермской фауны в глыбах известняков.

Мезозойские комплексы получили развитие по восточной окраине Сахалина и Камчатки, а также драгированы в Филиппинской море. Возраст большинства из них оценивается как верхнемеловсй, однако полученные автором данные позволяет внести некоторые коррективы. Так, наблвдения на п-ве Камчатский Мыс показывают, что верхнеые-лоше базадьтоиды и "вииново-красные" аргиллиты налегают с размывом не только на гяпербазоты, но и на ассоциирующие о ними мета-морфигованные диабазы, причем аргиллиты являются древней корой

выветривания на серпентинитах. Цифры к-Аг датирования сахалинских массивов (94-142 млн.л.) свидетельствуют о доверхнемеловом их возрасте. Учитывая, что в более древних толщах гипербазитовые массивы на Восточном Сахалине и Камчатке не встречается, возраст их принимается нихнемелошм (досеноманским).

Мезозойские проявления троктолит-гарцбургитовой формации известны в двух зонах: Восточно-Сахалинских горах (р. Набиль) и на п-вз Шмвдта (мыс Левенгагерна). В первой зоне они представлены мелкая (5-10 киг) субизомегричными телами гарцбургитов, тонко пе-реслаиваащихся с дунигами, троятолитами и оргопироксенитами (массивы Березовский, Шельтингский, Комсомольский, Песновский). В апикальных и краевых частях появляется лейкократоше нориты, троктоли-ты и анортозиты. Породы расслоенной серии секутся килами ортопирон-секитоо (гипербазиты) и норитоз, часто пегматоцг.шх. Дуниты и гарц-бургигы составляют до 60% пород.

Вторая груша массивов (п-ов Шмидта) представлена как крупными удлиненными телами длиной до 20 км при ширине 1-3 юл (Де-векэтерновский массив), так и более мелкими субизометричными телами, часто являющимися блоками одного массива. Оки слояены исключительно гарцбургитами с полосата и линзами дунитов, пересекаемых пилами ортопироксенитов, анортозитов и габбро-пегматитов. Габброиды редки и представляет позднюю фазу.

На Камчатке к мезозойскому циклу относятся массивы восточного побережья (хребты Валагинский, Нумроч, Тумрок, п-ва Кроноц-кий, Камчатский Мыс, Озерной, о-в Карагинский). По ксенолитам з лавах гарцбургмаме тела устанавливаются под современными вулканами - Коряк, Авача, Козельский, Ключевской, Шивелуч, Б.Курильская гряда. В зоне восточных хребтов (Валагинский, Кумроч, Тумрок, вулканы Ключевской, Шивелуч) массивы формации образуют северовосточную цепь, северным продолжением которой являются массивы Кротонский и о-ва Карагинский. В рассматриваемой зоне массивы этой формации ассоциируют с прилегающими с запада зонами верхнемеловой габбро-верлитовой формации и часто объединятся в один комплекс.

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

чатской осевой части рифта. По данным ГСЗ (Балеста, 1981) под одной из о^иолктовых зон (Шипунской) наблодаотся подъем поверхности мадаии на 8-12 км.

• Массивы формации представлены мелкими линэовидными, иногда пластинообразными телами, как правило, ограниченными разломами. С ними ассоциируют в разной степени спилитизированные океанические толеиты, что отличает гроктолит-гарцбургатовые зоны от габ-бро-верлитовых, где развиты более калиевые низкокальциевые толеиты (окраинно-континенгальные). Массивы сложены дунит&ми и гарцбургитами и лишь в наиболее крупных (Камчатский Мыс, Кротон-ский) появляются плагиоклазовые (вплоть до анортозитов) разности. Некоторые массивы обильно инъецированы дайками магнезиальных до- • леритов (Кротонский, Карагинский).

В Филиппинском море породы формации впервые 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 нижних частях разреза.и перекрываются миоцен-олигоценовыми океаническими толеитами. Набор пород включая все разности - от дунитов и гарцбургятов через троктолиты к анортозитам. С ними ассоциируют магнезиальные оливин-плагиоклазовые до-лерггы и базальты.

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

По геохимическим особенностям породы троктолит-гарцбургито-вой формации специфичны. Низкая железистость пород (7-14$ - ги-пербазиты, 15-40$ - габброиды) обуславливает повышенные содержания сг и n1 . Специальное исследование распределения в породах и о (Щека и др., 1968, Житков, Щека и др., 1984) показало, что кларк Аи в ультраосновных разностях наиболее высокий из изверженных пород (10-№~"%), в то время как и -наиболее низкий (Ю-8^), Повышенная золотоносноть магм коррелирует с их нягрово-восстановленным химизмом, аналогично низкие концентрации V, ш>, 2г, къ вполне согласуется с бедностью магм к, У, Р.

Специфичен и состав минералов формации. Еелезкстость минера-

лов направленно возрастает от гипербазитов к габброидам с ростом доли плагиоклаза. В ультраосновных породах она составляет: оливин - 7-14%; пироксены - 5-15%; пшинелиды - 37-60%; в плагиоклаз-содержащих соответственно: 18-32%; 10-24%; 37-65%. Оливины ха-ра:г?ериэувтся повышенны».«! (0,2-0,4%) концентрациями К1 , низкими (0,01-0,05%) - Са, отсутствием (< 0,01%) - и, Сг, А1 . Рлрок-сены высокохромистые и низкотитанистые, в ультраосновных породах -низкоглиноземистые (2-3% А12с>3 ), в троктолитах - высокоглиноземистые ( до 6% А12с>2 ). Хромистость шпинелидов падает при переходе от ультраосновных разностей к плагиоклазовым при сохранении железис-тости н 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 встречается самородные железо, медь и никель. Обнаружены новые минералы -крй,'нмс?ыЯ магнетит и водный гидрокарбонат меди и магния, которые формируются в щелочную стадию преобразования гипербазитов.

Рудоносноеть 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 трокголит-гарцбургитовой формации обнаруживаются проявления хромита, однако по параметрам рудных тел и составу хромитов промышленный интерес может представлять только массив о-ва Карагинского на Камчатке. В силу труднодоступ-ности в слабой изученности не ясны перспективы массивов Левенотер-новского и Кротонского, где рекомендуется продолжение работ. С большинством массивов связана акцессорная иридиево-осмиевая минерализация. В Дмитриевском массиве разведаны месторождения тальк-магнезитового камня, но открытие новых подобных (гранитизированных) массивов мало вероятно. На площади всех массивов формации известны мелкие россыпи золота, которые появляются только при интенсивной гидротермальной переработке интрузивов и вмещающих вулканитов.

1.2. ГАБЕРО-ВЕРШГОВАЯ ЙОРМАЩЯ

Габбро-веолитовый тип формаций выделялся неоднократно многими нсследователями под названиям габбро-перидотитовый, дуниг-клинопи-роксенитовый и др. Эталонным объектом зтого типа может считаться габбро-перидотитовая формация Урала. По составу и металлогении она

является более щелочной, чем троктолэд-гарцбургитовая, поскольку роль ортоппроксена в породах играет недосыщенный кремнеземом, более глиноземистый клкнопировсен, а металлогения имеет щелочные тенденции - ом, р, тн, , что устанавливает четкие границы этой формации с предцдущей. Вместе с тем р ряде случаев наблюдается латеральное возрастание щелочности магм (вплоть до появления нефелиновых сиените а и базальтов) в направлении от осевых частей рифтов к периферии с неглубошш залеганием сиалического фундамента. Это заставляет разделить формацию на два ряда - то-леитовый и щелочной (Вулк. пояса..., 1984). Наиболее надежно они различается по ассоциации интрузий с щелочными базальтами (табл. I) и появлению сиенитовых фаз и карбонатитов с радкоыетально-фосфорной минерализацией.

Типвмещапцих структур - ркфтогенный на мокрой сиалической (Приморье) коре (щелочной ряд) или на своеобразной (окраинно-конгиненгальной, Камчатка), меланократовой коре (толеитовый ряд), особенностью которой является пестрый состав, характеризующейся промежуточными геофизическими параметрами. Структура разреза зон (снизу вверх) - терригенше породы - кремни-вулканиты. Ассоциирующие вулканиты - умеренно калиевые (окраикно-коетинедаальныа) толеитовые базальтоиды (толеитовый ряд) или высокотетанистые щелочные базальтокда (щелочной ряд). Больеинство крупных тел формации представлено концентрически-зональньат массивами, дифференцированными от дугагтов и верлитов через клинопироксенсты и их плагаокла-зосие разности до габбро. Оргопироксен в породах очень редок. Эти массивы сопровождается малики стратифицирующимися залежами мейме-ч;:тов, пикритов, диабазов, которые иногда слагает крупный название вулканические постройки. Завершаются циклы магматизма трубг.а-ш взрыва калиевых пикрптов, в щелочном ряду - фазаш нефелиновых сиенитов.

Представители габбро-верлитовой фораация да рассматриваемой терр:тории подучили развитие в Приморье, на Сахалина в Камчатке, прг1чем в приконгиненгальной части (Приморье, Сахалин) они относятся к щелочному ряду, в приокеанической (Камчатка) - ж толеи-товому. Полученные в последние годы данные позволяют уверенно датировать указанные циклы магматизма. В Приморье прорываемые интрузивами формации толщи (саыарюшская, кужтухинская, погская, ыаляиовская свиты и их аналоги) надеано параллолизупгся по сво-

еобразнону составу вулканитов, несут в обломочной фракции палеозойские хрошпшнелп и насыщены мезозойской фауной. Определения абсолютного возраста изохронным к-Дг методом (по биотиту и кер-сутигу) дают значения 163-174 млн.л. Непосредственно в обнажениях (с. Окраинка) наблхдается налегание верхнетриасовых песчаников на карбон-пермские катаклазированные троетолиш. Выше по разрезу эти песчаники переходят в щелочные пикриты погской свиты с юрской фауной. Поэтому габбро-веряитовый цикл с полным основанием может быть датирован интервалом верхний триас-юра. На Сахагкне габбро-веряитовые интрузивы и меймечигы ассоциируют с такими яе базальте идами, как и в Приморье, поэтому,учитывая аналогию геологии Сахалина и Приморья,можно с полнил основанием относить к трпасово-врскому времени габбро-верлитовую формацию Сахалина. Обзор литературных данных показал (Щека, Втаосек, 1984), чгго этот возрастной цикл щелочного меймечит-пикритового магматизма характерен для всей восточной окраины Азии - от Чукотки до Индонезии (Щека, Врасо-сек, 1983).

