Геохимия и петрология надсубдукционных перидотитов

Горнова, Марина Аркадьевна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Геохимия и петрология надсубдукционных перидотитов
ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Геохимия и петрология надсубдукционных перидотитов"

005001023

На правах рукописи

ГОРНОВЛ Марина Аркадьевна

ГЕОХИМИЯ И ПЕТРОЛОГИЯ НАДСУБДУКЦИОННЫХ ПЕРИДОТИТОВ

Специальность 25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков полезных

ископаемых

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание учёной степени доктора геолого-минералогических наук

1 7 НОЯ 2011

Иркутск -2011

005001023

Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Институте геохимии им. А.П. Виноградова Сибирского отделения РАН (ИГХ СО РАН)

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук, профессор

Савельева Галина Николаевна

Доктор геолого-минералогических наук,

с.н.с. Макрыгина Валентина Алексеевна

Доктор геолого-минералогических наук,

с.н.с. Симонов Владимир Александрович

Ведущая организация: Учреждение Российской академии наук Институт

геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого Уральского отделения РАН

Защита состоится 13 декабря в 9 часов на заседании диссертационного совета Д 003.059.01 при Учреждении Российской академии наук Институте геохимии им. А.П. Виноградова Сибирского отделения РАН (ИГХ СО РАН) по адресу: 664033, г. Иркутск, ул. Фаворского, 1а; факс: (3952) 42-70-50, e-mail: korol@igc.irk.ru

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГХ СО РАН

Автореферат разослан Я октября 2011 г.

Учёный секретарь диссертационного совета кандидат геолого-минералогических наук

J, /иЛ

Г.П. Королёва

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы. Проблема формирования литосферы - внешней оболочки Земли является одной из важнейших в геологии. В основе этого процесса лежит плавление мантии с образованием перидотитовых реститов и комплементарных к ним базальтовых или коматиитовых расплавов. Геохимический анализ перидотитов даёт представление о составе литосферной мантии и позволяет с большой степенью достоверности оценить механизм и физико-химические условия плавления, состав расплавов и исходного мантийного вещества. Этому способствуют современные аналитические возможности (1СР-М8), позволяющие определять очень низкие концентрации несовместимых элементов в ультраосновных породах. В отличие от достаточно хорошо изученного процесса плавления в срединно-океанических хребтах, формирующего океаническую литосферу, в представлениях о процессах, происходящих в надсубдукционных зонах, ещё много неясного. Реагсе с соавторами [Реагсе е1 а1., 1984] ввели термин "надсубдукционные перидотиты" для океанических перидотитов с иными геохимическими особенностями, чем абиссальные перидотиты срединно-океанических хребтов.

Работа посвящена изучению реститовых перидотитов палеоостроводужных систем складчатых поясов, что позволяет решать как петрологическую задачу, так и проводить реконструкцию геодинамических условий их формирования, что важно для реставрации ранних этапов геологической истории формирования континентальной коры.

Целью настоящей работы является создание модели формирования надсубдукционной мантии.

Основные задачи исследования:

1) детальное геохимическое изучение реститовых перидотитов из Джидинской и Адацагской зон складчатого обрамления Сибирского кратона, Шарыжалгайского краевого выступа Сибирского кратона и ксенолитов кимберлитовой трубки Удачная;

2) изучение процесса взаимодействия мантийный перидотит - расплав в надсубдукционных зонах;

3) выявление механизмов и Р-Т условий плавления при формировании реститовых перидотитов в надсубдукционных зонах;

4) выявление критериев, позволяющих разделить магматический и метасоматический этапы формирования пород в надсубдукционных зонах;

5) обобщение имеющейся геологической, геохимической и петрологической информации о надсубдукционных перидотитах;

6) сопоставление изученных пород с абиссальными и надсубдукционными перидотитами и реконструкция геодинамических условий их формирования.

Научная новизна. Впервые прецизионными методами анализа (РСМА, РФА, ICP-MS, SIMS) получены данные о составе, в том числе редкоэлементном, пород и минералов до этого слабо изученных реститовых перидотитов Джидинской и Адацагской зон Центрально-Азиатского складчатого пояса и Сарамтинского массива Шарыжалгайского комплекса фундамента Сибирской платформы. На их основе оценены степень, условия и механизмы плавления при образовании пород, выявлены геологические, петрографические и геохимические признаки взаимодействия перидотитов с островодужными расплавами разного состава, проведены геодинамические реконструкции обстановок формирования. Это позволяет на новом уровне интерпретировать раннюю историю формирования литосферы в изученных регионах.

Проведено обобщение имеющейся в литературе и полученной автором геологической, геохимической и петрологической информации о надсубдукционных перидотитах. Установлено, что особенности их состава обусловлены двумя процессами: декомпрессионным плавлением астеносферной мантии в присутствии воды в надсубдукционных зонах и взаимодействием ранее сформированной океанической литосферной мантии с просачивающимися островодужными расплавами.

Получены новые данные о редкоэлементном и изотопном (6180) составе минералов перидотитовых ксенолитов из кимберлитовой трубки Удачная. Аргументировано, что формирование кратонной литосферной мантии начинается с преобразования океанической литосферной мантии в надсубдукционных зонах.

целью геодинамической реконструкции геологической истории развития региона и аттестации связанных с ними полезных ископаемых. Крупнейшее в мире Кемпирсайское месторождение подиформных хромититов располагается в надсубдукционных перидотитах. Выявленный в Эгийнгольском массиве процесс взаимодействия гарцбургитов с бонинитовым расплавом способствовал нахождению хромититов в дунитах.

Фактический материал и методы исследований. В основе диссертации - геологические наблюдения и пробы, отобранные автором в 1983-2007гг. во время проведения полевых работ. Исследования выполнены в лаборатории геохимии ультраосновного и основного магматизма ИГХ СО РАН в соответствии с плановыми темами НИР и проектами РФФИ (98-05-64214, 0205-64746, 05-05-64642, 09-05-01079).

Петрографические исследования и анализ минералов проводились в прозрачно-полированных шлифах на поляризационном микроскопе Olympus ВХ51 (Япония), электронном микроскопе LEO 1430VP (Oxford Instruments, Англия) и рентгеноспектральных микроанализаторах SUPERPROBE-733 и JXA8200 (JEOL, Япония) с волновыми и энергодисперсионными спектрометрами.

Определение основных породообразующих элементов в перидотитах проводилось методом РФА по стандартной методике на многоканальном рентгеновском спектрометре СРМ-25, Na и К - методом пламенной фотометрии, Cr и Ni - методом атомной абсорбции на спектрометре модели 503 AAnalyst 800 фирмы Perkin-Elmer. Содержания редких элементов (Nb, Zr, Hf, Ti, Th, Rb, В a, Sr, Y, REE) определялись методом масс-спектрометрического анализа с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) на масс-спектрометре высокого разрешения ELEMENT2. Для контроля правильности результатов использовались международные стандарты JP-1 и DTS-1. Воспроизводимость для большей части элементов не превышала 10 %, для La, Ce, Nb, Ва составила -20-25 %. Определение содержаний редких элементов в перидотитах методом ICP-MS является сложной аналитической задачей из-за низких концентраций, плохой аттестованности международных перидотитовых стандартов и часто недостаточной чистотой используемых при разложении кислот. Пробы исследуемых перидотитов разлагались и снимались минимум дважды. Содержания Ti, V и Sc контролировались их определением другим методом по специально разработанной методике РФА на спектрометре S4 Pioneer фирмы

Bruker AXS (Германия). Относительное стандартное отклонение не превышало 7 %. Все эти анализы проводились в ИГХ СО РАН.

Редкоэлементные составы пироксенов были получены методом вторично-ионной масс-спектрометрии (SIMS) в Институте микроэлектроники и информатики РАН (г. Ярославль). Воспроизводимость измерений не превышала 10 % для примесей с концентрациями >1 г/т и 20 % для концентраций <1 г/т. Изотопный анализ кислорода в минералах выполнен в аналитическом центре ДВГИ ДВО РАН методом фторирования. Измерение 6180 проводилось на масс-спектрометре Finnigan МАТ 252 с двойной системой напуска. Воспроизводимость результатов ô180 для образцов составляет 0.2 %о.

В работе применены методы геохимического моделирования процесса частичного плавления мантийного вещества.

Основные защищаемые положения:

1. Показано, что широко проявленный в надсубдукционных зонах процесс взаимодействия литосферной мантии с островодужными расплавами фиксируется особенностями микроструктуры перидотитов, изменением состава минералов, пород и присутствием пироксенитовых даек.

2. Установлены два процесса преобразования мантийной литосферы островодужными расплавами: взаимодействие с бонинитами приводит к кристаллизации оливина за счёт ортопироксена и образованию дунитов, взаимодействие с высоко-Si расплавами на поздних стадиях развития островных дуг приводит к кристаллизации ортопироксена за счёт оливина и образованию лерцолитов из гарцбургитов.

3. Установлены геохимические особенности надсубдукционных перидотитов: низкие концентрации HREE, U-V образные кривые распределения редких элементов с аномалиями положительными по Sr, Zr-Hf, знакопеременными по Ti и отрицательными по Nb. Они обусловлены как высокими степенями декомпрессионного плавления в надсубдукционных зонах сПрединга, так и взаимодействием океанической литосферной мантии с островодужными расплавами.

4. Выявлено, что в складчатых поясах сохраняются преимущественно реститовые перидотиты надсубдукционного геохимического типа. Редкие перидотиты абиссального геохимического типа могли формироваться как в срединно-океанических хребтах, так и на ранних стадиях плавления в надсубдукционных зонах спрединга.

5. Аргументировано, что в надеубдукционных зонах начинается процесс превращения истощённой океанической литосферной мантии в более обогащенную кратонную.

Апробация работы. Результаты исследований докладывались на Международном офиолитовом симпозиуме «Происхождение и внедрение офиолитов во времени», г. Оулу, Финляндия, 1998; Втором Всероссийском петрографическом совещании, г. Сыктывкар, 2000; Всероссийской научной конференции «Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия», г. Иркутск, 2001; Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков», г. Иркутск, 2002; Всероссийских научных конференциях «Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту)» в 2004 - 2010 гг., г. Иркутск; Международном симпозиуме «Эволюция континентальной литосферы, происхождение алмазов и их месторождений», г. Новосибирск, 2005; Международной конференции «Structural and Tectonic Correlation across the Orogenic Collage: Implication for Continental Growth and Intracontinental Deformation», Ulaanbaatar, 2006; Всероссийском совещании «Офиолиты: геология, петрология, металлогения и геодинамика», г. Екатеринбург, 2006; Всероссийском совещании «Алмазы и благородные металлы Тимано-Уральского региона», г. Сыктывкар, 2006; 9 международной кимберлитовой конференции, г. Франкфурт, Германия, 2008; Третьей международной конференции «Ультрабазит-базитовые комплексы складчатых областей и связанные с ними месторождения», г. Екатеринбург, 2009; Международной конференции «Western Pacific Geophysics Meeting», г. Тайпей, Тайвань, 2010; Всероссийской конференции «Геологические процессы в обстановках субдукции, коллизии и скольжения лиосферных плит», г. Владивосток, 2011.

Основные материалы и положения диссертации изложены в 17 статьях и 21 тезисах докладов и материалах конференций.

Структура работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения общим объёмом Ъ00 страниц, включая 27 таблиц и 100 рисунков. Список литературы состоит из 2Л2. библиографических наименований.

Благодарности. Изучение Джидинской и Адацагской зон складчатого обрамления Сибирской платформы проводилось совместно с М.И. Кузьминым, И.В. Гордиенко, А.И. Альмухамедовым, А.Я. Медведевым, О. Томуртогоо, Д. Томурхуу, А. Готовсуреном, A.M. Спиридоновым, С.И. Дрилем. Ксенолиты из

кимберлитовой трубки Удачная исследовались совместно с JI.B. Соловьёвой, С.И. Костровицким и А.Г. Полозовым. Изучение Сарамтинского массива начиналось с О.М. Глазуновым. Вклад соавторов отражён в совместных публикациях. Представленная работа была бы невозможна без квалифицированного труда аналитиков, так как перидотиты являются очень сложным объектом для анализа. Его выполняли О.Ю. Белозёрова, С. Симакин, Т.А. Владимирова, А.Ю. Митрофанова, H.H. Пахомова, И.Н. Мысовская, Е.В. Смирнова, Т.С. Айсуева, O.A. Пройдакова, A.B. Игнатьев, Т.А. Веливецкая. Большую помощь в оформлении работы оказали В.А. Беляев и Г.В. Бурмакина. Всем им автор выражает искреннюю благодарность.

ГЛАВА 1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ НАДСУБДУКЦИОННЫХ ПЕРИДОТИТОВ, ХАРАКТЕРИСТИКА АССОЦИИРУЮЩИХ ПОРОД

1.1. Островные дуги. Надсубдукционные перидотиты обнажаются на дне океана в современных островодужных системах и выносятся на поверхность островодужными лавами. Хорошо изученными эталонными объектами являются перидотиты Идзу-Бонин-Марианской и Южно-Сандвичевой островных дуг. В Идзу-Бонин-Марианской островной дуге перидотиты Torishima и Conical [Ishii et al., 1992; Parkinson and Pearce, 1998; Zanetti et al., 2006] представлены серпентинизированными шпинелевыми гарцбургитами и редкими дунитами, первые интерпретируются как продукт высоких степеней декомпрессионного плавления, вторые - как результат взаимодействия океанической литосферной мантии с бонинитовыми расплавами. Вулканические породы имеют геохимические особенности бонинитов, островодужных толеитов, базальтов срединно-океанических хребтов и базальтов океанических островов [Bloomer, 1983; Bloomer & Hawkins, 1983]. В 2010 г. появилась работа [Reagan et al., 2010], в которой авторы доказывают, что MORB- подобные базальты были первыми лавами, образовавшимися после того, как океаническая плита начала субдуцировать, и назвали их преддуговыми базальтами (FAB).

В Южно-Сандвичевой островной дуге детально изучены перидотиты South Sandwich и TFI [Pearce et al., 2000]. Они представлены шпинелевыми гарцбургитами, дунитами, лерцолитами и верлитами, которые интерпретируются как результат взаимодействия ранее существовавшей

океанической литосферной мантии разного состава с расплавами переходными от IAT к бонинитам (South Sandwich) и от MORB к IAT (TFI).

Мантийные ксенолиты из вулканитов известково-щелочных серий хорошо изучены в вулканах Авачинском (Камчатская островная дуга), Тубаф и Эдисон (Ново-Ирландская островная дуга) и Иран (Тайвань-Лузонская островная дуга) [Arai et al., 2003; Ishimaru et al, 2007; Ionov et al, 2010; Mclnnes et al., 2001; Grégoire et al, 2001; Arai et al., 2004]. Среди них преобладают шпинелевые гарцбургиты с незначительным количеством интерстициального клинопироксена и амфибола. Отмечено развитие вторичного ортопироксена за счёт оливина. Лерцолиты редки. Интерпретируются как часть абиссальной литосферной мантии, которая первоначально образовалась в зоне спрединга срединно-океанического хребта, а затем была значительно модифицирована су оду кцион ным компонентом.

1.2. Надсубдукционные офнолнтовые комплексы. Надсубдукционные перидотиты могут быть тектонически эксгумированы из литосферной мантии в земную кору. Надсубдукционные офиолитовые ассоциации выделены в классификации офиолитов Dilek и Fumes [2011]. Они имеют магматические образования с геохимическими характеристиками MORB-IAT-бонинитов. Эволюция магматизма от MORB к бонинитам отражается в вертикальной и латеральной стратиграфии, бонинитовые дайки и лавы являются самыми молодыми и часто секут и перекрывают ранее образованные магматические серии. В офиолитах Thetford Mines [Page et al., 2008] описан комплекс параллельных даек бонинитового состава. В работе использованы данные состава наиболее полно геохимически охарактеризованных перидотитов офиолитовых ассоциаций Thetford Mines [Page et al., 2008, Page et al., 2009], Mirdita [Morishita et al., 2010], Othris [Barth et al., 2007; Barth et al., 2008], Lycian и Antalya [Aldanmaz et al., 2009] и New Caledonia [Ulrich et al., 2010]. Почти во всех надсубдукционных офиолитах присутствуют два типа перидотитов. Первый имеет геохимические характеристики абиссальных перидотитов, указывающие на образование в результате плавления в безводных условиях, второй - геохимические характеристики надсубдукционных перидотитов, обусловленные плавлением в присутствии воды.

