Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Геология и петрология офиолитов юго-восточного Саяна

ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Геология и петрология офиолитов юго-восточного Саяна"

российская академия наук

СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ Институт земной коры

1э

на правах рукописи

медведев виктор николаевич

ГЕОЛОГИЯ И ПЕТРОЛОГИЯ ОФИОЛИТОВ ЮГО-ВОСТОЧНОГО

САЯНА

Специальность 25 - петрология, вулканология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

1

1 янв 2000

ИРКУТСК - 2007

Работа выполнена в Бурятском геологическом институте Сибирского отделения Российской Академии наук, г Улан-Удэ

Научный руководитель член-корреспондент РАН

Евгений Викторович Скляров

Официальные оппоненты доктор геолого-минералогических наук,

Дмитрий Петрович Гладкочуб кандидат геолого-минералогических наук, Андрей Всеволодович Лавренчук

Ведущая организация Институт геохимии им А П Виноградова

СО РАН

Защита состоится 20 декабря 2007 г на заседании диссертационного совета ДООЗ 022 02 в Институте земной коры СО РАН по адресу 664033, г Иркутск, ул Лермонтова, 128

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института земной коры СО РАН

Автореферат разослан 15 ноября 2007 г Ученый секретарь диссертационного совета,

Кандидат геолого-минералогических наук ^¡Рру — Ю В Меньшагин

Актуальность исследований В настоящее время не вызывает никаких сомнений принадлежность офиолитов к коре океанического типа, а их формирование связывается с зонами спрединга открытых океанов, задуговых и междуговых бассейнов Бесспорной является и индикаторная роль офиолитов в реконструкциях эволюции разноранговых складчатых систем Офиолиты нередко являются наиболее древними образованиями складчатых поясов, а их положение фиксирует важнейшие сутуры Но это ситуация па сегодня, когда с высокой степенью детальности петрологически и структурно изучены офиолиты разновозрастных складчатых систем всех континентов, а в пределах разнообразных современных океанических структур проведены разнообразные геофизические, литологические и петрологические исследования Сложно даже представить го огромное количество разнообразных публикаций, рассматривающих разнообразные аспекты состава и строения конкретных офиолитовых комплексов (Колман, 1979, Nicolais, 1989, Куренков и др , 2002 и многие другие) В начале же 80-х в России активно продолжалась дискуссия о природе и генетической сущности офиолитов в рамках общего противостояния «фиксистов» и «мобилистов» Разрешешк длительного противостояния было возможно только при детальном изучении «спорных» базиг-ультрабазитовых ассоциаций в складчатых областях, одна из которых находится в юго-восточном Саяпе К началу наших исследований по ультрабазитам было опубликовано несколько крупных монографий (Колесник, 1966, Пинус, Колесник, 1966, Сутурин, 1978, Глазунов, 1981), в которых рассматривались, главным образом ультрабазиты и связашше с ними метасоматиты (родишиты) Базитовая часть офиолитового разреза бьпа практически не изучена Единственная публикация, в которой обосновывались офиолитовая природа базит-ультрабазитовой ассоциации юго-восточного Саяна (Ляшенко, 1980) и развитие многочисленных надвигов в пределах ее проявления была полностью лишена петрологического наполнения В соответствии с этим основными задачами исследований были

- детальное картирование опорных участков,

- выявление закономерностей состава и строения структурных единиц офиолитовой ассоциации,

- петрохимическое, геохимическое и минералогическое изучение структурных единиц, выявленных в процессе картирования,

- построение модели эволюции складчатых образований юго-восточного Саяна

Научная новизна В результате исследований удалось доказать аллохтонную

природу базит-ультрабазитовых образований, выявить полный разрез офиолитовой ассоциации включающий ультрабазитовые реститы, переходный псридотит-пироксенит-

габбровый комплекс, расслоенные и массивные габбро, комплекс пластинчатых даек, эффузивы с перекрывающими кремнистыми осадками, а также выявить основные закономерности химического состава выявленных комплексов По результатам исследований была опубликована серия статей (Скляров и др, 1984, Добрецов, 1985, Добрецов и др, 1985, 1986, Скляров, Добрецов, 1987, Медведев и др, 1989), а также коллективные монографии (Геология и метаморфизм , 1988, Геология и рудоносность , 1989) Предполагалось, что результаты геолого-петрологических исследований будут являться предметом защиты мною кандидатской диссертации, и работа по подготовке диссертационной работы была начата в конце 80-х годов Был подготовлен черновой вариант диссертации, однако, в силу разных жизненных обстоятельств мне пришлось оставить научно-исследовательскую работу, переключившись на гораздо менее увлекательный, но более подходящий для нормальной жизни род деятельности Все материалы были опубликованы в 80-х - начале 90-х годов, черновик диссертации пролежал до нового тысячелетия Я все же решил довести дело до конца и шшотовить диссертационную работу За время «прогула» появились новые интересные публикации по офиолитам юго-восточного Саяна, в частности, монографии А Б Кузьмичева (2004), Е В Хаина и А П Федотовой (2003), результаты которых в какой-то степени учтены в предлагаемой работе Однако, основная часть диссертации представляет собой продукт творчества конца 80-х годов

В основу работы положены результаты полевых исследований 1981-1989 гг, во время которых были закартировапы офиолиты на Оспинском, Харанурском, Улзытинском и Дунжугурском участках и отобраны пробы для петрологических исследований Всего изучено более 700 шлифов, сделано более 150 химических анализов пород («мокрая» химия), а также определены некоторые элементы-примеси (спектральный анализ), кроме того, выполнено около 40 определений редкоземельных элементов (спектральный анализ с предварительным химическим обогащением) Проанализировано более 150 минералов (оливины, пироксены, амфиболы, плагиоклазы, хромиты) на модифицированном рентгено-спектралыюм микроанализаторе Cameca MS-46 Все анализы выполнены в Бурятском Геологическом институте СО АН СССР (г Улан-Удэ), аналитики А Б Цыренова, Ю Н Каперская, Т Н Казанцева, Н С Карманов, С В Канакин Защищаемые положения 1 Базит-ультрабазитовая ассоциация юго-восточною Саяна, включающая реститовые улырабазиты, переходный перидотит-пироксенит-габбровый комплекс, габбро, комплекс пластинчатых даек и эффузивы, соответствует классическим офиолитам Рассматриваемые офиочиты являются древнейшими фрагментами коры

океанического типа в обрамлении Сибирского кратона, сохранившими первичную «стратификацию»

2 По своим геохимическим характеристикам габброиды и породы лайкового и эффузивного комплексов имеют островодужную специфику, характерную для супрасубдукционных офиолитов, сформировавшихся в периокеанической обстановке при участии субдуктирующей океанической плиты

3 Характерным признаком офиотитов является присутствие пород марианит-бонинитовой серии, встречающихся в габброидной части разреза (тела норитов и габбро-норитов), в комплексе пластинчатых даек (скрипы и поздние дайки), а также в нижних и самых верхних частях эффузивного разреза (массивные, подушечные и гороховидные лавы и лавобрекчии)

Апробация, публикации Результаты исследований отражены в 9 публикациях, в том чисто в двух статьях в рецензируемых журналах (Геология и геофизика, Геохимия) и одной коллективной монографии, и апробированы на Всесоюзном семинаре «Геохимия магматических пород», Москва, 1988, Всероссийском совещании «Вулканизм в структурах земти и в различных геодинамических обстановках») Иркутск, 1992, а также совещаниях и семинарах Бурятского Геологического института СО РАН

Личный вклад диссертанта заключался в участии в картировании офиолитов и составлении геологических карт и схем, пробоподготовке ко всем видам анализа, петрографическому описанию базитовых и ультрабазитовых пород, определении составов минералов на микрозонде, построении разнообразных дискриминационных графиков и интерпретации петрохимических и геохимических данных Во всех приведенных ниже публикациях доля личного вклада составляла от 20 до 90%

Общее научно-методическое руководство исследований офиолитов юго-восточною Саяна осуществлялось академиком Н Л Добрецовым В геолого-картировочных работах, обсуждении их результатов, равно как и результатов аналитических исследовании принимали участие академик М И Кузьмин, академик А Л Книппер, д г -м н А Ь Кузьмичев, д г -м н Э Г Котиков, дг-мн Б А Литвиновскии, д г -м н А И Альмухамсдов, дг-мн А И Медведев, профессор Золтан Балла, кг-мп А А Постников, к г -м н Р В Хаин, к г -м н А А Федотова, к г -м н А А Куликов, к г -м н Н Ф Габов, к г -м н Ю К Советов, к г -м и А А Шафеев, к г -м н ЮН Каперская, геологи ПГО «Бурятгеология» А М Рогачев, Ю П Катюха, П А Рощекгаев, В Г Скопиицев Член-корр РАН Е В Скляров осуществлял непосредственное руководство и геологосъемочными работами, и обработкой аналитических данных, он же спровоцировал

возвращение к материалам после многолетнего перерыва Всем перечисленным котлегам автор искренне благодарен

ГЛАВА 1.

Основные черты геологического строения юго-восточного Саяна

Юго-восточная часть Восточного Саяна занимает окраинное положение в структуре палеозоид Центральной Азии и включает северный фрагмент Тувино-МонгоЧьского террейна, Ильчирскую структуру, являющуюся окраинной частью Джидинской палеоокеапической зоны и Оюшскую аккреционную призму (Кузьмичев, 2004) С северо-востока эти структуры по сложной зоне глубинных разломов граничат с выступом фундамента Сибирской платформы Тувино-Монгольский массив представляет собой один из нескольких докембрийских террейнов, которые входят в состав каледонской складчатой обчасти В целом, массив охватывает, ломимо, юго-восточной части Восточного Саяна, территории Западной Бурятии, Восточной Тувы и Северной Монголии Юго-восточная часть Восточного Саяна расположена на стыке совершенно различных структур (рис 1), составляющих в совокупности складчатое обрамление Сибирской платформы и имеющих яркие индивидуальные черты геологического развития (Геология ,1988)

В юго-восточной части Восточного Саяна выделены (Геология ,1989) восемь основных формационных комплексов (групп формаций)

Два формационных комплекса являются составными частями палеомикроконтинента, слагая соответственно его фундамент и чехол шельфового типа Третий формационный комплекс представлен породами офиолитовой ассоциации и сходен с формациями островодужного четвертого комплекса Ильчирской структуры К этой группе формационных комплексов тяготеет пятая группа формаций Окинской структуры Шестая группа формаций объединяет стратифицированные образования и вулканические комплексы, образования, которых связано с процессами зарождения и развития верхнерифейско-пижнепалеозойской островодужной системы Палеоазиатского океана (сархойская палеоостровпая дуга и сопряженный с ней дибинский бассейн) Седьмая группа представлена шельфовой, субплатформенной карбонатной надформацией венда-среднего кембрия и соответствует по объему боксонской серии Восьмой формационный комплекс представлен орогенными молассоидными пестроцветными отложениями, завершившими палеозойский этап развития Восточного Саяна

/ g^T

E23s Hw 1Я» к F^w

Рис. 1. Геолого-тектоническая схема юго-восточной части Восточного Саяна. (Добрецов и др., 1985)

1 — кристаллические породы Гарганской глыбы (а - гнейсы и диафториты, б — амфиболиты и гнейсы); 2 - плагиограниты и плагиогранито-гнейсы; 3 - карбонатные породы монгошинской свиты, 4 — ильчирская свита с олистостромовыми пачками; 5 -офиолиты; 6 - островодужная вулканогенно-осадочная толща (оспинская); 7 -флишоидная толща, 8 - фосфоритоносная карбонатная серия (боксонская, горлыкская); 9 - моласса (сагансайрская свита); 10 - вулканогенно-флиилоидная серия (окинская); 11 -вулканогенно-карбонатно-терригенная толща (толтинская и барунгольская свиты; 12 гранитоиды нерасчлененные; 13 - 15 - стратиграфические (13), надвиговые (14) и прочие (15) контакты. Показаны площади детальных карт и разрезов (рис. 2).