Ранее имевшиеся данные о верхнемеловом возрасте формации Камчатки подтверждены но ей.я прецизионными определениями К-Дк методом' - 66-77 млн. л. Верхняя граница (палеоген) надежно доказывается несогласным налеганием на верхнемеловые образования трахибазальтовых вулканитов (кирганикская свита и ее аналоги) с палеогеновой флорой и соответствующими абсолютными значениями (44-60 млн. л.) возраста.

Отроение разреза зон, вмещающих интрузивы как щелочного, так и толентового ряда, имеет сходные черты. В основании его обычно залегает терригемкая толща (низы култухинской свиты, окраинская свита в Приморье, низы ирунейской, валагинской, долиновская свита на Камчатке), затем следует мощная кремнистая толща, которая перекрывается вулканогенной толщей с интрузивами (маляновская, погская, култухинская свиты в Приморье, валагинская, ирунейская на Камчатке). Наблвдаются широкие латеральные вариации состава и структуры разреза. Вблизи блоков с неглубоким залеганием кристаллического ("хан-кайского") фундамента (юг Приморья) в основании разреза преобладает гяубообломочные осадки, кремни практически отсутствует, мощность вулканитов невелика, среди них превалирует безо^лвинозые пикриты и лейкократовые щелочные разности субаэрального и суввулка-нического типов, интрузии сложены биотитовыми пироксениташ и сие-

нитами. По мере погружения "ханкайского" фундамента (p.p. Катэн, Анюй, Дкаур) мощность разреза возрастает до 5-7 км с одновременным увеличением доли глубоководных осадков, кремней и глубоководных вулканитов, среди которых (а также интрузий) широко развиты оливиновые разности, включая меймечиты, которые во всех случаях венчают 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 геодинамического регима габбро-верлитового магматизма свидетельствуют о наложенном на зрелую кору его характере и о последовательном нарастании степени утонения коры О возрастанием доли глубинного ювенильного материала к конечным этапам развития структур.

В Приморье (рис. 2) проявления габбро-веряитовой формации приурочены к Главному ангиклинорию Сихотэ-Алиня или к блокам нижнемезозойского разреза в пределах других зон. С севера на юг выделяйся подзоны: I - Бикинско-дкаурская; 2 - Дальнинскг.я; 3 - Еуравлевская; 4 - Сандагоу-окраинская. Они вытяггуты е 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 "ханкайский" фундамент и палеозойский геосинклинальный разрез. В результате работ автора установлено, что по масштабам проявления меймечит-пикритового магматизма Сихотэ-Алинь не уступает Майыеча-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 наблгдается замещение глубоководных излияний мелководными и даже субаэральными. Как в северной, так и в южной частях встречаются бкохиг-пикритовые трубки взрыва (р. Анюй, с. Ариадное), насыщенные разнообразными ксенолитами, включениями и ксенокрис-тами. В пределах каждой из подзон известен ряд крупных интрузивных массивов, списанных детально. Наиболее крупный узел интрузив-

ного магматизма располагается в меадуречьи Катэн-Кафэн. Массивы залегает во всех частях разреза зон , включая и верхние вулканогенные. Некоторые из них сложены однообразными порфировидными веряитами с линзами дунитов и жилами мегасоматических клинопирок-сендаов. В контактовых зонах наблюдаются переходы субвулкакичес-ких верлитов в меймечиты (р. Катэн). Другие массивы (Богбасин-ский, Тигровый, Ходийский, Кэдемийский, Ариаднинский) отчетливо дифференцированы от дунитов (в ядре) через верлиты, клинопирок-сениты к ильменотовым габбро. В южных массивах преобладают пег-матоидные клинопироксениты, прорванные жилами и дайками сиенитов и карбонатитов (Какшаровский массив).

На Сахалине породы формации известны в Сусунайскои хребте и на Тонино-Анивском п-ве, где они залегают в интенсивно дислоцированных толщах, подобных по составу приморским. Преобладают щелочные пикриты и базальты, интрузивы представлены мелкими телеки магнетитовых верлитов и клиногароксешиов (г. Сокол).

Магматизм толеитового ряда габбро-верлитовой формации проявился только по восточному краю Камчатки, где кора при повшен-ной мощности (до 25 км) имеет существенно фемический состав. Доказательством этого является не только отсутствие здесь гранитои-дов, но и исключительно базитовый состав ксенолитов во всех вулканах этой зоны. Проявления формации известны в двух районах - северо-восточный край Срединного массива и хребты Валагинский-Тум-рок. В первом районе они сосредоточены в узкой зоне развития маломощной ирунейской свиты, в составе которой преобладают кремнистые породы с редкими прослоями спилитизированных базальтовых лав, вмещающих мелкие массивы дунитов, верлитов и меланократовых габ-бро-норггов (верх. рр. Озерная Камчатка, Кунч, Филипа). С востока к этой зоне примыкает палеогеновая зона трахибазальтов-монцо-йитоидов (Кирганикский комплекс), прорывающих габбро-вергаттовые массивы. В районе восточных хребтов мощность вулканитов резко возрастает, среди них преобладают пикритовые базальты и меймечиты, а с запада прилегают палеогеновые' трахибазальт-нонцокнтоидкые комплексы. Вулканическая часть формации на первых этапах формировалась в подводных условиях, на конечных - в субаэральных. Интрузивные породы представлены мелкими телами дунит-веряитового состава, имеицими переходы к пикритам и меймечитам. Нередки биотит-пякритоЕые дайки н трубки взрыва.

Геохимические особенности пород формации определяются более высокой их щелочностью в сравнении с аналогами грокголиг-гарцбур-гстовой формации. В целом железистость пород вше (12-42% - ги-пербазиты, 48-84$ - габброиды), что повышает содержания т± и V до промышленных концентраций как в габброидах, так и в гкпербази-тах, и наоборот - сникает концентрации Сг и Н1 . Возрастание в породах кларка к, р и Р сопровождается повышением содержаний когерентных с ними и, иъ, '¿г, иь .В породах щелочного ряда содержания этих элементов, а также Т1 , всегда выше,, чем'в' толеито-еых аналогах, для которых более характерно накопление V-Несмотря на кумулятивную природу меймечитов, валовый сосугеб'их. довольно постоянен, а основная масса соответствует- калиевому, пик- ' риту. Появление самых поздних трубок взрыва калиевого состава ыожст указывать на соответствующее фракционирование первичного магматического расплава.

Отмеченные геохимические особенности пород-, наследуется и минералами. Они имеет повышенные железистоегь,. титанистость и пониженную хромисгость как в ультраосновных, так'и: в-основных разностях пород. Характерна более высокая (в сравнении с минералами предыдущей формации) окисленность железа в пироксенах и шпинелидах, постоянное присутствие первичного (многопримесного) магнетита. Б то же время имеется ряд близповерхностных к- су б вулканически (высокотемпературных) массивов щелочного ряда',, в-которых рудный минерал представлен исключительно ильменитом.-

По рудоносности формация наиболее продуктивна. С итрузива-га щелочного рада связан ряд крупных коренных и россыпных месторождений своеобразных комплексных руд, содержащих редкомот&лыый ильменит, рутил, циркон, апатит, вермикулит, магматические платиноиды и золото, В поле развития трубок взрыва в россыпях обнаружены минералы, свойственные кимберлитам. Меймочиты представляет шсококачестввнное камнецветное сырье. С концентрически зональными массивами толеитового ряда связана россшная пясгйноносность.-Вулканиты толеитового ряда несут признаки колчеданного1 оруденения.

1.3. ГАЕБРО-КОРТЛАНдаТОВАЯ 20ЙШЩ Г&ббро-корглавдитовая формация в настоящем объеме выделяется автором впервые как специфическая формация авулканогенных черно-сланцевых прогибов краевых частей жестких массивов. Своеобразие

•яортоавдяошх-массивов -ЩР впервые отметил С.С.Зллш (1960). Особенностью.геотеэтонлческого положения формации является обэт-■ная сопряженность • черносланцевых прогибов с синхронными зонами габбро-верлито вого..магматизка (Щека, Огарков, 1968). При идентичности •валового-состава исходных магм обеих формаций порода габбро-коргландстовой-формацш специфичны по присутствию парагенезиса магматического -(автометассматического) амфибола и олиги-иа, графита-и сульфидного медно-никелевого оруденения, а тагссе засохобаргак контактовых изменений и широко проявленных явлений контагетнациа. Все эти признаки исчезают по мере приближения массивов .к вулканогенной зоне, поэтому не исключено, что специфика --массивов габбро-.кортландитовой формации обусловлена локализацией •порций габбро-вершгтовой магмы в богатых органикой и серой породах.

Массивы формация представлены мелкими иногда расслоенными етастоЕЬКЯ залетами кортландитов, переходящих в плагиоклазовые ортостронсениты, нориты, габбро-нориты, ачфиболовые габбро (Цела, 1975). В более крупных массивах амфиболоЕые габбро и ношты язяястся поздней фазой и секут все породы расслоенной серии. Ба-зит-гипербазитовые массивы сопровождаются батолитами слюдистых алпгиогранитов, что отличает их от натровых аналогов троктолкт-гарцбургитовой формации.

Интрузивы габбро-кортланцитовой формации на изученной территории проявлены только по окраинам Ханкайского и Срединного кристаллических массивов. В первом случае уверенно фиксируется верхнепермский возраст формации, во-отором - доверен ем еловой. Последнее обусловлено как отсутствием органических остатков, так и сильным диафгорезом пород, занижающим 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 больаеобьем-ный гранитоидный магматизм. Для зон характерна значительная мощность континентальной земной керы (35-40 км).