1.3. Джидннская складчатая зона. В современной структуре складчатого обрамления юга Сибирской платформы Джидинская зона палеозоид рассматривается как область развития океанических,

островодужных, окраинноморских структурно - вещественных комплексов, составлявших Джидинскую островодужную систему на активной окраине Палеоазиатского океана [Гордиенко и др., 2008]. Время формирования этих комплексов охватывает по имеющимся данным период от конца позднего докембрия до конца палеозоя. Реститовые перидотиты широко распространены в пределах Джидинской зоны. Они образуют более 100 массивов. Большая часть из них представляет собой серпентинитовые меланжи. Изучены шпинелевые серпентиниты Ургольского, Уригольского и Дзэрлэггольского меланжей. В Хасуртинском и Убур-Инкурском меланжах присутствуют глыбы массивных серпентинитов с дайками пироксенитов мощностью до 10 м, блоки пород тремолит-хлоритового состава и близких к мономинеральным тремолитовых и хлоритовых сланцев, протолитом которых были основные кумулаты расслоенной серии, а также метадолеритов с геохимическими характеристиками островодужных и срединно-океанических толеитовых базальтов. В Нармандальском серпентинитовом меланже присутствуют блоки серпентинитов, пироксенитов и метаэффузивов с геохимическими характеристики высококальциевых бонинитов и островодужных известково-щелочных базальтов.

Наиболее крупным среди изученных является Эгийнгольский перидотитовый массив площадью ~ 90 км2. Он находится в окружении венд-нижнекембрийских карбонатных пород и прорывающих массив гранитоидов позднекембрийского, средне- и верхнепалеозойского возрастов. Массив сложен в разной степени серпентинизированными гарцбургитами и дунитами; в последних расположены дайки ортопироксенитов мощностью до первых метров. Бурэктугольский массив имеет площадь ~4 км2. Он представлен серпентинитами, в которых заключены тектонизированные дайки амфиболизированных ортопироксенитов. Присутствуют также зоны развития метасоматитов тремолит-хлоритового состава. Единственный из изученных Аригийнгольский массив площадью ~ 5 км2 сложен серпентинизированными лерцолитами.

1.4. Адацагский офполитовый комплекс расположен на юго-западном фланге Монголо-Охотского складчатого пояса и представлен фрагментарно на Харахадукском и Цахирулинском участках. На Харахадукском участке присутствуют все члены офиолитового комплекса: серпентинитовый меланж с блоками серпентинитов, расслоенная серия, долеритовые дайки и толща лав.

Эффузивы имеют геохимические характеристики IAT, породы расслоенного комплекса характеризуются схожими с вулканитами особенностями редкоэлементного состава, что позволяет предполагать их комагматичность. На Цахирулинском участке среди серицит-карбонат-хлорит-кварцевых сланцев, переслаивающихся с кварцитами и мраморизованными известняками, присутствуют несколько крупных серпентинитовых массивов. Рядом с серпентинитами обнаружены маломощные пласты карбонат-серпентин-хлоритовых, тремолит-сериентин-хлоритовых и хлорит-актинолит-эпидотовых сланцев. Метатерригенные породы, по-видимому, являются продуктами разрушения пород океанической островной дуги. Протолитом хлорит -тремолитовых сланцев были основные кумулятивные породы расслоенной серии. Хлорит-актинолит-эпидотовые сланцы реставрируются как метабазальты с характеристиками N-MORB.

1.5. Шарыжалгайскнй комплекс Сибирского кратона. Сарамтинский массив расположен в Китойском гранулит-гнейсовом блоке Шарыжалгайского краевого выступа фундамента Сибирской платформы. Он имеет размеры 15001000 м и тектонические контакты с вмещающими породами: биотитовыми, биотит-амфибодовыми и гранатовыми плагиогнейсами. Сложен массив преимущественно гарцбургитами с небольшим количеством лерцолитов. В разных участках массива обнаружены прослеживающиеся на десятки метров дайкообразные тела зонального строения: в центре - гранатовые вебстериты, по краям - шпинелевые верлиты.

ГЛАВА 2. ПРОЦЕССЫ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ МАНТИЯ-РАСПЛАВ В НАДСУБДУКЦИОННЫХ ЗОНАХ

Декомпрессионное плавление в надсубдукционных зонах, по-видимому, может быть минимальным или отсутствовать [Kelemen et al., 2009]. Обычно примитивные островодужные базальты содержат ~ 3 мае. % воды. Это рассматривается как доказательство добавления водного флюида в твёрдые, но горячие перидотиты мантийного клина, что может инициировать их плавление за счёт понижения температуры ликвидуса [Grove et al., 2001, 2003; Ozawa and Shimizu, 1995; Stolper and Newman, 1992 и др.]. Такое плавление названо «fluid-fluxed melting». В некоторых моделях предполагается, что образование насыщенных флюидом расплавов из перидотитов происходит при ~950 рядом

с субдуцирующей плитой [Grove et al., 2003]. Далее эти расплавы просачиваются вверх через вышележащие перидотиты, взаимодействуя с ними. Одним из вариантов такого плавления является «melt-fluxed melting». В этой модели предполагается, что водонасыщенные частичные расплавы субдуцирующих метаосадков и (или) метабазальтов взаимодействуют с вышележащими мантийными перидотитами, что приводит к увеличению массы расплава за счёт растворения минералов перидотитов. В результате образуются гибридные расплавы, в которых более чем 90 % совместимых элементов (Mg, Fe, Ni) поступает из перидотитов, а большая часть несовместимых элементов -из субдукционных расплавов [Kelemen, 1986, 1990, 1995; Kelemen et al., 1993, 2003; Yogodzinski and Kelemen, 1998]. Этот механизм отличается от процесса декомпрессионного плавления. Kelemen с соавторами предполагают, что процесс взаимодействия расплав - мантия может быть преобладающим в мантийном клине над зоной субдукции, и составы перидотитов и расплавов зависят от количества и вида этого взаимодействия. В зонах субдукции образуются расплавы разного состава, что приводит к разного вида взаимодействиям.

2.1. Лерцолиты Адацага: взаимодействие с MORB-подобным расплавом. В перидотитах одной из зон меланжа Адацагского офиолитового комплекса рядом с крупными зёрнами клинопироксена наблюдаются скопления мелких зёрен Срх+Р1+Орх+сульфидов+шпинели, которые могли кристаллизоваться из расплава. В породах присутствует шпинель двух генераций. Реститовая шпинель по составу подобна шпинелям абиссальных лерцолитов (хромистость 0.19-0.32, магнезиальность - 0.63-0.68, низкое содержание Fe203). Хромистость Sp варьирует как между образцами, так в пределах образца (0.26-0.31). Шпинель в скоплениях с мелкими новообразованными зёрнами в центре имеет состав алюмошпинели (~5 % Сг203). В клинопироксенах происходит увеличение концентрации Al, Na и уменьшение Сг от центра к краю зёрен и с уменьшением размеров зёрен. Концентрации А1203 в центрах крупных Срх такие же, как в Срх наиболее деплетированных абиссальных перидотитов и отражают высокие степени плавления при образовании пород. Известно, что с ростом степени плавления происходит рост хромистости шпинели и уменьшение концентрации алюминия в клинопироксене. Наблюдаемые концентрации А1203 в центрах крупных Срх должны соответствовать хромистости шпинели ~0.4, в то время как в

реальности она ниже. Концентрации А1203 в новообразованных зёрнах Срх согласуются с этим значением Cr# Sp. Наблюдаемые особенности состава минералов не могут быть связаны ни с охлаждением пород в шпинелевой фации, ни с перекристаллизацией в плагиоклазовой фации. Более вероятно, что процесс взаимодействия с расплавом приводит к уменьшению хромистости реститовой шпинели и росту концентраций алюминия в клинопироксене.

Уровень H-MREE в Срх соответствует концентрациям этих элементов в абиссальных перидотитах, уровень LREE - выше. Соотношение Yb в клинопироксенах и Cr# Sp не соответствует тренду фракционного плавления. Выявленные особенности микроструктур и состава минералов плагиоклазовых лерцолитов Адацагского офиолитового комплекса согласуются с гипотезой их образования в результате рефертилизации более истощённых протолитов. Такими расплавами могли быть N-MOR- подобные базальты, которые присутствуют на Цахирулинском участке.

Подобный процесс описан в перидотитах офиолитов Othris, New Caledonia, в лерцолитах TFI Южно-Сандвичевой дуги также отмечается кристаллизация Орх+Срх+Р1 за счет импрегнации расплава.

2.2. Эгийнгольскпй псрццотитовый массив: взаимодействие с боишштовьш расплавом. Наблюдаемые петрографические особенности гарцбургитов Эгийнгольского массива (резорбированные границы зёрен ортопироксена; присутствие «в заливах» новообразованных мелких зёрен оливина, клинопироксена, амфибола; включения мелких зерен силикатов в шпинели) свидетельствуют об их взаимодействии с расплавом в соответствии с реакцией: Орх + низко-Si расплав —>• 01 + высоко-Si расплав ± Sp ± Срх ± Amph (рис. 1 А-Г). В результате происходит изменение модального состава пород и образование дунитов, которые располагаются вокруг ортопироксенитовых даек, являющихся транспортными каналами расплавов.

Взаимодействие с расплавом приводит к изменению состава минералов. Шпинели наименее преобразованных пород имеют хромистость 0.35-0.5. По соотношению хромистости - магнезиальности и низким содержаниям TiC>2 (<0.1 мае. %) они подобны шпинелям абиссальных гарцбургитов (рис. 2) и отражают ранний этап декомпрессионного плавления при образовании пород.

Рис. 1. Особенности структур перидотитов Эгийнгольского (А-Г) и Сарамтинского (Д-3) массивов. А - резорбированное зерно ортопироксена. Обр. 5/13, х 40. Б - мелкие новообразованные зёрна оливина и шпинели между зёрнами ортопироксенов. Обр. 5/25, х 100. В - новообразованные зёрна клинопироксена (белое), амфибола (серое) и оливина (обведено красным) на краю порфирокласта ортопироксена. Обр. 5/10. Г -равновесные новообразованные зёрна клинопироксена и амфибола. Обр. 5/10. Д -новообразованные зёрна ортопироксена и шпинели по краям ортогшрокссиов. Обр. 83с174. Е - новообразованные зёрна клинопироксена, ортопироксекна и шпинели среди зёрен оливина. Обр. 83с174. Ж - новообразованное зерно клинопироксена с включениями оливина и ортопироксена, по краям - амфибол. Обр. 98с1. 3 -новообразованные зёрна (сотии микрон) и прорастания клинопироксена, амфибола и шпинели (< 100 мкм). Обр. 98с4. Изображения в обратнорассеянных электронах (В-3) получены на рентгеновском микроанализаторе JXA-8200. Увеличение показано на фотографиях.

Шпинели остальных пород имеют хромистость >0.5, по соотношению хромистости - магнезиальности они подобны шпинелям надсубдукционных перидотитов, при этом имеют повышенные концентрации ТЮ2 (до 0.3 мае. %), что обусловлено взаимодействием с расплавом на более позднем этапе.

В пределах образца содержания А1203 и Сг203 в Орх уменьшаются к краям и с уменьшением размеров зерен, они связаны положительной корреляцией. В образцах с умеренной хромистостью шпинели содержания А1203 и Сг203 в центрах крупных зёрен имеют отрицательную корреляцию и уровень, сопоставимый с Орх наиболее деплетированых абиссальных перидотитов. В образцах с высокой хромистостью шпинели Орх имеют более низкие концентрации А1203 и Сг203, связанные положительной корреляцией, что не сопровождается ростом магнезиальности ортопироксена. Наблюдающаяся положительная корреляция А1203 и Сг203 в Орх вызвана, по-видимому, не только субсолидуеными преобразованиями в процессе остывания, но и является результатом взаимодействия с расплавом.

Центры реститовых зёрен Срх по содержанию А1203 и Сг203 соответствуют наиболее деплетированным составам клинопироксенов абиссальных перидотитов. Новообразованные Срх характеризуются более высокими концентрациями Na20, чем реститовые.

Рис. 2. Составы шпинелей пород Эгийнгольского массива, Хасуртинского и Нармандальского серпентинитовых меланжей. Верхний ряд: гарцбургиты (1), преобразованные гарцбургиты и дуниты (2), пирокссниты (3) Эгийнгольского массива; серпентиниты (4) и гирокссниты (5) Хасуртинского меланжа. Нижний ряд: серпентиниты Нармандапьского меланжа. А -поля составов шпинелей перидотитов абиссальных (серое) и надсубдукционных. Б -поля составов шпинелей бонинитов Идзу-Бонин-Марианской островной дуги (1), островодужных толеитов (2) и МОЯВ (3) бассейна Лау, по [Реагсе & а1., 2000]. Линией показан тренд изменения составов шпинелей при плавлении мантии МОКВ. Стрелки - тренды изменения составов шпинелей в результате взаимодействия перидотитов с расплавом.

Клинопироксены имеют концентрации НИЕЕ и И, промежуточные между Срх абиссальных и надсубдукционных перидотитов (рис. 3), и обогащены Ы1ЕЕ, Бг, Zr, Щ как последние.

Клииопироксен /хондрит

0.001

La Се

I I I I I I I I I

Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb

Рис. 3. Нормированное к хондриту распределение редкоземельных элементов в

клиноггароксенах перидотитов. 1 - Аригийнгольский массив, 2 - Адацагский офиолитовый комплекс, 3 -Эгийнгольский массив. Поля составов клинопироксенов перидотитов абиссальных (.1), по [Johnson et al., 1990] и надсубдукционных (2), по [Parkinson et al., 1998; Ishii et al., 1992; Bizimis et al., 2000].

Составы минералов (Mg# 01, Cr# Sp) наименее преобразованных гарцбургитов отражают высокие степени плавления ~ 15-20 %. Расчёты для модели немодального полибарического близкого к фракционному критического плавления показали, что для воспроизведения наблюдаемых концентраций и форм нормированных кривых для Gd-Yb в Срх требуется 8-9 % плавление в гранатовой фации, за которым следует 16-14 % плавление в шпинелевой фации.

Особенности изменения состава шпинелей гарцбургитов Эгийнгольского массива позволяют предполагать их взаимодействие с бонинитовым расплавом. Присутствие магматического амфибола в породах говорит о насыщенности расплава водой. Клинопироксены обогащены Sr, LREE, Zr, Hf. Высокие относительные концентрации этих элементов являются характерной особенностью бонинитов, поэтому взаимодействие с ними может привести к наблюдаемым составам клинопироксенов. Таким образом, перидотиты

Эгийнгольского массива имеют сложную многостадийную тектоническую историю. Гарцбургиты являются продуктами ~ 20 % степени плавления, которое начиналось в гранатовой фации. Это могло происходить как в задуговом бассейне, так и в срединно-океаническом хребте. В дальнейшем эта литосферная мантия переместилась в зону субдукции и подверглась взаимодействию с бонинитовым расплавом, что привело к появлению пород с явными характеристиками надсубдукционных перидотитов.

Присутствие дунитов с ортопироксенитовыми дайками отмечено в мантийных секциях многих офиолитовых ассоциаций, например, в перидотитах Thetford Mines, Mirdita, Lycian и Antalya, Mayan'-Baracoa, New Caledonia, Бурэктугольском массиве Джидинской зоны. Кроме того, дуниты замещения присутствуют и среди преддушвых надсубдукционных перидотитов современных островных дуг, например, в перидотитах Torishima, Conical и South Sandwich.

2.3. Перидотиты Сарамтинского массива: взаимодействие с высоко-Si расплавом. Петрографические наблюдения показывают, что в гарцбургитах Сарамтинского массива происходит кристаллизация мелких (<100 мкн) зёрен Орх, Срх и Sp рядом с крупными зёрнами ортопироксена и среди оливина (рис. 1 Д-3). Шпинель ксеноморфной формы в межзерновых пространствах часто включает мелкие зёрна оливина и ортопироксена, шпинель линзовидной формы встречается внутри зёрен ортопироксена. В лерцолитах присутствуют как крупные (~2 мм), так и мелкие (от десяти до ~ 500 мкн) зёрна клинопироксена. С клинопироксенами гарцбургитов и лерцолитов ассоциирует равновесный амфибол - эденит.

В ортопироксенах гарцбургитов и лерцолитов с уменьшением размеров зёрен происходит уменьшение магнезиальности и содержания АЬОл. Магнезиальность (0.931-0.923) центров крупных зёрен ортопироксена лерцолитов близка магнезиальности реститовых Орх гарцбургитов (0.9320.938), в то время как в зёрнах размерами меньше 1 мм она составляет 0.9120.918. В гарцбургитах и лерцолитах зёрна клинопироксена однородны по составу, у мелких зёрен такой же состав, как и у крупных. В клинопироксенах лерцолитов более высокие содержания АЬОз, Na20 и Ti02 по сравнению с Срх гарцбургитов, В гарцбургитах, расположенных близко к дайкам, в пределах образца хромистость шпинели уменьшается от 0.51 до 0.38 с уменьшением её размеров. В остальных гарцбургитах шпинель более однородна и имеет

хромистость ~ 0.47-0.52. В лерцолитах хромистость шпинели ниже и составляет 0.15-0.18.