Выходы офиолитов в целом обрамляют образования Гарганской глыбы и во внешнем контуре офиолитовой дуги контактируют с палеозойскими толщами Окинской и Ильчирской зон, образуя две самостоятельные ветви - Ильчирскую (южную) и Боксон-Харанурскую (северную), на пересечении которых расположен наиболее крупный в регионе Оспинско-Китойский ультрабазитовый «массив». Южная ветвь от восточного выклинивания Оспинского участка на запад простирается на 150 км, северная (вместе с перемычкой, прорванной гранитоидами) - более чем на 170 км. В целом этот покров составляет пе менее 200x50 км. В результате неоднократной интенсивной тектонической переработки офиолитов выходы последних в современной структуре локализованы в виде отдельных «массивов», представляющих собой пакеты тектонических чешуй разного порядка. В большинстве случаев внутри офиолитового покрова выделяются три чешуи (рис. 2): верхняя ультрабазитовая, средняя с полным разрезом офиолитов и нижняя олистостромовая и черносланцевая. Во всех изученных случаях в основании офиолитового

покрова закартированны зоны серпентшштового меланжа или мелаижево-олистостромового комплекса.

О 7000м

I_1_1

Рис. 2. Геологические разрезы офиолитов (лиши разрезов 1-1 и 11-11 па 111-111 (33) и IУ-1 V (6-6) на рис. 1) (Добрецов и др., 1985).

1 - серпентинизированные перидотиты; 2 - кумулятивный комплекс; 3. 4 - нижние (3) и верхнее (4) габбро; 5 -мшрогаббаро и диабазы дайкового комплекса; 6 - метабазальты; 7 - амфиболиты; 8 - зоны меланжа; 9 - брекчии; 10 - олистостромы офиолито- (а) и карбонатно-кластовые (б); 11 - известняки монгошинской свиты; 12 - доломиты боксонской серии; 13 - метаалевропиты и углистые сланцы ильчирской свиты, 14 -четвертичные отложения; ¡5 - надвиги (а) и прочие геологические границы (б).

Таким образом, территория юго-восточного Саяна представляет собой сложное складчато-надвиговое сооружение, в котором участвуют разнообразные докембрийские и раннегталеозойские формации. Офиолиты слагают покров, перекрывающий раннецокембрийскую Гарганскую глыбу с нозднедокембрийским осадочным чехлом.

ГЛАВА 2

Состав в геологическое строение офиолитового покрова.

В пределах юго-восточной части Восточного Саяна реконструируется полный классический офиолитовый разрез, включающий реститовый дунит-гарцбургитовый комплекс, переходную зону перидотит-пироксенит-габбрового состава, отличающуюся сложным строением, нижние полосчатые габбро, комплекс верхних массивных габброидов, комплекс пластинчатых даек и перекрывающие их эффузивы Офиолиты в свою очередь перекрываются турбидатами, насыщенными силлами различной мощности, которые по геологическим соотношениям не могут быть сильно оторваны во времени от формирования офиолитового комплекса Наиболее крупные пластины реститовых гипербазитов, пердставленные в разной степени серпентинизированиыми дунитами и гарцбургитами, присутствуют в восточной часга пояса Реже встречаются житы ортопироксенитов, верлитов и габбро

Переходная зона в юго-восточной ветви офиолитового пояса характеризуется ритмически-потосчатым строением, обусловленным «переслаиванием» перидотитов, пироксенитов, габбро, анортозитов, хромититов, и во многом сходна со строением расслоенных гипербазит-базитовых плутонов типа Стиллуотер, Бушвельд и др В северозападной ветви пояса среди кумулятов резко возрастает доля пироксенитов (главным образом вебстеритов) Здесь переходная зона большей частью имеет брскчисвидный облик, обусловленный прорыванием кумулятивной серии многочисленными ветвистыми, разнообразной формы и мощности жилами габбро, габбро-пироксенитов и пироксенитов

Верхние изотропные габбро распространены, главным образом, в западной части пояса

Габбро-диабазовый комплекс параллельных даек закартирован в западной части пояса В нем установлены три генерации даек и вариации составов от пикритовых базальтов до бошшитов и андезитов (диоритов) Мощность даек варьирует от 1 до 4 м В непрерывном офиолитовом разрезе на Дунжугурском участке (рис 3) наблюдается постепенный контакт между «верхним» габбро и дайковым комплексом

Эффузивные образования, достоверно отнесенные к офиолшовой ассоциации, распространены главным образом в северо-западной части Итьчирского пояса В едином разрезе с дайковым комплексом они наблюдаются только на Дунжугурском и Улзытинском участках, в остальных случаях эффузивы тектонически отделены от оаальиой части офиолитового разреза По структурно-текстурным особенностям выделяются эффузивы нескольких типов афировые, порфировые, миндалекаменные

массивные или подушечные лавы, иногда с «плавающими» подушками. В верхних частях разреза появляются пиллоу-брекчии, а также туффиты и гиалокластиты.

Рис- 3. Полный разрез офиолитов на правобережье р. Ока (по А.Б. Кузьмичеву [2004], использовавшему геологическую основу Е В. Склярова и В.Н. Медведева)

Сияловые комплексы, локализованные в верхнерифейской осадочно-вулканогенной толще, слагающей верхние горизонты разрезов офиолитовой ассоциации, отличаются широкими вариациями составов и мощностей отдельных силлов на различных участках. Основная масса силлов на Дунжугурском участке располагается в бассейне реки Боксон, где они слагают три четверти объема вмещающей их турбидитовой толщи. Силлы в большинстве случаев образуют плоскопараллельные пластины мощностью от 10 см до нескольких десятков метров, залегающие согласно с напластованием вмещающих пород турбидитовой толщи, но присутствуют и пологосекущие, ветвящиеся и линзовидные тела, кроме того, во вмещающих породах присутствует большое количество подводящих даек.

Важно подчеркнуть то, что офиолиты юго-восточного Саяна с возрастом более 1 млрд. лет являются в настоящее время древнейшими в обрамлении Сибирского кратона (КЬаш е! а1., 2002).

ГЛАВА 3

Петрология офиолитов юго-восгочпого Саяна

Реститовые метаперидотиты относятся к магнезиальному геохимическому типу по классификации ОМ Глазунова (1981), отвечая по всем параметрам алытинотшшым (офиолитовым) ультрабазитовым комплексам складчатых областей

Переходная от реститовых ультрабазитов к габбро зона отличается значитечьными вариациями состава слагающих ее пород от дунитов через пироксениты и габбро-пироксениты до габбро и анортозитов Ультраосновные породы кумулятивной зоны практически не отличается от метаперидотитов реститового комплекса Пироксениты большей частью представлены вебстеритами с варьирующими соотношениями клино- и ортопироксена Габбро, в том числе олившювые и оливин-содержащие, и габбро-пироксенты юго-восточной части характеризуются пониженными содержаниями кремнезема и преобладанием СаО над MgO, те имеют отчетливый эвкриювый уклон Для северо-западной части специфичен «бонинитовый» тип габброидов с повышенными содержаниями 8Ю2 и MgO, что выражается в появлении ортопироксена (байтовых псевдоморфоз по Орх) и отсутствии оливина

«Верхнее» габбро по петрохимическим и геохимическим особенностям подразделяются на три группы, которые в дальнейшем, с некоторой степенью условности, будем называть габбро известково-щслочного типа (боншштового), габбро марианитового типа и габбро эвкритового типа

Первая группа включает в себя габбро и габбро-нориты с незначительным содержанием ортопироксена Они характеризуются относительно высокими содержаниями кремнезема (от 47% до 57%), низкими (от 0 12% до 0 20%) и умеренными (от 0 20% до 0 50%) титана и низкими - хрома По содержанию и поведению РЗЭ этой группе габбро свойственно преобладание легких лантаноидов над тяжелыми с отношением Ьап/УЬ,, (от 1 1 до 4 1), наличие как самариевого так и европиевою дефицита Общий уровень нормированных концентраций редкоземельных элементов незначительно превышает хондритовый

Вторая группа, марианитовое габбро, - это богатые ортопироксеном габбро-нориты, изредка встречаются разности, переходные к вебстеритам, или лейкократовые габбро-нориты с повышенным содержанием плагиоклаза и наличием первичного кварца Эта группа характеризуется высокими содержаниями кремнезема (50 - 57%), магния (10 -17%), хрома (410 - 870 г/т) и низкими - титана (0 09 - 0 16%), глинозема, кальция при

сравнении с известково-щечочпыми габбро Для этого типа габбро характерно %

незначительное превышение общего уровня редкоземельных элементов по отношению к

хондритам, преобладание легких лаптаноидов над тяжелыми (La„/Yb„ = 3 6-50), наличие самариевого и европиевого минимумов, и V-образный тип распределения нормированных концентраций РЗЭ

К третьей группе отнесены Ol-содержащие и «нормальные» габбро, характеризующиеся умеренными содержаниями S1O2 (47 32 - 52 68%), при постоянном преобладании СаО над MgO, низкой железистостыо, очень низкими концентрациями титана и калия, таких как в верлитах и вебстеритах кумулятивного комшекса Для них характерны максимальные количества меди, достигающие 190 г/т, стронция 210 - 330 г/т, повышенные - никеля и низкие ванадия (менее 50 г/т), тогда как концентрации остальных элементов варьируют в тех же пределах Концентрации редкоземельных элементов данного типа габбро превышают хондритовые в 2-5 раз Для них характерец V-образный тип графика От предыдущих габброидов их отличают меньшие содержания легких лантаноидов и избыток европия