Все перечисленные особенности зон габбро-корт ландитового магматизма позволяют характеризовать геодинамический режим как "миогеосинклиналъкый", связанный с активизацией континентальных

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

Магматизм в Срединном массиве протекал в следующей последовательности: никеленосные гипербазиты + габброеды-диориты + крупнозернистые биотитовые плагиогранвды - среднезернистые гранат-мус-ковитовые плагиограниты. Иотрузии габбро-кортландитовой формации распространены по всей периферии Срединного массива, но наиболее крупные из них сосредоточены в каной менее дислоцированной части (рр. Кувалорог, Степанова, Дукук, Квинум). Как правило, они приурочены к- мульдам и брахисинклиналям. Массивы формировались в две фазы. Сначала внедрились мелкие шгокообразные или пластовые тела крупнозернистых кортландвдов, вебстеритов, оливиновых и амфиболо-вых габбро, которые в пологозалегающих телах обнаруживаю? 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-гранат-биотитовых роговиков, содержащих иногда гиперстен и кордиерит.

По геохимическим особенностям породы габбро-кстландитовой формации подобны аналогам габбро-верлитовой формации толеитового ряда, исключая повышенные концентрации к, Т1 и э (Щека, Чубаров, 1987). Обогащение этими элементами возрастает в прямой зависимости от степени контаминации магм материалом вмещающих пород и продук- ' тивности их сульфидного медно-никелевого оруденения. Железистость ультраосновных разностей колеблется в пределах 19-24%, содержания превышают 0,4% мае. ТЮ2 , V -0,02% при содержаниях Сг ниже 0,1%. Большая часть N1 находится в сульфидной форме ( > 80%), коррелируясь с 5 (>0,2%). Все ультраосновные разности кмекг повышенный (0,2-0,5%) кларк фосфора. По отношению са и а1 к ыа и Ре кортладциты отвечают меланократовым троктолитам, а не верли-таы 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% тю2 ) паргасит, а вблизи хромита - хромистый (1,8% Сг203 ). Все пшинелиды высокожелезистые ( > 65%), восстановленные (г" < 12%) и обогащены цин-

ком (до 16% 2пО в рудах). В сплошных рудах обнаружены почти чистые хромиты (м£0+а120э<й) в ассоциации с графитом, муассанитом и ювелирным корундом. Такие хромиты содержат до 7$ -/ о .

Рудоносность габбро-кортландитовой формации имеет'исключительно сульфидный кедно-никелевый состав. В мелких массивах, залегающих а прилежащих вулканогенных зонах, наблюдается лишь бедная вкрапленность титаномагнетита. Сульфидное оруденение представлено мелкими месторождениями и рудопроявлениями, включающими все обычные генетические типы, исключая богатые руды регенерированного характера. Последние обогащаются медью, цинком, кобальтом и золотом. Только в богатых рудах появляются арсениды Со, NI, С иДтеллуриды Ры.

2. ВЮННЕНИЯ В БАЗАЛЬТШДАХ

Еще в прошлом веке в эффузивных .юродах различного состава многими исследователями отмечались необычные полнокристаллические обломки базит-гипербазитового состава. Как правило, их считали или отторненцами нижележащих интрузий (ксенолитами), или продуктами глубинной кристаллизации вмещающей магмы (гомеогенными включениями). 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-континент встречаются не только все известные типы включений, но и ряд новых. В связи с дискуссион-ность» генезиса этих образований и присутствием в одном теле нескольких генетических типов они классифицируются по вмещшощип порода».!. Изучение показывает, что среди заведомых ксенолитов присутствует представители всех перечисленных ранее формаций и обломки метаморфических пород, однако автором рассматриваются только те типы, генезис которых дискуссионен.

2.1. ВКЛШЕШЯ В ПОРОДАХ МШЕЧИТ-ШКНТГОВОГО КОМПЛЕКСА ГАББРО-ВЕРЛИТОВОЙ ФОРМАЦИИ

Автором, а затем В.С.Приходько, А.А.Враосеком, В.А.Селиверстовым впервые были обнаружены полкокрясталлическив у_лътрао с ловите включения в вулканических гипербчзитах габбро-верлитоьо'.; формации как щелочного, так и толеитового ряда (Щека, 1983). В Приморье включения приурочены к пикротовым трубкам взрыва и

экструзиям (с. Ариодное, р. Анвй). В первом случае трубка* (диаметр 0,5 м) на 80% состоит из обломков(2-80 см) вмещающих песчаников и глыб (до 0,4 м) шинелевых верлитов, которые цементируются и-инъецируется трахюгоидным агрегатом'биотита, магнетита,. кальцита и керсутита. До 5% объема породы составляют'крупные (до 5 с;.;)' ме-гакристы биотита, керсутита, оливина и'клинопироксена». В протояоч-ках обнаружены обильные циркон (фиолетовый,, красный,, бесцветный)1,, апатит, сфен, брукит,- рутил, анатаэ, муассанкт,- графит;, корувд,. сльмаццин. Петрографической особенностью включений,, отличающей' ее от обычкьгх интрузивных пород, является обилие симплеетитовых- агрегатов стинелп. Пироксен в породах представлен умеренно железистой (г =10%) -хромистой (Сг203 -0,79%) разностью,, бедной глинозокои (¿.Хго3 -3,59$), натрием (На2с>3,-0,29%) и титаном (тю2 -0Д6%У.. Шпинель отличается от аналога из основной массы пикрита высокой магнезиальностьв и попиленной тманистость»*. что наблюдается, обычно при сравнении эффузивных и интрузивных аналогов.- Перечисленные особенности включений позволяют рассматривать- их- как отеор-г.:енцы близлежащих мелкоглубянных дуниг-верлиговшс интрузивов (Арпаднпнский массив), являющихся' коыагматами дакрятов..

Тело в верх. р. Анвй представляет' маломощную субвулканическую залеть пикрито-базальтов, сложеннуг. титвнавгигом',- биотитом',, ильменитом и стеклом. Пироксен и ильменит замещаются? калиевым, керсутитоы. В основной массе ввделяюгся крупнее мёгакриеты' керсутита, титанавгита и многочисленные ксенокр-лсты оливина,, хрок-диопсида и хромипинедн.- Включения представлены как крупными (до 5 см) угловатыми обломками, тыс и иелкш: округлыми агрегатам:!, к отдельными ксенокрлстами. Все ош:1 окружены реакционными каГлдахгд титанавгита, керсутита и биотита. По составу к структуре огогск-ваеше включения подобны аналогам из щелочных базальтов - пирок-сены выполняют ингерстиции в оливкно. Для шпинели характеры червеобразные выделения в оливине к пироксене. В сравнении с аналогом из щелочных базальтов шпинель более хромистая к железистая, что коррелирует с пониженной глиноземистостью пикрэтов. Па составам клин о пиро кс е но в наблюдаются широкие варюции включений в одном образце, хотя в пределах одного включения состав постоянен. 'Наиболее контрастно синхронно изменяются содержания Т1, Сг к На . Натровые пироксены бедны и обогащены с» Это ко свойственно и пироксенаи вкрапленников и мегакристов пикритоБ> хотя

содержание <п в них превышает 4% що,,, чти отличает включения в пикритах ст аналогов из щ-лочым базальтов, которые обеднены Сг и обогеще;ш Ti и На. Таким образом, несмотря на сходство включений из пи кротовых и щелочных базальтов, последние несут чергы (ц и На ) вмещающих базальтов. С целью выявления причин вариаций включений по составу пироисенов электронным зондом было проектировало несколько крупник (до I см) вкрапленников клинопироксоиов из оли-виновых пикритов (рис. 3). Анализ полученной зональности показывает сиюсронное ритмичное изменение содержаний ti и сг ог хромди-опсида в ядра до высоко Ti титанавгита на краю. При :<том кюхдому из наблвдавшихся в одном образце типу включений (например, т.н. "черные и эглоные") можно найти в зональном зерне зону, аналогичную по составу пироксену включений, иными словами, каждому этапу роста вкрапленника соответствует этан формирования включений или мегакристов. Многократное чередование Ti и Сг вон ро вкрапленнике, очевидно, обусловлено не резкими колебаниями состава расплава, а скорее последовательным "расходом" 14 и Сг в околокристал-Льном пространстве за счет превышения скорости роста кристалла над скоростью диффузии этих элементов к центру кристаллизации.

Включения в вулканитах толеи^ового ряда широко распространи-ни в Валигинской зоне Камчатки. Они представлены всеми теми же разновидностями (дунити, вердиты, пироксеикты), что и в прилежащих интрузиях различной глубинности. В последнее время в мей-мечмт-пикритовой пироклаегике здесь обнаружены В.А.Селиверетомлм и др. (1983) омфацит-пироповые включения, отдельные кристаллы и сростки омфацита и Сг-пиропа.

Все перечисленные особенности включений в породах габбро-верлитовой формации надежно обьясняюгся только кристаллизацией их из вмещающего меймечит-пикритового расплава на различных, в том числе и на значительных, глубинах.

2.2. ВКЛПШШ В Прочных БАЗАЛЬТАХ

Материалы этого раздела опубликованы полностью (Щека, РЛ)Э), поэтому он реферируется кротко. Распределение включений а структурах Земли полностью корродируется локализацией зон щелочно-б&эвльтового магматизма. Они наблвдяпгся от Чукотки до Австралии как на KOHTHneiffалыюй окраине, так и в окраинных морях, острот«« дугах и на океанических островах. Включения во всех случаях приуро

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

чаны к эксплозивным и экструзивным фациям базальтов. В Приморье цел очно-базальтовые постройки окаймляют обширные плато толеитовых базальтов (траппов), которые в свою очередь выполняют неглубокие (40-120 м) грабенообразные миоцен-плиоценовые впадины. Эти проявления не обнаруживают никаких связей с домиоценовыми структурными элементами, что указывает на связь щелочно-базальтового магматизма с позднекайнозойскими расколами фундамента. По выполнению древне-четвертичных террас и многочисленным 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 ввделяется сермя маломощных потоков лав и пирокластики, остатки конуса и перловая часть, выполненная пеплово-бомбовым материалом. Все породы постройки прорываются дайко-пгокообразными экструзиями.