Срх гарцбургитов характеризуются более низкими содержаниями УЬ, чем Срх абиссальных перидотитов. Это согласуется с деплетированностью по петрогенным элементам и высокой магнезиальностыо оливша (0.932-0.935). Картины распределения ЛЕЕ имеют ровную часть спектра для УЪ - Оу (Ег) и далее подъём к Ьа (рис. 4). Клинопироксены лерцолитов имеют более высокие концентрации HR.EE, чем Срх абиссальных перидотитов. Их кривые распределения подобны гарцбургитовым на более высоком уровне. Срх гарцбургитов Сарамтинского массива характеризуются более низкими концентрациями Ть чем Срх надсубдукционных перидотитов. Точки их составов лежат в стороне от УЬ - Т1, Ъх - Т1, Се - и 8г - 'П трендов абиссальных перидотитов, демонстрируя обогащение не только сильно несовместимыми Бг, Се, умеренно несовместимым Ъх, так же как и клинопироксены надсубдукционных перидотитов, но и УЬ. Срх лерцолитов имеют высокие концентрации редких элементов, причем содержания П и УЬ близки к концентрациям этих элементов в наименее деплетированных абиссальных перидотитах, а концентрации Бг, Се, Ъх - выше. Содержания сильно несовместимых элементов - Бг, Се одного порядка в Срх лерцолитов и гарцбургитов.

В Сарамтинском массиве рядом с пироксенитовыми дайками, которые, по-видимому, являются транспортными каналами расплавов, располагаются лерцолиты, то есть более фертильные породы, чем находящиеся вдали от даек гарцбургиты. Это исключает возможность образования перидотитов Сарамтинского массива в результате плавления в открытой системе, а свидетельствует о взаимодействии с высокой расплавом в соответствии с реакцией: 01 +1,1 —> Срх + Орх + АтрЬ + 1,2

Кристаллизация Орх из расплава подтверждается более низкой магнезиальностыо мелких зёрен и краёв крупных порфирокластов Орх по сравнению с магнезиалыюстью центров последних. Уменьшение хромистости шпинели от крупных к мелким зёрнам в пределах одного образца также может быть связано с её кристаллизацией. В направлении к дайкам, в ряду удалённый гарцбургит - гарцбургит - лерцолит в породах происходит увеличение количества клинопироксена и амфибола. Высокая магнезиальность центров крупных порфирокластов Орх в лерцолитах отражает их образование из

протолитов с более высокой степенью плавления, то есть из гарцбурштов. Преобразующий расплав имеет высокое содержание Si, присутствие паргасита и эденита говорит также о его насыщенности водой. Кроме того, кристаллизующиеся амфиболы имеют низкие содержания К;0, что отражает его низкие концентрации в расплаве. Этим особенностям удовлетворяют адакитовые расплавы, образование которых происходит в островодужных системах в результате плавления субдуцируемой океанической коры [Martin et al., 2005; Hollings, Keirich, 2000].

Повышенная магнезиальность оливинов гарцбургитов обусловлена высокими степенями плавления > 30 % при образовании пород. Это согласуется с низкими содержаниями Yb, Ti в гарцбургитах и клинопироксенах. В то же время величина хромистости шпинели в гарцбургитах соответствует степени плавления ~ 17 %, которая может быть рассчитана по уравнению Hellebrand et al. [2001]. Соотношение Ст# Sp и содержания Yb в Срх не соответствует тренд}' плавления абиссальных перидотитов. По сравнению с ним для наблюдаемой Сг# шпинели в породах гарцбургшы имеют более низкие содержания Yb в Срх, а лерцолиты - более высокие. В гарцбургитах такое несоответствие может быть в случае начала плавления в гранатовой фации, когда шпинель отсутствует. Она появляется при переходе в шпинелевую фацию, и дальнейшее плавление может привести к наблюдаемым низким значениям хромистости шпинели при суммарной более высокой степени плавления в гранатовой и шпинелевой фациях. Состав главных элементов в гарцбургитах, удалённых от даек, также отражает начало плавления при давлениях > 3 GPa. В лерцолитах наблюдаемая картина может быть обусловлена двухстадииным процессом частичного плавления и последующей импрегнации расплава, из которого происходит кристаллизация Срх и Sp.

Проведено по REE моделирование двухстадийного процесса (рис. 4). Использовалась пошаговая модель немодального фракционного плавления по уравнениям из Shaw [1970] and Johnson et al. [1990]. Судя по экспериментальным данным [Walter, 1998], плавление -40 % приводит к образованию оливина с магнезиальностью -0.93, поэтому расчёт проводился до 43 % плавления. Процесс рефертнлизации рассчитывался добавлением в состав рестита варьирующего количества расплава.

Клинопироксен /хондрит

Рестит после экстракции 43% расплава

- риолит лерцолиты гарцбургиты

1000

La Се Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb

Рестит после экстракции 43% расплава + 0.05% риолита

Рис. 4. Результаты моделирования процесса рефертилизации. Цветные линии - составы клинопироксенов перидотитов Сарамтинского массива и риолита.. Серое поле - рассчитанные составы клинопироксенов равновесных к смесям: рестит после 43 % плавления ПМ + от 0.05 % до 20 % риолита.

Результаты расчётов лучше согласуются с реальными составами клинопироксенов гарцбургитов и лерцолитов, если в качестве преобразующего расплава использовать риолиты группы II из зелеиокаменного пояса Birch-Uchi [Bernstein et al., 1998], которые представляют собой либо смесь адакитов с базальтовыми расплавами, либо продукты взаимодействия адакитов с вышележащими перидотитами мантийного клина. Добавление к реститу после 43 % плавления 20 % риолита воспроизводит наблюдаемые концентрации Yb-Er в Срх лерцолитов, а 0.05 % риолита - концентрации Yb- Gd в Срх гарцбургитов.

Геологические, петрографические наблюдения и геохимические особенности пород и минералов свидетельствуют о двухстадийном процессе формирования перидотитов Сарамтинского массива:

1) ~40 % полибарическом фракционном плавлении с образованием гарцбургитов,

2) преобразовании гарцбургитов в надсубдукционных зонах высоко-Si расплавами, приводящими к формированию лерцолитов.

Таким образом, на поздних стадиях развития островных дуг процесс взаимодействия мантия - расплав протекает с образованием ортопироксена за счёт оливина. Образование вторичного ортопироксена наблюдается в первдотитовых ксенолитах из вулканов Iraya, Philippines [Arai et al., 2004], Авача [Arai et al., 2003] и Тубаф и Эдисон [Gregoriaet al., 2001].

ГЛАВА 3. КРИТЕРИИ РАЗДЕЛЕНИЯ ПРОЦЕССОВ ДЕКОМПРЕССИОННОГО ПЛАВЛЕНИЯ И ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ С РАСПЛАВОМ В НАД СУ Б АУКЦИОННЫХ ЗОНАХ

3.1. Декомпрессионное плавление в надсубдукцнонных зонах.

Процессы образования расплавов над субдукционной зоной менее ясны, чем в срединно-океанических хребтах. Модели декомпрессионного плавления [Plank and Langmuir, 1988; Pearce and Parkinson, 1993] предполагают широкий диапазон истощённости мантии от среднего (~10 % плавления) в островных дугах, развивающихся на толстой коре, до высокого (20-30 % плавления) в островных дугах, развивающихся на тонкой коре, так как толщина коры лимитирует плавление. Во всех моделях реститовые перидотиты могут быть в различной степени обогащены несовместимыми элементами, поступающими с водными флюидами и (или) расплавами из субдуцирукяцей плиты.

Stern and Bloomer [1992] постулировали, что при начале субдукции происходит быстрое откатывание океанической плиты в сторону океана вследствие её отрицательной плавучести, что приводит к образованию зоны растяжения и спредингу в верхней плите. Эта концепция была протестирована вязко-пластичной моделью [Hall et al. 2003, Gumis et al., 2004], согласно которой инфильтрация горячей фертильной лерцолитовой астеносферной мантии в район растяжения приводит к её адиабатическому декомпрессионпому плавлению с образованием MORB-иодобных базальтов. Флюиды, образующиеся из субдуцирующей плиты, оказывают слабое влияние на этой стадии. Дальнейшее плавление уже деплетированного мантийного вещества, смешанного с поступающими из субдуцирующей плиты частичными расплавами метаосадков и метабазальтов и флюидами, приводит к последовательному формированию водонасыщенных островодужных толеитов и бонинитов. В современных преддуговых системах и среди мантийных частей многих надсубдукцнонных офиолитов описаны перидотиты двух типов, то есть

с геохимическими характеристиками абиссальных и надсубдукционных. Раньше их совместное присутствие объяснялось изменением тектонической ситуации от срединно-океанического хребта к островной дуге. Согласно новой концепции образование этих пород могло происходить в зоне преддугового спрединга, то есть породы с геохимическими характеристиками абиссальных перидотитов могут представлять собой остатки от образования MORB-подобных базальтов.

Над субдукционными зонами декомпрессионное плавление происходит в присутствии воды, поступающей из субдуцирующего слэба. Это: 1) понижает температуру солидуса и в результате может быть достигнута степень плавления большая, чем обычно бывает при декомпрессионном плавлении в срединно-океанических хребтах [Mysen and Boettcher, 1975; Green and Falloon, 1998]; 2) уменьшает вклад клинопироксена в расплав, что приводит к его существованию в рестите при более высоких степенях плавления относительно безводного плавления [Gaetani and Grove, 1998; Ohtani et al., 1997; Bizimis et al„ 2000]; 3) увеличивает вклад ортопироксена в расплав, что приводит к образованию богатых кремнием расплавов, характерных для конвергентых границ плит [Kushiro, 1972; 1974]; 4) приводит к инконгруэнтному плавлению с образованием оливина и хромшпинелида [Kushiro et al., 1968].

При водном плавлении, как и безводном, в перидотитах фиксируется закономерное изменение модального состава, сопряжённое с изменениями состава минералов и общей химии пород, например, наблюдаются положительные корреляции между Fo и Cr# Sp, Сг# Орх, Сг#Срх; в ортопироксенах с уменьшением AI растут Сг# и Mg#. Такие закономерности отмечаются в преддуговых перидотитах Torishima Идзу-Бонинской островной дуги и в мантийных перидотитах, ассоциирующих с офиолитовыми комплексами Othris, Thetford Mines, New Caledonia, Lycian и Antalya. Поэтому присутствие определённых корреляционных связей состава минералов и пород в надсубдукционных перидотитах рассматривается как доказательство их образования в результате плавления в надсубдукционных зонах спрединга.

В экспериментальных работах по безводному плавлению фертильных перидотитов в широком диапазоне температур и давлений [Walter, 1998] показано, что главноэлементные составы реститов зависят от количества и состава расплавов, которые были отделены от мантийного субстрата при его плавлении. Составы надсубдукционных перидотитов не соответствуют

составам реститов, образующихся при безводном плавлении примитивной мантии. Они отличаются от абиссальных более высокими концентрациями Si02, низким отношением Mg0/Si02, большими вариациями содержания FeO, как выше, так и ниже, чем в абиссальных, и более низкими содержаниями Л1203. Добавление Н20 во время плавления приводит к образованию расплавов с более низким содержанием MgO и более высоким - Si02 при одном и том же давлении [Hess, 1992; Ulmer, 2001]. Поэтому плавление в водных условиях не может объяснить появление низкого отношения Mg0/Si02 в надсубдукционных перидотитах. Обогащение серпентинитов Si02 может быть следствием выноса MgO при серпентинизации, что приводит к появлению низких отношений Mg0/Si02 в породах. Кроме того, увеличение концентрации Si02 в перидотитах может происходить в результате взаимодействия пород мантийного клина с субдукционными расплавами, которое приводит к росту содержания Орх в породах. Закономерная связь между содержанием Si02 в породах и присутствием фиксируемого по другим признакам взаимодействия с расплавом и видом такого взаимодействия отсутствует, поэтому повышенные концентрации Si02 в надсубдукционных перидотитах, по-видимому, в ббльшей степени обусловлены выносом MgO и, возможно, привносом Si02 в результате гидротермального процесса.

При одинаковых содержаниях MgO реститы, образовавшиеся при плавлении в гранатовой фации, имеют более высокие концентрации Yb, чем реститы, сформировавшиеся при плавлении в шпинелевой фации [Takazawa et al., 2000]. Проведённый анализ показал, что соотношение MgO-Yb в большей части надсубдукционных перидотитов лучше согласуется с моделью плавления в присутствии гранатовой фазы. Это справедливо и для перидотитов абиссального типа, присутствующих совместно с надсубдукционными перидотитами в современных и палеоостроводужных системах. Судя по экспериментальным данным [Walter, 1998], начало безводного плавления в гранатовой фации (Р>3 GPa) должно приводить к более низким концентрациям УРеО в реститах, что не наблюдается в надсубдукционных перидотитах. Gaetani and Grove [1998] оценили, что в присутствии воды гранат будет стабилен при давлениях на несколько сотен МРа ниже, чем при безводных условиях. Поэтому образование обеих групп перидотитов, по-видимому, происходило в водных условиях в присутствии граната при давлении <3 GPa.

3.2. Критерии взаимодействия перидотит - расплав в надсубдукционных зонах. Можно выделить петрографические, вещественные и геологические признаки широко проявленного в надсубдукционных зонах взаимодействия мантийный перидотит-расплав. Петрографические признаки взаимодействия - появление в перидотитах микроструктурных особенностей, не характерных для типичных метаморфических протогранулярной. порфирокластической и эквигранулярной структур мантийных перидотитов. Процесс взаимодействия с расплавом приводит к растворению одних минералов и кристаллизации из расплава других, что отражается в микроструктурах.

Взаимодействие приводит к изменению состава первичных минералов. Состав хромшпинелида оказывается очень чутким индикатором, позволяющим выявить процесс взаимодействия даже в серпентинитах, не сохраняющих первичных микроструктур и реликтов других первичных минералов. В процессе преобразования с островодужными расплавами в шпинелях возрастают содержание Т]. хромистость (рис. 2) и уменьшается её магнезиальность. В то же время взаимодействие с высококремниевыми (Сарамтинский массив) и М(ЖВ-подобными расплавами (Адацаг) может приводить и к уменьшению хромистости шпинели. По-видимому, это происходит при более высоком отношении порода/импрегнирующий расплав.

Процесс взаимодействия с расплавом фиксируется нарушением корреляционных взаимоотношений состава минералов и пород. Например, в надсубдукционных перидотитах ТопзЫта наблюдается чёткая отрицательная корреляция между Сг# 8р и содержанием УЪ в породах, что отражает образование в результате высоких степеней декомпрессионного плавления в надсубдукционных зонах спрединга. В надсубдукционных перидотитах, испытавших взаимодействие с расплавом, такая корреляция отсутствует. Обычно наблюдается более узкий диапазон вариации УЬ и широкий -хромистости 8р с её максимальными значениями в дунитах.

Геологическим признаком взаимодействия является присутствие в перидотитах даек, которые могут рассматриваться как транспортные каналы просачивающихся расплавов. Присутствуют дайки двух типов.

При взаимодействии перидотитов с бонинитовыми расплавами ортошфоксенитовые дайки мощностью до первых метров образуются на заключительной стадии, они располагаются среди наиболее преобразованных

пород - дунитов. Дайки этого типа изучены в перидотитах Эгийнгодьского и Бурэктугольского массивов. Первичная минеральная ассоциация даек состоит из ортошгроксена и подчинённых количеств шпинели, оливина, клинопироксена и первично-магматического амфибола - эденита. Оливины и ортопироксены характеризуются высокой магнезиальностью (0.901 и 0.886 соответственно), шпинель - высокой хромистостью (0.88). Это позволяет предполагать их кристаллизацию из бонинитового расплава. Распределение REE в клинопироксенах даек подобно распределению этих элементов в гарцбургитах массива, но характеризуется более низким уровнем концентраций (рис. 5). Расчет по коэффициентам распределения REE состава равновесного к клинопироксену расплава подтверждает возможность его кристаллизации из бонинитов.

В Хасуртинском массиве присутствуют дайки пироксенитов другого состава. Они имеют мощность до 10 м и зональное строение: по периферии -верлиты, в центре - клинопироксениты. Магнезиалыгость оливина (0.84), орто-и клинопироксенов (0.845 и 0.88 соответственно), хромистость шпинели (0.390.59) свидетельствуют о возможности образования этих пород из толеитов островных дут. Редкоэлементные составы клинопироксенов равновесны с IAT (см. рис. 5).