Как отмечалось в главе 2, в пределах дайкового комплекса выделяются три генерации даек, причем две первые относятся к офио титам и отражают специфику и характер эво подии офиолитов, а третья генерация более поздняя и связана с постофиолитовым этапом магматизма

Диабазы первой генерации характеризуются повышенными содержаниями кремнезема и низкими концентрациями титана На вариационных диаграммах наблюдается тренд уменьшения содержаний кремнезема, титана, суммарного железа с ростом магнезиальности, характерной для известково-щелочных серий Отличительной особенностью являются повышенные концентрации хрома В целом распределение микропримесей в диабазах аналогично таковым в верхнем габбро известково-щелочного типа, незначительные отличия отмечаются в накоплении тигана и уменьшении концентраций хрома, никеля в дайках

Для описываемых пород характерной особенностью является преобладание легких лантаноидов над тяжелыми, причем отношения Lan/Yb„ не превышают 2,8 Следует отметить небольшие европиевые минимумы (Eu/Eu* = 3 68 - 6 4) Уровень содержания и распределения редкоземельных элементов имеет типичный «бонишгговый» характер, т е для кривых, нормированных по отношению к хондритам, содержаний РЗЭ характерна V-образная конфигурация, обусловленная обеднением промежуточными лантаноидами

Вторая генерация даек представлена ортопироксеновыми порфиритами, по химическому составу соответствующими типичным марианит-бонинитовым породам По петрографическому составу ортоппроксеновые порфириты во многом сходны с габбро-норитами Более подробно они описаны в главе 4

Третья группа даек по петрохимичееким и по геохимическим свойствам заметно отличается от пород марианит-бошшитовой и собственно офиолитовой серий Им присущи высокая титанистость (1 17-3 20% Т1О2), высокая или умеренная железистость (8-14% FeO), умеренное содержание АЬОз=12-16%, низкая или умеренная магнезиалыюсть (3-8% MgO), а также высокие содержания фосфора, колеблющиеся в широком диапазоне (0 3-0 69% Р2О5) По своему составу эта группа потностью перекрывается с силлами турбидитовой толщи

В офиолитовых эффузивах выделяются две серии пород Первая, наиболее распространенная, по петрохимическому составу соответствует андезиго-базальтам и андезитам, практически идентичным по составу диабазам и габбро-диабазам первой генерации дайкового комплекса Андезито-базальты характеризуются V-образным типом распределения нормированных содержаний РЗЭ, при незначительном преобладании легких редких земеть над тяжелыми, а также отрицательным наклоном кривых, отражающих обеднение тяжелыми лантаноидами Следует отметить наличие европиевого минимума

Эффузивные породы второй серии по составу соответствуют ортопироксеновым порфиритам из даек и отличаются от последних лишь слегка повышенной щеточностью и пониженной железистостью

Силлы, представленные габбро-диабазами, отвечают шнко и умерешюкалиевым толеитам, их отдельные разности обогащены окислами Ti и Fe, чем резко отличаются от вулканитов офиолитовой ассоциации Все разновидности пород силлов характеризуются низкими значениями Zr и Nb и пониженными концентрациями LILE В непрерывном ряде Fe-Ti оливиновые габбро-диабазы - гиперстеновые габбро-диабазы - лейкогаббро-диабазы отмечено повсеместное уменьшение концентраций (в г/т) Сг (220 - 77 - 130), Ni (54 _ 44 _ 27), Со (43 - 40 - 29), Ti (13020 - 9480 - 7500), V (360 - 280 - 190) Отмеченная особенность связана по-видимому, с фракционированием и удалением из расплава оливина на ранних стадиях кристаллизациошюй дифференциации

ГЛАВА 4

Мариапит-бонинитовая серия в офиолнтах Восточного Саяна

Бониниты - эффузивные породы, с фенокристами оливина и пироксена в стекловатой основной массе, содержащей до 60% S1O2 и обладают одновременно признаками ультраосновных и средних пород Бониниты и геохимически близкие им породы были обнаружены в составе вулканогенных комплексов многих мезозойских, палеозойских и цеопротерозойских офиолитов (Добрецов и до, 1986, Куренков и др, 2002, Симонов и

др, 1994, Bortollotti et al, 1996, Cameron et al, 1979, Coish et al, 1982, Crawford, Cameron, 1985, Khain et al, 2002, Sharaskin et al, 1980, Sun, Nesbitt, 1978 и многие другие)

В офиолитах Восточного Саяна марианит-бониниты формируют вторую генерацию даек, в эффузивном разрезе лавы бонинитового состава слагают самые верхние части разреза, встречаясь при этом в нижних и средних сегментах Кроме того, габбро-нориты габбровою комплекса офиолитов по составу полностью идентичны дайковым бонинитам Для марианит - бонинитовых пород характерна относительно постоянная жслезистость и низкие концентрации щелочей От аидезитобазальтов марианит-бонинитовая серия отличается высокими концентрациями хрома и никеля, тогда как количества меди стронция и цинка варьируют в тех же пределах Этим породам свойствены V-образные типы графиков нормировагашх содержаний РЗЭ (рис 4) и явно выраженный дефицит европия (Eu/Eu* = 1 82 - 4 55) Соотношение легких и тяжелых лантаноидов (La/Yb) колеблется от 3 13 до 10 00

Рис 4 График нормированных концентраций (средних) РЗЭ в породах офиолитовой ассоциации

Восточный Саян I - пироксениты 2 - пироксеновое габбро 3 - швестково - щелочное габбро 4 - марианитоеое габбро, 8 - андезито-базальты дайкового и 9 - вулканического комплексов, 14 - марианиты в павах 15 - марианиты в дайках Хантайширский офиолитовый комплекс 5 - пироксениты, 6 - пироксеиовое габбро, 7 - междайковое габбро, 10 - пачки параллельных даек, 11 - подушечные лавы, 12 - толеитовые базальты островных дуг по (Балашов 1976), 13-подушечные лавы Троодоса по (Kay Р L , Senechal Р G 1976) ¡6-боииниты Тонга по (Шараськин и др, 1986) 17 - бониниты Хескота тип А по (Crowford AG Cameron WE, 1981), 18 - бониниты Хескота тип В no (Crawford A G Cameron WC,1985), 19 - бониниты Keim Вогель (Пата - Новая Гвинея) по (Hichey RL, Frey FA , 1982j 20 - бониниты Марианской дуги по (Шараськин А Я, 1987), 21 - бониниты острова Бонин по (Шараськин А Я, 1987)

Анализ петро-гсохимических характеристик андезитобазальтовых и марианит-бонинитовых пород показал, что, несмотря на существующие различия, эти породы имеют общие геохимические свойства При одинаковых значениях кремнезема им характерны высокие содержания хрома, которые «присущи исходным бонинитовым расплавам» (Кепежинскас и др, 1987), это - низкая титанистость, щелочность, это -единые тренды геохимических элементов, это - близкие концентрации редкоземетьных э лементов, сходство V-образных типов графиков нормированных концентраций РЗЭ

Уникальные условия проявления бонинитового магматизма связаны с необычными и достаточно кратковременными режимами субдукции на интраокеанических конвергентных границах Предлагающиеся модели проявления бонинитового магматизма (Crawford ct al, 1989, Deschamps, Lallemand, 2003 и другие) постулируют субсинхронное проявление толентового и бонинитового магматизма Причем последний, хотя и связан с офиолитами, но проявляется уже па «постофиолитовой» стадии Офиолиты юго-восточного Саяна имеют бонинитовую специфику, причем преобладающие вулканиты и субвулканиты андезитобазальтового состава лайкового и вулканического комплексов можно рассматривать в качестве дериватов родоначалыюи высокомагнезиальной бонипитовой (мариашгговой) магмы Соответственно, образование таких офиолигов хгопо происходить во фронтальной части островной дуги в мезо-неопротерозос

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Рассмотренные материалы позволяют сделать следующие выводы 1 В пределах юго-восточной части Восточного Саяна реконструируется полный классический офиолитовый разрез, включающий реститовый дунит-гарцбургитовый комплекс, переходную зону перидотит-пироксенит-габбрового состава, комплекс массивпых габброидов, комплекс пластинчатых даек, эффузивы и перекрывающие турбидиты, насыщенные силлами различной мощности

Тела дунит-гарцбургитового сетчато-полосчагого комплекса не отличаются от типичных реститов по Р Г Колману (1979)

Переходная зона на некоторых участках характеризуется ритмически-полосчатым строением в северо-восточной части офиолитовою пояса, в западной большей частью имеет брекчиевидный облик, обусловленный прорыванием кумулятивной серии мноючисленными ветвистыми, разнообразной формы и мощности жилами габбро и габбро-пироксенитов

Верхние амфиболизированные габбро в разрезах северо-западной части рассматриваемого района, более метеозернистые, массивные, часто с такситовой неравномерно-зернистой текстурой

В габбро-диабазовом комплексе параллельных даек установлены три генерации даек Мощность даек варьирует от 1 до 4 м Самые ранние дайки представлены массивными амфиболовыми диабазами, габбро-диабазами и микрогаббро с односторонними зонами закалки Эти дайки субпараллельны и, судя по характеру зон закалки, их образование происходите в узком временном интервале Вторая генерация даек представлена ортопироксеновыми порфиритами, по химическому составу соответствуют типичным марианитам - высокомагнезиальным разностям бопиниговой серии Третья генерация даек представлена диабазами и габбро-диабазами Эти дайки и спллы турбидитовой толщи, не только по петрографическим, но и по петрогеохимическим параметрам объединяются в одну группу

Эффузивные образования находятся в едином разрезе с дайковым комплексом в СЗ части пояса Выдетяется две серии пород Резко преобладают афировые (редко порфировые) андезитобазальты и андезиты В нижней и самой вехпей частях эффузивного разреза встречаются ортопироксеновые порфириты марианитового состава

Силловые комплексы локализованы в верхнерифейской осадошю-вулкаио! енпой топке, слагающей верхние горизонты разрезов офиолшовой ассоциации и отличаются широкими вариациями составов и мощностей отдельных силлов на различных участках

2 Реститовые метаперидотиты и дуниты относятся к магнезиальному геохимическому типу по классификации ОМ1лазунова (1981) и отвечают по всем параметрам альпинотипным учьтрабазитовым комплексам складчатых областей (верхнемантийным образованиям)