По модальному и нормативному составу щелочные базальты разделяются на нефелиновые, лейцитовые и полевошпатовые, что соотвег-

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 откосятся к меланократовым (пикритовш) разностям, третья - к лейкократовой. На всех постройках отчетливо выражено накопление калия от ранних я поздним фазам. Аномальной геохимической особенность!) пород является одновременное обогащение си-дерофильными (N1, Со, Сг, Т1, V ) И литофильными (2г, КЪ, №, Р, У ) элементами, Бликайшими аналогами пород Приморья является 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.Кортинекого объяснен механизм этого расщепления, оснований на образовании в расплаве полимерных кислотных ) агрега-

тов с повышенной вязкостью под влиянием летучих компонентов. Явлениями ликвации объясняется чрезвычайная пестрота состава щелоч-нобазальтовых магм, что доказывается существованием ирупнообьемных излияний, соответствующих по составу матрице или глобулям глобулярных пород.

Установлено место и время появления базга-гипербаэитовых включений в процессе базальтового вулканизма. Опробование 300-мэтрового разреза толедаовых платобазальтов Приморья показало, что нз этом интервале наблздается 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 агрегетов нескольких зерен до многотонных глыб на заключительных щелочных стадиях. Из приведенных фактов сделан вывод, что щелочные базальты с включениями доляны рассматриваться не как автономные глубинные образования, а как окисленные и ощелоченные конечные порции толеи?

базальтовых магм.

Набор гипербазитовых включений во всех вулканах одинаков: 95^ - лерцолиты и диопсидовые гарцбургеты, далее следуют оливино-ше клинопироксениты, единичны верлиты и ортошроксегатты. Помимо этой ассоциации в ряде экструзий и плановых покровов, где .широко

представлены могпкрттн минералов, встречены обломки пегматоидких титанашмтових (т.н. "черных") пироксеиитов. Последовательность идиоморфизма минералов во включениях такова же, как и в интрузивных аналогах, однако но включениях всегда устанавливается четкая ориентировка оптических элементов зерен минералов. Особенностью включения являитсн также присутствие пор^ировидных, микрогранулярных и ориентированных структур, указывающих на глубинные пластические деформации.

Сч/Щчфчча состава минералов включения выражается в повышенных содержаниях хрома, титана, алюминия и натрия npii повышенной их магнезиальности, т.е. одновременное сосуществование гипербази-товой и Сазальтоидной тецценций. Все зерна минералов в одном включении одинаковы и гомогенны по составу, т.е. равновесны между собой. В составе клинопироксена преобладает »адеитоьый компонент, по значительна доля эгиринового, если рассчитывать на него окисное железо. Минералы из различных вулканов близки по составу, исключая болео широкие вариации (8-20^ Сг2оэ ) по хрсду шпинелей.

В процессе работ обнаружены новые типы включений. К ним относятся шпинелевые лерцолиты с необычно высокой натровостью (до 2% Ка2о ) и хромистостью (до 2,2% сг2о3 ) клинопироксенов и шпинелей (до 48% Cr2Oj ) при пониженной их глиноземистости. Эти особенности коррелируют с повышенной меланократовостью (до 14,3% MgO ) вмещающих базальтов. К необычным типам относятся также лерцоли-товые включения с прожилками габбро-норитов, имеющими в зальбан-дах зону закалки или пироксенитовые реакционные оторочки. Особый тип составляют включения пегматоилных верлитов с мелкими реликта-т_с.р^д;гозериистых лерцолигов.

В эксплозивных и жерловых фациях вулканов широко распространены мегакристы (даЬб см) как минералов включений (оливин, пи-роксены, шпинель), так и вмещающих базальтов (полевые шпату, амфиболы, слхщы, магнегиты, ильмениты, цирконы, корунды). По составу они более иелезистые, титанистые и менее хромистые, чем аналоги из включений, которые иногда присутствуют в виде реликтов в ядрах мегакристов. Клинопироксены представлены титанистыми фассаи-тами (до 14% ai2o >, амфиболы - калиевыми (до 2,2$ к?0 ). керсути-тами. Обнаружен кёрсутит с аномально низкой (9,65?) железистостыз. Все зерна мегакристов гомогенны по составу, что объясняется фор-

мированием их в зонах интенсивной циркуляции летучих.

Детальное изучение включений и щелочных базальтов привело к открытию нового для Дальнего Востока типа оруденения. По рекомендациям автора выявлена промышленная россыпь сапфиров, гиацитов и шпинелей, представляющих 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 согре-raipiH - микролиты базальтов. Геохимическое же родство включений с базальтоидной магмой выражается в повышенных концентрациях "ба- , эальтоидных" элементов (Na, ai, т± ) в минералах включений.

2.3. УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ВКЛЮЧЕНИЯ В ТОЛЕИГОШХ (ОСГРОВОДШ-ШХ) БАЗАЛЬТАХ

Включения ультраосновных пород в толеитовых 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, Шивелуч, 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 офиолнтовых комплексов.

Включения приурочены к жерловым 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: дуниты - 4,4%; гарцбургиты - 58,9$; лерцолиты - 14,%; верлкты - 3,9%; вебстери-ты - 2,8%; клинопироксениты - 3,9; оливиновые и пироксеновые роговики - 7,25?; ам$иболовые габбро и диоряты - 4,4$. Структуры включений и интрузивных аналогов идентичны, исключая обилие оливиновых роговиков, рассматривающихся автором как продукты дегидратации, серпентинитов.

Минералы включений представлены высокомагнезиальими, низкотитанистыми хромистыми разностями, пироксены бедны натрием и глиноземом, шпинель соответствует хромитам троктолит-гарцбургито-

вой формации. В единичных образцах обнаружена и детально изучена высокохромистая магнезиальная роговая обманка (С.Щека, П.Веха 1973).

Отсутствие корреляций между составами вмещающих пород и включений, летрогрофо-минералогические и геохимические особенности последних сближает их с породами троктолот-гарцбурпттовой формации.

2.4. ГАББРСВДНЫЕ ВКЛШЕШЯ В ТОЛЖГОШХ (ОСТРОВОДтШХ) БАЗАЛЬТАХ

Габброидкые включения широко распространены как в щелочных, так и в толяеитовых вулканах. В большинстве случаев надежно устанавливается, что они представляют - . отторкенцы ида габброидных интрузий, или метаморфического фундамента. Однако в ряде вулканов высокоизвестковистой магмы получили развитие своеобразные крупнокристаллические обломки оливин-аноргетового состава, генезис которых вызывает острые дискуссии. Особенно широко они распространены во всех островных дугах, реже отмечаются в океанических и 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 должного внимания. Однако в последующие годы эта экзотичность обеспечила Ям популярность, и сейчас они стали хорошо изученными объектами. В дополнение к известном автором были обнаружены подобные включения на вулканах Авача, Кихпиныч и Камбальный (Камчатка) (Щека и др., 1968). Автором детально изучались включения Камчатки и Ity-рхл.

В указанном районе включения приурочены исключительно к вулканам приокеанических частей дуг, где развиты высокоизвест-ковистые островодужные толеиты. Включения появляется только на поздней, чаще всего послекальдерной стадии извераений. Пошшо базальтов, ош 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. носителем их была базальтовая магма. Ос о б енност ьювмещаицих базальтов является резкое преобладание среди вкрапленников основного (76-100% Ая ) плагиоклаза, что обуславливает обогащешость базальтов аноргитовым компонентом. Кроме плагиоклаза во вкрапленниках присутствует железистый (18- •

-35^ у») оливин, клинопироксен я магнетит. В соответствии с этим включения имеют существенно плагиоклазовый с примесью оливина, или трехминеральный, или пяагиоклаз-пироксеновый состав. В этом же направлении падает основность плагиоклаза и растет железист ость оливина и пироксена в базальтах, т.е. налицо корреляции состава я парагенезисов базальтов и включений.

Своеобразие текстур и структур включений заключается в рыхлой часто друзовой упаковке зерен во внутренних частях обломков, окруженных мелкозернистой оторочкой. Встречается полосчатые или порфировые разности с пустотами, окруяенныаи пегмато-идньми выделение®. Наконец, нередки включения с радаально-центргаесюш распологетгтем зерен оливина и плагиоклаза. Все эти особенности свидетельствуют об автономности роста отдельных включений, исключающей простую аккумуляцию зерен, и кристаллизацию 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 сиде-рокитовыми агрегатами магнетита. Всего одно включение содеригт ортопироксен и роговую обманку (кроме перечисленных минералов). Плагиоклаз представлен исключительно анортитом — 90—10С1% Ап. Особенность его является оптическая и рентгеновская рагупоря-доченность, отсутствие зональности и постоянные примеси келеза. Оливин имеет умеренную яелезистость (18-20^ Ра ) и, как и в вулканитах - заметные содержания Са, И., А1, Сг . Пироксенам свойственны повышенные яелезистость (18-26%), глиноземистость и окисленность при умеренной натровости. Шпинель характеризуется повышенными железистостью, окисленностью и титанистостью при умеренной хромистости. Магнетит представлен гомогенным твердом раствором, богатым Т1, АЛ., щ, V, т. Со, йп.