Кроме того, в Нармандальском, Уригольском, Ургольском и Дзэрлэггольском серпентинитовых меланжах присутствуют блоки верлитов, которые, по-видимому, кристаллизовались на границе мантия - кора. Первичная минеральная ассоциация пироксенитов Нармандальского меланжа состояла из преобладающего клинопироксена и подчинённых количеств оливина, ортопироксена и шпинели. Магнезнальность ортопироксена и клинопироксена составляет 0.87 и 0.91 соответственно, шпинель имеет хромистость ~ 0.45 и содержать ТЮ2 ~ 0.2 мае. %. Клинопироксен характеризуется низкими концентрациями Ti, Zr, REE (см. рис. 5) и обогащением Sr. Судя по не очень высокой хромистости шпинели и магнезиальности ортопироксена, низким содержаниям титана в минералах, составу рассчитанного по коэффициентам распределения равновесного к клинопироксену расплава, пироксениты могли кристаллизоваться из эволюционировавшего высококальциевого бонинитового расплава, присутствующего в меланже. Более ранняя кристаллизация клинопироксена по

сравнению с плагиоклазом характерна для кумулятивных пород островодужных вулканитов.

Кпинопироксен /хондрит

0.1

0.01

-6

0.001

I I I I I I I I I I I I I I

La Се Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb

Рис. 5. Нормированное к хондриту распределение редкоземельных элементов в

клинопироксенах пироксенитов Эгийнгольского (1), Нармандальского (2), Уригольского (3), Ургольского (4), Дзэрлэггольского (5) меланжей и Хасуртикского (6) массивов.

Редкоземельные элементы являются несовместимыми для минералов реститовых перидотитов: оливина, ортопироксена, шпинели и клинопироксена. Для фаната HREE являются совместимыми, а остальные редкие земли -несовместимыми. Клинопироксен и фанат содержат наибольшие концентрации REE, они являются первыми фазами, которые удаляются в расплав при плавлении. Поэтому с ростом степени плавления концентрации редкоземельных элементов в перидотитах должны уменьшаться.

Надсубдукционные перидотиты (рис. 6 В, Ж) характеризуются более низкими концентрациями HREE, чем абиссальные перидотиты (рис. 6 А, Д). Взаимодействие с расплавом, по-видимому, может приводить к уменьшению содержания HREE в породах. Конечным продуктом взаимодействия гарцбургитов с бонинитами являются дуниты.

ГЛАВА 4. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ НАДСУБДУКЦИОННЫХ ПЕРИДОТИТОВ

Порода / примитивная мантия

I I I I II I II I I I I I I I I

ЯЬ ВаТЬМЫа Се ЗгМгг Н1 ЙтлЕийс! Т| У ЕгУЬ

1л Се Рг N115111 Еи 0(1 ТЬ Оу Но Ег Тт УЬ ш

Порода I примитивная мантия

Порода/ примитивная мантия

I Г I I I I М I I I I Г I II II 1?ЬВа и НЫ.аСеМИ$гЗтЕи2гН{<ЗсЮу У Ег Г|УЬ Порода {примитивная мантия

11111111111111 Се Рг N11 Эт Ей Ой ТЬ Оу Но Ег Тт УЬ 1л , Порода I примитивная мантия

1а Се Рг N11 вт Ей 011 ТЬ Оу Но Ег Тт УЬ Ш

Рис. 6. Нормированное к примитивной мантии распределение REE и редких элементов в перидотитах Аригийнгольского (А-Б), Эгийнгольского (В-Г) массивов и Нармандальского меланжа (Д-3). Поля: 1- абиссальные перидотита, но [Niu, 2004]; 2- надсубдукционные перидотиты Conical, преобразованные боншштовым расплавом, по [Parkinson et al., 1998]; 3-надсубдукционные перидотиты Torishima, образовавшиеся при декомпрессионном плавлении, по [Parkinson et al., 1998]. Пунктирные линии - кривые распределения REE в ресштах, рассчитанные для модели фракционного плавления примитивной мантии в шпинелевой фации, по [Niu, 2004], цифры - степень плавления.

Дуниты массивов Conical, Torishima имеют нижний уровень концентраций HREE в гарцбургитах, дуниты South Sandwich, офиолитов Thetford Mines -более низкие концентрации Yb, чем гарцбургиты. Содержания LREE во всех надсубдукционных перидотитах выше, чем в реститах при безводном плавлении, причём концентрации LREE часто выше в перидотитах, для которых фиксируется процесс взаимодействия с расплавом. Можно также отметить, что перидотиты, образовавшиеся в результате декомнрессионного плавления в надсубдукционных зонах, имеют более пологую форму кривой распределения REE, в то время как перидотиты, подвергшиеся интенсивному преобразованию расплавом - V-образную (рис. 6 В). Одним из признаков плавления в присутствии воды считается появление положительной, реже отрицательнай аномалии Eu [Barth et al., 2009].

Для сравнения элементов групп HFS, LIL с REE на спайдердиаграмме элементы обычно расположены справа налево в соответствии с уменьшением степени несовместимости, то есть с ростом общих коэффициентов распределения в системе перидотит - расплав. В реститовых перидотитах, образовавшихся при безводном плавлении мантийного вещества, на спайдердиаграмме должно быть закономерное уменьшение нормированных концентраций несовместимых элементов справа налево. Абиссальные перидотиты характеризуются близким к такому виду распределением редких элементов, исключение представляют повышенные концентрации сильно несовместимых элементов и Sr. Похожие кривые имеет меньшая часть перидотитов современных и палеоостроводужных систем, в том числе и среди изученных перидотитов Джидинской и Адацагской зон складчатого обрамления Сибирского кратона (рис. б Б, Е). Надсубдукционные перидотиты имеют U или V - образную кривую распределения редких элементов с более

высокими нормированными концентрациями сильно несовместимых элементов по сравнению с УЬ. Часто присутствуют максимумы Яг, Zr-Ш, минимум М>, знакопеременные аномалии Тл, причём они более системны и чётче выражены в перидотитах с признаками их преобразования расплавом (рис. 6 Г, 3).

При увеличении степени плавления в перидотитах происходит закономерное уменьшение концентраций П и УЬ. В абиссальных перидотитах, образовавшихся в срединно-океанических хребтах, содержание этих элементов соответствует степеням плавления от 5 до 17 %, реже - 20 %. Надсубдукционные перидотиты характеризуются более низкими концентрациями УЬ и И, что обусловлено более высокими степенями плавления (от ~17 до »25 %). Перидотиты, комплементарные бонинитовым расплавам, имеют степени плавления в диапазоне от 20 до »25 %. Перидотиты, испытавшие взаимодействие с островодужными расплавами, характеризуются диапазоном степени плавления от <20 % до ~25 %. В этих массивах часть пород имеет содержания УЬ-Т^ соответствующие степеням плавления абиссальных перидотитов. Возможно, в эту группу попадают и перидотиты, комплементарные к 1АТ, поэтому имеющие более низкие степени плавления, чем комплементарные к бонинитам перидотиты.

В надсубдукционных перидотитах концентрации элементов групп ЫЬ и Ы1ЕЕ, а также ЫЬ, '¿т, Ш" выше, чем можно было ожидать для их низких концентраций УЬ в соответствии с продолжением тренда плавления абиссальных перидотитов. Шх 8г и Ва являются очень подвижными элементами, на их бюджет в перидотитах большое воздействие оказывают поздние циркуляции водных растворов. Ь-ММ}Е слабо растворимы во флюиде [№и, 2004]. Относительное обогащение немобильными в водной среде элементами (ТЪ, 2х и ИГ) может быть отражением только мантийных процессов. Так как наблюдается систематическое обогащение немобильными в водной среде элементами, то в субдукционном компоненте расплав, по-видимому, преобладал над флюидом. К этому же выводу пришёл Ке1етеп, анализируя соотношения мобильных-немобильных элементов в островодужных примитивных лавах [Ке1етеп е1 а!., 2007].

Обеднение островодужных лав элементами группы ОТБЕ (для №>-Та и иногда для Т1, Ъг и Ш) относительно других несовместимых элементов -хорошо известная, но не очень понятная особенность. Такое обеднение может быть обусловлено взаимодействием медленно просачивающихся расплавов с

деплетированными перидотитами мантийного клина [Kelemen et al., 1990]. Минералы перидотитов будут фракционировать Zr-Hf относительно REE, так как коэффициенты распределения HFSE в оливине, ортопироксене и шпинели выше, чем для редких земель. Чем большее количество расплава проходит через перидотиты, тем более сильное обогащение этими элементами должно быть в последних. Действительно, перидотиты, в которых фиксируется по ряду геохимических признаков процесс взаимодействия с расплавом, имеют хорошо выраженные положительные аномалии Zr-Hf. Появление аномалий Zr-Hf на мультиэлементных диаграммах для перидотитов не означает, что преобразующие расплавы обогащены этими элементами. В результате взаимодействия гарцбургитов с расплавом или при их плавлении в открытой системе с привносом вещества в породах происходит образование новых минеральных фаз, например, клинопироксена и амфибола. Это должно менять общие коэффициенты распределения некоторых элементов в породах и, соответственно, порядок элементов на спайдердиаграмме. В целом появление максимумов говорит о привносе элементов.

Таким образом, в Джидинской и Адацагской зонах присутствуют две группы перидотитов. Малочисленная первая (Аригийнгольский массив (рис. 6 А-Б), серпентиниты Цахирулинского участка офиолитов Адацага) имеют характеристики абиссальных перидотитов. Вторая группа имеет геохимические особенности надсубдукционных перидотитов. Часть этих пород имеет признаки взаимодействия с расплавом (Хасуртинский, Эгийнгольский и Бурэктугольский массивы, часть серпентинитов Нармандальского меланжа, Ургольский меланж), в других они отсутствуют. Следует отметить частую ассоциацию перидотитовых массивов с разной степенью плавления, например, Хасуртинский и Убур-Инкурский массивы, перидотиты Нармандальского (рис. 2, 6 Д, Ж) и Уригольского меланжей, серпентиниты Харахадукского и Цахирулинского участков Адацагского офиолитового комплекса. Перидотиты с более низкой степенью плавления имеют геохимические характеристики абиссальных перидотитов, на которые часто накладывается влияние взаимодействия с островодужными расплавами (рис. 6 Е). Они могут представлять собой остатки разных стадий последовательного плавления в надсубдукционной зоне с образованием базальтов, подобных N-MORB, IAT и бонинитов.

ГЛАВА 5. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ КРАТОННЫХ МАНТИЙНЫХ ПЕРИДОТИТОВ: КСЕНОЛИТЫ КИМБЕРЛИТОВОЙ

ТРУБКИ УДАЧНАЯ

Перидотитовые ксенолиты кимберлитовой трубки Удачная привлекают пристальное внимание исследователей. Было опубликовано много работ [Boyd et al., 1998; Шимицу и др., 1998; Ionov et al., 2011; и многие другие]. Интерес вызван уникальностью пород, выгодно отличающей их от всех других мантийных ксенолитов из кимберлитовых трубок Мира, а именно, удивительно слабой степенью их серпентинизации. Несмотря на хорошую изученность, остаётся ещё много неясного в связи с многообразием процессов, сформировавших кратонную мантию.

5.1. Геологическое положение. Трубка Удачная входит в состав Далдынского кимберлитового поля [Харькив и др., 1998], расположенного в центральной части Сибирской платформы. Возраст внедрения кимберлитов датирован методом SHRIMP как среднедевонский ~ 360 млн. лет [Кинни и др., 1997].

Перидотитовые ксенолиты кимберлитов по структурным особенностям традиционно подразделяются на два типа - равномернозернистые и деформированные. Равномернозернистые перидотиты характеризуются более низкими значениями равновесных температур и давлений и представляют собой верхнюю часть разреза литосферной мантии под древними кратонами. Среди них выделяются два подтипа: низко- (до 880°С) и среднетемпературные (880°С-1100°С). Равномернозернистые перидотиты представлены шпинелевыми и гранатовыми парагенезисами.

Самые древние возрасты минимального деплетирования Re в низкотемпературных перидотитах являются среднеархейскими (3.1 - 3.2 Ga) и демонстрируют древнее образование литосферной мантии под Сибирским кратоном [Pearson et al., 1995]. Этот возраст сопоставим с древнейшими возрастами коровых пород Анабарского и Алданского щитов [Розен и др., 2000], что предполагает синхронную стабилизацию коры и литосферной мантии. Высокотемпературные перидотиты, по изотопным данным осмия, могли образоваться в то же время, что и низкотемпературные перидотиты, но в дальнейшем были значительнее обогащены несовместимыми элементами и Re-фильтрующими расплавами.

5.2. Петрография. Перидотиты имеют микроструктурные особенности, обусловленные их взаимодействием с расплавами: прорастания шпинели с клинопироксеном, ортопироксеном и оливином как в межзерновых пространствах, так и внутри мелких зёрен оливина; новообразованный оливин, "затекающий" в ортопироксен или с нехарактерной для него формой в виде длинных узких полос между зёрнами ортопироксена; крупные зёрна граната и клинопироксена, по размеру сопоставимые с зёрнами оливина и ортопироксена; включения мелких зёрен оливина, ортопироксена, флогопита, кальцита, содалита, монтичеллита, хромшпинелида в краевых частях неоднородного клинопироксена; включения мелких зёрен силикатных минералов в более крупных зёрнах; зоны повышенной железистости оливина с нехарактерными для перидотитов акцессорными минералами, фиксирующие пути проникновения расплава. Следует отметить, что, процесс взаимодействия нарастает сверху вниз по разрезу литосферной мантии в районе кимберлитовой трубки Удачная, что отражается в росте среднего модального содержания граната и клинопироксена в породах. Хотя, по-видимому, по всему разрезу в мантии присутствуют локальные участки, обогащенные гранатом и клинопироксеном. Процессы взаимодействия с расплавами, по-видимому, были многократными, и состав расплава менялся.

5.3. Состав пород. Хорошо известно, что зернистые перидотиты имеют высокую магнезиальность оливина (0.915 - 0.931) и повышенное относительно возможных составов реститов количество ортопироксена. Деформированные перидотиты характеризуются более низкой магнезиалыюстью оливина (0.888 -0.914), по этому параметру и модальному составу они подобны абиссальным перидотитам срединно-океанических хребтов.

Перидотиты из кимберлитовой тр. Удачная по сравнению с примитивной мантией обеднены FeO, А1203, СаО и обогащены MgO, что дало основание считать их реститами. В то же время составы зернистых перидотитов не соответствуют расчётным реститовым составам, то есть они не могли образоваться в результате только процесса частичного плавления. В породах наблюдается повышенное содержание Si02 и отрицательная корреляция Si02 -FeO, что отражает дополнительное образование ортопироксена, по-видимому, за счёт взаимодействия с расплавами, что отмечалось многими исследователями [Boyd et., 1997; Kelemen et al., 1998]. В деформированных перидотитах не наблюдается сильного обогащения Si02 и их составы хорошо

зз

согласуются с трендом плавления от 30 кбар. Среди кратонных перидотитов значительна доля пород с высокими содержаниями А1203 и низкими - MgO, приближающимися к составу примитивной мантии.

Кривые распределения редких элементов в перидотитах тр. Удачная не имеют характерного для абиссальных реститовых перидотитов пологого наклона даже в правой части диаграммы, наблюдается закономерное увеличение нормированных концентраций элементов с уменьшением их коэффициентов распределения. Корреляции между содержаниями редких и петрогенных элементов отсутствуют. Деформированные и зернистые перидотиты не отличаются по спектрам распределения и уровню концентраций редких элементов. Таким образом, кратонные перидотиты деплетированы петрогенными элементами - СаО и А1203 и в то же время обогащены практически всеми редкими элементами относительно реститовых составов.

5.4. Редкоэлементный состав граната и клпноппроксена. В гранатах наблюдается три основных типа распределения REE. «Дебетированный» тип характеризуется отношением La/YbN<l, крутым уменьшением концентраций элементов от Ybw до GdN-SmN и далее ростом LREEN. Концентрации Yb в 0.7-8 раз превышают содержания в хондрите С1. Уровень концентраций LREE не коррелирует с содержанием Yb. «Деплетированный» тип распределения встречается в гранатах низко- и среднетемпературных перидотитов. Для «синусоидального» типа характерно отношение La/YbN<l и относительное обогащение NdN-GdN. Он встречается в меньшей части гранатов низкотемпературных, более широко распространён в фанатах среднетемпературных и редко встречается в гранатах высокотемпературных перидотитов. Для «нормального» типа характерно обеднение LREE, последовательный рост нормированных концентраций вначале крутой от La до Sm, затем более пологий до Yb. Содержание Yb в 7-30 раз превышает его концентрацию в хондрите С1. Этот тип распределения REE не встречается в низкотемпературных гранатах, появляется у небольшой части образцов среднетемпературных перидотитов и преобладает в высокотемпературных гранатах. Гранаты часто неоднородны по содержанию петрогенных элементов. В некоторых гранатах неоднородность состава не сопровождается изменением содержания REE, что, по-видимому, обусловлено диффузией, связанной с изменением температуры. В других от центра к краю зерна наблюдается смена «деплетированного» спектра REE на «нормальный». Сверху вниз в мантийном

разрезе под кимберлитовой трубкой Удачная в гранатах происходит смена «деплетированного» спектра REE через «синусоидальный» на «нормальный», что сопровождается ростом содержаний элементов группы HFS, Yb, Y и уменьшением концентрации Сг20з.