В породах кумулятивного и реакционно-кумулятивного комплекса прослеживается широкий спектр составов, они отличаются от реститовых ультрабазитов более высокими железистостью и щелочностью По содержанию и поведению элементов примесей кумуляты близки к рсститовым ультрамафитам В то же время более высоки содержания титана, слегка повышены шггия, низки — хрома, никеля, кобальта, тогда как колебания количеств меди, стронция, цинка, свинца и ванадия незначительны

«Верхнее» габбро по петрохимическим и геохимическим особенностям можно подразделить на три группы, отвечающих известково-щелочному (бониниювому), марианитовому и ЭБкритовому типам

Выделены три генерации даек, две из которых относятся к офиолитам (известково-щелочного и марианитового состава) и отражают специфику и характер эволюции

офиолитов, а третья генерация более поздняя и связана с постофиолитовым этапом магматизма Третья группа по составу заметно отличается от пород марианит-боншшювой и собственно офиолитовой серий Им присущи высокая титанистость, высокая или умеренная железистость, умеренное содержание алюминия, низкая или умеренная магнезиальность, а также высокие содержания фосфора По своему составу эта группа полностью перекрывается с силлами турбидитовой толщи

Среди офиолитовых вулканитов по петрохимическим и геохимическим свойствам выделены две серии пород, соответствующие известково-щелочным сериям островодужно! о типа и марианитовой серии

В породах офиолитовой ассоциации содержания практически всех элементов, от нижних частей разреза к верхним, изменяются последовательно, взаимосвязано и закономерно В этом ряду происходит увеличение концентраций легкоплавких элементов — титана и ванадия и уменьшение тугоплавких - кобальта, хрома и никеля Поведение и содержание микропримесей в субвулканитах и вулканитах характеризуют офиолиты Восточного Саяна как промежуточные между низкотитанистыми и очень низкотитанистыми по классификации Беккалувы и соавторов (Весса1иуа й а1, 1983)

3 Специфической особенностью офиолитов юго-восточного Саяна является присутствие пород бошшит-марианитовой серии Бошшиты выявлены практически во всех структурных единицах офиолиговою комплекса и являются отличительной особенностью и составной частью офиолитового комплекса

Список публикаций по теме работы

1 Скляров Е В , Медведев В II, Куликов А Л , Цой JIА Структурная позиция офиолитов обрамления Гарганской глыбы // Петрология и минералогия базнтов Сибири М Наука, 1984, с 5-10

2 Добрецов Н JI, Конников Э Г, Медведев В Н , Скляров Е В Офиолиты и олистостромы Восточного Саяна // Рифейско-нижнепалеозойские офиолиты Северной Евразии Новосибирск Наука, 1985, с 34-58

3 Добрецов Н JI, Конников Э Г , Скляров Е В , Медведев В II Марианит-бошпштовая серия в офиолитах Восточного Саяна //Геология и геофизика 1986, № 12

4 Скляров Е В, Габов Н Ф, Медведев ВII. Офиолитовые комплексы и олистостромы Восточного Саяпа // Эндогенные процессы и оруденсние в Забайкалье Улан-Удэ Тр БГИ СОАН СССР, 1986, с 27-35

5 Геология и метаморфизм Восточного Саяна (Отв ред IIJ1 Добрецов, В И Игнатович) Новосибирск Наука, 1988, 192 с

6 Скляров Е В , Медведев ВII. Родоначальные магмы офиолитов юго-восточного Саяна // Тез Всес Семинара «Геохимия магматических пород» М ГЬОХИ РАН, 1988, с 175

7 Медведев В II, Каперская Ю Н, Казанцева Т И Особенности геохимии офиолитов Восточного Саяна // Геохимия, 1991, № 7, с 972-980

8 Скляров Е В , Постников А А, Медведев В II Петрологические индикаторы текто!ической эволюции Центрально-Азиатского складчатого пояса // Магматизм, метаморфизм и рудоносность подвижных областей Улан-Удэ Тр БГИ СОАН СССР, 1991, с 27-46

9 Скляров Е В , Постников А А, Медведев В II, Актанов В И Силловые комплексы юго-восточного Саяна // Вулканизм в структурах земли и в различных геодииамических обстановках Тез Докл Всес Совещ, Иркутск, 1992, с 43-44

Подписано в печать 12 11 07 Формат210х147 1/16 Бумага писчая белая Печать RIZO Уел печ л 1 6 Отпечатано в типографии Института Земной коры Тираж ЮОэкз Заказ № 445

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Медведев, Виктор Николаевич

ВВЕДЕНИЕ.

ГЛАВА 1. Геологическое строение юго-восточной части Восточного Саяна.

1.1. История геологической изученности юго-восточного Саяна

1.2. Основные черты геологии юго-восточного Саяна.

1.3. Основные формационные комплексы.

1.3.1. Формации докембрийского микроконтинента.

1.3.2. Офиолитовая формация.

1.3.3. Формации Ильчирской структуры.

1.3.4. Формации Окинской структуры.

1.3.5. Формации Сархойской палеоостровной дуги.

1.3.6.Формации Боксонской структуры.

1.3.7. Формации пестроцветных молассоидных отложений.

ГЛАВА 2. Состав и геологическое строение офиолитового покрова.

2.1. Ильчирский и Оспинский «массивы».

2.2. Харанурский «массив».

2.3. Улзытинский «массив».

2.4. Дунжугурский «массив».

2.5. Строение офиолитового покрова.

ГЛАВА 3. Петрология офиолитов юго-восточного Саяна.

3.1. Реститовый ультрабазитовый комплекс.

3.2. Кумулятивный комплекс.

3.3 Габброидный комплекс.

3.4 Дайковый комплекс.

3.5 Вулканический комплекс.

3.6 Силловый комплекс.

ГЛАВА 4. Марианит-бонинитовая серия в офиолитах Восточного

Саяна.

4.1. Марианит-бонинитовая серия: базовые понятия и распространенность.

4.2. Геология и петрология бонинит-марианитовой серии в

Восточном Саяне.

4.3. Геодинамические проблемы генезиса бонинитов.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Геология и петрология офиолитов юго-восточного Саяна"

В настоящее время не вызывает никаких сомнений принадлежность офиолитов к коре океанического типа, а их формирование связывается с зонами спрединга открытых океанов, задуговых и междуговых бассейнов. Бесспорной является и индикаторная роль офиолитов в реконструкциях эволюции разноранговых складчатых систем. Офиолиты нередко являются наиболее древними образованиями складчатых поясов, а их положение фиксирует важнейшие сутуры. Но это ситуация на сегодня, когда с высокой степенью детальности петрологически и структурно изучены офиолиты разновозрастных складчатых систем всех континентов, а в пределах разнообразных современных океанических структур проведены разнообразные геофизические, литологические и петрологические исследования. Сложно даже представить то огромное количество разнообразных публикаций, рассматривающих разноообразные аспекты состава и строения конкретных офиолитовых комплексов (Колман, 1979; Nicolais, 1989 и многие другие). В начале же 80-х в России активно продолжалась дискуссия о природе и генетической сущности офиолитов в рамках общего противостояния «фиксистов» и «мобилистов». Разрешение длительного противостояния было возможно только при детальном изучении «спорных» базит-ультрабазитовых ассоциаций в складчатых областях, одна из которых находится в юго-восточном Саяне. К началу наших исследований по ультрабазитам было опубликовано несколько крупных монографий (Колесник, 1966; Пинус, Колесник, 1966; Сутурин, 1978; Глазунов, 1981), в которых рассматривались, главным образом ультрабазиты и связанные с ними продукты метасоматического изменения. Базитовая часть офиолитового разреза была практически не изучена. Единственная публикация, в которой обосновывались офиолитовая природа базит-ультрабазитовой ассоциации юго-восточного Саяна (Ляшенко, 1980) и развитие многочисленных надвигов в пределах ее развития, была полностью лишена петрологического наполнения. В соответствии с этим основными задачами исследований были:

- детальное картирование опорных участков;

- выявление закономерностей состава и строения структурных единиц офиолитовой ассоциации;

- петрохимическое, геохимическое и минералогическое изучение структурных единиц, выявленных в процессе картирования;

- построение модели эволюции складчатых образований юго-восточного Саяна.

В результате исследований удалось доказать аллохтонную природу базит-ультрабазитовых образований, выявить полный разрез офиолитовой ассоциации, включающий ультрабазитовые реститы, переходный перидотит-пироксенит-габбровый комплекс, расслоенные и массивные габбро, комплекс пластинчатых даек, эффузивы с перекрывающими кремнистыми осадками, а также выявить основные закономерности химического состава выявленных комплексов. По результатам исследований была опубликована серия статей (Скляров и др., 1984; Добрецов, 1985; Добрецов и др., 1985, 1986, Скляров, Добрецов, 1987; Медведев и др., 1989), а также коллективные монографии (Геология и метаморфизм., 1988; Геология и рудоносность., 1989). Предполагалось, что результаты геолого-петрологических исследований будут являться предметом защиты мною кандидатской диссертации, и работа по подготовке диссертационной работы была начата в конце 80-х годов. Был подготовлен черновой вариант диссертации, однако, в силу разных жизненных обстоятельств мне пришлось оставить научно-исследовательскую работу, переключившись на гораздо менее увлекательный, но более подходящий для нормальной (не голодной) жизни род деятельности. Все материалы были опубликованы в конце 80-х, черновик диссертации пролежал до нового тысячелетия. Я все же решил довести дело до конца и подготовить диссертационную работу. За время «прогула» появились новые интересные публикации по офиолитам юго-восточного Саяна, в частности, монография А.Б. Кузмичева (2004), результаты которых в какой-то степени учтены в предлагаемой работе. Однако, основная часть диссертации представляет собой продукт творчества конца 80-х годов.

В основу работы положены результаты полевых исследований 19811989 гг., во время которых были закартированы офиолиты на Оспинском, Харанурском, Улзытинском и Дунжугурском участках. Всего изучено более 700 шлифов, сделано более 150 химических анализов пород («мокрая» химия), а также определены некоторые элементы-примеси (спектральный анализ), кроме того, выполнено около 40 определений редкоземельных элементов (спектральный анализ с предварительным химическим обогащением). Проанализировано более 100 минералов (оливины, пироксены, амфиболы, плагиоклазы, хромиты) на модифицированном рентгено-спектральном микроанализаторе Cameca MS-46. Все анализы выполнены в Бурятском геологическом институте СО АН СССР (г. Улан-Удэ), аналитики А.Б. Цыренова, Ю.Н. Каперская, Т.Н. Казанцева, Н.С. Карманов, C.B. Канакин.