Приведенная характеристика показывает, что несмотря на полнокристаллическое строение, оливин-анортотовые включения в отличие от интрузивных аналогов обладает высокотемпературными ("вулканическими") состава-«! и структурами минералов, что свидетельствует о необычности их генезиса. _

2.3. ПРЕОБРАЗОВАНИЯ БАЗИТ-ГЙПЕРВАЗИТОВКХ ВКЛХЛЕШЯ

При решении проблемы генезиса баэит-гилербазитовых включе-

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

Среди габброидных включений наибольший ингерес представляют случаи метаморфизма оливин-ацоргитовых включений. В одном из них,имеющем пегматоидное брекчированное ядро и мелкозернистую краевую оторочку, на контакте ядра и оторочки обнаружено про-гшлковядное вццеление фисташково-зеленого цвета. Изучение его под микроскопом показало, что оно представляет фассаит-клинеле-вый симплектит. Поскольку новообразованная ассоциация является более плотной, чем первичная (ох+Ап^ ), можно полагать, что это обусловлено глубинным метаморфизмом'включений, однако геологические наблюдения и термодинамические расчеты свидетельствуют об обратном. Симплектит развивается на контакте зерен оливина и анортита, т.е. по известной реакции 01+Р1»КРх+Зр . Мощность зонки возрастает к контакту с базальтом. В оливине и анортите ■ вдоль симплектитовой зонки резко сгущаются газово-жидкие включения, что показано на ряде фотографий (Щека, 1983). Конечным продуктом- реакции являются фассаит-анортиговые (Ап 100) агрегаты. Соотношение Рвв»3р в симплектите - 1,2:1, что соответствует практически изохимической реакции при инертных ы, Са, Ке и подвижных 31 и №. Фассаит (А12о3 -9,9$; СоО -23,94%) и шинель (сг203 -0,03%) характеризуются высокой окисленностью (г" -72 и 48 соответственно). Согласно расчетам указанная реакция сопровождается выносом 1,38 ат.в1 и 0,06 ат. На и окислением Уе . Поскольку содержащие эти элементы фазы не обнаружены в продуктах реакции, необходимо допустить их вынос с летучими компонентами, на что указывает чрезвычайная насыщенность минералов реакционной эонки газово-аидкими включениями. В случае появления кварца и альбита реакция метастабильна: Т-900 С, Ргв.-18 кб, рО-10 гт., что противоречит сосуществованию самородного железа с окисленными шпинелью и фассаитом. Аналиа всех приведенных факторов наряду с результатами моделирования этой реакции (ртв. I агг.) и

присутствием фассаит-шшнелевой ассоциации в близповерхностных роговиках и скарнах позволяю- считать, что наблюдавшиеся явления вызваны не возрастанием давления, а десиликацией вкльчений под влиянием своеобразного газового метасоматоза в условиях высок« температур и малых глубин, что обычно в магмоподзодящих 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 - оргопирох-сеиом,, амфиболом, биотитом. Обратная картина наблюдается в щелочных базальтах - пяагиоклаз-пироксеновые парагенезисы сменя- . югся' недоскщенными зю2 оливин-шпинелевьми.

Гипербазитовые включения: подвергается преобразованиям как до- попадания в транспортирующую магму, так и при взаимодействии с ней.. Первый1 тип. преобразований выражается, в разнообразных деформациях пород и. прожилках, секущих включения и срезающихся Емсщающим базальтом» В глубинных включениях из щелочных базальтов- деформации, имектг пластический характер, что выраяается в отчетливой ориентировке- оптических элементов зерен минералов, отличающейся однако от- ориентировки зерен в магматических кумулятивных породах- Включения в островодужных 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 прожилки магматических пород и метасомати-чоские зонки.. Во включениях из щелочных базальтов преобладают прдаилюг шгошель-оливиновых клинопироксенитов, единичны - габ-бро-норитов и ортопироксенитов. Секущий характер прожилков доказывается наличие!-! апофиз от прожилков и срезанием зерен минералов вмещапщих 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 магмой. 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 прожилков встречается ввиде самостоятельных обломков (т.н. "зеленые пироксениты").

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

Двупироксеновые габброиды являются одним из обычных типов включений'в щелочных базальтах, однако в двух вулканах (Нежинский, ЛодгелбашЛный) они обнаружены ввиде прожилков в лерцолитовых включениях. На контакте габбро-норитов с лерцолитами обнаруживается зонка реакционного взаимодействия с пироксен-шпинелевым сим-плоктитом.'В другом случае габбро-норкт окружен мощной реакционной зоной ортопироксена, что отмечается в большинстве габбро-гиперба-зитовых интрузивов (Щека, 1969). Особенностями лерцолитов этих включений являются пониженные натровость и хромистость и повышенная титанистость клинопироксена.чго свойственно и пироксену габ-бро-шркгоз, исключая повышенную (1,64% Ка20 ) его натровость. Эти особенности наряду с низкой основностью и повышенной калие-востью плагиоклазов, однообразием состава прожилков габбро-норг-тов в различных- частях земного шара могут указывать на их родственность с вмещающей базальтоьой магмой, а сосуществование плагиоклаза с оливином - на прорывание блоков лерцолитов габбро-норитами на умерешшх (ниже 7 кбар) глубинах. Прожилки во включениях из остро водужных базальтов Камчатки представлены такими же разностями, что и в щелочных аналогах, однако составы их минзра-лов характеризуются отчетливыми малоглубинньмн толеитовши тенденциями.

Многочисленную группу составляет прожилки и зонки, обнаруживающее признаю! метасоматического образования. Они представлены или мономинеральными дароксеновыми разностями, или в ядре сложены клинопироксеном, а в контакте с лерцолитои (гарцбургитом)-оргопироксеном. Килы и зоны имеют пешатоидное сложение и содержат реликты вмещающих лерцолитов. Минералы прожилков и оонок по составу отличаются от аналогов из лерцолитов пониженной хромне-тостью и повшенной глиноземистостью при сохранении той се нат-

ровости, что и в лерцолитах. В заключаю:е отметим, что материал прояилков и вмещающих лерцолитов подвергается одновременно разнообразным изменениям под влиянием транспортирующей базальтовой магмы.

Преобразования гипербазитовых включений в базальтовой магме сводятся к их перекристаллизации, растворении 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, керловых фациях и субвулканических телах включения несут следа взаимодействия с вмещающей 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 -Те, Т1, А1, Ып и выносом и Сг . Вокруг отдельных зерен -фрагментов включений в основной массе базальта формируются зональные кристаллы, края которых по составу отвечают 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-норита. В этих же включениях широко проявлены процессы дегидратации серпентинитов, выражащиеся в образовании оливино-вых роговиков с высокомагнезиальными (?& 7) оливином и окисно-железистой хромшпинелью.

Процессы плавления затрагивают только моноклинный, редко -ромбический пироксены. Они приводят к преобразованиям их в агрегат новообразованного пироксена, лишенного "базальтовой" компоненты ( А1, На) и лейкократового стекла (фонолитового иди ли-паритового), причем этим процессам подвергаются не только минералы включений, но и мегакристы из щелочных базальтов.

3. 2ДХИДНЫЙ РЕШ БАЗИТ-ГЛПЕРБАЗИТОВЫХ МАГМ

На основании хроматографических анализов газов из газово-жидких включений в минералах и зондопых анализов солевых пленок сделана попытка оценки газово-флюидного режима базит-гипербази-товых магм (Щека, 1983). Использованный материал включал образ-

цы из рудоносных (tí, Cr, Cu-Ni ) интрузий и всех изученных типов включении в базальтах.

В минералах хромитоносных интрузий троктолит-гарцбурготовой формации среди солевых остатков преобладает NaCl при незначительной доле KCl и CaSC>4 . Г аз ово-жидкие включения в минералах ти-таноносных интрузий габбро-веряитовой формации характеризуются обогащением NagCO^ со следами СаСО и CaSO^ . В интрузивах с сульфидным Cu-Mi -оруденением ■ габбро-кортлаедитовой формации солевой остаток представлен хлоридами Na и К , в незначительной мере - СаСО^ и KoC0j -. ."Лерцолитовыв включения в щелочных базаль-тах_несу? (в порядке убывания) TtaCl, KCl, K2S04, СаЗО^ , тогда, как их аналоги из толеитовых 'базальтор содержат исключительно N&C1 . Таким образом, общим для флюидов различных базит-гипорба-зитовых магм (исключая титаноносные) является преобладание хлорида На в различных комбинациях с хлоридами К , карбонатами и сульфатами. Титаноносные интрузии формируются при преобладающем участии карбонатных флюидов. Обращает внимание отсутствие карбонатов во включениях из щелочньк базальтов, с которыми связаны карбонатиты, и серы - в сульфидояосных интрузиях. По валовым содержаниям в безрудных породах отмечается обогащенность бором т рокт олит-гарцбургит о во й формации, фосфором и фтором - габбро-верлитовой, серой - габбро-кортлавдитовой.

Среди газов включений в минералах во Есех 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 С0£ (73-99%), в минералах включений в базальтах - СО и Н^ ДолЛ сн4 Ii н, во всех образцах низка - 0,1-2,2% ( СН4), 0-&.Щ, (и2). На диаграмме С-Н-О (рис. 4) точки составов газовой фазы всех изученных комплексов (включая и Ре -метеориты, и лунные породы) располагаются вдоль линии со2-СН4 , и лишь алмазоносные кимберлиты и меймечиты группируются по линии С02-Н2 , смещаясь к последней координате. По линии С02^н4 набладается последовательное окисление флюидов в порядке: включения - близповерхностные интрузии - глубинные интрузии, т.е. окислительное состояние флюида определяется прежде всего глубинностью и температурой кристаллизации магмы, а не первичной ее специализацией. Последнее можно предполагать для алмазоносных пород и щелочных .меймечтов. В целом можно отметить, что наиболее высокотемпературные (т.е.

Ркс. 4. Состав газовой'фазы включений в минералах базит-пшербазитовых комплексов.

1-2 - оливины из кимберлитов (I) и ыеймечитов (2), 3 - пи-ронсены из гкпербазитовых включений в кимберлитах и меймечктах, 4 - алмазы, 5-6 - поля составов газовой фазы шггрузивных пород (5) и алмазоносных кимберлитов (б).

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

4. ¡ШЕРМОГО-ГЕОЖШЧЕСКИЕ АНАЛОГИИ БАЗИТ-ГИПЕРБАЗИТОВШ ИНТРУЗИЙ И ВЮПНЕНИЙ

Ммнералого-геохишческие особенности пород характеризуют с одной стороны' исходный' состав маги, с другой - определяются скроким многообразием условий их кристаллизации. Действие этих двух факторов зачастую противоположно* что заставляет проводить шшералого-геохныические корреляции- только, одноименных типов пород, кристаллизовавшихся в сходных термодинамических условиях. Материалы по минералогии и геохимии баэитов и гипербазитов Дальнего Востока очень обширны, поэтому в данном раздела приводятся лишь характеристики, дискриминирующие выделенные комплексы.