Можно выделить два основных типа распределения REE в клинопироксенах. Первый характеризуется уменьшением нормированных концентраций HREE от Yb и далее ростом к La с отношением La/YbN обычно >1. Такой спектр имеют клинопироксены шпинелевых, низко- и среднетемпературных перидотитов с «деплетированным» типом распределения REE в гранатах. В образцах с «синусоидальным» и «нормальным» распределением REE в гранатах клинопироксен характеризуется последовательным увеличением концентраций REE от Yb к La. По соотношению Ti-Yb клинопироксены зернистых гранатовых перидотитов с «деплетированным» типом распределения REE в гранатах похожи на Срх надсубдукционных перидотитов. Часть из них имеют даже более низкие концентрации Ti и Yb, что отражает ещё более деплетированный состав пород. Такой же уровень концентраций имеют клинопироксены гарцбургитов Сарамтинского массива, которые образуются в результате взаимодействия протолитов с высококремниевыми расплавами. Клинопироксены зернистых и деформированных гранатовых перидотитов с «синусоидальным» и «нормальным» распределением REE в гранатах характеризуются более высокими концентрациями Ti и Yb, но точки их составов лежат в стороне от «тренда плавления» абиссальных перидотитов, что доказывает их не реститовый генезис. Петрографические наблюдения подтверждают кристаллизацию клинопироксена из расплава во всех типах перидотитов тр. Удачная.

5.5. Образование кратонных перидотитов. Гранаты с содержанием хрома >4 мае. % не могут образоваться в результате кристаллизации из ультраосновного расплава или частичного плавления перидотитов, равновесных с ультраосновным расплавом. Это следует из содержания хрома в расплаве и KDcr для граната [Tronnes et al., 1992; Putirka, 1998] и подтверждено экспериментальными работами [Canil and Wei, 1992; Walter, 1998]. Кроме того, в гранатах такого генезиса следует ожидать положительную корреляцию между совместимыми элементами - хромом и иттербием, что не наблюдается ни в одной из рассматриваемых групп пород. Формирование высокохромистого

граната, вероятно, могло происходить в соответствии с реакцией: ортопироксен +шпинель —> гранат+оливин [Stachel et.al., 1998]. Тогда гранат наследует хром от шпинели, которая имеет высокий коэффициент распределения хрома, a Yb -от ортопироксена, для которого это - несовместимый элемент. Это объясняет наблюдаемые отрицательные корреляции между хромом и иттербием в гранатах зернистых перидотитов с «деплетированным» типом распределения REE, который также наследуется от ортопироксена. Присутствие высокохромистых гранатов во всех типах перидотитов свидетельствует о том, что для всех них протолитом были породы оливин-ортопироксен-шпинелевого состава. Большая часть пород, по-видимому, представляет собой реститы, так как минералы имеют «мантийные» изотопные отношения кислорода. В работе [Burgess et al., 2004] было показано, что «нормальный» тип распределения REE в гранатах деформированных перидотитов появляется в результате их взаимодействия с просачивающимися снизу астеносферными расплавами. Этот процесс приводит к изменению и состава петрогенных элементов, в частности, к снижению в гранатах хрома. Часть гранатов деформированных перидотитов геохимически подобна гранатам мегакристной ассоциации, кристаллизующейся из этих расплавов. «Синусоидальное» распределение REE в гранатах выше расположенных пород может быть обусловлено либо взаимодействием с эволюционировавшими астеносферными расплавами [Burgess et al., 2004], либо отражать диффузионный характер взаимодействия с расплавами. Влияние астеносферных расплавов значительно на глубинах, соответствующих интервалу давлений ~4.8-6 GPa. Здесь широко развиты зернистые перидотиты с большим количеством явно кристаллизовавшихся из расплава гранатов и клинопироксенов и оливиновые гранатовые пироксениты. Их гранаты имеют «нормальное» распределение REE. Эти породы не могут быть субдуцированными кумулятивными членами океанической коры, так как их минералы характеризуются «мантийными» изотопными отношениями кислорода.

В малоглубинных зернистых перидотитах с «деплетированным» спектром REE влияние астеносферных расплавов, очевидно, минимально или совсем отсутствует. Тем не менее, в этих породах присутствуют клинопироксены, петрографические и геохимические особенности которых указывают на их кристаллизацию из расплава. Для этих пород характерно также повышенное количество ортопироксена, что свидетельствует об их

преобразовании высококремниевыми расплавами в соответствии с реакцией 01+ L] —>Орх+ Ь2. Этот процесс детально изучен в гарцбургитах Сарамтинского массива, которые по составу, возрасту и, по-видимому, условиям и механизмам формирования подобны зернистым перидотитам.

Высокая магнезиальность оливина в зернистых шпинелевых и гранатовых перидотитах предполагает высокие степени плавления и комплементарность к коматиитам Мшго-типа. При таких степенях плавления в шпинелевой фации должна быть очень высокохромистая шпинель. В шпинелевых перидотитах хромистость шпинели низкая для магнезиальности оливина 0.928 - 0.930. Это может быть обусловлено началом плавления в гранатовой фации. В то же время для образования высокохромистых гранатов необходима шпинель в протолите. Поэтому оптимальным представляется начало плавления при давлении ~ 4 GPa. Если архейская мантия имела более высокие температуры, чем современная, то оно могло происходить в спрединговых центрах, как в современных океанах [К с lern an et al., 1998]. Arndt [Arndt et al., 2009] считает, что более вероятным является плавление в горячих мантийных плюмах, которые подходят к основанию океанического плато или обычной океанической литосферы. Формирование континентальной коры в архее, как и в фанерозое, проходило в субдукционных зонах на окраинах растущего континента, поэтому некоторые исследователи [Pearson and Wittig, 2008] предполагают, что образование кратонных перидотитов могло проходить в надсубдукционных зонах. В любом случае при формировании кратонов океаническая литосферная мантия должна была взаимодействовать с высококремниевыми расплавами в надсубдукционных зонах, что и привело к обогащению пород ортопироксеном и появлению клинопироксена. При погружении пород из ортопироксена и шпинели образовался гранат.

Деформированные перидотиты характеризуются низкой магнезиальностью оливина. Они могли образоваться при плавлении в шпинелевой фации в зонах спрединга срединно-океанических хребтов. В этих породах фиксируется существенное влияние астеносферных расплавов, что скрывает следы взаимодействия с островодужными расплавами, которое должны были испытать перидотиты при попадании в надсубдукционную зону.

Таким образом, кратонная литосферная мантия формировалась как океаническая, а затем подверглась рефертилизации сначала в надсубдукционных зонах, затем астеносферными расплавами.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведённое исследование и обобщение имеющейся геологической, геохимической и петрологической информации о надсубдукционных перидотитах позволило установить, что два процесса ответственны за их формирование. Один из них - декомпрессионное плавление астеносферной мантии в надсубдукционных зонах спрединга. Присутствие воды обеспечивает более высокие степени плавления, которые не реализуются в зонах спрединга срединно-океанических хребтов. Последовательное плавление приводит к формированию реститов в начале с геохимическими характеристиками абиссальных, затем - надсубдукционных перидотитов. Комплементарными к ним являются базальты, подобные N-MORB, IAT и бониниты. Второй процесс

- взаимодействие надсубдукционной литосферной мантии с просачивающимися через неё расплавами, образующимися при частичном плавлении метаосадков и метабазальтов субдуцирующей океанической коры. Выявлены геологические и геохимические признаки этого взаимодействия. На ранних стадиях развития островных дуг взаимодействие с бонинитами приводит к формированию дунитов с ортопироксенитовыми дайками, на поздних - к уменьшению деплетированности гарцбургитов. В результате обоих процессов образуются специфические геохимические характеристики надсубдукционных перидотитов, отличающие их от абиссальных перидотитов срединно-океанических хребтов.

Таким образом, в надсубдукционных зонах происходит формирование особого типа океанической литосферной мантии и начинается процесс её превращения в кратонную.

Список основных публикаций по теме диссертации:

1. Глазунов О.М., Горнова М.А., Татаринов А.В. Гранатовые пироксениты Восточного Саяна // Геология и геофизика. - 1984. - № 7. - С. 74 - 84.

2. Горнова М.А., Глазунов О.М. Мантийные перидотиты и пироксениты Сарамтинского массива в докембрийском гранулит-гнейсовом комплексе Шарыжалгая//Геология и геофизика. - 1999. -Т. 40. -№7. -С. 1003 - 1015

3. Gornova М.А., Petrova Z.I. Mantle peridotites of granulite-gneiss complex as fragments of Archean (?) ophiolites (Baikal région) // Ofioliti. - 1999. - V. 24. - N 2.

- P. 223-240.

4. Соловьёва JI.В. Горнова М.А., Ложкин В.И. Редкие земли в ксенолитах пироксенитов и базитовых гранулитов из кимберлитовых трубок Удачная и Обнажённая, Якутия // ДАН. - 2000. - Т. 373. -№ 4. - С.532 - 535.

5. Горнова М.А., Цыпуков М.Ю., Савдимирова Г.П., Смирнова Е.В. Плавление докембрийской мантии: геохимический анализ реститовых перидотитов периферийных блоков Сибирской платформы // ДАН. - 2001. - Т. 378. -№ 3. -С. 383 - 386.

6. Соловьёва Л.В., Горнова М.А. Геохимические прототипы базитовых гранулитов из кимберлитов Якутии // ДАН. - 2001. - Т. 376. - № 6. - С. 804 -806.

7. Горнова М.А., Цыпуков М.Ю. Формирование докембрийской литосферной мантии окраины Сибирской платформы // Проблемы геологии континентов и океанов. - Магадан: Изд-во "Кордис". - 2001. - С. 126 - 139.

8. Соловьева Л.В., Горнова М.А., Маркова Е.М. Ложкин В.И. Геохимическая идентификация гранулитов из ксенолитов в кимберлитах Якутии // Геохимия. -2004.- №3,- С. 270-287.

9. Соловьёва Л.В., Горнова М.А., Егоров К.Н., Смирнова Е.В. Распределение REE и HFSE в породах и минералах из ксенолитов зернистых перидотитов в кимберлитовой трубке Удачная // ДАН. - 2004. - Т. 395. - № 6. - С. 812 -817.

10. Горнова М.А., Альмухамедов А.И., Гордиенко И.В., Кузьмин М.И., Медведев А.Я., Томуртогоо О. Адацагский офиолитовый комплекс (Северное Гоби, Монголия) - фрагмент палеоостроводужной системы // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Материалы научного совещания по Программе фундаментальных исследований. Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН. - 2004. - С. 98 -101.

11. Gornova M.A., Gordienco I.V., Kuzmin M.I., Al'mukhamedov A.I., Medvedev A. Ya., Tomurtogoo O., Tomurhuu D. Peridotites of Dzida zone of the Paleo-Asisan ocean: geochemistry and petrology // Structural and Tectonic Correlation across the Orogenic Collage: Implication for Continental Growth and Intracontinental Deformation. Ulaanbaatar. -2006. - P. 54 - 56.

12. Горнова M.А., Полозов А.Г., Игнатьев A.B., Веливецкая Т.А. Перидотиты кимберлитовой трубки Удачная: "немантийные" изотопные отношения кислорода в гранатах // ДАН. - 2007. - Т. 415. - № 1. - С. 91 - 95.

13. Гордиенко И.В., Филимонов A.B., Минина O.P., Горнова М.А., Медведев А.Я., Климук B.C., Ел баев А.Л., Томуртогоо О. Джидинская островодужная система Палеоазиатского океана: строение и основные этапы геодинамической

эволюции в венде-палеозое // Геология и геофизика. - 2007. - Т. 48. - № 1. - С. 120-140.

14. Медведев А.Я., Булгатов А.Н., Горнова М.А., Гордиенко И.В., Альмухамедов А.И. Метавулканиты Кыранского блока (Восточное Забайкалье) //Литосфера. -2007. -№ 1. - С. 138 - 146.

15. Костровицкий С .И., Алымова Н.В., Яковлев Д.А., Соловьёва Л.В., Горнова М.А. О происхождении мегакристов граната из кимберлитов // ДАН. - 2008. -Т. 420,-№2.-С.225 -231.

16. Горнова М.А., Кузьмин М.И., Гордиенко И.В., Медведев А.Я., Альмухамедов А.И. Особенности состава надсубдукционных перидотитов на примере Эгийнгольского массива // ДАН. - 2008. - Т. 420. - № 5. - С. 669 - 673.

17. Медведев А.Я., Гордиенко И.В., Горнова М.А., Альмухамедов А.И. Геохимические особенности метавулканитов южного Прихубсугулья (Северная Монголия) как индикатор геодинамических условий образования // Геология и геофизика. - 2008. - Т. 49. - № 4. - С. 325 - 334.

18. Kamenetsky V.S., Maas R., Kamenetsky M.B., Patón Ch., Phillips D., Golovin A.V., Gomova M.A. Mantle origin of magmatic chlorides in the Udachnaya-East kimberlite, Sibiria // Earth and Planetary Science Letters. - 2009. - V. 285. - P. 96 -104.

19. Горнова M.A., Медведев А.Я., Беляев В.А. Рефертилизация реститовых перидотитов Джидинской зоны и Адацага (ЦАСП) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Материалы совещания. Вып. 7. - Иркутск: ИЗК СО РАН, 2009. - В двух томах. - Т. 1. - С. 78 - 80.

20. Горнова М.А., Кузьмин М.И., Гордиенко И.В., Медведев А.Я., Альмухамедов А. И. Геохимия и петрология Эгийнгольского перидотитового массива: реставрация условий плавления и взаимодействия с бонинитовыми расплавами // Литосфера. - 2010. - № 5. - С. 20 - 36.

21. Горнова М.А. Геохимические особенности перидотитов надсубдукционных зон: процессы плавления и взаимодействия с расплавом // Геологические процессы в обстановках субдукции, коллизии и скольжения литосферных плит. Материалы Всероссийской конференции с международным участием. -Владивосток: Дальнаука, 2011. - С. 198-201.

Подписано в печать 25.10.2011. Бумага офисная белая. Печать RISO. ' Тираж 150 экз. Заказ №200093.

Отпечатано в ООО «Оперативная типография Вектор» 664025, г.Иркутск, ул. Степана Разина д.б, офис 106, т.": (3952) 33-63-26, 25-80-09 e-mail: dc@siline.ru

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Горнова, Марина Аркадьевна

Введение 5

Глава 1. Геологическое положение надсубдукционных 12-58 перидотитов, характеристика ассоциирующих пород

1.1. Островные дуги 12

1.2. Надсубдукционные офиолитовые ассоциации 16

1.3. Джидинская складчатая зона 21

1.4. Адацагская складчатая зона 41

1.5. Шарыжалгайский комплекс Сибирского кратона 54

1.6. Выводы 57-

Глава 2. Процессы взаимодействия мантия-расплав в 59-122 надсубдукционных зонах

2.1. Лерцолиты Адацага: взаимодействие с MORB-подобным 60-71 расплавом

2.1.1. Петрография 60

2.1.2. Состав минералов 62

2.1.3. Состав пород 69

2.2. Эгийнгольский перидотитовый массив: взаимодействие с 72-90 бонинитовым расплавом

2.2.1. Петрография 12

2.2.2. Состав минералов 75

2.2.3. Образование перидотитов Эгийнгольского массива 88

2.3. Перидотиты Сарамтинского массива: взаимодействие с 91-118 высоко Si расплавом

2.3.1. Петрография 91

2.3.2. Состав минералов 96

2.3.3. Состав пород 100

2.3.4. Редкоэлементный состав клинопироксена 104

2.3.5. Плавление в субдукционной зоне в открытой системе 107или взаимодействие с расплавом?