Защищаемые положения:

1. Базит-ультрабазитовая ассоциация юго-восточного Саяна, включающая реститовые ультрабазиты, переходный перидотит-пироксенит-габбровый комплекс, габбро, комплекс пластинчатых даек и эффузивы, соответствует классическим офиолитам. Рассматриваемые офиолиты являются древнейшими фрагментами коры океанического типа в обрамлении Сибирского кратона, сохранившими первичную «стратификацию».

2. по своим геохимическим характеристикам габброиды и породы дайкового и эффузивного комплексов имеют островодужную специфику, характерную для супрасубдукционных офиолитов, сформировавшихся в периокеанической обстановке при участии субдуктирующей океанической плиты.

3. Характерным признаком офиолитов является присутствие пород марианит-бонинитовой серии, встречающихся в габброидной части разреза (тела норитов и габбро-норитов), в комплексе пластинчатых даек (скрины и поздние дайки), а также в нижних и самых верхних частях эффузивного разреза (массивные, подушечные и гороховидные лавы и лавобрекчии). Результаты исследований отражены в 9 публикациях, в том числе в двух статьях в рецензируемых журналах (Геология и геофизика, Геохимия) и одной коллективной монографии, и апробированы на Всесоюзном семинаре «Геохимия магматических пород», Москва, 1988, Всероссийском совещании «Вулканизм в структурах земли и в различных геодинамических обстановках», Иркутск, 1992, а также совещаниях и семинарах Бурятского геологического института СО РАН. Результаты исследований вошли в отчет Верхне-Окинской геологосъемочной партии за 1984 - 1990 гг. по ГДП50 (А.М.Рогачев. ОГРЭ: Монды. 1990).

Общее научно-методическое руководство исследований офиолитов юго-восточного Саяна осуществлялось академиком H.JI. Добрецовым. В геолого-картировочных работах, обсуждении их результатов, равно как и результатов аналитических исследований принимали участие академик М.И. Кузьмин, академик A.JI. Книппер, д.г.-м.н. А.Б. Кузмичев, д.г.-м.н. Э.Г. Конников, д.г.-м.н. Б.А. Литвиновский, д.г.-м.н. А.И. Альмухамедов, д.г.-м.н. Л

A.PJ. Медведев, профессор Золтан Балла, к.г.-м.н. A.A. Постников, к.г.-м.н. Е.В. Хаин, к.г.-м.н. A.A. Федотова, к.г.-м.н. A.A. Куликов, к.г.-м.н. Н.Ф. Габов, к.г.-м.н. Ю.К. Советов, к.г.-м.н. A.A. Шафеев, к.г.-м.н. Ю.Н. Каперская, геологи ПГО «Бурятгеология» A.M. Рогачев, Ю.П. Катюха, П.А. Рощектаев, В.Г. Скопинцев. Член-корр. РАН Е.В. Скляров осуществлял непосредственное руководство и геолого-съемочными работами, и обработкой аналитических данных, он же спровоцировал возвращение к материалам после многолетнего перерыва. Всем перечисленным коллегам автор искренне благодарен.

Заключение Диссертация по теме "Петрология, вулканология", Медведев, Виктор Николаевич

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Рассмотренные материалы позволяют сделать следующие выводы: 1. В пределах юго-восточной части Восточного Саяна реконструируется полный классический офиолитовый разрез, включающий реститовый дунит-гарцбургитовый комплекс, переходную зону перидотит-пироксенит-габбрового состава, отличающуюся сложным строением, нижние полосчатые габбро, комплекс верхних массивных габброидов, комплекс пластинчатых даек и перекрывающие их эффузивы. Офиолиты в свою очередь перекрываются турбидитами, насыщенными силлами различной мощности, которые по геологическим соотношениям не могут быть сильно оторваны во времени от формирования офиолитового комплекса.

Тела дунит-гарцбургитового сетчато-полосчатого комплекса не отличаются от типичных реститов по Р.Г.Колману (1979). Наиболее крупные пластины реститовых гипербазитов присутствуют на Оспинском и Хара-Нурском участках. Переходы от дунитов к гарцбургитам постепенные, количество ортопироксена в последних редко превышает 40%. В пределах дунит-перидотитового комплекса встречаются регенерированные дуниты, отличающиеся по свежему облику и отличительному составу оливинов. Реже встречаются жилы ортопироксенитов, верлитов и габбро.

Переходная зона на некоторых участках характеризуется ритмически-полосчатым строением и во многом сходна со строением расслоенных гипербазит-базитовых плутонов типа Стиллуотер, Бушвельд и др. Восстанавливается следующий разрез кумулятивного комплекса: тонкое ритмическое чередование дунитов и хромититов; ритмическое переслаивание верлитов, оливиновых клинопироксенитов, оливиновых габбро, иногда анортозитов; ритмическое чередование габбро, пироксенитов и анортозитов. В северо-западной ветви пояса среди кумулятов резко возрастает доля пироксенитов (главным образом вебстеритов с большими вариациями соотношений клино- и ортопироксена вплоть до мономинеральных клиноили ортопироксенитов), не встречаются анортозиты, кумулятивные дуниты и хромититы. Характерны крупно - и грубозрнистые разновидности пород вплоть до пегматоидных. Принадлежность этих пород к кумулятам доказывается наличием полосчатого строения, отсутствием «горячих контактов пород различных типов, наличием мономинеральных образований и структур пород типа ойкокристовой в верлитах. Наряду с ритмически-полосчатым строением переходная зона в северо-западной части офиолитового пояса большей частью имеет брекчивидный облик, обусловленный прорыванием кумулятивной серии многочисленными ветвистыми, разнообразной формы и мощности жилами габбро и габбро-пироксенитов. В этом случае кумулятивную текстуру удается наблюдать только в виде отдельных реликтов. В целом породы юго-восточной ветви можно считать кумулятивными, а северо-западной - реакционно-кумулятивными.

Переходную зону сменяют крупнокристаллические до пегматоидного облика оливиноые габбро, габбро и габбро-пироксениты преимущественно диопсид-анортитового состава, которые отнесены к «нижним» габбро.

Верхние амфиболизированные габбро в разрезах северо-западной части рассматриваемого района, более мелкозернистые, массивные, часто с такситовой неравномерно-зернистой текстурой. Из темноцветных минералов в них наряду с пироксеном широко распространена бледно-зеленая роговая обманка.

Габбро-диабазовый комплекс параллельных даек, в данном районе выделен впервые. В нем установлены три генерации даек и вариации составов от пикритовых базальтов до бонинитов и андезитов. Мощность даек варьирует от 1 до 4 м. В непрерывном офиолитовом разрезе на Дунжугурском участке наблюдается постепенный контакт между «верхним» габбро и дайковым комплексом. Зона контакта составляет 200 - 300 м. В начале в габброидах появляются маломощные, иногда достигающие 2 м единичные дайки и неправильные жилы диабазов, затем вверх по разрезу количество даек увеличивается, и, в конечном счете, картируется сплошной рой даек со «скринами», габбро и пироксенитов.

Самые ранние дайки представлены массивными амфиболовыми диабазами, габбро-диабазами и микрогаббро с односторонними зонами закалки. Эти дайки субпараллельны и, судя по характеру зон закалки, их образование происходило в узком временном интервале.

Вторая генерация даек представлена ортопироксеновыми порфиритами, по химическому составу соответствуют типичным марианитам -высокомагнезиальным разностям бонинитовой серии. Хотя эти породы и отнесены к более поздней генерации даек, следует отметить, что здесь полной ясности нет. Во многих случаях наблюдаются отчетливо секущие положения ортопироксеновых порфиритов по отношению к параллельным дайкам, в то же время нередко тела порфиритов не имеют столь ясных отношений и представлены отдельными блоками среди параллельных даек. Скорее всего, временной интервал внедрения этих даек полностью перекрывает время интенсивного растяжения, выразившегося в формировании комплекса параллельных даек.

Третья генерация даек представлена диабазами и габбро-диабазами. Эти дайки и силлы турбидитовой толщи, не только по петрографическим, но и по петрогеохимическим параметрам объединяются в одну группу. Хотя дайки и силлы не связаны с формированием офиолитов, они пространственно ассоциируют с последними, и, вероятно, отражают обстановку постофиолитового развития региона.

Эффузивные образования, достоверно отнесенные к офиолитовой ассоциации, распространены главным образом в северо-западной части Ильчирского пояса. В едином разрезе с дайковым комплексом они наблюдаются только на Дунжугурском и Улзытинском участках, в остальных случаях эффузивы тектонически отделены от остальной части офиолитового разреза. По петрографическим особенностям среди офиолитовых эффузивов можно выделить две серии пород. Резко преобладают афировые клинопироксен-плагиоклазовые андезитобазальты и андезиты. Иногда встречаются порфировые разности с крупными выделениями клинопироксена, реже плагиоклаза. Гораздо реже среди эффузивов встречаются ортопироксен-кварц-плагиоклазовые афировые, но относительно хорошо раскристаллизованные лавы. Для них характерно присутствие резко зональных, ромбовидных кристаллов пироксена, центральная часть которых представлена орто-, а краевая клинопироксеном.

Силловые комплексы, локализованные в верхнерифейской осадочно-вулканогенной толще, слагающей верхние горизонты разрезов офиолитовой ассоциации, отличаются широкими вариациями составов и мощностей отдельных силлов на различных участках. В бассейне реки Боксон силлы слагают три четверти объема вмещающей их турбидитовой толщи. В большинстве случаев они образуют плоскопараллельные пластины мощностью от 10 см до нескольких десятков метров, залегающие согласно с наплостованием вмещающих пород турбидитовой толщи, но присутствуют и пологосекущие, ветвящиеся и линзовидные тела, кроме того, во вмещающих породах присутствует большое количество подводящих даек. Дайки имеют криволинейные контуры, обладают раздувами и пережимами и содержат ксенолиты сланцев.

Среди офиолитовых субвулканитов и вулканитов выделяются породы двух серий. Наиболее широко распространены породы, которые по петро- и геохимическим особенностям во многом соответствуют типичным известково-щелочным сериям островодужного типа, отличаясь в то же время от них пониженными титанистостью и глиноземистостью и повышенными содержаниями магния и хрома. По содержанию магния среди них можно выделить типичные бониниты (марианиты), магнезиальные андезитобазальты и андезиты. Однако все эти породы являются членами одной серии андезит-бонинитового типа. Собственно к марианитам отнесены I ортопироксеновые порфириты и их эффузивные аналоги.

2. Реститовые метаперидотиты и дуниты относятся к магнезиальному геохимическому типу по классификации О.М.Глазунова (1981) и отвечают по всем параметрам альпинотипным ультрабазитовым комплексам складчатых областей (верхнемантийным образованиям).

В породах кумулятивного и реакционно-кумулятивного комплекса прослеживается широкий спектр составов, они отличаются от реститовых ультрабазитов более высокими железистостью и щелочностью. По содержанию и поведению элементов примесей кумуляты близки к реститовым ультрамафитам. В тоже время более высоки содержания титана, слегка повышены лития, низки - хрома, никеля, кобальта тогда, как колебания количеств меди, стронция, цинка, свинца и ванадия незначительны. Пироксениты, являющиеся ранними кумулятивными породами родоначальной магмы (Кузьмин, Конусова, 1982), характеризуются наименьшими концентрациями редкоземельных элементов близкими к хондритовым.

Верхнее» габбро по петрохимическим и геохимическим особенностям можно подразделить на три группы отвечающих известково-щелочному (бонинитовому), марианитовому и эвкритовому типам.

Выделены три генерации даек, две из которых относятся к офиолитам и отражают специфику и характер эволюции офиолитов, а третья генерация более поздняя и связана с постофиолитовым этапом магматизма.

Особенность химизма параллельных даек первой генерации -обогащение кремнеземом Диабазы характеризуются повышенными содержаниями кремнезема, колеблющимися в широких пределах, магния и низкими концентрациями титана. При значительных вариациях кремнезема, среди даек первой генерации отчетливо преобладают породы андезибазальтового состава.

Вторая генерация даек представлена ортопироксеновыми порфиритами, к по химическому составу соответствующими типичным марианитам. По петрографическому составу ортопироксеновые порфириты во многом сходны с габбро-норитами.

Третья генетическая группа, как по своим петрохимическим, так и по геохимическим свойствам заметно отличается от пород марианит-бонинитовой и собственно офиолитовой серий. Им присущи высокая титанистость, высокая или умеренная железистость, умеренное содержание алюминия, низкая или умеренная магнезиальность, а также высокие содержания фосфора. По своему составу эта группа полностью перекрывается с силлами турбидитовой толщи.

Среди офиолитовых вулканитов по петрохимическим и геохимическим свойствам выделены две серии пород. Первая серия по химическим признакам полностью идентична амфиболизированным диабазам дайкового комплекса и соответствует известково-щелочным сериям островодужного типа. Вторая - типичные породы марианитовой серии. Это позволяет сделать предположение, что все породы вулканического комплекса - члены одной серии андезит-бонинитового типа.

В породах офиолитовой ассоциации, содержания практически всех элементов, от нижних частей разреза к верхним изменяются последовательно, взаимосвязано и закономерно. В этом ряду происходит увеличение концентраций легкоплавких элементов - титана и ванадия и уменьшение тугоплавких - кобальта, хрома и никеля. Поведение и содержание микропримесей в субвулканитах и вулканитах характеризуют офиолиты Восточного Саяна как промежуточные между низкотитанистыми и очень низкотитанистыми по классификации Беккалувы и соавторов (Весса1иуа & а1., 1983).

3. Специфической особенностью офиолитов юго-восточного Саяна является присутствие пород бонинит-марианитовой серии. Следует отметить, что бониниты выявлены практически во всех структурных единицах офиолитового комплекса и являются отличительной особенностью офиолитов. В отличие от известных и неоднократно описанных ситуаций ссылки), когда они маркируют начальный этап развития энсиматических островодужных систем, в нашем случае бониниты являются составной частью офиолитового комплекса. Поздние дайки и верхние части офиолитового разреза полностью укладываются в традиционные схемы эволюции внутриокеанических островных дуг (ссылки), однако скрины в дайковом комплексе и лавы в нижней и средних частях эффузивного разреза, как и габбро-нориты с бонинитовой спецификой, позволяют предполагать, что высокомагнезиальные бониниты (марианиты) изливались на разных стадиях эволюции офиолитов. Более того, возможно, марианиты являлись родоначальной магмой офиолитов юго-восточного Саяна (Скляров, Медведев, 1988).

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Медведев, Виктор Николаевич, Иркутск

1. Авдонцев М.А. Гранитоиды Гарганской глыбы. Л.: Наука. 1967. 193 с.

2. Адамия Ш.А., Шашишвили И.Д., Кекелия М.А., Чхотуа Т.Г. Периокеанические и океанические комплексы палео тетиса в структурах Кавказа // Рифейско-нижнепалеозойские офиолиты Северной Евразии. Н.: Наука, 1985. с. 167-181.

3. Актанов В.И., Доронина H.A., Посохов В.Ф., Скляров Е.В., Скопинцев В.Г. К вопросу о структуре и возрасте Гарганской глыбы (Восточный Саян) // Структурный анализ кристаллических комплексов. Иркутск: ИЗК СО РАН, 1991. с. 89-90.

4. Арсентьев В.П. Краткий очерк тектоники ЮВ части Восточного Саяна . В кн.: Тр. Бурят, компл. НИИ СО АН СССР. Сер геол. -геогр., вып.2. Улан Удэ, 1960, с. 39-50.

5. Арсентьев В.П., Волколаков Ф.К. Протерозойские и кембрийские отложения Восточного Саяна. В кн. Геология СССР. Т. XXXV Бурятская АССР, ч. 1. М.: Недра, 1964, с. 69 88, 135 - 147.

6. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. М.: Наука, 1976. 267с.

7. Балашов Ю.А. Геохимия магматических пород. Тез.докл. М.: Изд. ГЕОХИ АН СССР, 1984. С.11.

8. Беличенко В.Г. Ранние или полные каледониды Саяно-Байкальской горной области. Изв. АН СССР, сер. геол., 1983, №1, с. 68 75.

9. Беличенко В.Г., Скляров Е.В., Добрецов H.JL, Томуртогоо О. Геодинамическая карта палеоазиатского океана. Восточный сегмент // Геология и геофизика. 1994. Т.35. № 7 8. с. 29 - 41.

10. Бутов Ю.П., Далматов Б.А. Находки кембрийской фауны в юго -восточной части Восточного Саяна. Геология и геофизика, 1977, № 10, с. 128 — 132.

11. Бутов Ю.П., Далматов Б.А., Воронцова Г.А. К стратиграфии верхнего докембрия-кембрия Восточного Саяна. Сов. геология, 1979, № 6, с. 44 56.

12. Бутов Ю.П. Находки палеозойской фауны в окинской свите (Восточный Саян). ДАН СССР, 1980, т.252, №1, с. 167 170.

13. Бутов Ю.П., Морозова И.Г. Находки палеозойской фауны в сархойской свите (Восточный Саян). ДАН СССР, 1982, т. 267,№ 1, с. 153 156.

14. Бутов Ю.П. Некоторые проблемы домезозойской стратиграфииСаяно-Байкальской горной области. Статья 2. Новые данные о возрасте домезозойских толщ. Бюл. МОИП, отд. геол., 1986, т. 61, вып. 2, с. 91 104.

15. Бутов Ю.П. Палеозойские осадочные отложения Саяно-Байкальской горной области (проблемы стратиграфии, характерные формации, рудоносность). Улан-Удэ: БНЦ СО РАН, 1996, 151 с.

16. Буякайте М.И., Кузмичев А.Б., Соколов Д.Д. 718 млн. лет Rb Sr эрохрона сархойской серии Восточного Саяна. ДАН СССР, 1989, т. 309, № 1, с. 150-154.

17. Волколаков Ф.К.К стратиграфии нежнепалеозойских отложений юго-восточной части Восточного Саяна. Тр. Бурят, компл. НИИ СО АН СССР, сер. геол.-геогр., вып.2, Улан-Удэ, 1960, с. 19 38.

18. Высоцкий C.B., Пущин И.К., Таскаев В.И., Кирюхина Н.И. // Докл. АН СССР, 1983, т. 271, №1, с. 169.

19. Гельман М., Бычков Ю.М., Левин Б.С. Бониниты Корякского нагорья // Изв. АН СССР. Сер. Геол., 1988, № 2, с. 35 47.

20. Геология дна Филиппинского моря. М.: Наука, 1980. 149 с.

21. Геология и метаморфизм Восточного Саяна В.Г. (Беличенко, Ю.П. Бутов, H.JI. Добрецов и др.). Новосибирск: Наука, 1988, 192 с.

22. Геология и рудоносность Восточного Саяна. (Беличенко, Ю.П. Бутов, H.JI. Добрецов и др.). Новосибирск: Наука, 1989. 126 с.

23. Гладких B.C. Величина Rb / Sr отношения в базальтах и щелочных базальтоидах континентов и океанов в связи с проблемой их генезиса // ДАН. 1991. Т.316. № 3. С.715-718.

24. Глазунов О.М. Геохимия и рудоносность габброидов и гипербазитов. Новосибирск: Наука, 1981. 192 с.

25. Глазунов О. М., Сутурин А.Н., Корнаков Ю.Н. и др. Редкие элементы в гипербазитах Саяно-Байкальской области и состав вещества верхней мантии. -В кн.: Ежегодник 70 СибГЕОХИ. Иркутск, 1971, с. 101 - 129.

26. Добрецов H.JI. О покровной тектонике Восточного Саяна. // Геотектоника, 1985, № 1, с.39- 50.

27. Добрецов H.JI., Конников Э.Г., Медведев В.Н., Скляров Е.В. Офиолиты и олистостромы Восточного Саяна // Рифейско-нижнепалеозойские офиолиты Северной Евразии. Н.: Наука, 1985а. С.34-59.

28. Добрецов H.JI., Конников Э.Г., Скляров Е.В., Медведев В.Н. Марианит-бонинитовая серия и эволюция офиолитового магматизма Восточного Саяна // Геология и геофизика. 1986. № 12. С. 29 35.

29. Добрецов H.JI., Карсаков Л.П., Скляров Е.В. Глаукофансланцевые пояса Южной Сибири и Приамурья. // Геология и геофизика, 1988, № 1, с. 3-11.

30. Добрецов Н.Л., Симонов В. А., Буслов М.М., Куренков С. А. Океанические и островодужные офиолиты Горного Алтая // Геология и геофизика, 1992, № 12, с. 3 14.

31. Додин A.JL, Гурьянова В.Н., Маньковский В.К., Решетова С.А., Семейная Б.Г., Гольман Е.И. Окинский и Ийский стратиграфические разрезы позднекембрийских образований Восточного Саяна М.: Недра, 1971,196 с.

32. Додин А.Л., Журавлева И.Т. Стратиграфия синийских и кембрийских отложений бассейна р. Сархой в Восточном Саяне. Геология и геофизика, 1963, №6, с. 20 -29.

33. Докембрий Восточного Саяна. Ф.П. Митрофанов, Л.П. Никитина, И.П. Бузиков, В.Н.Дав, H.A. Авдонцев, В.Я. Хильтова, И.Н. Крылов. Л.: Наука, 1964, 329 с. (тр. ЛАГЕД АН СССР, вып. 18).

34. Донская Т.В., Скляров Е.В., Васильев Е.П. Гладкочуб Д.П., Столповский A.B. Шутхулайский комплекс метаморфического ядра (Восточный Саян) // РФФИ в Сибирском регионе (земная кора и верхняя мантия). Иркутск: ИЗК СО РАН. 1995. Т. 2. с. 34-36.

35. Донская Т.В., Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов A.M., Васильев Е.П. Шутхулайский метаморфический комплекс (Юго-Восточный Саян): особенности метаморфизма и модель образования // Геология и геофизика, 2004, т. 45, №2, с. 194-211.

36. Жабин В.В., Бгатов В.И. Высокоглиноземистые формации позднего докембрия Боксон-Сархойского синклинория (Восточный Саян) и Енисейского кряжа. М.: Недра, 1986,108 с.

37. Закариадзе, Магакян Р.Г., Цамерян О.П., Соболев A.B., Колесов Г.М. Проблемы раннеальпийской эволюции Малого Кавказа в свете геохимических данных о вулканических сериях островодужного типа // Строение сейсмофокальных зон. М., 1987, с. 150- 167.

38. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Хантайширский офиолитовый комплекс Западной Монголии и проблемы офиолитов // Геотектоника. 1978. № I.e. 19 -42.

39. Ильин A.B. Геологическое развитие Южной Сибири и Монголии в позднем докембрии М.: Наука, 1983. 114 с.

40. Ильина Н.С. геология и генезис боксонских бокситов в Восточных Саянах. В кн.: Бокситы, их минералогия и генезис. М.: Изд-во АН СССР, 1958, с. 267-281.

41. Исаков В.М. Материалы к геологическому картированию юго-востока Восточного Саяна. Н.: СНИИГГиМС, 1993. 73 с.

42. Исаков В.М. Рогачев A.M. Реконструкция геодинамических режимов в юго-восточной части Восточного Саяна // Геология и геофизика. 1990. № 6. с. 47 -58.

43. Кабанова JL, Зайков В.В. Пикриты и марианит- бониниты палеоостроводужной системы Южного Урала // Типы магматизма Урала. Свердловск, 1987, с. 108 110.

44. Карпенко С.Ф., Шараськин А.Я., Балашов Ю.А., Ляликов A.B., Спиридонов В.Г. Изотопные и геохимические критерии происхождения бонинитов. // Геохимия, 1984. JV° 7. С. 958 970.

45. Катюха Ю.П., Рогачев A.M. О возрасте мангатгольской, дабанжалгинской свит и окинской серии Восточного Саяна. Геология и геофизика, 1983,№ 5 с. 68-78.

46. Кепежинскас К. Б., Кепежинскас В.В., Зайцев Н.С. Эволюция земной коры Монголии в докембрии кембрии. М., Наука, 1987, 168 с.

47. Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир. 1979. 261с.

48. Кузмичев А.Б. Информационный отчет о результатах полевых работ в южной части Восточного Саяна. М.: Институт литосферы АН СССР, 1988. 45 с.

49. Кузмичев А.Б. Сархойская серия стратотипической местности (стратиграфия, структурное положение, возраст). В кн.: Поздний докембрий и ранний палеозой Сибири. Вопросы региональной стратиграфии. Н.:ИГГиГ СО РАН. 1990. с. 104-123.

50. Кузмичев А.Б. Тектоническая история Тувино Монгольского массива: раннебайкальский, позднебайкальский и раннекаледонский этапы. - М .: Пробел-2000,2004.- 192 с.

51. Кузьмин М.И., Конусова В.В. Геохимия редкоземельных элементов в эндогенных процессах. Новосибирск: Наука, 1982. С. 43.

52. Кузьмин М.И. Геохимия магматических пород подвижных поясов фанерозоя. Новосибирск: Наука, 1985. 196 с.

53. Куренков СЛ., Диденко А.Н., Симонов В. А. Геодинамика палеоспрединга. М.: ГЕОС, 2002. 294 с.

54. Летникова Е.Ф. Геохимическая корреляция толщ юго-восточной части Восточного Саяна // РФФИ в Сибирском регионе (земная кора и верхняя мантия). Иркутск: ИЗК СО РАН. 1995. Т. 2 с. 81 82.

55. Лодочников В.Н. Серпентины и серпентиниты Ильчирские и другие вопросы с ними связанные. М.: ЦНИГРИ, 1936, 817 с.

56. Лодочников В.Н. Петрология Ильчиро-Мондинского района. Иркутск, 1941,150 с.

57. Львов А.В. О геологических исследованиях в Тункинских и Китайских Альпах. Советская Азия, 1930, № 3 4, с. 236 - 246.

58. Лутц Б.Г. Магматизм подвижных поясов ранней Земли // М.: Наука, 1985.216 с.

59. Магматическая эволюция островных дуг / О.А.Богатиков, А.А.Цветков. М.: Наука, 1988. 248 с.

60. Медведев В.Н., Каперская Ю.Н., Казанцева Т.И. Особенности геохимии офиолитов Восточного Саяна // Геохимия, 1991, № 7, с. 972-980

61. Миронов Ю.В., Зорина Ю.Г. Эволюция вулканизма рифтогнных структур окраинных морей Западно Тихоокеанской переходной зоны // Геотектоника. 1994. №4. С. 15-26.

62. Обручев В.А Геология Сибири, АН СССР, СОПС, 1935

63. Обручев С.В. Основные черты тектоники и стратиграфии Восточного Саяна, Изв. АН СССР, сер. геол., 1942, № 5 6 , с. 13 - 26.

64. Остроумова, Центер И.Я. Аналоги пород марианит-бонинитовой серии в юрских вулканитах ахского хребта (Малый Кавказ) // Докл. АН СССР, 1986, т.290, № 2, с. 441 -445.

65. Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей / под ред. О.А.Богатикова. Москва. Наука. 1987. 335 с.

66. Пинус Г.В., Колесник Ю.Н. Альпинотипные гипербазиты юга Сибири. М.: Наука, 1966.211 с.

67. Рощектаев П.А., Беличенко В.Г., Воронцова Г.А., Боос Р.Г. Новые данные о возрасте сагансайрской свиты (Восточный Саян) // Геология и геофизика. 1984. № 1. С. 134.

68. Рощектаев П.А., Катюха Ю.П., Рогачев A.M. Основные черты стратиграфии юго восточной части Восточного Саяна. В кн. Стратиграфия позднего докембрия и раннего палеозоя. Южное обрамление Сибирской платформы. Новосибирск: Ин-т геол. и геоф. 1983, с. 19-43.

69. Семихватов М.А., Серебряков С.И. Венд и нижний кембрий юго-восточной части Восточного Саяна. Изв. АН СССР, сер. геол. 1967, № 4, с. 87 -103.

70. Симонов В.А., Кузнецов П.П. Бониниты в венд-кембрийских офиолитах Горного Алтая // ДАН СССР. 1991. Т. 316, № 2. С. 448 451.

71. Симонов В.А., Добрецов H.JL, Буслов М.М. Бонинитовые серии в структурах Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 1994. № 7/8. С. 182 -189.

72. Скляров Е.В. Петрологические индикаторы покровной тектоники // Надвиги и шарьяжи платформенных и складчатых областей Сибири. Иркутск: ИЗК СО РАН. 1992 а. с. 53 -55.

73. Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов A.M., Менынагин Ю.В. Метаморфизм древних офиолитов Шарыжалгайского выступа. // Геология и геофизика, 1998, т. 39, № 12

74. Скляров Е.В., Добрецов H.JI. Метаморфизм древних офиолитов Восточного Саяна // Геология и геофизика. 1987. № 2. с. 3 14.

75. Скляров Е.В., Медведев В.Н., Куликов A.A., Цой JI.A. Структурная позиция офиолитов обрамления Гарганской глыбы. В кн.: Петрология и минералогия базитов Сибири. М.: Наука, 1984, с. 5 - 18.

76. Скляров Е.В., Постников A.A. Надвиговая тектоника юго-восточного Саяна и северного Прихубсугулья // Надвиги и шарьяжи платформенных и складчатых областей Сибири. Иркутск: ИЗК СО РАН. 1992 б. с. 50 51.

77. Сутурин А.Н. Геохимия гипербазитов Восточного Саяна. Новосибирск: Наука, 1978.140 с.

78. Татарин H.A., Говоров И.Н., Васильев Б.И. Бониниты Идзу-Бонинского желоба // Докл. АН СССР, 1987, т.296, № 2. с. 415 419.

79. Федотова A.A., Хаин Е.В. Тектоника юга Восточного Саяна и его положение в Урало-Монгольском поясе. М.: Научный мир, 2002, 176 с. (Тр. ГИН РАН вып. 537).

80. Флоренсов H.A. Геологическое строение Бурят Монголии. Материалы по изучению производительных сил Бурят - Монгольской ССР. Вып.1. Улан -Удэ, 1964.

81. Хераскова Т.Н., Самыгин С.Г. Тектонические условия формирования венд-среднекембрийского терригенно-карбонатного комплекса Восточного Саяна. Геотектоника, 1992, № 6, с. 18-36.

82. Шараськин А.Я. Петрология и геохимия островных дуг и окраинных морей. М.: Наука, 1987. С. 95.

83. Шараськин А.Я. Геодинамические аспекты бонинитового магматизма // Вулканизм и геодинамика: Материалы II Всероссийского симпозиума по вулканологии и плаеовулканологии. Екатеринбург: Ин-т геологии и геохимии УрОРАН, 2003. С. 191-193.

84. Шараськин А .Я., Злобин С.К., Кузнецов С.Я. Океанический магматизм (эволюция, геологическая корреляция). М.: Наука, 1986. с. 241.

85. Щипанский А.А. Субдукционные и мантийно плюмовые процессы в геодинамике формирования Архейских зеленокаменных поясов. Дисс.д.г. - м.н. М. 2005.

86. Alt J.C., Honnorez J. Alteration of the upper oceanic crust, DCDP site 417: mineralogy and chemistry // Contrib. Mineral. Petrol. 1984. V87. N.4. P. 149 170.

87. Beccaluva L., Giralamo P.Di., Macciotta G., Morra V. // Ofioliti. 1983. V. 8 № 3. P. 307.

88. Bedard J.H. Petrogenesis of boninites from the Betts Cove Ophiolite, Newfounland, Canada: Identification of subducted Source components // J. Petrology. 1999. V. 40. P. 1853- 1889.

89. Bloomer S. H. distribution and origin of igneous rocks from the landward slopes of the Mariana Trench: Implications for its structure and evolution // J. Geophys. Res., 1983, v/ 88,9, p. 7411 7428.

90. Bloomer S.H.,Hawkins J.W. Petrology and geochemistry of boninite series volcanic rocks from the Mariana Trench // Contrib. Mineral. Petrol., 1987, № 3, v. 97, p. 361 -377.

91. Bortollotti V., Kodra A., Marroni M., Mustafa F., Pandolfi L., ., Principi G., Saccani E. Geology and petrology of ophiolitic sequences in the Mirdita region (Northern Albania) // Ophioliti. 1996. V. 21. P. 3 20.

92. Buslov M.M., Dobretsov N.L., Simonov V.A. Geology and Tectonics of Gorny Altai. Novosibirsk, 1993,122 p.

93. Cameron W.E. Petrology and origin of primitive lavas from the Troodos ophiolite, Cyprus // Contrib. Mineral. Petrol. 1985. V. 89. P. 239-255.

94. Cameron W.E., Nisbet E.G., Dietrich V.J. Boninites, komatiites and ophiolitic basalts//Nature, 1979. V. 280. P. 550-553.

95. Cameron W.E., McCulloch M.T., Walker D.A. Boninite petrogenesis: Chemical and Nd-Sr isotopic constrains // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. V. 65. P. 75 -89.

96. Capan U.Z. and Floyd I. A. Geochemical and pétrographie featues of metabasalts within units of the Ankara mélange, Turkey // Ofioliti. 1985. V.10. № 1. p. 3-18.

97. Coish R.A., Hickey R., Frey F.A. Rare earth element geochemistry of the Betts Cove ophiolite, Newfoundland: Complexities in ophiolite formation // Geochim. Cosmochim. Acta. 1982. V. 46. P. 2117-2134.

98. Crawford A. clinoenstatite-bearing cumulate olivine pyroxenite from Howqua, Victoria // Contrib. Mineral. Petrol., 1980, v. 75, № 4, p. 353 367.

99. Crawford A.J., Cameron A.E. Petrology and geochemistry of Cambrian boninites and low-Ti andesites from Heathcote, Victoria // Contrib. Mineral, and Petrol., 1985, v. 91 № 1, p. 93 104.

100. Crawford A.J., Fallon T.J., Green D.H. Classification, petrogenesis and tectonic setting of boninites // A.J. Crawford (Ed), Boninites. Unwin Hyman, London, 1989. P. 2-44.

101. Dalwitz W.B.,een D.H., Thompson J.E. Clinoenstatite in a volcanic rock from the Cape Vegel area P // J. Petrol., 1966, v. 7, № 3, p. 375 403.

102. Defant M.J., Drummond M.S. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere // Nature. 1990. V. 347. P. 662 665.

103. Deschamps A., Lallemand S. Geodynamic setting of Izu-Bonin-Mariana boninites/ R. Larter, P.T. Leat (eds). Inta-oceanic subduction systems: Tectonic and magmatic processes // Jour. Geol. Soc. London. Spec. Publ. V. 219. 2003. P. 163 — 185.

104. Dostal J., To L., Phtiades A., Capedri S. Geochemistry and petrogenesis of Tethyan ofiolites from Northen Argolis (Peloponnesua, Greece) // Tur. J. Miner., 1991, v. 13, №1, p. 105-121.

105. Duncan R.A., Green D.H. Role of multistage melting in the formation of oceanic crust // Geology. 1980. V. 8. P. 22 26.

106. Duncan R.A., Green D.H. The genesis of refractory melts in the formation of oceanic crust // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 96. P. 326 342.

107. Feduik F. Priscan boninite metavolcanics in the Bogemian massiv, Chechoslovakia // Ofioliti, 1991, v. 6, № 2, p. 127 128.

108. Furnes H., Pen R.B., Hetrogen J., Albrektsen B.A. Magma develohment of the Leka Ofiolite Con central Norwegian Caledonides // Lithos, 1991,v. 27, № 4, p. 259-277.

109. Gelinas L., Mellinger M., Trudel P. Archean mafic metavolcanics from the Rouyn Noranda district, Abitibiti greenstone belt, Quebec. 1. Mobility of the major elements // Can. Earth Sci., 1982. V.19. D.2258 - 2275.

110. Gill J.B. Early geochemical evolution of an oceanic island arc and backarc: Fiji and South Fiji Basin // Jour. Geol. 1987. V. 95. P. 589-615.

111. Harper G.D. The Josephine Ophiolite, northwestern California // Geol. Soc Am. Bull. 1984. V. 95. P. 1009-1026.

112. Hashimoto Y., Kimura G., Underplating process from melange formation to dup; exing: example from the Cretacious Shimanto belt, Kii Peninsula, southwest Japan. Tectonics, 1999, v 18., no. 1, p. 92 107.

113. Hickey R.L., Frey F.A. Geochemical characteristics of boninite series volcanics: Implications for their source // Geoch. Cosmoch. Acta 1982. V.46. P. 20992115.

114. Irvine T.N., Baragar W.R. A quide to thechemical classification of the common volcanic rocks. Can.J.Sci., 1971,N 8, p.523 - 548.

115. Ishikawa T., Nagaishi K., Umino S. Boninitic volcanism in the Oman ophiolite: Implications for thermal condition during transition from spreading ridge to arc // Geology. 2002. V. 30. P. 899-902.

116. Kay P.W., Senechal P.G. // J.Geophys. Res. 1976. V. 8. № 5. P. 964.

117. Natland J.H., Tarney J. Petrologic evolutionof the Mariana arc back-arc system - A syntesis of drilling results in the South Philippine sea // Initial Report of DSDP, 1980. V. 60. P. 877 - 908.

118. Nicolas A. Structures of Ophiolites and Dynamics of Oceanic Lithosphere. Kluwer Academic Publisher, Dordercht / Boston / London. 1989. 342 p.

119. Ohnenstetter D. and Ohnenstetter M., Le puzzle ophiolitique corse un bel exemple de paleodorsale oceanique. These de spécialité, Nancy, 1975. 417 p.

120. Palacz Z.A., Saunders A.D. Coupled trace element and isotope enrichment in the Cook Austral - Samoa islands, Southwest Pacific // Earth Planet. Sci. Lett. 1986. V. 79. D. 270 - 280.

121. Peacock S.M. Fluid processes in subduction zones // Science. 1990. V. 248. P. 329-337.

122. Pearce J.A. Statistical analysis of major element patterns in basalts // J. Petrol. 1976. V. 17. D. 15-43.

123. Pearce J.A. Subduction zone ophiolites / Y. Dylek, S. Newcomb (Eds), Ophiolite concept and the Evolution of Geological Thought // GSA. Spec. Pap. 2003. V. 373. P. 269-294.

124. Pearce J.A., Lippard S.J., Roberts S. Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites / B.P. Kokelaar and M.F. Howells (Eds). // Geol. Soc. Lond. Spec. Publ. 1984. V. 16. P. 77-94.

125. Quick J.E. Geology and origin of the Late Proterozoic Darb Zubaydan ophiolite (Saudi Arabia) // Geologic. Soc. Americ. Bull. 1990 V. 102. B. 465 478.

126. Preliminary Report of the Hakuno Maru cruise KH 84 1 / Ed. K. Kobayashi. Tokyo, Univ. press., 1985

127. Rapp R.P., Watson E.B. Dehydration melting of metabasalt at 8-32 kbar: implications for continental growth and crust-mantle recycling // J. Petrol. 1995. V. 36. P. 891-931.

128. Reyerson F.J., Watson E.B. Rutile saturation in magmas: implications for Ti -Nb Ta deputation in island - arc basalts // Earth Planet. Sci. Lett. 1987. V. 86. D. 225 - 239.

129. Rollinson H.R. Using of geochemical data: evaluation, presentarion, interpretation NY: London Group UK Ltd., 1993,352 p.

130. Sameshima T.,ris J.C., Black P.M., Heming R.F. Clinoenstatite bearing lava from Nepoui, New Caledonia Amer. Mineral., 1983,v. 68, № 11/12, p. 1076 1082.

131. Sharaskin A. Ya., Dobretsov N.L., Sobolev N.V. In: Proc. Int. Opiolite Symp. Cyprus, 1979, Nicosia, 1980, p. 473.

132. Sharaskin A. Ya., Pustchin I.K., Zlobin S.K., Kolosov G.M. Two ophiolite sequences in basement of nothern Tonga arc // Ofioliti. 1983. N8. V.3. D. 411 430.

133. Shervais J.W. Ti-V plots and petrogenesis of modern and ophiolitic lavas. Earth Planet. Sci. Lett. 1982. V. 59. V. 101-118.

134. Shirari K., KurodaNJ. Geogr.(Tokyo), 1977,v 86, №3, p.550

135. Sklyarov E.V., Simonov V.A. Buslov M.M. Ophiolites of the Southern Siberia and Nothern Mongolia // Reconstruction of the Paleo-Asian octan. Netherlands: VCP Internetional Science Publishers. 1994. P. 85 98.

136. Sobolev A.V., Danyushevsky L.V. Petrology and geochemistry of boninites from the north termination of the Tonga trench: constraints on the generation conditions of primary high-Ca boninite magmas // Jour. Petrol.1994. V. 35. P. 11831211.

137. Stolz A.J., Varne R., Davies G.R., Wheller G.E., Foden J.D. Magma source components in an arc continent collision zone: the Flores - Lembata sector, Sunda arc, Indonesia // Contrib. Mineral. Petrol. 1990. V.105. D. 585 - 601.

138. Sun S.-S., Nesbitt R.W. Geochemical regularities and genetic significance of ophiolitic basalts // Geology. 1978. V. 6. P. 689-693.

139. Tatsumi Y. Migration of fluid phases and genesis of basalt magmas in subduction zones // J. Geophys. Res. 1989. V. 94. P. 4697 4707.

140. Thompson A. B. Water in the Earth's upper mantle // Nature. 1992. V. 358. P. 295 302.

141. Thy P. On the re of the Troodos Boninites, Cyprus // Ofioliti, 1984, v. 9, № 3, p. 555-568.

142. Weaver B.L. The origin of ocean island basalt end-member compositions: trace element and isotope constraints // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. V. 104. P. 381 -397.

143. Zhang Qi. A preliminary study of the geochemistry and origin of boninites amd boninite basaltes // Geochimic 1990, p.207 215.

144. Zonenshain L.P., Kuzmin M.I. The Khan-Taishir ophiolitic complex, origin and comparison with other ophiolitic complexes // Contrib. Mineral. Petrol., 1978. V. 67. P. 95 109.