4.1. УЛЬТРАОСНОВНЫЕ ПОРОДЫ

По количественно-минеральному (и нормативному) составу че-тырсхтанеральные (01+2Рх+5р ) породы всех формаций и включений практически одинаковы, что лишний раз подчеркивает их эвтектическою (а не кумулятивную или реститовую) кр.гталлизацию из расплава. Более того, подсчет количественных соотношений этих пород и сопровожу ающих их жильных образований (одно-двух^трезсминеральных пирсксенитов) в массивах троктолит-гарцбургитовой формации и во включениях из щелочных и островодужных базальтоидов дает одинаковые пропорции. Верлиты и пироксениты, равно как и меймечиты, и_пикрггы габбро-верлитовой формации и "плагиоклазовой" части троктолит-гарцбургитовой формации показывает широкие вариации минерального состава, что, очевидно, свидетельствует об их ко-тектической кристаллизации. Породы габбрс-кортладитовой формации, кристаллизовавшиеся при высоком давлении воды, характеризуются как разнообразием минеральных парагенезисов, так и широкими количественными вариациями минералов.

Состав минералов в породах каждого комплекса специфичен (табл. 2-4). Оливин троктолит-гарцбургитовой формации и включений в островодужных базальтоидах идентичен и характеризуется пониженными железистостью и кальциевостью. В таких же включениях из щелочных базальтов при близком валовом составе оливин обогащен кальцием и содерад? примеси 11, А1 и Сг . То же самое характерно й для оливина габбро-верлитовой и габбро-коргландитовой формации при более высокой келезистости. Такие же тенденции, т.е. возрастание баэальтоидного компонента, отмечаются и для пирок-сонов, причем в них резко меняется поведение хрома и титана -с возрастанием щелочности (и аелезистости) магм хром вытесняется титаном. Исключением являются включения в щелочных базальтах, пироксены в которых при высокой магнезиальности обогащены одновременно Сг и Т1 . Наиболее специфичны хромшпинелиды и магне-титы изученных комплексов. Общими особенностями хромшпинелидов являются нарастание келезистости »1 титанистости с ростом щелочности магм. Составы шпинелидов из интрузий трокголит-гарцбурги-товой формации и из включений в островодунных базальтах совпадают,- в то время как из включений в щелочных базальтах не имеют аналогов по низкой хромистости и желееистости. В породах габбро-верлитовой формации наблюдается непрерывный ряд от железисто-

Ге

Рис. 5. Распределение составов хромазпинелидов базит-гипер-базитовьгх интрузий и включений в координатах Ре-Сг-д.1 (средние составы).

1-3 - толеитовые меймечиты: I - докембрийскке (все), 2 - мезозойские (Камчатка), 3 - кайнозойские (о-в Горгона); 4-5 - расслоенные массивы: 4 - Великая дайка Родезии, 5 - Лукивда (Становий хребет); б - гшербазиты трокголит-гарцбургитовых интрузий и включений; 7-11 - гилербазиты габбро-верлитовой формации (7-9 -щелочной, 10-И - толеитовый ряд): 7 - меймечиты Сихотэ-Алиня и Японии., 8 - меймечиты Маймеча-Котуйской провинции, 9 - дуниты Гулинской интрузии, 10-И - перидотиты Сарановского (10) и Мало-Ашкинского (И) массивов (Урал); 12-13 - кортландиты (12) и мед-но-никелевые руды (13) габбро-корт ландитовой формации (Камчатка, Приморье, КНДР); 14 - лерцолиты включений в щелочных базальтах Дальнего Востока.

хромистых хромитов в глубинных интрузиях до высокотитанистых хроммагнетитов в субвулканических телах. Весьма специфичны шпи-нелиды никеленосной габбро-корт ландитовой формации, которые обогащены гп (до 16% 2пО ) и V (до 2,5% т203 ). Среди них в ассоциации с графитом обнаружены хромиты без А1 и «а . Расчэт методами многомерного метанализа положения составов шпинелидов из базитов и гипербазитов в пространстве ?е-Сг-А1 показал (рис. 5), что все многообразие формирует криволинейную поверхность,

Таблица 2

Средние составы оливинов и оргошсроксенов из интрузивных перидотитов и включений

Компо-

Оливины

!

Оргопиронсены

нент 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 - 0,05 0,06 - - - 0,05 3,02 3,42 1,87 4,9? 2,38

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

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

и«0' 49,88 49,02 48,75 44,62 49,52 48,12 33,47 33,42 29,42 34,31 32,54 25,44

Се.0 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

Сг2°3 - 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

8,6 10,0 11,5 16,3 8,4 10,2 . 22,2 9,6 18,8 9,6 10,3 24,6 ■

о

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

Таблица 3

Средние составы хлинопирохсенов и шинелей из интрузивных перидотитов и включений

Компо-

Клинопироксены

Шпинели

нент К1Р> 2(7) 2-С32) 3(28) 4(12) 5(82) 6(28) 1(46) 2(33) 2(13) 3(128) 4(6) 5(56) 6(3)

зю2 тю2 А1203 ге20,

¥еО '

КпО

ц«0

СаО

Ка^

к2о

Сг203 Сумма £

52,45 0,06 3,06 0,41 2,27 0,01 19,15 20,25 0,27 0,05 1,00 98,98 7,4

51,60 0,12 3,70 н.а. 6,44 0,12 15,60 21,22 0,36 0,08 0,34 99,58 18,8

50,67 0,42 4,48 н. а.

8,62 0,16 14,80 19,88 0,44 0,16 0,17 99,20 24,6

51,70 0,62 3,31 н.а.

5,03 0,11

16,10 20,98 0,40

0,08 99,34 15,2

51,74 0,02 2,12 0,07 2,78 0,05 20,72 20,87 0,25

0,89 99,51 7,1

51,05 0,61 6,84 1,34 2,13 0,09 16,12 19,44 1,57 0,08 0,78 100,05 10,3

49,76 0,52 4,84 3,35 4,90 0,17 14,88

20.91 0,40 0,10 0,09

99.92 23,0

0,08 0.32 0,88 0,63 0,08 0.19 2,82

12,84 26,34 22,31 23,30 20,88 55,74 20,64

1,34 6,18 12,€8 2,29 5,08 1,30 16,21

21,42 21,19 18,32 24,80 13,08 11,69 20,14

0,12 0,38 0,46 0,39 0,09 0,10 0,32

14,32 8,12 6,31 6,66 14,68 20,68 11,18

49,34 44,56 39,42 40,06 46,00 10,72 28,72 99,46 99,09 99,38 99,62*99,89 100,42 99,83 43,6 66,3 72,5 68,6 40,3 24,3 63,6

х включения 2,47% 2п0

именуемую в физико-химических моделях "катастрофой с борга:". Этой поверхностью обычно описываются различные энтропийные функции систем, что позволяет предполагать, что область состава природных магматических шгошелидов определяется в первую очередь не концентрационными. а термодинамическими параметрами магм. Специальными исследованиями распределения микро- и макроэлементов в кагнетигах всех формацйЛ (Щека и др., 1980) показано, что по мере нарастания щелочности магм наблюдается смена "гипербазиго-вого" парагенезиса элементов (Н1-Сг-Со ) щелочно-базальтовым (Т1-Кп-гг ). Среди вторичных магнетитов обнаружены редкие разновидности с высоким (до &%) содержанием БЮ2 (БЬсЬека et а1., 1977).

Изучение распределения макро- и микроэлементов меяду сосуществующими минералами гипербазитов (Щека, 1977) показало, что ведущими факторами этого процесса являются наравне с температурой щелочность магм и фугитивность кислорода. Наибольший интерес представляет распределение хрома между клинопироксеном и хромшпинели-дом. На графике ^ Крх-<Р Яр-выделяется "интрузивное " поле с высокой хромистостью шпинелидов и низкой - пироксена и поле лерцолн-товых включений в щелочных базальтах, где соотношения хромистости обратные.

4.2. ГАЕБРСИда

Из габбро идных аналогов интрузивных пород в работе рассматриваются лишь оливин-аноргитовые включения. Основным отличием этих пород от трокголитов троктолит-гарцбургитовой формации является высокая железистость оливина 0?а 18-29$) при высокой ( Ап 92100%) основности и разупорядоченности структуры плагиоклаза. На графике (рис. 6) отчетливо видно, что основность плагиоклаза и железкстость оливина в глубинных интрузиях трокголитов отчетливо коррелируют, в то время, как во включениях келезистость оливина варьирует независимо от основности плагиоклаза. Подобная же зависимость обнаружена и в близповерхностных интрузиях порфировед-ных трокголитов в пхном обрамлении Сибирской платформы (Валыкин и др., 1986), что позволяет идентифицировать эти образования.

П. ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЙ РЕШИМ базиг-ГИПЕРЕАЗИГОШХ МАГМ И БКЛШЕНИЙ И ПРОБЛЕМЫ ПЕГРОГЕНЕЗИСА

Обилие экспериментальных данных и эмпирических петрологичес-

Ап

80

во

о/ Х2 +3

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

I - оливин-анортитовые включения; 2 - мелкоглубинные и 3 -глубинные дунит-<гроктолитовые интрузии южного обрамления Сибир-" ской платформы.