2.3.6. Образование гарцбургитов 109

2.3.7. Модель плавления и рефертилизации 111

2.3.8. Сравнение с кратонными перидотитами 115

2.4. Процессы взаимодействия мантия - расплав под срединно- 119-120 океаническими хребтами

2.5. Выводы 121-

Глава 3. Критерии разделения процессов декомпрессионного 123-164 плавления и взаимодействия с расплавом в надсубдукционных зонах

3.1. Декомпрессионное плавление в надсубдукционных зонах 123

3.2. Петрогенный состав перидотитов 126

3.3. Соотношение MgO-Yb в перидотитах 135

3.4. Состав шпинелей 138

3.5. Соотношение Yb в породе - хромистость шпинели 153

3.6. Пироксенитовые дайки 155-162 3.3. Выводы 163

Глава 4. Геохимические особенности надсубдукционных 165-перидотитов

4.1. REE в перидотитах современных и палеоостровных дуг 165

4.2. REE в перидотитах Джидинской и Адацагской зон 176

4.3. Распределение редких элементов - LILE, HFSE и REE в 182-189 перидотитах Джидинской, Адацагской зон и эталонных объектах надсубдукционных перидотитов

4.4. Соотношение Ti-Yb в перидотитах 189

4.5. Обогащение надсубдукционных перидотитов LREE, LILE, 192-198 HFSE

4.6. Соотношение Yb-V - индикатор окислительно- 198-200 восстановительных условий

4.7. Li, Be, В 200

4.8. Выводы 201-

Глава 5. Геохимические особенности кратонных мантийных 204-271 перидотитов: ксенолиты кимберлитовой трубки Удачная

5.1. Геологическое положение 204

5.2. Геотермобарометрия 208

5.3. Петрография 209

5.4. Состав оливина, шпинели и ортопироксена 235

5.5. Петрохимия и геохимические особенности пород 238

5.6. Состав граната и клинопироксена 249

5.7. Изотопия кислорода 265

5.8. Образование кратонных перидотитов 267

5.9. Выводы 271 Заключение 272-275 Литература 276

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геохимия и петрология надсубдукционных перидотитов"

Актуальность темы. Проблема формирования литосферы - внешней оболочки Земли является одной из важнейших в геологии. В основе этого процесса лежит плавление мантии с образованием перидотитовых реститов и комплементарных к ним базальтовых или коматиитовых расплавов. Геохимический анализ перидотитов даёт представление о составе литосферной мантии и позволяет с большой степенью достоверности оценить механизм и физико-химические условия плавления, состав расплавов и исходного мантийного вещества. Этому способствуют современные аналитические возможности (ГСР-МБ), позволяющие определять очень низкие концентрации несовместимых элементов в ультраосновных породах. В отличие от достаточно хорошо изученного процесса плавления в срединно-океанических хребтах, формирующего океаническую литосферу, в представлениях о процессах, происходящих в надсубдукционных зонах, ещё много неясного. Реагсе с соавторами [Реагсе е1 а1., 1984] ввели термин "надсубдукционные перидотиты" (Б82Р) для океанических перидотитов с иными геохимическими особенностями, чем абиссальные перидотиты срединно-океанических хребтов.

Целью настоящей работы является создание модели формирования надсубдукционной мантии.

Основные задачи исследования: 1) детальное геохимическое изучение реститовых перидотитов из Джидинской и Адацагской зон складчатого обрамления Сибирского кратона, Шарыжалгайского краевого выступа Сибирского кратона и ксенолитов кимберлитовой трубки Удачная;

2) изучение процесса взаимодействия мантийный перидотит - расплав в надсубдукционных зонах;

Научная новизна. Впервые прецизионными методами анализа (РСМД, РФ A, ICP-MS, SIMS) получены данные о составе, в том числе редкоэлементном, пород и минералов до этого слабо изученных реститовых перидотитов Джидинской и Адацагской зон Центрально-Азиатского складчатого пояса и Сарамтинского массива Шарыжалгайского комплекса фундамента Сибирской платформы. На их основе оценены степень, условия и механизмы плавления при образовании пород, выявлены геологические, петрографические и геохимические признаки взаимодействия перидотитов с островодужными расплавами разного состава, проведены геодинамические реконструкции обстановок формирования. Это позволяет на новом уровне интерпретировать раннюю историю формирования литосферы в изученных регионах.

1 Я

Получены новые данные о редкоэлементном и изотопном (5 О) составе минералов перидотитовых ксенолитов из кимберлитовой трубки Удачная. Аргументировано, что формирование кратонной литосферной мантии начинается с преобразования океанической литосферной мантии в надсубдукционных зонах.

Практическое значение. Систематизированные в работе минералого-геохимические особенности надсубдукционных перидотитов позволяют использовать их при изучении реститовых перидотитов складчатых поясов с целью геодинамической реконструкции геологической истории развития региона и аттестации связанных с ними полезных ископаемых. Крупнейшее в мире Кемпирсайское месторождение подиформных хромититов располагается в надсубдукционных перидотитах. Выявленный в Эгийнгольском массиве процесс взаимодействия гарцбургитов с бонинитовым расплавом способствовал нахождению хромититов в дунитах.

JXA8200 (JEOL, Япония) с волновыми и энергодисперсионными спектрометрами.

Определение основных породообразующих элементов в перидотитах проводилось методом РФА по стандартной методике на многоканальном рентгеновском спектрометре СРМ-25, Na и К - методом пламенной фотометрии, Сг и Ni - методом атомной абсорбции на спектрометре модели 503 AAnalyst 800 фирмы Perkin-Elmer. Содержания редких элементов (Nb, Zr, Hf, Ti, Th, Rb, Ba, Sr, Y, REE) определялись методом масс-спектрометрического анализа с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) на масс-спектрометре высокого разрешения ELEMENT2. Для контроля правильности результатов использовались международные стандарты JP-1 и DTS-1. Воспроизводимость для большей части элементов не превышала 10 %, для La, Ce, Nb, Ва составила ~20-25 %. Определение содержаний редких элементов в перидотитах методом ICP-MS является сложной аналитической задачей из-за низких концентраций, плохой аттестованности международных перидотитовых стандартов и часто недостаточной чистотой используемых при разложении кислот. Пробы исследуемых перидотитов разлагались и снимались минимум дважды. Содержания Ti, V и Se контролировались их определением другим методом по специально разработанной методике РФА на спектрометре S4 Pioneer фирмы Bruker AXS (Германия). Относительное стандартное отклонение не превышало 7 %. Все эти анализы проводились в ИГХ СО РАН.

1Я

ДВГИ ДВО РАН методом фторирования. Измерение Ô О проводилось на масс-спектрометре Finnigan МАТ 252 с двойной системой напуска.

1Я

Воспроизводимость результатов 5 О для образцов составляет 0.2 %о.

В работе применены методы геохимического моделирования процесса частичного плавления мантийного вещества.

Основные защищаемые положения:

2. Установлены два процесса преобразования мантийной литосферы островодужными расплавами: взаимодействие с бонинитами приводит к кристаллизации оливина за счёт ортопироксена и образованию дунитов, взаимодействие с высокой расплавами на поздних стадиях развития островных дуг приводит к кристаллизации ортопироксена за счёт оливина и образованию лерцолитов из гарцбургитов.

3. Установлены геохимические особенности надсубдукционных перидотитов: низкие концентрации НЯЕЕ, и-У образные кривые распределения редких элементов с аномалиями положительными по Бг, Ъг-Ш, знакопеременными по Тл и отрицательными по N1). Они обусловлены как высокими степенями декомпрессионного плавления в надсубдукционных зонах спрединга, так и взаимодействием океанической литосферной мантии с островодужными расплавами.

5. Аргументировано, что в надсубдукционных зонах начинается процесс превращения истощённой океанической литосферной мантии в более обогащенную кратонную.

Структура работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения общим объёмом 300 страниц, включая 27 таблиц и 100 рисунков. Список литературы состоит из 212 библиографических наименований.

Заключение Диссертация по теме "Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых", Горнова, Марина Аркадьевна

5.9. Выводы.

Петрогенный и модальный состав зернистых перидотитов свидетельствует о дополнительном образовании ортопироксена, которое могло произойти при взаимодействии реститов с высокой расплавами.

Кратонные перидотиты характеризуются деплетированностью по петрогенным элементам, обогащенностью несовместимыми элементами и отсутствием корреляции между содержанием петрогенных и редких элементов. Фазы межзерновых пространств обогащены несовместимыми элементами в большей степени, чем породообразующие минералы. Это говорит о метасоматическом преобразовании пород и сильном влиянии кимберлитового расплава.

Составы гранатов свидетельствуют об образовании пород из гарцбургитовых протолитов со шпинелью. Изотопные содержания кислорода в минералах указывают на реститовый генезис этих протолитов.

Составы клинопироксенов отражают их нереститовый генезис, а образование в результате кристаллизации из расплава, что подтверждается петрографическими наблюдениями. Наиболее ранние сохранившиеся клинопироксены по редкоэлементному составу похожи на клинопироксены надсубдукционных перидотитов.

Кратонная литосферная мантия формировалась как океаническая, а затем подверглась рефертилизации сначала в надсубдукционных зонах высококремниевыми и впоследствие астеносферными расплавами.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведено обобщение имеющейся информации о геологическом положении, составе, петрологических и геодинамических условиях формирования надсубдукционных перидотитов современных и палеоостороводужных систем. Впервые получены современными методами анализа (РСМА, РФА, ICP-MS, SIMS) данные о составе, в том числе редкоэлементном, пород и минералов до этого слабо изученных реститовых перидотитов Джидинской и Адацагской зон Центрально-Азиатского складчатого пояса, Сарамтинского массива Шарыжалгайского краевого выступа фундамента Сибирской платформы. Кроме того, проведены детальные петрографические исследования, определен редкоэлементный и изотопный (6180) состав гранатов и клинопироксенов перидотитовых ксенолитов кимберлитовой трубки Удачная.

Это позволило установить, что два процесса определяют геохимические особенности надсубдукционных перидотитов. Они могут образоваться в результате декомпрессионного плавления, по-видимому, астеносферной мантии в надсубдукционных зонах спрединга. Плавление происходит при нарастающем поступлении водного субдукционного компонента. Присутствие воды обеспечивает более высокие степени плавления, которые не реализуются в зонах спрединга срединно-океанических хребтов. Последовательное плавление приводит к формированию реститов в начале с геохимическими характеристиками абиссальных, затем - надсубдукционных перидотитов. Комплементарными к ним являются N-MOR-подобные базальты, IAT и бониниты. Второй процесс - взаимодействие надсубдукционной литосферной мантии с просачивающимися через нее расплавами, образующимися при частичном плавлении метаосадков и метабазальтов субдуцирующей океанической коры. В результате формируются надсубдукционные перидотиты. Среди реститовых перидотитов Джидинской зоны складчатого обрамления Сибирского кратона подавляющее большинство имеет характеристики надсубдукционных перидотитов.

По содержанию петрогенных элементов надсубдукционные перидотиты не соответствуют составам реститов, образующихся при безводном плавлении примитивной мантии. Их особенности обусловлены главным образом гидротермальным процессом, в меньшей степени - плавлением в присутствии воды и взаимодействием с высокой расплавами. Большинство надсубдукционных перидотитов, формирующихся в преддуговых системах, имеют соотношение УЬ-М§0 и распределение НКЕЕ, согласующиеся с началом плавления в присутствии граната. Высокие степени плавления при образовании пород фиксируются высокой магнезиальностью оливина и хромистостью шпинели. По соотношению УЬ-Т1 преддуговые надсубдукционные перидотиты характеризуются большими степенями плавления, чем преобразованные субдукционными расплавами. Для надсубдукционных перидотитов характерны и или У-образные кривые распределения несовместимых редких элементов с аномалиями положительными для Бг, знакопеременной для Ей и отрицательной для №>. Присутствующие в перидотитах клинопироксены имеют не реститовый генезис, а кристаллизовались из расплава. Они характеризуются очень низкими концентрациями НКЕЕ и Тл и обогащены 8г, Ы1ЕЕ, Zr. Обогащение пород и клинопироксена элементами групп ЫЬ, Ы^ЕЕ, реже МЯЕЕ, и Мэ, Ъх, Ш является отражением мантийных процессов, а именно: плавлением в открытой системе с привносом вещества и (или) взаимодействия с просачивающимся субдукционным компонентом. Так как наблюдается систематическое обогащение перидотитов немобильными в водной среде элементами, то в субдукционном компоненте расплав, по-видимому, преобладал над флюидом.

Детальные исследования позволяют разделить процессы плавления и взаимодействия с расплавом. Чутким индикатором процесса взаимодействия является шпинель. В процессе преобразования перидотитов расплавом в шпинелях возрастает содержание Тл, уменьшается ее магнезиальность, в случае бонинитового расплава происходит рост ее хромистости, в случае МСЖВ-подобных и высокой расплавов - уменьшение хромистости. В части надсубдукционных перидотитов наблюдается четкая положительная корреляция между Сг#8р и содержанием УЬ в породах, что свидетельствует об их образовании в результате плавления. Отсутствие такой корреляции при узком диапазоне изменения УЬ говорит о преобразовании пород расплавом. Отсутствие корреляции при широком диапазоне вариации УЬ, по-видимому, может свидетельствовать о плавлении, в результате которого меняется содержание УЬ, и о последующем процессе преобразования, в результате которого меняется хромистость шпинели. Преобразование расплавом приводит к большему обогащению перидотитов Zr, Щ ЬЫЕЕ.

Процесс преобразования в ранних преддуговых и более поздних надсубдукционных зонах происходит по-разному. При преобразовании перидотитов бонинитовыми расплавами в них сначала происходит замещение ортопироксена оливином вплоть до образования дунитов, затем кристаллизуется ортопироксен и образуются ортопироксенитовые дайки в дунитах. Взаимодействие с бонинитовым расплавом характерно для мантийных перидотитов многих офиолитовых ассоциаций и выявлено в перидотитах Эгийнгольского массива. Присутствие истощенных гарцбургитов совместно с дунитами и ортопироксенитовыми дайками является хорошим индикатором метасоматической модификации мантии, связанной с ранним развитием островных дуг.

При дальнейшем развитии субдукционного процесса образование дунитов уже не происходит, так как меняется состав расплавов. В перидотитовых ксенолитах из островодужных вулканитов Западной Пацифики присутствуют вторичные ортопироксен, клинопироксен, амфибол и флогопит, кристаллизовавшиеся из расплава. В качестве реагента выступают высокой расплавы - адакиты, которые присутствуют в этих островных дугах. Щелочные базальтовые магмы также могут насыщаться 81 в результате фракционирования в верхней мантии и обогащать мантийные перидотиты. Процесс взаимодействия перидотитов с высококремниевыми расплавами может приводить к образованию лерцолитов из истощенных гарцбургитов, что фиксируется в перидотитах Сарамтинского массива.

Гарцбургиты Сарамтинского массива по особенностям состава и возраста подобны зернистым перидотитовым ксенолитам из кимберлитовой трубки Удачная, что предполагает подобные условия образования. Очень высокая магнезиальность оливинов этих пород свидетельствует о высоких степенях плавления и комплементарности коматиитам Мипго-типа. Относительно низкая хромистость шпинели отражает начало плавления в гранатовой фации. Высокие концентрации хрома в гранатах зернистых перидотитов предполагают их образование из протолитов с шпинелью. Это могло происходить в океанических бассейнах либо в зонах спрединга, подобных современным СОХ, если архейская мантия имела более высокие температуры, либо связано с мантийными плюмами, подходящими к основанию океанической литосферы. Не исключена возможность, что перидотиты формировались в надсубдукционных зонах. Далее при формировании кратонов эта океаническая литосферная мантия взаимодействовала с высококремниевыми расплавами в надсубдукционных зонах, что привело к обогащению пород ортопироксеном и появлению клинопироксена.

Таким образом, с происходящих в островодужных системах процессов водного плавления и взаимодействия с расплавами начинается преобразование истощенной океанической литосферной мантии и превращение ее в более фертильную кратонную.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Горнова, Марина Аркадьевна, Иркутск

1. Альмухамедов А.И., Гордиенко И.В., Кузьмин М.И., Томуртогоо О., Томурхуу Д. Бониниты Джидинской зоны каледонид, Северная Монголия // Доклады Академии наук. 2001. - Т. 377. - № 4. - С. 526-529.

2. Архей Анабарского щита и проблемы ранней эволюции Земли / Под ред. Маркова М.С. М.: Наука. - 1988. - 253 С.

3. Базылев Б.А. Аллохимический метаморфизм мантийных перидотитов из зоны разлома Хэйс, Северная Атлантика // Петрология. 1997. - Т. 5. - № 4. -С. 362-379.

4. Базылев Б.А. Петрология и геохимия океанических и альпинотипных шпинелевых перидотитов в связи с проблемой эволюции мантийного вещества. Автореферат дисдоктора геол.-мин. наук. М.: ГЕОХИ РАН. - 2003. - 49 С.

5. Батанова В.Г., Савельева Г.Н. Миграция расплавов в мантии под зонами спрединга и образование дунитов замещения: обзор проблемы // Геология и геофизика. 2009. - Т. 50. - № 9. - С. 992-1012.

6. Белов А.Н., Суханов М.К., Рачков B.C., Ряховский В.М., Злобин B.JL Петрохимические типы, сериальная принадлежность и вопросы генезиса метамагматических пород докембрия Анабарского щита // Доклады АН СССР. 1990.-Т. 313.-№2.-С. 401-404.

7. Белоусов И.А., Батанова В.Г., Савельева Г.Н., Соболев A.B. Свидетельство надсубдукционной природы мантийных пород Войкаро-Сыньинского офиолитового массива, Полярный Урал // Доклады Академии наук. 2009. - Т. 429. - С. 238-243.

8. Герасимчук A.B., Серенко В.П. Вещественно-физические предпосылки районирования фундамента Далдыно-Алакитского региона по геофизическим данным // Советская геология. 1988. - № 11. - С. 74-80.

9. Гордиенко И.В. Индикаторные магматические формации Центрально-Азиатского складчатого пояса и их роль в геодинамических реконструкциях Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 2003. - Т. 44. - № 12. - С. 1290-1300.

10. Горнова М.А., Глазунов О.М. Мантийные перидотиты и пироксениты Сарамтинского массива в докембрийском гранулит-гнейсовом комплексе Шарыжалгая // Геология и геофизика. 1999. - Т. 40. - № 7. - С. 1003-1015.

11. Грабкин О.В., Мельников А.И. Структура фундамента Сибирской платформы в зоне краевого шва (на примере Шарыжалгайского блока). -Новосибирск: Наука. 1980. - 95 с.

12. Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. // М.: Мир. 1983. - 300 С.

13. Ильин A.B. Геологическое развитие Южной Сибири и Монголии в позднем докембрии-кембрии. М.: Наука. - 1982. - 116 С.

14. Кинни П.Д., Гриффин Б.Дж., Хэамен JIM., Брахфогель Ф.Ф., Специус З.В. Определение U-Pb возрастов перовскитов из якутских кимберлитов ионно-ионным масс-спектрометрическим (SHRIMP) методом // Геология и геофизика.- 1997. Т. 38. - № 1. - С. 91-99.

15. Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир. - 1979. - 261 С.

16. Макагян Р., Соболев A.B., Закариадзе Г.С., Кононкова H.H. Петрология дифференцированных бонинитовых магм на примере Малокавказской островной дуги // Петрология. 1993. - Т. 1. - № 4. - С. 431-448.

17. Макрыгина В. А. Геохимия метаморфизма и ультраметаморфизма умеренных и низких давлений. Новосибирск: Наука. - 1981. - 199 С.

18. Неймарк Л.А., Немчин A.A., Розен О.М. и др. Sm-Nd изотопные системы в нижнекоровых ксенолитах из кимберлитов Якутии // Доклады Академии наук.- 1992. Т. 327. - № 3. - С. 374-378.

19. Петрова З.И., Левицкий В.И. Петрология и геохимия гранулитовых комплексов Прибайкалья. Новосибирск: Наука. - 1984. - 200 С.

20. Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей / Под ред. O.A. Богатикова. М.: Наука. - 1987. - 236 С.

21. Пинус Г.В., Агафонов Л.В., Леснов Ф.П. Альпинотипные гипербазиты Монголии. М.: Наука. - 1984. - 200 С.

22. Савельева Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре. М.: Наука. - 1987. - 246 С.

23. Савельева Г.Н., Соболев A.B., Батанова В.Г., Суслов П.В., Брюгманн Г. Структура каналов течения расплавов в мантии // Геотектоника. 2008. - № 6. -С. 25-45.

24. Силантьев С.А., Кэйси Дж. Ф.Б, Смит С.Е. Вещественный состав и условия метаморфизма пород третьего слоя океанической коры в офсетеразломной зоны Хэйс, Центральная Атлантика // Петрология. 1995. - Т. 3. - № 5. - С. 469-486.

25. Соболев B.C. Структура верхней мантии и способы образования магм. -M.: Наука, 1973.-34 С.

26. Соловьева J1.B., Владимиров В.М., Днепровская J1.B., Масловская М.Н., Брандт С.Б. Кимберлиты и кимберлитоподобные породы: Вещество верхней мантии под древними платформами. Новосибирск: Наука. - 1994. - 256 С.

27. Соловьева JI.B., Горнова М.А., Маркова Е.М. Ложкин В.И. Геохимическая идентификация гранулитов из ксенолитов в кимберлитах Якутии // Геохимия. 2004. - № 3. - С. 270-287.

28. Специус З.В., Серенко В.П. Состав континентальной верхней мантии и низов коры под Сибирской платформой. М.: Наука. - 1990. - 272 С.

29. Томуртогоо О. Офиолиты и формирование складчатых областей Монголии: Автореф. дис. . д-ра геол.-минералог, наук. М.: Изд. ГИН АН СССР.- 1989.-59 С.

30. Туркина О.М. Этапы формирования раннедокембрийской коры Шарыжалгайского выступа (юго-запад Сибирского кратона): синтез Sm-Nd и U-Pb изотопных данных // Петрология. 2010. - Т. 18. - № 2. - С. 168-187.

31. Тэйлор Л.А., Специус З.В., Уизли Р., Спикуцца М., Вэлли Д.У. Океанические протолиты алмазоносных перидотитов: свидетельство ихкорового взаимодействия на примере якутских кимберлитов // Геология и геофизика.-2005.-Т. 46.-№ 12.-С. 1198-1206.

32. Филимонов А.В. Геологические формации и формационные ряды палеозоя Юго-Западного Забайкалья (условия формирования и геодинамическая интерпретация): Автореф. дис. . канд. геол. минералог, наук. - Иркутск. - 2003. - 21 С.

33. Харькив А.Д., Зинчук Н.Н., Крючков А.И. Коренные месторождения алмазов мира. М.: Недра. - 1998. - 555 С.

34. Шацкий B.C., Бузлукова Л.В., Ягоутц Э, Козьменко О.А., Митюхин С.И. Строение и эволюция нижней коры Далдын-Алакитского района Якутской алмазоносной провинции (по данным изучения ксенолитов) // Геология и геофизика. Т. 46. -№ 12. - С. 1273-1289.

35. Шимизу Н., Похиленко Н.П., Бойд Ф.Р., Пирсон Г.Д. Геохимические характеристики мантийных ксенолитов из кимберлитовой трубки Удачная // Геология и геофизика. 1997. - Т. 38. - № 1. - С. 194-205.

36. Arai S. Characterisation of spinel peridotites by olivine-spinel compositional relationships: review and interpretation // Chemical Geology. 1994. - V. 113. - P. 191-204.

37. Arai S., Ishimaru S., Okrugin V.M. Metasomatized harzburgite xenoliths from Avacha volcano as fragments of mantle wedge of the Kamchatka arc: implications for the metasomatic agent // The Island Arc. 2003. - 12. - P. 233-246.

38. Arai S., Takada S., Michibayashi K., Kida M. Petrology of peridotite xenoliths from Iraya volcano, Philippines, and its implication for dynamic mantle-wedge processes // Journal of Petrology. 2004. - 45. - P. 369-389.

39. Arai S., Kadoshima K., Morishita T. Widespread are-related melting in the mantle section of the northern Oman ophiolite as inferred from detrital chromian spinels // Journal of Geological Society, London. 2006. - 163. - P. 869-879.

40. Arndt N.T., Coltice N., Helmstaedt H., Gregoire M. Origin of Archean subcontinental lithospheric mantle: some petrological constraints // Lithos. 2009. -V. 109.-P. 61-71.

41. Ballhaus C., Berry R.F., Green D.H. Oxygen fugacity controls in the Earth's upper mantle // Nature. 1990. - V. 348. - P. 437^140.

42. Baranov B., Wong H.K., Dozorova K., Karp B., Liidmann T., Karnaukh V. Opening geometry of the Kurile Basin (Okhotsk Sea) as inferred from structural data // The Island Arc. 2002. - V. 11. - P. 206-219.

43. Barth M.G., Mason P.R.D., Davies G.R., Dijkstra A., Drury M.R. Geochemistry of the Othris ophiolite, Greece: evidence for refertilization? // Journal of Petrology. 2003. - 44. - P. 1759-1785.

44. Barth M.G., Mason P.R.D., Davies G.R., Drury M.R. The Othris Ophiolite, Greece: a snapshot of subduction initiation at a mid-ocean ridge // Lithos. 2008. -V. 100 (1-4).-P. 234-254.

45. Batanova V.G., Sobolev A.V. Compositional heterogeneity in subduciton-related mantle peridotites, Troodos massif, Cyprus // Geology. 2000. - V. 28(1). -P. 55-58.

46. Bazylev B.A., Silantyev S.A., Dick H.J.B., Kononkova N.N. Magmatic amphiboles and micas in oceanic peridotites and some specific features of the related magmas: 15°20' N MAR Fracture Zone // Russian Journal of Earth Sciences. 2001. -V. 3.-P. 219-234.

47. Bebout G.E., Ryan J.G., Leeman W.P. B-Be systematics in subduction-related metamorphic rocks: Characterization of the subducted component // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1993. - V. 57. - P. 2227-2237.

48. Benton L.D., Ryan J.G., Tera F. Boron isotope systematics of slab fluids as inferred from a serpentine seamount, Mariana forearc // Earth and Planetary Science Letters. 2001. - V. 187. - P. 273-282.

49. Bernstein S., Kelemen P., Brooks C.K. Depleted spinel harzburgites xenoliths in Tertiary dykes from east Greenland: Restites from high degree melting // Earth and Planetary Science Letters. 1998. - V. 154. - P. 221-235.

50. Bizimis M., Salter V.J.M., Bonatti E. Trace and REE content of clinopyroxenes from supra-subduction zone peridotites. Implication for melting and enrichment processes in island arc // Chemical Geology. 2000. - V. 165. - P. 67-85.

51. Bloomer S. H. Distribution and origin of igneous rocks from the landward slopes of the Mariana trench: implications for its structure and evolution // Journal of Geophysical Research. 1983. - 88. - P. 7411-7428.

52. Bloomer S. H., Fisher R. L. Petrology and geochemistry of igneous rocks from the Tonga trench, a non-accreting plate boundary // Journal of Geology. 1987. - V. 95.-P. 469-495.

53. Boudier F., and Nicolas A. Harzburgite and lherzolite subtypes in ophiolitic and oceanic environments // Earth and Planetary Science Letters. 1985. - V. 76. - P. 84-92.

54. Boyd F. R. A Siberian geotherm based on lherzolite xenoliths from the Udachnaya kimberlite, U.S.S.R // Geology. 1984. - V. 12. - P. 528-530.

55. Boyd F.R. Compositional distinction between oceanic and cratonic lithosphere // Earth and Planetary Science Letters. 1989. - V. 96. - P. 15-26.

56. Boyd F.R., Pokhilenko N.P., Pearson D.G., Mertzman S.A., Sobolev N.V., Finger L.W. Composition of the Siberian cratonic mantle: evidence from Udachnaya peridotite xenoliths // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1997. - V. 128. -P. 228-246.

57. Brey G. P., Köhler T. Geothermobarometry in four phase lherzolites II. New thermobarometers, and practical assessment of existing thermobarometers // Journal of Petrology. 1990. - V. 31. - P. 1353-1378.

58. Brueckner M. A general model for the intrusion and evolution of 'mantle' garnet peridotites in high-pressure and ultra-high-pressure metamorphic terranes // Journal of Metamorphic Geology. 2000. - V. 18. - P. 123-133.

59. Bruguier N.J., Livermore R.A. Enhanced magma supply at the southern East Scotia Ridge: evidence for mantle flow around the subducting slab // Earth and Planetary Science Letters. 2001. - V. 191. - P. 129-144.

60. Bruneiii D., Seyler M., Cipriani A., Ottolini L., Bonatti E. Discontinuous melt extraction and weak refertilization of mantle peridotites at the Verna lithospheric section (Mid-Atlantic ridge) // Journal of Petrology. 2006. - V. 47. - N 4. - P. 745771.

61. Burgess S.R., Harte B. Tracing lithosphere evolution through the analysis of heterogeneous G9-G10 garnets in peridotite xenoliths, II: REE chemistry // Journal of Petrology. 2004. - V. 45. - P. 609-634.

62. Cameron W.E. Petrology and origin of primitive lavas from the Troodos ohiolite, Cyprus // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1985. - V. 89. - P. 239-255.

63. Canil D. An experimental calibration of the "Nickel in Garnet" geothermometer with applications // Contributions to Mineralogy and Petrology. -1994.-V. 117.-P. 410-420.

64. Canil D., Wei K. Constraints on the origin of mantle-derived low Ca garnets // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1992. - V. 109. - P. 421-430.

65. Chazot G., Lowry D., Menzies M., Mattey D. Oxygen isotope composition of hydrous and anhydrous mantle peridotites // Geochimica et Cosmochimica Acta. -1997.-V. 61.-P. 161-169.

66. Choi S.H., Shervais J.W., Mukasa S.B. Supra-subduction and abyssal mantle peridotites of the Coast Range ophiolite, California // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2008. - V. 156. - P. 551-576.

67. Churikova T., Dorendorf F., Wôrner G. Sources and fluids in the mantle wedge below Kamchatka, evidence from Across-arc geochemical variation // Journal of Petrology.-2001.-V 42.-N. 8.-P. 1567-1593.

68. Dawson J.B., Stephens W.E. Statistical classification of garnets from kimberlites and associated xenoliths // Journal of Geology. 1975. - V. 83 - P. 589607.

69. Deines P., Haggerty E. Small scale oxygen variations and petrochemistry of ultradeep (> 300 km) and transition zone xenoliths // Geochimica et Cosmochimica Acta. -2000. V. 64.-P. 117-131.

70. Dick H.J.B., Bullen T. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1984. - V. 86. - P. 54-76.

71. Dilek Y., Furnes H. Ophiolite genesis and global tectonics: Geochemical and tectonic fingerprinting of ancient oceanic lithosphere // Geological Society of America Bulletin.-201 l.-V. 123.-P. 387-411.

72. Dilek Y., Furnes H., Shallo M. Geochemistry of the Jurassic Mirdita ophiolite (Albania) and the MORB to SSZ evolution of a marginal basin oceanic crust // Lithos. 2008. - V. 100. - P. 174-209.

73. Domanik K.J., Hervig R.L., Meacock S.M. Berillium and boron in subduction zone minerals: an ion microprobe study // Geochimica et Cosmochimica Acta. -1993. -V. 57. P. 4997-5010.

74. Dril S.I., Kuzmin M.I., Tsipykova S.S., Zonenshain L.P. Geochemistry of basalts from the western Woodlark, Lau and Manus basins: implications for their petrogenesis and source compositions // Marine Geology. 1997. - V. 142. - P. 5783.

75. Franz L., Becker K.P., Kramer W., Herzig P.M. Metasomatic mantle xenoliths from the Bismarck microplate (Papua New Guinea) — thermal evolution, geochemistry and extent of slab-induced metasomatism // Journal of Petrology. -2002.-V. 43.-P. 315-343.

76. Gaedicke C., Baranov B., Seliverstov N., Alexeiev D., Tsukanov N., Freitag R. Structure of an active arc-continent collision area: the Aleutian-Kamchatka junction // Tectonophysics. 2000. - 325. - P. 63-85.

77. Gaetani G.A., Grove T.L. The influence of water on melting of mantle peridotite // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1998. - 131. - P. 323-346.

78. Ghazi J.M., Moazzen M., Rahgoshay M., Moghadam H.S. Mineral chemical composition and geodynamic significance of peridotites from Nain ophiolite, Central Iran // Journal of Geodynamics. 2010. - 49. - P. 261-270.

79. Godard M., Bodinier J.L., Vasseur G. Effects of mineralogical reactions on trace element redistributions in mantle rocks during percolation processes: a chromatographic approach // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1995. -V. 133.-P. 449-461.

80. Gornova M.A., Petrova Z.I. Mantle peridotites of granulite-gneiss complex as fragments of Archean (?) ophiolites in the Baikal Region (Russia) // Ofioliti. 1999. -V. 24.-P. 223-238.

81. Green T.H., Falloon T.J., Pyrolite: a Ringwood concept and its current expression // In: Jackson I. (Ed.). Earth's Mantle: Composition, Structure, and Evolution. Cambridge: University Press. - 1998. - P. 311-378.

82. Grégoire M., Mclnnes B.I. A., O'Reilly S.Y. Hydrous metasomatism of oceanic subarc mantle, Lihir, Papua New Guinea. Part 2. Trace element characteristics of slabderived fluids // Lithos. 2001. - V. 59. - P. 91-108.

83. Griffin,W.L., Kaminsky F.V., Ryan C.G., O'Reilly S.Y., Win T.T., Ilupin I.P. Thermal state and composition of the lithospheric mantle beneath the Daldyn kimberlite field, Yakutia // Tectonophysics. 1996. - V. 262. - P. 19-33.

84. Griffin W.L., Ryan C.G., Kaminsky F.V., O'Reilly S.Y., Natapov L.M., Win T.T., Kinny P.D., Ilupin LP. The Siberian Lithosphere Traverse: Mantle terranes and the assembly of the Siberian Craton // Tectonophysics. 1999. - V. 310. - P. 1-35.