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

Температур* кристаллизации пород этой формации определялись лишь для двупироксеновых разностей по термометру П.Р.Уэллса (\Уо11э, 1977). Следует отметить, что кристаллизация пироксенов лишь для основных пород характеризует ликвидусную стадию. В га-пербазитах ликвидусныда мин ералаш являются шпинель и оливин, температура кристаллизации которых, судя по экспериментальным данным, на 40-90°С выше пироксенового солидуса. Полученные значения колеблются в пределах: гарцбургкты и лерцолиты 1220-Ю20°С; вебстериты-верлиты - 1100-980°; трокголиты - габбро-но-риты - 1150-950°. Такие значения должны считаться несколько заниженными в сравнении с величинами для "сухих" составов. Данное

5,1. ТРОКГОЛИТ-ГАРЦБУРГЛТОВАЯ Ф0ШАЩЯ

противоречие может быть объяснимо лишь влиянием летучих компонентов. В и же время основные летучие компоненты, резко снижающие температуру расплава - Р, р, н2о, со2, в, в породах этой формации находятся в ничтожных количествах. Особенностью пород формации является низкая окисленность минералов. Первичный магнетит в породах отсутствует, окисленность пироксенов и шпинелидов СзГ" ) всегда ниже 15%, изредка появляются самородные N1, Ре, Си . Все это свидетельствует о восстановленном характере летучих компонентов троктолит-гарцбургитовых магм. Оценка рОе для полученных температур по шпинелидам дает значения Ю"^-10 ат. Можно полагать, что такими компонентами являлись СН^ и Н^, однако при анализе газово-жидких включений в минералах згой формации (см. 3) выявляется преобладание С02 и Н^О, хотя доля Н^ и СН^ несколько выше, 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 футитивнчсти кислорода первичные Н<э и СН^ окисляется до Н^О и С0?. Поэтому можно считать, что некоторое понижение температур магм троктолит-гарцбургитовой формации объясняется повышенным давлением в них 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-плагиоклазовыми долеритами, являющимися комаг-магами троктолитов и оливиновых габбро. Все эти факты, наряду с обычным присутствием в породах парагенезиса оливин-плагиоклаз позволяют угвередать, что кристаллизация троктолит-гарцбургитовых магм протекала в оливин-плагиоклазовом поле, т.е., при давлениях ниже 7 кб. Глубины выплавления троктолит-гарцбургитовых магм в природе не известны, поскольку реликтовые высокобарше минералы в них не обнаружены. Судя по экспериментальным данным и поло-жегшю 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 серпентинизированных разностей), поскольку температуры их кристаллизации и вмещающей магмы близки (1100-1200°). Ксенолиты захватываются на небольшой глубине (на вулкане Авача 5-7 км), поэтому не содержат высокобарных фаз. Находка их в вулканах островных дуг является прямым указанием на пртсутствие на глубинах офиолитового 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, долеритов, габброидов над гипербазитами указывают на базальтоидный состав исходной магмы. В то же время наличие самостоятельных массивов троктолитов и гарцбургитов свидетельствует об автономном существовании такта же расплавов. Как и ранее (Щека, 1969), автор склонен объяснять это ликвацией исходной магмы на плагиоклазовый и пироксен-оливиновый компоненты.

Следует также отметить, что рассмотренные ранее оливин-анор-титовие исключения фактически являются своеобразными трота о лотами, однако они относятся к производным толеит-островодужной магмы, отличающейся от толеит-океанической повышенной железистостью и низкими концентрациями хрома и никеля. Кристаллизация включений протекала 'в оливин-плагиоклазовом поле ( <. 7 кб.) при температурах 1200-1220°С. Встречено одно пятиминеральное включение (01+Г1+ OPx+KPx+Sp) , что свидетельствует о кристаллизации его на линии 01+Р1 —2Px+Sp (Т-Ю50°С, Р-7-8 кб.). Кроне 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 ввде-ление ассоциации высокоглиноземистых (9-11% А12°з ) пироксенов и шпинели, т.е. кристаллизация этого включения начиналась в 01-Р1 поле и при снижении температуры завершалась в 2Px-Sp поле. Перечисленные факты показывают, что максимальные глубины кристаллизации оливин-аноргитовых Еключений достигали границы оливин-нлагиоклазовой и двупироксен-шлинелевой фаций. Минералого-геохи-..гические и термодинамические аналогии зтих образований с подоб-

ними интрузиями и ликвидусными фазами вмещающих базальтов позволяют. рассматривать их как продукты глубинной кристаллизации вмещающей островодужно-^голеитовой магмы.

5.2. ГАББРО-ВЕРЛИТОВАЯ ЗОИАЩЯ

Оценка температур кристаллизации пород габбро-верлктовой формации затрудняется отсутствием в них ортопироксена. Поэтому получе5шые значения единичны и одинаковы для лерцолитов (1000920°) и габбро-норигов. Более высокие цифры (1400-1200°) приводятся ддл ыеймечитов и пикритов по гомогенизации расплавных включений, однако соответствие их реальности вызывает сомнение. Габ-бро-верлитовые магмы насыщены такими летучими компонентами, как г, р, ЦгО, со? и кристаллизуются в поле магнетита (Т-900-Ю000, pOj-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 меймечигы и долериты, что однозначно определяет мелкоглубинность этой формации. {Максимальные глубины выплавления этих магм определяются находками включений пироповых лерцолитов и их фрагментов в эксплозивных фациях, что дает значения не менее 17-19 кб. В то же время толеитовые производные габбро-верлитовой магмы не известны в океанах и приурочены исключительно к окраинам современных к палеококтинентов, что и определяет геодинамические особенности этого ряда формации.

Особого внимания заслуживает щелочной ряд формации. С интрузиями здесь ассоциируют щелочные и толеитовые базальты, аналогичные породам.океанических островов, заведомо рождающееся в мантии. Включения в таких базальтах океана и зоны перехода океан-конгинем одинаковы и не имеют аналогов среди интрузивных пород. Эти различия выражаются прежде всего в низкой хромистости шпинели при высокой хромистости пироксенов (Щека, 1977). Причина этого не ясна и скорее всего имеет концентрационный характер.

Экспериментальные исследования показывают (Dickey, Yoder, 1976), что обмен Сг между шинелью и клкнопироксеном ни от давления, ни от температуры не зависит. Отличия двух полей заключаются в повышенной натровости пироксенов включений, что позволяет предполагать, что перевод Сг из шпинели в пироксен определяется

высокой активностью натрия при формировании включений из щелочной магмы. Температуры кристаллизации лерцолитовых включений колеблются в пределах 980-П20°С. Среди них преобладает шпине-тевые разности, единичны включения с платно 1слазом, графитом и гранатом, что определяет поле давлений в пределах 7-19 кб. В од-юм из включений наблюдалось замещение шпинели пироповым грана-■ом, что указывает, по мнению автора, не на повышение давления г процессе кристаллизации, а на снижение температуры и переходе »вновесия через линию Зр-йа.

Все перечисленные особенности гипербазитовых включений в ще-ючных базальтах позволяют рассматривать их как продукты глубин-юй кристаллизации щелочной магмы. В связи с этим геохимическая металлогеническая специфика магм щелочного ряда габбро-верлито-ой формации объясняется не особым типом коры, а фракционным вып-авлением их из м&нгийкого субстрата при участии кислотных флюи-ов (Р, У ), обуславливающих широкое распространение процессов иквации.

5.3. ГАЕБР0-К0РГ1АЩИТ0ВАЯ ФОЕМЦИЯ-

Как указывалось ранее (1.3), для габбро-коргландитовызс магм арактерен значительный температурный интервал кристаллизации, бусловленный повышенной напыщенностью их летучими компонентами, элученные по двупироксеновому термометру температуры колеблются гипербазитах в пределах 1150-980°, в габброидах - 980-745°, аиболее низкие значения (745°) показывает ам$иболовые габбро-но-яты. Интервал кристаллизации в одной породе - 925-1150°.

Своеобразием никеленосных кортландитов является отсутствие эрвичного магнетита, очень низкая окисленность ликвидусной шпи-гли и постоянное присутствие ильменита, графита, муассанита, ?о свидетельствует о кристаллизации мад*м в поле стабильности эстита и графита, которые для данных температур и давлений

далее) сосуществуют в узком интервале фугитивностн кислоро-1 - атм. Легкий состав углерода ( ¿С -21-24°/оо)

адежно указывает на углеводородный его источник, свойственный эганике вмещающих пород, равно как восстановление сульфатной зры из ксенолитов до сульфидной в магме приводит к з! лггелъно-, ее "облегчению" (от ¿534+10-+12$? до ¿'5 ^0-8°/оо) под шядаем водорода. Именно восстановленным характером кортландм-)вых магм и обусловлена аномально высокая железистость шпине-

лей при умеренной железистости магм. Эти же факторы определяют сульфидов рудоносность формации, что доказывается отложением сульфидов Ре, Си, N1 ввяде кайм вокруг гнезд графита. Постоянное сосуществование в породах амфиболов, биотита, графита, муассанита и сульфидов указывает на высокое давление воды во флюиде, что при низкой фугитивности кислорода и повышенном общем давлении должно расширять поле устойчивости метана и сероводорода. При этом равновесный с графитом и вюститом флюид должен быть существенно водным (Ballhaus, Stumphl, 1985).

Повышенная глубинность кристаллизации массивов формации определяется обычным присутствием граната в контактовых роговиках и ксенолитах, появлением среди них парагенезиса гранат-ортопирок-сен-плагиоклаз-кварц. Последнее позволяет оценить глубинность габбро-кортландитовых массивов по геобарометру P.C.Ньютона (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 м практически не несут следов метаморфизма, а мощность толщи не превышает 5-7 км. Подобный парадокс может быть объяснен лишь значительным стрессовым боковым давлением при низких температурах метаморфизма, когда равновесные повышенному давлению парагенезисы появляются лишь в зонах контакта пород с высокотемпературны!.® богатыми летучими расплавами, что ускоряет ■ реакции перекристаллизации.

Специфика термодинамического режима магм габбро-коргланди-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 троктолитов, т.е. парагенезиса Ol-PI , и преобладанию коргландитов, габбро и габбро-нори-тов. Повышенные давления воды и восстановительные условия резуль-тируюг появление парагенезиса глиноземистого паргасита с оливином, шпинелью и пироксенами при отсутствии первичного магнетита, а шпинель практически не окислена. Обводненность расплавов определяет длительность температурного интервала ликвидус-солидус (1150-925°С), что сопровождается значительным изменением состава минералов в процессе кристаллизации, особенно амфиболов, 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, сопровоздающейся более совершенной экстракцией рудных составляющих из силикатного расплава. Поэтому приуроченность сульфидоносных габбро-кортлаццитовых магм к черносланцевым осадкам, богатым водой, органикой и серой, становится очевидной. В связи с этим, не исключено, что сульфидно-никеленосньго магмы являются первично-мантийными, однако внедряясь в условиях окраинно-конгинеоталькых рифтов, спрединг в которых компилируется интенсивным сносом с прилежащих континентальных блоков, они конгйминируются 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 никеленосные интрузии залегают в угленосных и .гипсоноеных тплщах, а массивы в трапповой толще несут лишь окисное железооруденоние. А.А.Маракуиевым (1968) убедительно показано, что в месте прорывания угленосных пластов никеленосной интрузией последние поглощаются его 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 наделенные 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 объемы этих магм и однородность состава убеждают нас в том, что мантийный материал имеет толеитовый состав. В то же время в мантии же зарождаются и щелочше магмы (судя по океанам), которые имеют незначительные объемы и контролируют зоны глубинных линейных разломов. Особенности химизма и металлогении (обогащение К, КЪ, Ви, Зп, ТР ) этих магм вполне увязываются с кислотным фосфорно-фторным составом их флюидов. Чем вызвано появление в мантии линейных зон фильтрации фосфора и фтора - остается загадкой, однако незначительность их объемов свидетельствует об ограниченности концентраций К, нь, Ва, Эп, ти и других некогеренгных элементов в толеитовом мантийном субстрате. Появление толеитовых магм габбро-верлитовой формации, переходных

по составу от троетолит-гарцбургитовых к- щелочным, свидетельствует о проме;::уточном 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-кортландитовой 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-ф1)дше месторождения). Наиболее продуктивные магматические (и гидротермальные) комплексы (никеленосные, оловянные, золотоносные) приурочены к чсрносллнцевым толщам, 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 ЗЩЩШШЕ ПОЯСНЕНИЯ)

I. Базит-гипербазитовые проявления зоны перехода классифицируются в 3 форыационных типа: а) троктолит-гарцбургитовый, б) габбро-верлитовый, в) габбро-коргтландитовый, отчетливо различающиеся по геодинамическому режиму. Первые два типа характеризуют рифтогенный этап с утонением коры до океанической (трокто-лит-гардбургитоеый) или промежуточной (окраинно-конгиненгальной) мощности (габбро-верлитовый). В первом случае полный разрез зон (снизу вверх) включает вулканюгы-креини + карбонаты-фшшовди, во-вгором - порядок стратификации толщ обратный, а в составе вулканитов часто присутствуют ультраосновные разности. Габбро-корглан-дитовые интрузии формировались в рифтах на окраинно-континенгаль-

ной коре, в которых углубление компенсировалось терригенным заполнением. С интрузиями ассоциируют(в порядке 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-кортландитовая и габбро-верлитовая формации специфичны для зоны перехода и отражают реакцию края азиатского континента на воздействие на него фемической тихоокеанской плиты.

2. Выделенные формации надежно разграничиваются по геохимии, минералогии и рудоносности. Троктолит-гарцбургитовая формация характеризуется повышетшыми магнезиальностью и кларками Сг и

в породах и минералах и несет окисное хромовое оруденение. Габбро-верлитовая формация отличается повышенными яелезистостьв и марками Т1, р, Р, СО,, и сопровождается ?ъ-?е-Т1 -оруденением. Габбро-кортландитовая формация специфична повышенным кларком сеял и сульфидной Сц-1«. -металлогенией.

3. По термодинамическим условиям кристаллизации троктолит-^арцбургитовая и габбро-верлитовая формации относятся к мелко-■"лубинному (0-5 кб) вулкано-плутоническому типу, а габбро-корт-гандитовая - к глубинному (> 5 кб).

4. Базит-гилербазитовые включения в эффузивах являются либо яторженцами (ксенолитами) интрузий любой из ввделенных формаций, ибо продуктами близповерхностной или глубинной кристаллизации шещающей магмы. Доказательством принадлежности включений к ксе-юлитам служат полная аналогия структур и состава минералов ксе-юлитов и соответствующих интрузивных пород, многочисленные сле-_ы преобразований пород до попадания в транспортирующую магму кагаклаз, перекристаллизация, метасоматические и магматические шли). Кристаллизация оливин-анортитовых включений из вмещающей (агмы в промежуточных очагах подтверждается идентичностью соста->а минералов включений и вкрапленников вмещающих эффуэивов, а акже существованием подобных интрузий под вулканами. Принадлежать включений'в щелочных базальтах и меймечитах к продуктам ристаллизации меймечит-пикритовых магм обосновывается наличием ональных вкрапленников с чередованием зон, отвечающей по соста-у различным типам включений и микролитам. ^Глубинности этих вкло-;ений вытекает из обогащенности клиногшроксена жадеитовыы ксмпо-ентом и появлением магнезиальных гранатов.

5. Сравнительное изучение базит-гипербазитовых интрузий и включений в э'^узивах даот 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 никеленосных дунито^гроктолито-вых интрузий Станового хребта. - М.: Наука, 1969. - 134 с

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

3. Парагенезисы микроэлементов магнетита. - М.: Наука, 1900.- 147 с. Соавторы: А.Г.Пятков, А.А.Вржосек, Г.Б.Левашев.

4. Базит-гипербазитовге интрузии и включения в эффузивах Дальнего Востока. - М.: Наука, 1983. - 167 с.

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

Статьи:

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

с. 710-713. Соавтор Г.Н.Огарков.

2. Включения шпинелевых перидотитов в базальтах вулкана Оаху (Гавайи). - Докл. АН СССР, 1968, т. 180, № I, с. 321-324. Соавторы: В.Г.Сахно, Н.А.Куренцова, Ж.А.Макарова.

3. Петрография и оруденение Ариаднинского габбро-перидотито-вого массива. - Инф. сб. Прим. геол. упр., 1968, $ 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.Цуренцова и др.

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

6. Основные закономерности базит-гипербазитового магматизма в Приморье. - В кн.: Магматические породы Дальнего Востока.

Владивосток, 1973, с. 9-61. Соавторы: Р.А.Октябрьский, А.А.Врхо-сек, Г. Н.Огарков.

7. Новая находка хромистого амфибола. - Дом. АН СССР, 1973, т. 211, № 4, с. 953-956. Соавтор Ж.А.Щека.

8. Окологабброидные роговики и гранулитовые порода Камчатки. -В кн.: Пробл. петрол. и петрохимии магматических и метоморфичес-ких пород. Владивосток, 1975, с. 167-196.

9. О явлениях метаморфизма гипербазитовых включений до попадания в базальтовую магму. - Докл. АН СССР, 1976, т. 227, »3,

с. 678-681.

10. Минералого-геохимические аналогии базит-гипербазитовых интрузий и включений в эффузивах. - В кн.: Магмообразоваиие и его отражение в вулканических процессах. - М.: Наука, 1977, с. 109123.

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

12. 2п-Мз -содержащий марганцевый магнетит из Приморья. - В кн.: Минералогические исследования на Дальнем Востоке. Владивосток, 1977, с. 97-100.

13. 0 явлениях ликвации базальтовых расплавов. - Докл. АН СССР, 1978, Я 3, с. 691-694.

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

15. Некоторые аспекты проблемы генезиса базит-гипербазито-вых включений в вулканитах островных дуг. - В кн.: Включения в вулканических породах Курило-Камчатской островной дуги. М.: Изд. "Сов. Радио", 1978, с. 5-35.

16. Оливин-аноргитовые включения вулканов Камчатки и Курил. • Том же. с. 124-167. Соавторы О.Н.Волынец, Ю.М.Дубик.

17. Первые находки щелочных базальтов с лерцолитоетш: включениями в Главном синклинории Сихотэ-Алиня. - В кн.: Минеральные фации кристаллических пород. Владивосток, 1978, с. 146-151. Соавторы: А.В.ллейников и др.

18. Гипербазитовый парагенезис вкрапленников базальтов. -В кн.: Типоморфные особенности породообразующих минералов. Владивосток, 1978, с. 5-41. Соавторд: Н.А.Куренцова, О.Н.Волынец.

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

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

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

21. Ультраосновной вулканизм Тихоокеанского пояса и вопросы систематики меймечитов и коматиитов. - Вулканология, и сейсмология, 1983, № 2,, с. 3-15. соавтор А.А.Вркосек.

22. Необычные лерцолитовые включения в щелочных базальтах Станового хребта. - Докл. АН СССР, 1983, т. 269, № 4, с. 915919. Соавторы: A.M.Ленников, И.М.Романенко.

23. Находка плагиогнейса в центральной части Тихого океана. -Докл. АН СССР, 1983, т. 279, № 6, с. 1420-1424. Соавторы: Н.А.Ку-рещова 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.Враосек.

25. Редкий тип магматической платино-золотой минерализации в бозит-гипербазитовых интрузиях. - В кн: Типоморфные 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.Кулинич и др.

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

20. Silica-bearing magnetites. - Contrib. Kineral..Petrol., 1977, v. 63, К 2, p. 103-111. Соавторы: И.М.Романенко, В.М.Чуба-ров, Н.А.^урещова.

29. lletamorphio complexes of the Ganalsky range, Kamchatka, -Pacific Ge>pi., 1978, V. 13, p. 49-64. Соавторы: Л.Л.Гериан, В.И. Шульдинер.

30. Trace element abundances in basalte of flauru Basin. -Mature, 1980, v. 286, N 5772, p. 476-478. Соавторы: Р.Батиза, Р.Л.Ларсон.

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

32. Igneous rocks of D3DP, Leg 61, Hauru Basin. - In.» Init. Rep. DSDP, 1981, v. 61, p. 633-646.

33. Magnetites and ferric hydroxides In aedlmontn of the Japan and Philippine aeaa and their genetic information, -Marine Geol., 1982, v. 45, p. 23-29. Соавторы: В.В.Забелин, В.М.Чубаров.