85. Griitter H.S., Gurney J.J., Menzies A.H., Winter F. An updated classification scheme for mantle-derived garnet, for use by diamond explorers // Lithos. 2004. -V. 77.-P. 841-857.

86. Gurnis M., Hall C., Lavier L. Evolving force balance during incipient subduction // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2004. - V. 5. - Q07001. -DOI: 10.1029/2003GC000681.

87. Hall C.E., Gurnis M., Sdrolias M., Lavier L.L., Miiller R.D. Catastrophic initiation of subduction following forced convergence across fracture zones // Earth and Planetary Science Letters. 2003. - V. 212. - P. 15-30.

88. Hellebrand E., Snow J.E., Dick H.J.B., Hofmann A.W. Coupled major and trace elements as indicators of the extent of melting in mid-ocean-ridge peridotites // Nature. 2001. - V. 410. - P. 677-681.

89. Herzberg C. Geodynamic information in peridotite petrology // Journal of Petrology. 2004. - V. 45. - P. 2507-2530.

90. Hofmann A.W. Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust // Earth and Planetary Science Letters. -1988.-90.-P. 297-314.

91. Jacob D., Jagoutz E., Lowry D., Mattey D., Kudrjavtseva G. Diamondiferous eclogites from Siberia: Remnants of Archean oceanic crust // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1994. -V. 58. - P. 5191-5207/

92. Johnson K.T.M., Dick H.J.B., Shimizu N. Melting in the oceanic upper mantle: An ion microprobe study of diopsides in abyssal peridotites // Journal of Geophysical Research Journal of Geophysical Research. 1990. - V. 95. -N. B3. - P. 2661-2678.

93. Johnson L.E., Fryer P. Petrography, geochemistry and petrogenesis of igneous rocks from the outer Mariana forearc // Earth and Planetary Science Letters. 1990. -V. 100.-P. 304-316.

94. Johnson M.C., Plank T. Dehydration and melting experiments constrain the fate of subducted sediments // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 1999. - V. 1. - 1007. - doi: 10.1029/1999GC000014.

95. Kelemen P.B. Assimilation of ultramafic rock in subduction-related magmatic arcs /7 Journal of Geology. 1986. - V. 94. - P. 829-843.

96. Kelemen P.B. Reaction between ultramafic rock and fractionating basaltic magma. I: Phase relations, the origin of calc-alkaline magma series, and the formation of discordant dunite // Journal of Petrology 1990. - V. 31. - P. 51-98.

97. Kelemen P.B. Genesis of high Mg# andesites and the continental crust // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1995. - V. 120. - P. 1-19.

98. Kelemen P.B., Johnson K.T.M., Kinzler R.J., Irving A.J. High-field-strength element depletions in arc basalts due to mantle-magma interaction // Nature. 1990. -345.-P. 521 -524.

99. Kelemen P.B., Shimizu N., Salters V.J.M. Extraction of mid-ocean-ridge basalt from the upwelling mantle by focused flow of melt in dunite channels // Nature. -1995.-V. 375.-P. 747-753.

100. Kelemen P.B., Hart S.R., Bernstein S. Silica enrichment in the continental upper mantle lithosphere via melt/rock reaction // Earth and Planetary Science Letters. 1998. - 164. - P. 387-406.

101. Kelemen P.B., Hirth G., Shimizu N., Spiegelman M., Dick H.J.B. A review of melt migration processes in the adiabatically upwelling mantle beneath oceanic spreading ridges // Philosophical Transactions of the Royal Society. 1997. - V. A355.-P. 283-318.

102. Kinzler R.J. Melting of mantle peridotite at pressure approaching the spinel to garnet transition: application to mid-ocean ridge basalt petrogenesis // Journal of Geophysical Research. 1997. - V. 102. - P. 853-874.

103. Kinzler R.J., Grove T.L. Origin of depleted cratonic harzburgite by deep fractional melt extraction and shallow olivine cumulate infusion // In: Gurney J.J., et al. (Eds.), Proc. 7th Int. Kimberlite Conf. Red Roof design, Cape Town. 1998. - P. 437-443.

104. König S., Münker C., Schuth S., Luguet A., Hoffman J.E., Kuduon J. Boninites as windows into trace element mobility in subduction zones // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2010. - V. 74. - P. 684-704.

105. Kushiro I. Effect of water on the composition of magmas formed at high pressures // Journal of Petrology 1972. - V. 13. - P. 311-334.

106. Kushiro I. Melting of hydrous upper mantle and possible generation of andesite magma. An approach from synthetic systems // Earth and Planetary Science Letters. -1974.-V. 22.-P. 294-299.

107. Martin H., Smithies R.H., Rapp R., Moyen J.-F., Champion D. An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution // Lithos. 2005. - V. 79. - P. 1-24.

108. Maruyama S., Liou J.G., Terabayashi B.M. Blueshists and eclogites of the World and their tectonic exhumation // International Geology Review. -1996. V. 38.-P. 485-594.

109. Marschall H.R., Altherr R., Rupke L., 2007. Squeezing out the slab -modelling the release of Li, Be and B during progressive high-pressure metamorphism // Chemical Geology. 2007. - V. 239. - P. 323-335.

110. Mattey D., Lowry D., Macpherson C. Oxygen isotope composition of mantle peridotite // Earth and Planetary Science Letters. 1994. - V. 128. - P. 231-241.

111. McDonough W.F., Sun S.-S. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. - V. 120. - P. 223-253.

112. Mercier J.-C.C., Nicolas A. Texture and fabrics of upper-mantle peridotites as illustrated by xenoliths from basalts // Journal of Petrology. 1975. - V. 16. - N. 2. -P. 454-^87.

113. Miyashiro A. Classification, characteristics, and origin of ophiolites // The Journal of Geology. 1975. - V. 83. - P. 249-281.

114. Moran J.D., Sisson V.B., Leeman W.P. Boron depletion during progressive metamorphism: implications for subduction process // Earth and Planetary Science Letters. 1992. - V. 111. - P. 331-349.

115. Morishita T., Dilek Y., Shallo M., Tamura A., Arai S. Insight into the uppermost mantle section of a maturing arc: The Eastern Mirdita ophiolite, Albania // Lithos. -2011. V. 124.-P. 215-226.

116. Mysen B.O., Boettcher A.L. Melting of a hydrous mantle: I. Phase relations of natural peridotite at high pressures and temperatures with controlled activities of water, carbon dioxide and hydrogen // Journal of Petrology. 1975. - V. 16. - P. 520-548.

117. Nagata J., Goto A., Obata M. The parabolic pattern of chromium partitioning observed between pyroxenes and spinel from ultramafic rocks and its petrologicsignificance // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1983. - V. 82. - P. 4251.

118. Neumann E.-R., Simon N.S.C. Ultra-refractory mantle xenoliths from ocean islands: How do they compare to peridotites retrieved from oceanic sub-arc mantle? // Lithos. -2009. V. 107.-P. 1-16.

119. Nicolas A., Jackson M. High temperature dikes in peridotites: origin by hydraulic fracturing // Journal of Petrology. 1982. - V. 23. - P. 568-582.

120. Niu Y. Bulk-rock major and trace element compositions of abyssal peridotites: implications for mantle melting, melt extraction and post-melting processes beneath mid-ocean ridges // Journal of Petrology. 2004. - V. 45. - P. 2423-2458.

121. O'Neill H.St.C., Wood B.J. An experimental study of Fe-Mg partitioning between garnet and olivine and its calibration as geotermometer // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1979. - V. 70. - P. 59-70.

122. Ozawa K., Shimizu N. Open-system melting in the upper mantle: constraints from the Hayachine-Miyamori ophiolite, northeastern Japan // Journal of Geophysical Research. 1995. -V. 100. -N. B11. - P. 22315-22335.

123. Ohtani E., Asahara Y., Suzuki A., Moro N. A link between cratonic peridotite and komatiite: experimental evidence for melting of wet Archean mantle // Eos Transactions. 1997. V. 78 - P. 750.

124. Pagé P., Bédard J.H., Schroetter J.-M., Tremblay A. Mantle Petrology and Mineralogy of the Thetford Mines Ophiolite Complex // Lithos. 2008. - V. 100. -P. 255-292.

125. Pagé P., Bédard J.H., Tremblay A. Geochemical variations in a depleted fore-arc mantle: The Ordovician Thetford Mines Ophiolite // Lithos. 2009. - V. 113.-P. 21-47.

126. Parkinson I.J., Pearce J.A. Peridotites from the Izu-Bonin-Mariana forearc (ODP Leg 125): evidence for mantle melting and melt-mantle interaction in a supra-subduction zone setting // Journal of Petrology. 1998. - V. 39. - N 9. - P. 1577— 1618.

127. Pearce J.A., Barker P.F., Edwards S.J., Parkinson I.J., Leat P.T. Geochemistry and tectonic significance of peridotites from the South Sandwich arc-basin system, South Atlantic // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2000. - V. 139. - P. 36-53.

128. Pearce J.A., Robinson P.T. The Troodos ophiolitic complex probably formed in a subduction initiation, slab edge setting // Gondwana Research. 2010. - V. 18. -P. 60-81.

129. Pearson D.G., Carlson R.W., Shirey S.B., Nixon P.H. Stabilisation of Archaean lithospheric mantle: a Re-Os isotope study of peridotite xenoliths from the Kaapvaal craton // Earth and Planetary Science Letters. 1995. - V. 134. - P. 341-357.

130. Pearson D.G., Snyder G.A., Shirey S.B., Taylor L.A., Carlson R.W., Sobolev N.V. Archaean Re-Os age for Siberian eclogites and constrains on Archaean tectonics //Nature.-1995.-V. 374.-P. 711-713.

131. Pearson, D. G. & Wittig, N. (2008). Formation of Archaean continental lithosphere and its diamonds: the root of the problem // Journal of the Geological Society, London. V. 165. - P. 895-914.

132. Perkins G.B., Sharp Z.D., Selverstone J. Oxygen isotope evidence for subduction and rift-related mantle metasomatism beneath the Colorado Plateau-Rio Grande rift transition // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2006. - V. 151. -P. 633-650.

133. Plank T., Langmuir C.H. An evaluation of the global variations in the major element chemistry of arc basalts // Earth and Planetary Science Letters. 1988. - V. 90.-P. 349-370.

134. Pollack H.N., Champman D.S. On the regional variation of heat flow, geotherms and lithospheric thickness // Tectonophysics. 1977. - V. 38. - P. 279296.

135. Rangin C., Pubellier M. Subduction and accretion of Philippine Sea Plate fragments along the Eusasian margin // In: Aubouin J., Bourgois J. (Eds.), Tectonics of Circum-Pacific continental margins. 1990. - P. 139-164.

136. Reagan M.K., Ishizuka O., Stern R.J., Kelley K.A., Ohara Y., Blichert-Toft J.,

137. Saccani E., Delavari M., Beccaluva L., Amini S. Petrological and geochemical constraints on the origin of the Nehbandan ophiolitic complex (eastern Iran): implications for the evolution of the Sistan Ocean // Lithos. 2010. - V. 117. - P. 209-228.

138. Salters V.J.M., Stracke A. composition of the depleted mantle // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2004. V. 5. - Q05B07. - doi:10.1029/2003GC000597.

139. Schmidberger S.S., Francis D. Nature of the mantle roots beneath the North American craton: Mantle xenolith evidence from Somerset Island kimberlites // Lithos.-1999.-V. 48.-P. 195-216.

140. Seyler M., Cannat M., Mevel C. Evidence for major-element heterogeneity ino othe mantle source of abyssal peridotites from the Southwest Indian Ridge (52 to 68 E) // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2003. - DOI: 10.1029/2002GC000305.

141. Seyler M., Lorand J.-P., Dick H.J.B., Drouin M. Pervasive melt percolation reactions in ultra-depleted refractory harzburgites at the Mid-Atlantic Ridge, 15° 20'N: ODP Hole 1274A // Contributions to Mineralogy and Petrology. 2007. - V. 153.-P. 303-319.

142. Shaw D.M. Trace element fractionation during anatexis // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1970. - V. 34. - P. 237-243.

143. Smith D., Boyd F.R. Compositional zonation in garnets in peridotite xenoliths // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1992. - V. 112. - P. 134-147.

144. Smith D., Griffin W.L., Ryan C.G., Cousens D.R., Sie S.H., Suter G.F. Trace-element zoning of garnets from The Thumb: a guide to mantle processes // Contributions to Mineralogy and Petrology. 1991. - V. 107. - P. 60-79.

145. Smith D., Griffin W.L., Ryan C.G. Compositional evolution of high-temperature sheared lherzolite PHN1611 // Geochimica et Cosmochimica Acta. -1993.-V. 57.-P. 605-613.

146. Stachel T., Viljoen K.S., Brey G., Harris, J.W. Metasomatic processes in lherzolitic and harzburgitic domains of diamondiferous lithospheric mantle //Earth and Planetary Science Letters. 1998. - V. 159. - P. 1-12.

147. Stern R.J., Bloomer S.H. Subduction zone infancy examples from the Eocene Izu-Bonin-Mariana and Jurassic California arcs // Geological Society of America Bulletin. - 1992.-V. 104.-P. 1621-1636.

148. Stolper E., Newman S. The role of water in the petrogenesis of Mariana Trough magmas // Earth and Planetary Science Letters. 1992. - V. 121. - P. 293325.

149. Sobolev A.V., Shimizu N. Ultra-depleted primary melt included in an olivine from the Mid-Atlantic Ridge //Nature.- 1993.-V. 363.-P. 151-154.

150. Suhr G. Melt migration under oceanic ridges: inferences from reactive transport modeling of upper mantle hosted dunites // J. Petrol., 1999, v. 40, № 4, p.575.599.

151. Suhr G., Hellebrand E., Snow J.E., Seek H.A., Hofmann A.W. Significance of large, refractory dunite bodies in the upper mantle of the Bay of Islands Ophiolite // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2003. V. 4. - 8605. - DOI: 10.1029/2001GC000277.

152. Takazawa E., Frey F.A., Shimizu N., Obata M. Whole rock compositional variations in an upper mantle peridotite (Horoman, Hokkaido, Japan): are they consistent with a partial melting process? // Geochimica et Cosmochimica Acta. -2000.-V. 64.-P. 695-716.

153. Tamura A., Arai S. Harzburgite-dunite-orthopyroxenite suite as a record of supra-subduction zone setting for the Oman ophiolite mantle // Lithos. 2006. - V. 90.-P. 43-56.

154. Tomascak P.B.,Widom E., Benton L.D., Goldstein S.L., Ryan J.G. The control of lithium budgets in island arcs // Earth and Planetary Science Letters. 2002. - V. 196.-P. 227-238.

155. Tronnes R.G., Canil D., Wei, K.J. Element partitioning between silicate minerals and coexisting melts at pressures of 1 -27 Gpa, and implications for mantle evolution // Earth and Planetary Science Letters. 1992. - V. 111. - P. 241-255.

156. Ulmer P. Partial melting in the mantle wedge the role of H20 in the genesis of mantle-derived 'arc-related' magmas // Physics of the Earth and Planetary Interiors. - 2001. - V. 127. - P. 215-232.

157. Ulrich M., Picard C., Guillot S., Chauvel C., Cluzel D., Meffre S. Multiple melting stages and refertilization as indicators for ridge to subduction formation: The New Caledonia ophiolite // Lithos. 2010. - V. 115. - P. 223-236.

158. Vernieres J., Godard M., Bodinier J.L. A plate model for the simulation of the trace elements during partial melting and magma transport in the Earth's upper mantle // Journal of Geophysical Research. 1997. - V. 102. - P. 24771-24784.

159. Walter M.J. Melting of garnet peridotite and the origin of komatiite and depleted lithosphere // Journal of Petrology. 1998. - V. 39. - P. 29-60.

160. Wedepohl K.H. Tholeitic basalts from spreading ocean ridges: The growth of the oceanic crust // Naturwissenschaften. 1981. - V. 68, P. 110-119.

161. Yang T.F., Lee T., Chen C.H., Cheng S.N., Knittel U., Punongbayan R.S., RasdasA.R. A double island arc between Taiwan and Luzon: consequence of ridge subduction // Tectonophysics. 1996. - V. 258. - P. 85-101.

162. Yogodzinski G. M. and Kelemen P. B. Slab melting in the Aleutians: implications of an ion probe study of clinopyroxene in primitive adakite and basalt // Earth and Planetary Science Letters. 1998. - V. 158. - P. 53-65.

163. Zanetti A., D'Antonio M., Spadea P., Raffone N., Vannucci R., Brugeir O. Petrogenesis of mantle peridotites from the Izu-Bonin-Mariana (IBM) forearc // Ofioliti. 2006. - V. 31. - P. 189-206.

Информация о работе

Горнова, Марина Аркадьевна
доктора геолого-минералогических наук
Иркутск, 2011
ВАК 25.00.09

Диссертация

Геохимия и петрология надсубдукционных перидотитов - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы