Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Метаморфизм океанической коры

ВАК РФ 04.00.10, Геология океанов и морей

Автореферат диссертации по теме "Метаморфизм океанической коры"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

На правах рукописи

СИЛАНТЬЕВ Сергей Александрович

УДК 551.214+552.4(260)

МЕТАМОРФИЗМ ОКЕАНИЧЕСКОЙ КОРЫ

Специальность 04.00.10 - геология океанов и морей

АВТОРЕФЕРАТ

Диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогнческих наук

Москва - 1994г.

Гавота выполнена в Ордена Ленина и Ордена Октябрьской Революции Институте Геохимии и Аналитической химии им. В.И.Вернадского Российской Академии Наук

Официальные оппоненты :

доктор геолого-минералогических наук

С.П.Кориковский (ИГЕМ РАН) доктор гелого-минералогических наук

Б.Г.Лутц (ИФЗ РАН) доктор геолого-минералогических наук

А.С.Перфильев (ГИН РАН)

Ведущая организация: Институт Литосферы РАН

он 1436

Защита состоится ноября 199йг., в1 _часов

на заседании специализированного совета Д.002.51.02 по защите диссертаций на соискание ученой степени доктора геопого-минералогических наук при Геологическом Институте РАН. Адрес: Москва. Ж-17, Пыжевский пер, д.7

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологической литературы Секции наук о Земле по адресу: Москва, Сгаромонетны.Ч пер. д. 35

14

Автореферат разослан " " " октября 1994г.

Ученый секретарь

специализированного совета. [ с—' кандидат г. -м. наук д. д, пейве

Введение

По общепринятой точке зрения океаническая кора является наиболее примитивным типом земной коры и сохраняла ьтот образ на протяжении всей геологической истории развития Земли. Геохимические характеристи ки эффузивных и плутонических пород, слагающих современную океаническую кору представляют собой своеобразную исходную точку в многочисленных моделях, рассматривающих проблемы вещественной эволюции земной коры и Земли, как планетарного тела, в целом. В соответствии с этим, метаморфизм. свойственный современной океанической коре, может считаться наиболее примитивным типом метаморфизма в классификации процессов метаморфического перерождения земной коры, который знаменует начало метаморфической истории коровых оболочек Земли.Метаморфизм океанической коры обладает рядом специфических признаков, резко отличающих его от метаморфизма, характерного для областей развития корн континентального или переходного типов. Эти отличия проявляются прежде всего в физико-химических параметрах метаморфизма и в его геохимичееих трендах.

Уже в работах А.Мияширо (1971) и А.А. Маракушева (1973) отмечалось. что метаморфизм океанической коры должен рассматриваться в эволюционном ряду типов метаморфизма, связанных с различными геодинамическими режимами развития земной коры и проявленных "вдоль поясов, где плиты создаются и исчезапт, то есть вдоль срединно-океанических хребтов и орогенных поясов". Продукты метаморфизма, характерного для океанических бассейнов, развиты по субстрату океанической коры: бдзаль-тоидам. разнообразным габброидам и гипербазитам, в то время как для метаморфических пород зон перехода океан-континент свойственен более широкий спектр составов нротолита. включающий все разновидности пород', распространенных здесь. Вещественное разнообразие продуктов метаморфизма проявлено также в разновозрастных офиолитах и ассоциирующих с ними базалышх метаморфических комлексах, называемых часто метаморфическими подошвами ("metarnorphlc soles").Условия метаморфизма офиолнто-вых комплексов и ассоциирующих с ними вмещающих пород часто являются единственным надежным индикатором геодинамнческого режима, сопутствовавшего заключительным этапам существования океанического бассейна.

Изучение метаморфизма океанической коры и ее налеооналогов нодра зумевает следующие основополагающие подходы к этой проблеме: 1)цртро лого-геохимическое исследование каменного мат^риалч, получишого r ptí-зультатм драгиринаний и бурения океанического ложч. и го'/рчинщ-о р об

л-чстя" |)ч!ч1р"0тр.'|||е|1|1я '¡фичлитовых kiimi|m«'|ri'('|(; ;') чь ii' рим» 4! м! м>>

делирование процессов метаморфизма и 3)моделирование метаморфизма о анической коры с помощью термодинамических расчетов. Очевидно, что п вый подход является приоритетным, поскольку с его помощью добываю данные, которые служат реперами как для расчетных, так и для экспе ментальных моделей. Наиболее низкотемпературные океанические мета Мальты били детально изучены В. Б.Курносовым (1986). который конста ровал. что эти породы формируются вследствие взаимодействия базаль вого протолита с "разогретой морской водой".Мелсон и Ван Андел (196 а также Мияширо и Сидо (1969) показали, что метабазиты цеолитовой зеленосланцевой фаций являются обычными составными частями разр океанической коры в срединно-океанических хребтах (СОХ).Данные глу ководного бурения в рамках DSDP. а позже - 0DP, подтвердили справел вость этих представлений. Открытие действующих гидротермальных источ ков на морском дне в районе 12" с.ш. Восточно -Тихоокеанского Подня (Heklnlan et al..1985) послужило мощным стимулом к изучению процес минерального и химического преобразования базальтового субстрата of ¡шческих областей, связанных с современными гидротермальными систе ми.Большее значение для реконструирования минералого-геохимичес особенностей процесса взаимодействия гидротермального раствора с •зальтами СОХ имели работы Моттла (1983) и Хамфрис с Томпсоном. (191 которые рассмотрели зависимости, существующие между параметрами сос ва породообразующих минералов и пород и температурой раствора, а те величиной отношения масс раствор/порода.Геохимические исследования том числе изотопного состава Sr и Н), подтвердили проникновение рг поров морского происхождения до подошвы 2-го слоя океанической I (Alt et al, 1986;Kawahata et al.. 1987), a также участие их в низкот пературном метаморфизме эффузивов офиолитовых комплексов (Spooner al. ,1977.Stakes et al. ,1981, Glllls, Robinson, 1988). значительно M( me данных имеется по метаморфическим породам 3-го слоя океаниче< корн; они сконцентрированы в работах Аументо (1969). Канна (1969). натти (1975).Мевель(1984). Кэлли с Делани (1987) и Вэнко (1988).В I недних двух работах приводятся сведения по составам флюидных включ< в мчтаморФогениых минералах, свидетельствующие о морской природе ф< па, участвовавшего в процессе высокотемпературного метаморфизма ис; ннх пород. Для метаплутонических пород из офиолитовых комплексов по, ного рода данные были получены Грегори и Тэйлором (1981).В наимен! ' 1 рцйли в настоящее время охарактеризованы океанические метапшерб. in.lb псех ппрод, слагающих океаническую кору именно гипербазиты i

вержены наиболее полному метаморфическому перерождению, соответствуй щему широкому интервалу температур. Б.А.Базылев(1989), используя прин цик Фазового соответствия, продемонстрировал, что эти породы, помин, низкотемпературных процессов серпентинизации, подвергались также cpejn не- и высокотемпературному метаморфизму во внутрикоровых условиях. 1 многочисленных экспериментальных работах, посвященных моделирование процессов собственно океанического метаморфизма, рассматривалась, главным образом, система базальт-морская вода (Hajash 1915, Seyfrl-ed,Bischoff,1981, и др. ) и, гораздо реже, системы, включающие более глубинные породы, например, гипербазиты (Janecky,Seyfrled.1S86)..Метол математического моделирования процесса взаимодействия океанических ба зальтов с гидротермальным раствором морского происхождения использовали Д.В.Гричук с соавторами (1983), изучившие зависимость фазового и химического составов океанических метабазальтов от температуры и вели чины отношения масс раствор/порода.

Одной из дискуссионных тем в морской геологии является вопрос о тектонической позиции в современных океанических бассейнах Фрагментов континентальной или древней океанической коры, которые, по существующим данным, присутствуют во всех геоструктурных зонах МироЕого океана. До настоящего времени не било предложено ни одного непротиворечиво го механизма, объясняющего присутствие пород такого типа в центральных частях океанических акваторий, вне областей распространения ледового транспорта.

Особенности термодинамического режима метаморфизма в активных зо нах перехода океан-континент обсуждены в обобщающих работах Мияширо (1973) и Колмана (1977).Синтез существующих термодинамических данных для породообразующих минералов метабазитов и метагипербазнтов позволил Делани и Хелгесону (1978) представить модель метаморфического перерождения океанической коры в зоне субдукции для широкого диапазона темпе ратур и давлений.

Метаморфические комплексы, ассоциирующие с офиолитами и часто образующие метаморфические ореолы, расположенные в подошве пфиолитовнх пластин, являются характерными образованиями для областей проявления надвнговых тектонических процессов, сопрояженных с крупномасштабным перемещением покровов, которое, по общепринятой точке зрения, происходит во время коллизии океанических бассейнов Обычно, aiи метнморФи ческпе комплексы образуют отдельные дезинтегрированные тектонически»-блоки метаморфитов. ассоциирующие с тигишизириннннмми чеччни терпен

гинитов н еулканогенно-осадочными образованиями.В этой связи большую ценность представляют результаты изучения тектонически ненарушенны) зональных метаморфических ореолов, приведенные, например, в работа) Джемисона (1981)- офиолиты Пью-Фаундленда; Гента и Стаута (1981) ■ офиолиты Омана; и Трелура с коллегами (1900)- юго-западная Шотландия. Характерной особенностью палеоколлизионных зон является присутствие здесь, наряду с умеренно -высокобарическими метаморфическим комплексами, метаморфических коросых образований, сформированных npi исключительно высоких давлениях и являющихся, возможно, единственны] свидетелем субдукционного метаморфизма:комплекс Дора Майра , Западны! Альпы (Sliopln, 1984).

Автор с 1975г. начал изучение разнообразных проявлений метаморфизма в породах океанической коры, которое проводилось сначала в институте Океанологии АН СССР, а с 1981г. - в ГЕОХИ АН СССР. Помимо собс-гвенно океанических объектов, сфера интересов автора включала метаморфические породы, ассоциирующие о офиолитовыми комплексами Малого КаВ' каза, юго-западного Кипра и Сирии, в исследовании которых автор прини мал непосредственное участие.

Актуальность теми. В настоящее время остро ощущается необходи мость разработки петролого-геохимических критериев, которые позволил; бы надежно идентифицировать продукты океанического метаморфизма в раз личных геодинамических обстановках. Такие критерии имеют важное значе иле не только для палеогеодинамических реконструкций, но и при прогно зе и поисках полиметаллических рудных месторождений, связанных с оке аническим метаморфизмом.Применение актуалистического подхода подразу меваот также использование этих критериев в расшифровке формированы пфиолптов фанерозоя и ассоциирующих с ними метаморфических комплексов

Цель работы.. Целью проводившихся автором исследований служило вы явление снс-'цифических петролого-геохимических черт океанического мета морфизча ( в полном объеме геотогического разреза океанической коры) разработка критериев, позволяющих идентифицировать его продукты в раз нообраздых геодинамических обстановках: современных океанических бас оеПмах (срединно-океанические хребты, трансформные разломы, асейсмич uue поднятия), современных зонах перехода океан-континент и в палео г'мпшионных зонах. В этом контексте автору необходимо было решить еле uvwiiue задачи:

1 определение специфических особенностей минерального состава n>Ftn породообразующих минералов океанических метабазитов и метаги

пербазитов.

2)0пределение Р-Т условий метаморфизма и характерных для него трендов во всем обьеме разреза современной океанической коры.

3)Выявление основных тенденций в изменении вещественного состава пород океанической коры при их метаморфизме.

4)Выяснение природы метаморфизующего флюида и особенностей флюид ного режима в метаморфизме пород океанского субстрата.

5) Сопоставление условий метаморфизма и его геохимических трендов. характерных для современных океанических бассейнов, с таковыми в современных зонах перехода океан-континент активного типа.

6) Сравнение параметров и геохимических трендов метаморфических процессов, проявленных в офиолитах и в ассоциирующих с ними базальных метаморфических комплексах из палеоколлизионных зон.

Научная новизна и значимость.Предлагаемая к защите работа является первым обобщающим исследованием океанического метаморфизма как геологического феномена, в котором раскрыты специфические петролого-гео-химические черты этого процесса.

Выявлены основные тенденции в изменении минерального и химического состава пород океанского субстрата при их метаморфизме.

Создана первая полная Р-Т схема условий метаморфизма для всей со-эокупности пород океанической коры.

Установлено участие гидротермальных растворов морского происхож-1ения в метаморфизме наиболее глубинных пород океанической коры.

Реконструирована картина эволюции термодинамического режима мета-шорфизма океанической коры, сопутствующего замыканию восточно-среди-(емноморского сегмента палеоокеана Тетис.

Приведенные в работе многочисленные новые данные по составим по-юдообразующих минералов и пород -существенно пополняют мировой банк йнных о вещественном составе пород океанского субстрата.

Практическая ценность работы. Результаты проведенных исследований югут служить основой для: 1)реконструкций геодинамических режимов нормирования разнообразных метаморфических комплексов Фанерозоя; )прогноза полиметаллических рудопроявлений в современных океанических ассеПнах и в офиолитовых комплексах; 3)интерпретацин геофизических ¡лших о глубинном строении океанической корн.

АнрчОаиид работы. Материалы диссертационной работы докналнтлш:!, а I. И и III Съездах советских океанологов (1977 1°Н7 гг.), на тг.ч аниях рабочих групп "Геохимия" и "Петрология" при Коииооци но проблн

мам Мирового океана Президиума РАН (1980-1992), на международных сс щаниях: "Строение и динамика переходных зон" (1983), "Тектонике и (Мемороиальный симпозиум памяти Л.П.Зоненшайна)" (1993).Автор докла вал также материалы диссертации на научных сессиях, проходивших 1987-1990гг. В ИГЕМ РАН, ГИН РАН, НО РАН И ГЕОХИ РАН, а в 1993г. Ежемесячном Объединенном Семинаре Департамента Наук о Земле, Хьюсто кий Университет. США.

Состав и структура работы. Диссертация состоит из введения, глав, заключения и списка литературы из 251 названий.Она включает стр. текста, 137 стр. приложений в виде 77 таблиц и 103 рисунка.

Методологической основой проведенного исследования являлся па генетический анализ сосуществующих минералов, а также геохимичес методы, направленные на выявление трендов метаморфизма и реконструк. составов пород дометаморфического субстрата. Составы породообразую! минералов изучались, в ГЕОХИ РАН. главным образом, с помощью микроз' дового анализатора САМЕСА, а разнообразных пород - методами рент) но-флуоресцентного анализа (главные элементы), атомной абсорбции (р< кие элементы), нейтронно-активационного анализа, атомной змиссиош спектроскопии с индукционно-связанной плазмой (РЗЭ) и спектра, но-эмиссионного метода (редкие элементы).В специально отобранных 1 разцах пород и минералов определялся также изотопный состав некото] элементов.

Автор искренне признателен Л.В.Дмитриеву за его постоянную пс держку исследований по проблеме метаморфизма океанической коры и иалеоаналогов, которые проводятся в ГЕОХИ АН СССР с 1981г.Решаюс влияние на выбор идеологии, которой следовал автор, оказали А.А.Маг кушев и С. П. Кориковский. чьи фундаментальные исследования по фациа; ной систематике метабазитов и метапелитов предоставили необходимую ; изучения эволюции метаморфизма различных коровых объектов систему ь ординат.Автор с благодарностью вспоминает В.М.Лаврова, который мне лет на?ад ввел его в мир морской геологии. Автор также глубоко благо;, рен за полезные дискуссии, сотрудничество и дружескую помощь в экол линиях Г. С.Закариадзе. Л.П.ПлюснииоЙ.Б. А.Базылеву.Р.Магакяну.С.К.З!] Гтну, М. В. Мироненко, А. В. Соболеву, К). А.Шуколюкову. С.Ф. Карпелк о, Г. Когдшювекому, Ю. А.Коотицнну. С.Д.Минееву. Дж.Ф.Кэйси (Хьшотонск У1Ш1н>|к:итйт,США),К. Д.Клитгорду (Геологическая Служба США). Г.Дж.Р.Д ку (ВОН, !?ШЛ).Н. М. Сугаевской, 0. И. Цамерян. Е. Н,Патрикеевой и С. л. Им ноной, 0('!>бп призпателпн актор II 11 Нсшонког.ой, Г. М. Колесо! у, М', р

патовой. Ж.М.Гриневской и Н.В.Соловьевой за многолетнее сотрудничест во, в результате которого стали возможными многие из выводов, полученных в этой работе.

1.Метаморфизм в современных океанических бассейнах Существующие данные по петрологии и геохимии метаморфических пород. собранных в современных океанических бассейнах, позволяют выделить три доминирующих типа океанического метаморфизма: 1)метаморфизм, характерный для приосевых зон срединно-океанических хребтов (СОХ) и связанный с деятельностью нисходящих ветвей гидротермальных систем (НВГС);2)метаморфизм в трансформных разломах (TP) ; и 3)локально проявленный контактовый метаморфизм, признаки которого фиксируются как в СОХ, так и в ТР.Различия между метаморфизмом СОХ и метаморфизмом TP, как будет показано ниже, заключаются, главным образом, в присутствии в продуктах последнего широко проявленных признаков полного структурного и минерального перерождения исходных пород, в целом, нехарактерных для осевых зон СОХ.С другой стороны, метаморфизму СОХ свойственен "пятнистый" характер, заключающийся в хорошей сохранности в метаморфизованных породах первичных структур и минералов, часто наблюдаемой в отдельно взятом образце.Проявления указанных типов метаморфизма фиксируются во всех разновидностях кристаллических пород, слагающих океанический фундамент: базальтах, долеритах. габброидах и гипербазитах.Обсуждение конкретных примеров проявлений метаморфизма в океанической коре по-зно начать с короткого обзора основных тенденций в изменениях химического и минерального состава пород океанского субстрата при их метаморфизме. Базальтовый слой океанической коры t пределах СОХ и абиссальных котловин сложен толеитами семейства HORB, в различной степени обогащенными ЛРЗЭ и некогерентными элементами (N,Т и Е-типы HORB), с другой стороны в районах горячих точек и океанических островов распространены,, главным образом, представители обогащенных MORB и вулканиты с щелочной специализацией.Вместе с тем, существующие данные Позволяют считать, что для всех этих пород, несмотря на их геохимичес-ке отличия, характерны общие тренды изменения исходного состаьа при метаморфизме. Одним из наиболее ярких трендов океанической; метаморфизма о.чзальтипдчн является "спилитовый" (вынос Cat), привноо ПагО), K'.'iu|,iiii в ранних .работах (Caan 1'J78. Силантьев, 197b) считался едино тинным |!|»дик'«'п;рШ1м I>i■ химическим трендом океанического нитаморфиз-м.1 Хчраки-р i.-onpUfHüM.-: ьариашш еидер:г. ший Пи.,,О, Кг0 и Паи. определи -л.шш^в',» ч енлишию измгн'-ния исходного • •оотава бчзалыпн qie •

динно-океанических хребтов, позволяет использовать величину отношен (На20+Кг0)/Са0. как возможный дискриминационный параметр для разде.1 ния неизмененных базальтов семейства M0RB (< 0.32) и их метаморфичс ких аналогов О 0.32).Накопление значительного объема аналитичес! данных значительно расширило рамки представлений о балансе вещей при метаморфизме пород 2-го слоя.Было установлено (Силантьев,Дмитр ев,1987), что помимо спилитовой тенденции метаморфизму океаничеы базальтов свойствены также следующие геохимические тренды мегамсрф! ма:на фоне выноса СаО. привнос-HgO и BtjHoc-Na20.K20,Fe0, и S102, кот рые, как будет показано ниже, идентичны тенденциям в изменении состг базальтов в зонах НВГС. С другой стороны, результаты обработки зна* тельного объема данных по составам океанских базальтов и метабазалы (100 полн.снл.ан.) позволяют допускать инертное поведение при метане физме Т102, Р205 и, в некоторых случаях А1г03.

Океанические габброиды. являясь плутоническими аналогами толем вых базальтов, в силу процессов внутрикамерного фракционирования, ( наруживают гораздо более широкий спектр исходных составов, чем поре 2-го слоя.Наиболее ярко признаки фракционной кристаллизации проявл< в широком распространении в СОХ и TP Fe-Ti -габбро, в которых содерз ние Т102, по нашим данным, достигает 12мас% .По характеру измене} первичного состава при метаморфизме можно выделить три типа океанич< ких метагаббро: 1)испытавших изменения, отвечающие "сиилитовому тр< ду" - привнос Na20 и вынос СаО; 2)подвергавшимся изменениям, связан! с привносом железа и выносом S102. Na20 и Cao (редкий тип, опи< только в Срединно-Атлантическом хребте (Mlyashlro et al.1979,Силант! и др.. 1989); и 3)метаморфизованным в условиях, близких к изохимич< ким.Следует заметить, что некоторые геохимические тренды Фракциош кристаллизации совпадают с метаморфогенными трендами изменения сос вов океанических базитов, однако, характер корреляций между содержа! ями инертных и подвижных при метаморфизме компонентов позволяют раз, лить эти две группы трендов (Силантьев и др.,1990). Минералогичеа особенности океанических метабазальтов и метагаббро обнаруживают i неотно" сходство, определяемое базитовым составом субстрата. Метамор' генные фазы представлены плагиоклазом(Ап*0-30Ж), хло| то«(Хм-0.яо-0.вЗ. характеризуется составами, варьирующими в ряду к. нпхлор-ят^ит-лШчт). эпилоТРМ(РегО,/Кг03М]г03-=0, 00-0.35). uomuv ччФиболом (актинолитом. Al-актинслитим. роговой обманкой), сфмг

ППЫППпМ. РЕДКИМИ ТЯЛЬКОМ И .'¿НТОфИЛЛИГОМ. 1'лар|!№-) минермг,!.-глч; V

различия между метабазальтами и метагабброидами заключаются в присутствии в последних более высокотемпературных фаз: роговой обманки, плагиоклаза. близкого к олигоклазу и эпидота с сильно варьирующей железис-тостью. Наряду с этим, примечательной особенностью океанических мета-габбро (и метадолеритов из дайкового комплекса СОХ) является развитие в них более низкотемпературного парагенезиса:актинолит+альбит, который обычно находится в регрессивных соотношениях с олигоклаз-роговообман-ковой ассоциацией; метабазальтам подобная последовательность развития вторичных минералов не свойствена.Установленные высокие концентрации С1 в анионной группе амфиболов из океанских метабазитов позволили предположить определяющую роль в метаморфизме океанского субстрата флюида морского происхождения (Силантьев и др., 1987, Vanko,1988).Примечательно, что эта геохимическая особенность амфиболов из океанских метабазитов отличает их от амфиболов метабазитов, сформированных вне океанических областей. Статистический анализ большой выборки данных по составу амфиболов из океанских метабазальтов и метагаббро (около ЗООан.) показал, что между содержаниями CL и А1203 в них существует положительная корреляция, чем объясняется как правило низкое содержание С1 в актинолитах (редко выше 0.1мас%). Привлекая экспериментальные данные по зависимости железистости амфибола и хлорита из метатолеитов от величины отношения КЛ?(вода/лорода)(Mottl.1983) и содержания в амфиболе А1203 от температуры (Плюснина,1983), можно интерпретировать вариации реальных составов амфибола и хлорита из океанических метабазитов как следствие различной глубинности (или температуры и величины отношения W/R) протекания метаморфических процессов в океанической коре. Отмечаемые во многих океанских метабазитах признаки положительной корреляции между содержаниями железа и хлора в амфиболах, очевидно отражают эволюцию состава флюида, реагирующего с породами субстрата. Ам-Фибол-плагиоклазовое равновесие. 'по-видимому, является единственным относительно надежным репером Р-Т условий среднетемпературного метаморфизма толеитового субстрата (Плюснина,1983,Силантьев и др.,1987), поэтому в настоящей работе для оценки условий метаморфизма океанских базитов использовался экспериметнальный амфибол-плагиоклазовый геотер-мобарометр Л.П.Плюсниной (1983) или особенности колебаний состава ам-Фнбола в метатолеитах в зависимости от температуры и давления, изученные тем же автором.

В океанических гииербазитах, также как и в габброидах. фиксируются признаки коровоги метаморфизма, соогветствуещего широкому темпера-

туриому интервалу.В наиболее высокотемпературных присутствуют хлор! тальк, антофиллит и тремолит, а также отмечаются закономерные измек ния составов первичных фаз:ортопироксена-потеря СаО и А1г03 и шпине -снижение глиноземистости и увеличение железистости (Базылев,Силам ев, Кононкова,1990).Этому уровню метаморфизма свойственен вынос из i пербазитов СаО, привнос S102, а в безплагиоклазовых разностях поро; Ма20.Наиболее поздний и широко проявленный процесс метаморфическс перерождения океанских гипербазитов связан с их серпентинизацией.Сре океанических серпентинитов выделяются два типа - "зеленые" (сформир ваны на раннем этапе серпентинизации) и "бесцветные"(соответствз позднему этапу серпентинизации); первые сложены зеленым петельчат серпентиииом, серпофитом и подчиненным магнетитом, а вторые - глав! образом, бесцветным серпентином с пониженной железистостью, гематит и магнетитом;зеленые серпентины отличаются от бесцветных также высо! содержанием С1 в анионной группе (до 0.7мас.%). Образование "зелень серпентинитов сопровождается привносом в породы S102, ■ и вынос СаО. оценка температурного режима метаморфизма океанических гиперба; тов (среднетемпературная область) стала возможной лишь в последа время, благодаря появлению шпинелид-хлорит-оливинового геотермоме-(Базылев. 1989).определение температурных условий серпентинизации ci зано с большими трудностями из-за отсутствия соответствующих минера! гических термометров, однако, определенные перспективы в этом напрг легаш, как будет показано ниже, открывает метод термодинамического i делирования.

Рассмотрим конкретные примеры проявлений метаморфизма в nopoj 2-го и 3-го слоев океанической коры в СОХ, TP и асейсмичных хребта; поднятиях (АП),

1,1.Срединно-океанические хребты-и трансФормные разломы,_В гл) приводятся результаты детального петролого-геохимического исследовш метаморфических пород срединно-Атлантического хребта (САХ), xpei Карлсберг (Индийский океан) и зон пересечения с САХ трансформных pi ломов Океанограф, ХэЯс, Атлантис, 15®20, а также TP Хейзеи с Bocti но-Тихоокеанским Поднятием (ВТП).

TP Хэйс. В этом мало изученном трансформном разломе были иесле, ванн метаморФитн 2--го и 3-го слоев, драгированные из офсетной ма разлома на ее восточном (33°34' с. ш. ,3743' з. д.) и западном (33°: с. ш., гшп54' з. д.) пересечении с САХ.

(to по*4точном фланге рФортиой зоны обнаружены плутоиичеокио и

- u -

вулканические породы, а также их брекчии. Характерной чертой полученного при драгировании материала является сохранность во многих обломках резкого контакта между габбро и долеритаыи. К этим контактам приурочены узкие зоны развития слабой полосчатости в габброидах. Литоклас-тические брекчии состоят как из обломков габброидов. так и долеритов. причем нередко мелкие фрагменты долеритов помещены в матрицу, сложенную милонитизированными габброидами. Габброиды по минералогическим и структурным признакам можно подразделить на три главные группы : 1) микрогаббро; 2) изотропное габбро и 3) пегматоидные габбро и габбро-анортозиты. Во всех перечисленных типах пород фиксируются признаки метаморфизма, проявленные в их минеральном составе: актино-лит(А1г03'2.30-7мас%).роговая обманка (А1203>8мас35), олигоклаз (Ап%=17 и 27). хлорит; из первичных фаз сохранены плагиоклаз (АпХ=59-79) и кли-нопироксен.В изученных габброидах отмечается характерное совмещение милонитовой и реликтовой габбровой или кумулятивной структур. Долериты сильно варьируют по зернистости и в одних случаях могут рассматриваться как долерито-базальты . в других- как типичные долериты.Как и габброиды. долериты амФиболизированн и состоят из плагиоклаза, реликтового (Ап%*59) и метаморфического(Ап%=26), актинолита (А1203=2.0-7.7мас %). роговой обманки(А1203=9.32мас%), хлорита и реликтовых пироксена и шпинели. В струкуурном плане долериты представлены офитовыми, субофитовыми и интерсертальными разностями. В отличие от габброидов. в доле-ритах , признаков стрессового воздействия не отмечено. Единичные фрагменты базальтоидов. обнаруженных на восточном фланге офсета TP Хэйс, представлены плагиофировыми базальтами, в которых матрица замещена хлирит-актинолитовым агрегатом.Условия метаморфизма, оцененные указанным выше методом, составили для метагабброидов: Т=450°-520°С и 540° -570°С. а для метадолеритов;Т=520°С и 550°-580°С;при Р (в обоих случаях) около 2кб. Содержания С1 в амфиболе как из метагаббро, так и из ме-тадолеритов коррелируются с вариациями содержания в нем A1Z03 и На20 таким образом, что наиболее высокотемпературным составам амФнбила соответствуют наибольшие содержания С1. Степень обогащенное™ метагабброидов: (La/Sm)n=1.74 хорошо согласуется с уровнем обогащенности ба-зальтиидов (обогащенный Т-тип HORB), характерным для соответствующего сегмента САХ. с другой стороны, по тому же параметру мегадолериты V tL:i/i'ni)„ «0.76) близки к обедненным базальтам H-M0RB. обнаруженным н •лом *<„• районе. Соитиеlemiio наблюдаемо« мпжду цтеш'ныи обогащенности iii^j'i<-HHiix метаи-счигш' и их негрихимичегкими хмр.игтгриошгами позволяет

предполагать изохимичность метаморфизма, которому подвергались эти 1 роды.

На западном пересечении САХ с офсетом ТР драгированы метаморфи' представленные амфиболитами и метагипербазитами. В некоторых образ! амфиболитов отчетливо выражена сланцеватая текстура, характерная } типичных роговообманковых сланцев: присутствуют также массивные р; ности. В изученных породах отмечается система ортогонально-ориенти] ванных прожилков светло-зеленого цвета; в ряде случаев на поверхно< отдельных образцов фиксируются образования типа зеркал сколы ния.Главным породообразующим минералам в амфиболитах является амфи< (в некоторых образцах - более 80% объема породы) . сильно варьирукн по составу (А1г03=1.85-15.05мас%), и демонстрирующий регрессивные < отношения в ряду:роговая обманка - А1-актинолит - актинолит, наблюдг мне во многих отдельно взятых образцах : амфибол, относящийся к жи. ному комплексу характеризуется более магнезиальным составом, по ср; нению с амфиболом из вмещающих пород (рис.1). то же можно сказать ! хлорите.Содержания хлора в амфиболе из изученных пород возрастает увеличением его глиноземистости и железистости. Вариации содержа! А1г03 в амфиболах позволяют наметить следующую температурную после, вательность метаморфической эволюции пород субстрата:630°-650° I 4кб).570°-600°С(Р 2кб) и 400°-500°С(Р около 2кб) (Рис. 1). причем, с: по экспериментальным данным (Плюспина, 1983), наиболее глиноземис составам амфибола соответствовали не только наибольшие температуры, и более высокие давления. Преобладающим типом метабазитов западна Фланга офсета ТР Хэйс являются относительно мелкозернистые амфибол) с гранобластовой структурой, которые по соотношению породообразую! минералов и по фазовому составу более всего напоминают в одних случ! продукты метаморфизма субвулканических пород, в других - пироксенит< Состав изученных амфиболитов (РеО*»17-21мас55, при Т102-0.16- О иас%:Бю2 -49-41масХ. при МбО»1Э.6-13.ОмасЖ; Шг0-1.22-1.Шо%, : Са0=12.80 -9.1маес%) указивает на аллохммический характер метаморфи пород субстрата, заключающийся в привносе железа и вын зю2. Пао. Маго. Величина (1л/&юи-отношения в амфиболитах (0.41-1. идентична этому параметру в базальтеидах 2-го слоя САХ на 33°-34°с.

Гилербазиты западного фланга офсета ТР Хэйо обнаруживают призн интенсивного рассланцевания и метаморфизма и представлены двумя гр тми пород. Породы первой группы имчют массивную или слабополосча текстуру и отчасти сохраняют типичную Форму будин, оталькованных с

А1203

Рис.1. Вариации состава амфибола в амфиболитах западного фланга офсета ТР Хэйс в зависимости от условий метаморфизма.

верхности.Наиболее измененные породы сложены тремолитом.хлоритом,таль ком и гранатом. Гранат присутствует в виде мелких бесцветных изомет ричных изотропных зерен и их скоплений в хлорите. Тальк развивается г прожилкам и в их зальбандах в виде агрегатов мелкочешуйчатых криста; лов. В ряде пород сохраняются тремолит-хлоритовые псевдоморфозы по га: роксенам и крупные зерна бурой просвечивающей шпинели, хотя во все породах отмечается замещение первичного хромшпинелида феррит-хромиток Количественные соотношения минералов в породах варьируют в широк! пределах - от тремолитита и тальк-тремолитового сланцев до гранат-тре молит-хлоритовых пород с небольшим количеством талька. Породи вторе группы имеют сланцеватую или полосчатую текстуру и, являясь матриц« для будин (породы 1-й группы), сложены тремолитом, тальком, хлоритом гранатом. В них, как и в породах первой группы, встречаются реликт первичного шпинелида.Гипербазиты обеих групп являются, по-видииом; интенсивно и неизохимически метаморфизованными мантийными реститогеш ыми породами ряда гарцбургит-лерцолит (Базылев. 1990).

Сопоставление данных по р-т режиму метаморфизма плутонических субвулкаиических пород TP Хэйс позволяют.заключить, что метаморфизм i его западном Фланге имел ярко выраженный ступенчатый характер и на H! чальном (высокотемпературном) этапе протекал в более глубинных услов] ях, чем иа восточном Фланге офсета и сопровождался взаимодействием и* ходшых пород с существенно метаморфиэованным флюидом морского прои! хождения (в равновесии с ним находился амфибол с наиболее высокими а держаниями Al203,Na20 и С1).По сравнению с амфиболами из метабазит восточного фланга офсета, амфиболы из амфиболитов западного фланга о наруживают более высокую железистость.Это обстоятельство указывает : иной состэе метаморфизующего флюида, а учитывая высокую магнезиал ность наиболее поздних жильных амфиболов в этих породах, на более ни кие величины отношения W/R при раннем высокотемпературном метаморфиз (последнее также иллюстрирует независимость железистости этих минер лов от состава вмещающих пород). Ассоциирующие с метабазитами метаг пербазиты, судя по их фазовому составу, также формировались при сре нетемпературном аллохимическом метаморфизме, возможно, соответствуют по времени тектоническому совмещению базитовой и гипербазитовой со тавных частей разреза океанической коры в условиях 3-го слоя.Метамо фическая эволюция восточного фланга офсета, по приведенным даннь заключалась во внедрении габброидов "верхних уровней", столь характе ннх для разрезов расслоенных комплексов океанической коры и офиолитс

в дайковий комплекс и в захвате ими ксенолитов долеритов;тектоннзиро-ванный разрез вслед за этим был подвергнут метаморфизму с участием морского флюида.В дальнейшем, произошло воздымание метагабброидов и ассоциирующих с ними метадолеритов к поверхности океанического дна (как и в случае метабазит-метагипербазитовой ассоциации пород западно- . го фланга) на фоне более низкотемпературных метамррфических превращений зеленосланцевой фации, а также брекчирования и деформации (рис.2).

ТР 15—20_^ Данные по метаморфизму для этого района Атлантики

представляют особый интерес, поскольку здесь зафиксирована крупнейшая геохимическая аномалия, проявленная в магматических образованиях 2-го слоя.Метабазиты и метагипербазиты присутствуют во всех тектоно-структурных элементах этого ТР: в прилегающих к офсету сегментах САХ, в бортах офсета, в поперечном хребте из офсетной зоны и в так называемых внешних и внутренних угловых поднятиях. В некоторых районах офсета ТР. а также в прилегающих к нему сегментах САХ фиксируются отчетливые признаки высокотемпературной перекристаллизации, приводящей к образованию в габброидах различного состава характерных для роговиков грану-литовой фации контактового.метаморфизма мозаичных структур. Соотношения необластового материала с крупными вкрапленниками кумулятивного происхождения, также как характерные соотношения между выделениями рудной фазы и силикатов, позволяют предполагать, что "гранулито-подобные" габброиды формировались в ходе термальной эволюции специфической магматической системы, подразумевающей взаимодействие наиболее поздних высокожелезистых и уже охлажденных порций расплава с ранее выделившимися силикатными фазами (система: "кристаллическая каша - расплав").В большей части габброидов ТР 15°20 наблюдаются признаки метаморфического перерождения.В одних случаях эти изменения исходных пород происходили . в условиях, близких к изохимическим, в других - с существенным привносом и выносом вещества. Почти во всех плутонических и метаплуто-нических породах, драгированных в разломной зоне 15°20 , Фиксируются признаки тектонических деформаций, причем они характерны не только для пород, драгированных в офсете разлома, но и для образований 3-го слоя, полученных из бортов рифтовой долины прилегающих сегментов САХ. Драгированные в ТР 15°20 гипербазиты часто обнаруживают проявления средне-температурного метаморфизма, нередко сопровождающиеся рассланцевани-ем.Однако такое структурное перерождение, как и в случае метагабброидов. не является характерным признаком метаморфизма мантийных пород в зоне трансформного разлома, но присуще также и метапшербазитам . об

Нки I !• 5

8

Ним

1 }

$

15

б Г-в Я

ю

II II

и

ПРЕДПОЛАГАЕМЫЕ ЭТАПЫ ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ ПОРОД 3-го С ЛОР В РАЗЛ0МН0И ЗОНЕ ХЭЙС

V Г V г V

г V г V V Г г

г г • г р

1 Г г

Г г Г г р

г г

г Г г

Г т Г

восточный Фланг оосета 1эз°3470(э7МЗ'у/)

Ш

гЕШ 3 пп

бЕЗЗ тЕЗ

¡>сз

иШ

западныйФЛ8МГ 0ФС.8ТЭ (зЭ,'Э9'Н,Зв''84,\*)

Гис.й. Связь процессов метаморфизма с тектонической эволюцией o^ анической коры в офсетной части РЗ Хэйс.1-пшиюу-базальт! 2-породы лайкового комплекса;3-габброиды расслоенного ко& лекса:4-мантийные гипербазити; 5-роговообманковие сланцы (амфиболиты); 6--локализапия проявлений метаморфизма; 7-сист на трещин; 8-лизъюнктивиые нарушения; 9-жилышй комплекс; 1( -присутствие в разрезе пород Я-го и З-гч» сейсмических слс проблематично.

лажающимся в бортах риФтовой долины. Особенности проявления низкотьы ■ пературной минерализации в гипербазитах этого района ТР 15°20 . также как изотопный состав углерода (£13С » -0.8 - -0.11 + 0.2% ) и. возможно. азота (6,5N - +5.1 - +6.3 + 0.25% ) в этих породах позволяют предполагать. что ультраосновной субстрат подвергался изменениям в области разгрузки низкотемпературных гидротермальных растворов.

Наиболее детально были изучены метагабброиды, драгированные в восточном окончании офсета ТР р непосредственной близости от устья риФтовой долины САХ.Преобладающим типом метаморфитов, драгированных здесь являются микроплойчатые роговообманковые сланцы, актинолититы и массивные амфиболиты.Породы характеризуются однородным минеральным составом и сложены актинолитом(А1203=0,18-1. 2 и 4.10-7.40мас%), роговой обманкойШ203 =9.9-17. 2 мас%), хлоритом, сфеном. тальком и ильменитом; из реликтовых фаз присутствуют клино- и ортопироксены, оливин и апатит.Примечательная • особенность изученных амфиболитов заключается в свойственной им отрицательной корреляции между содержаниями S102, На20. СаО и Н20+ в породах и положительной корреляции между содержаниями . Feo* и Н20. При этом, наиболее железистая порода (FeO*=29.9QMac%,Нг0=9.42мас%) по сотаву близка к стехиометрии хлорита, который и составляет большую часть ее объема. Указанные геохимические тренды метаморфизма (вынос S102, ila20. СаО и привнос Feo) ранее были установлены только для метагабброидов из района пересечения ТР Атланта с и САХ (MlyaslUro et al., 1979). Установленная тенденция в изменении состав исходных габбро при метаморфизме, как будет показано ниже, отражает эволюцию состава метаморфизующего флюида в системе.Большая часть изученных метабазитов характеризуются высокими содержаниями РЗЭ (до 136г/т). в том числе и в наиболее магнезиальных разностях пород -метагшроксенитах (Mgü=20Mac%. Р33=38.22г/т), и высоким значением отношения (La/Sm)n (до 2.41 в метагаббро). Обогащение изученных мвтаба-зитов лантаном не связано с процессом метаморфизма, поскольку наиболее примитивный характер распределения РЗЭ ((La/Sm)„=1.06 (La/ Yb)„-0.77) отмечается в породах, испытавших наиболее интенсивные структурные, минералогические и петрохимические изменения.

Поскольку главный породообразующий минерал изученных метабазитов - амфибол обнаруживает широкие вариации глиноземистости Даже в отдельно взятых образцах, была предпринята попытка сопоставления условий образования минир-ишв метаоазитив океанической кори с вариациями их изотопного систарл.Этот подход позволяет также оцинпь возможную рицрот-

венную эволюцию мэтаморфизующего флюида в разнотемпературных и разно дубинных условиях внутри океанической коры. Как и в других случаях, качестве индикатора высоких и умеренных температур метаморфизма бь использованы экспериментальные данные, приведенные в (Плюсь на, 1983).Таким образом определены следующие температурные уровни мет морфизма:580° -620° С при Р 4кб(А1203 в Hb = 12-17масс%); 510°С при 4кб(А1г03 8 Hb =9масс%); 450° -490° С при Р 2кб(А1г03 в I =4-7масс%).Ассоциация хлорита с почти безглиноземистым актинолитс также как более высокая железистость хлорита, по сравнению с сосущес вующим с ним актинолитом. указывает на образование этого парагенез! "вдали" от изограды роговой обманки, при температурах поря; 350°-400°С.Самый низкотемпературный этап метаморфизма в изученном < разце амфиболита отражен в образовании сапонита:из данных глубоков( ного бурения(скв.504В) следует, что сапонит развивается в субстр; 2-го слоя в интервале температур 70°-160°С(Anderson et al.,1982).Медика проведенного изотопного анализа приведена в (Силантьев, Кос-цын, 1990).Величина изотопного отношения B7Sr/86Sr традиционно испо, зуется как индикатор взаимодействия морской воды с океанскими бази1 ми, поэтому измеренные величины этого отношения были сопоставлен данными по температурам метаморфизма и с составами минералов гру амфибола. Выявлена четкая тенденция к закономерному повышению велич 07Sr/e6Sr в проанализированных фазах со снижением температуры их об зования (рис.3).Характерно, что наиболее высокотемпературным амфибо свойствены и наиболее высокие содержания С1.Некоторые актинолиты изученного образца обнаруживают низкие изотопные отношения eTSr/86 близкие к таковым в высокоглиноземистых роговых обманках, возможно свидетельствует о неравновесном развитии актинолита за изоградой оС зования роговой обманки.Допуская, что флюид, взаимодействующий с ходной породой, находился в равновесии с вновь образованными фазами каждом из указанных температурных уровней, можно наметить тренд эвс ции его изотопного состава в ходе метаморфизма(рис.З).Очевидно, наиболее низкотемпературные сапонит и хлорит формировались при учас флшла, близкого по изотопному составу к морской воде. С другой стс вы, высокотемпературные фазы образовывались при взаимодействии исз них гюрод с флюидом той же природы, но существенно изменившем < состав, вследствие контакта с вмещающими породами при умеренных и i ких температурах.Формальный расчет модели смешения предролягпсм иротошпа (R7Sr/efiSr<-0.702)п морской полой показан на рис. я с укт

0.7Ю

0.7М

0.70»

£ к л б

о им

0Т81

»0 10 (бг),м«г/г

Рис.3. Изотопный' состав Бг и его содержание в минералах из амфиболитов (обр.З/26а) РЗ 15°20':показаны также температуры образования соответствующих фаз;незадитые квадраты - рассчи танные отношении масс И/Я (вода/порода); Я - предполагаемый протоллт.

нымн отношениями масс W/R, соответствующими фиксированным велич! отношения 87Sr/86Sr.Полученные данные свидетельствуют о том, что м< морфическое перерождение пород субстрата началось в основании 3 слоя океанической коры (Т=620°) при участии флюида в наибольшей cti ни отличающегося по составу от морской воды (при низких W/R). Поел! ющие, более низкотемпературные этапы метаморфизма, по-видимому, coi кены с тектоническим перемещением блока высокотемпературных амфиб! тов в верхние коровые горизонты в ходе которого породы последовате, взаимодействовали с флюидом, просачивающимся сверху и все более nj лижающимся по составу к морской воде.Воздымание блока амфиболитов вершилось в приповерхностных условиях (около 1км), где образование понита сопровождалось взаимодействием с амфиболитами гидротермаль: раствора, максимально приближенного по изотопному составу к мор воде, при высоких значениях отношения масс W/R.

1.2.Асейсмичные хребты и поднятия.Объектами изучения служили йон хребта Палмер в Северной Атлантике и хребет 90° в восточной ч Индийского океана.

Хребет 90-, Индийский океан От типичных СОХ этот хребет отлича глубинным строением Фундамента и отсутствием линейных магнитных ан лий, что роднит его со многими асейсмичными поднятиями океаниче областей. Вблизи 10°ю.ш. на восточном фланге хребта, в его приос зоне, драгированы породы.' в различной степени метаморфизованны представляющие гипербазит-габбро-базальтовый комплекс океанической ры.В PI-порфировых базальтоидах отмечаются признаки низкотемперату го изменения: развитие селадонита, хлорита и минералов группы сме та.В ходе этих изменений из исходных пород выносились CaO, FeO и п носился fía20. Примечательно, что наиболее измененные базальты обнар вают и наиболее высокие значения (La/Sm)„-2.07.C другой стороны, в кий уровень обогащенности (1.16 -1.73) характерен для этих пород н висимо от степени их измененное™. Метадолериты центральной ч хр. 90° постоят из роговой обманки, актинолита, плагиоклаза, титане нетита. ильменита, цоизита, эпидота. хлорита и кварца; клинопиро присутствует в реликтах. Габброиды из этого района обладают ярко ё женннми признаками кумулятивной структуры и характеризуются, в це тем же минеральным составом, что и метадолериты. Амфибол-наиболее f роотраненная Фаза в изученных метабазитах, представлен актинешггг Al -чктинолитом (А1г03»3.5 7.5часД) и роговой обманкой, близкой к

fifi-адениту (AlpO,-й. ЯРмлоХ.Хй11-0.Я7-0. клк актинолитом, тик и |

вым обманкамиз метагаббро и метадолеритов свойствены высокие концы, рации в анионной группе С1 (до 0.67 и 0.72масж, соответственно) • составу амфибола были приближенно оценены условия метаморфизма дллс|; тов, которые составили Т=470°-500°С при Р 2кб и Т=560°Спри Р-2кб. 00 у. ловиях метаморфизма габброидов можно судить с большей точностью, но-, кольку удалось определить составы сосуществующих амфибола и плагиокл за: 1=550°С, при Р-2кб. Высокая железистость амфибола из метабазш> хр. 90° коррелируется с одной, стороны с составом вмещающих пород, ■ другой - с содержанием С1 в анионной группе амфибола. Последнее може» свидетельствовать об изменениях состава метаморфизующего флюида морс кого происхождения. Таким образом, кроме валового состава вмещающих пород, другим фактором, определяющим высокую железистость амфиболов vr.i метадолеритов и метагаббро возможно являлся состав метаморфизующего флюида.Закономерные корреляции между параметрами состава амфибола могут быть обусловлены также вариациями величины отношения W/R при мета морфизме исходных пород.Важной особенностью железистых актиноли тов(ХН|!-0.29)из метадолеритов и метагаббро хр. 90° является высокое содержание в них С1. что отличает их от обычных для океанических метаба зитов актинолитов. в которых содержание С1 обычно не превышает 0.1мас%.Петрохимические особенности изученных пород позволяют предполагать. что метаморфизм характеризовался изохимическим профилем.Как метадолернты. так и метагаббро обнаруживают высокие концентрации ЛРЗЭ при величине (La/Sm)n ~ 1.24-2.67 и 1.25- 2.61. соответственно. Обобщенность этих пород ЛРЗЭ связана с геохимическими особенностями нрото-лита, который, судя по характеру распределения главных элементов, был сложен представителями щелочной (или даже известкопо-щелочной) серии, и не отражает перераспределения РЗЭ при метаморфизме.

Гипербазнты центральной части хр.30° представлены типичными не тельчатыми серпентинитами.Серпентин относится, главным образом, к сер иофиту; присутствуют также редкие реликты клинопнрокоена, ортонироксе-на и шпинели.Отсутствие в этих породах актинолита или более высокотем пературных метаморфогенных фаз свидетельствует о том, чю их еериенти низация происходила при температуре не выше 400°С.

В том же районе хр.90°были обнаружены милониты. составивши« биль шую часть драгированных пород.В матрицу милонитов, состоящую из акти полита, талька, кварца, кальцита, серпентина и эшпепа. заключены мно гочи<¡ленные обломки метагабброидов. метадолеритов и базальтов.Обломки ссрп'-цIпиитов в милонщах крайне редки и встречены тнм, п описи пОра*

не.В гомогенных милонитах, практически лишенных литокластов, фиксир ютея признаки сиитектонической перекристаллизации.Состав ферроактин лита из этих пород указывает на то, что температура этой перекриста лизации была близка к 490°С. Образование милонитов центральной час хр.90°, судя по рассмотренным данным, корреспондируется с поздним эт пом метаморфизма зеленосланцевой фации.

1.3. Главные петролого-геохимические закономерности метаморфизма в современных океанических бассейнах

Рассмотренные примеры проявлений метаморфизма в породах океан ческого субстрата позволяют выделить ряд универсальных для метаморфи ма в современных океанических бассейнах особенностей.

Устанавливается пространственная выдержанность Р-Т условий мет морфизма как вдоль простирания СОХ. так и на значительном удалении : латерали от их осевых зон.Наиболее высокотемпературному метаморфиз! подвержены обычно породы 3-го сейсмического слоя, причем в случае Mai тийных гииербазитов этому метаморфизму могут отвечать условия, соо' ветствующие по глубинности границе М.В целом, породам 2-го слоя свой' твены меньшие температуры метаморфизма (зеленосланцевая фация) и бол шая степень изменения химического состава при метаморфизме, по cpaBHi нию с пооодами 3-го слоя.Наряду с пространственной выдержанностью Р' условий, характернейшей чертой океанического метаморфизма является ei локальная неоднородность, ' проявленная в незавершенности метаморфиче» кого перерождения исходных пород и в "пятнистости" проявлений метамо] Физма, особенно характерной для областей СОХ.

Важнейшим агентом метаморфизма в современных океанических 6accei пах является флюид морского происхождения, взаимодействие которого Породами океанической корн на разных уровнях глубинности ее разре: определяет минеральный и химический состав метабазитов и метагиперб; зятов. Признаки взаимодействия этого флюида с породамим океаническо! Фундамента фиксируются как в гребневой части СОХ и в трансформных ра: ломах, так и в асейсмичных океанических поднятиях, расположенных в рг Ионах океанического ложа с древним возрастом.

Зачгттельной чертой океанических метабазитов и метагипербазит< являются регрессивные соотношения между характерными для них разнпте1 перзтурными метаморфогенными минералами.Обычно в этих породах наблюл» етоп явм»|цпни0 высокотемпературных метаморфических фаз (например, рг гояпй обмяпки. или янтоФиллнтп) низкотемпературными (например, гостит питон, или тальком), Ятя опобишоо-п. (к'такирфогенногп мин'Т'ЛО'^ро-п'п-

ния в породах океанского субстрата имеет исключительную важность л' интерпретации основных тенденций тектонической эволюции океаниче,;п. • кори, поскольку все перечисленные вше примеры обнаружения наиболе глубинных митаоазитов и метагипербазнтов в современных океанически бассейнах связаны с драгированием этих пород со скальных уступов, и«., питающихся на поверхности океанического дна.

Метаморфические породи, испытавшие полное структурное перерождении относительно редки в современных океанических бассейнах, а их н ходки приурочены, главным образом к зонам крупных трансформных разл(. мов. Породы этого типа, например роговообманковие сланцы, возможно мар кируыт тектонические шгы. вдоль которых происходят надвиговые движешь внутри океанической коры, приводящие к ее скучиванию.

С прояилениями зеленосланцевого метаморфизма в океанических об ластях тисни ассоциируют полимиктовие тектонические брекчии, содержа щне о1)ично Фрагменты всего спектра пород океанской корц.Этн брекчии вероятно. своим происхождением обязаны тектоническому внедрению сер нентинитоных масс, нарушающему сплошность геологического разреза.Ха рактерно, что полимиктовые брекчии распространены не только в транс -Формных разломах, но и в гребневых частях СОХ и в асейсмичных поднята ях.

Синтез рассмотренных выше данных позволяет перейти к термодинамическому моделированию наиболее универсального для океанической кори процесса метаморфизма - связанного с деятельностью гидротермальных систем СОХ.

;; Моделирование процесса метаморфизма, связанного с нисходящими

Витиями гидротермальных систем срьдинпо- океанических ХШШави

Моделировании осуществлялось на базе программы ЕаиплВК (автор М.Ь. Мироненко).Дитальное описание методики приводился в (Силантьев, Мироненко.Еазылев. Семенов. 1992). Значения свободных энергий образовании мшшрал'Ь были взяти из банка термодинамических величин "ДИАИИК" 110X11 РАН. Рассмотрены геохимические и минералогические последствия фильтрации морской води сквозь гетерогенную в вещественном отношении толщу океанической кори до глубин, соответствующих температуре 500°С. с учетом данных бурения и драгирования, а также геофизических данных были рассмотрены три модельных варианта разрезов океанической коры (енерху вниз): базальт ■ габбро -гипербизнг (нормальный разрез), ба-гиш.'р6а:шт и сплошной гииербазит (нарушенные разрезы). В ка меси.' исходных состаьон пород, которые использовались при расчетах.

били взято данные по состарим неизмененных оливин-пироксен-плагиок лаз-порфировых базальтов типа M0RB . кумулятивных габброидов САХ мантийного перидотита из Аравийско-Индийского хребта. Выбранный в ка честве модельного состав габброида. в целом, соответствует состава пород, относящимся к верхним уровням разрезов расслоенных комплексо офиолитов и океанической коры. Как и в известной работе Д.В.Гричука соавторами (1985), в обсуждаемом опыте моделирования имитировалас Фильтрация в неизотермической толще проточным реактором. Шаг по темпе ратуре между ступенями реактора был принят равным 50°С, температур изменялась от 150° до 500°С. Расчетная процедура строилась следуквд образом. Небольшая порция морской воды (вода/порода "0.1) поступала блок породы исходного состава, нагревалась до температуры этого блок и приходила в химическое равновесие с породой. Затем изменненный раст вор поступал в следующий температурный блок, а его место занимала но вая порция исходного раствора. Названная процедура повторялась после довательно для всех блоков до тех пор, пока отношение массы морско воды, прошедшей через реактор, к массе первого блока породы не дости гало 6. Выбор такого подхода обусловлен .тем, что одноактное взаимо действие блока породы сразу с большой массой раствора дает усреднении значения концентраций растворенных компонентов. Принятое соотношени вода/порода, равное 0.1 для каждой элементарной порции раствора, ка показывает опыт, достаточно мало, чтобы проследить скачки химическог состава раствора, связанные с исчезновением или появлением минералов и в то же время достаточно велико, чтобы быстро расчитывать на компь штере модель проточного реактора. В предлагаемой модели считалось, чт раствор приходит в химическое равновесие со всем блоком породы в каж дой ступени реактора и поэтому отношения масс W/R не варьировалось.

Базируясь на данных проведенного моделирования, можно выделить еле цующие наиболее характерные Фазовые ассоциации метабазальтов. образо ванные в результате гидротермального преобразования океанической кор : l)Heu+Chl-tK+Mu(+Tr+Ep) - соответствует цеолитовой фации или гейлан чит-стильбитовой субфации цеолитовой фации по Мияширо (1970) Г*150°-200°С; 2)Ab+Chl+Mu+K(+Tr +Ер) - соответствует переходу Ьт цео литовой к зеленосланцевой фации, Т~200°С; 3)Tr+Ab+Ep*Zo+Chl+K - соот нетствует эпидот-актинолитовой субфации зеленосланцевой фации (Плюсни на.1983;. Т- 200 -350°С; И 4)Tr+Ab+ Р130+Ер + Zo+Chl+Mt(+K) - соот ячт'пнует интервалу зеленосланцевой фации, в котором сосуществуют аль бит и олигоклаз (по (Barker, 1990):Т"350°-400"С), Т «350° С. Наиболыш

изменения базальты претерпевают при Т=150°С , когда они взаимодейстьу ют с резко неравновесной с ними морской водой. При этом из породы на цело выносится натрий. При наиболее высоких температурах и с участием наиболее "метаиорфизованного" раствора морского происхождения гидротермальная проработка базальтов не вызывает существенных изменений их состава, то есть процессы привноса-выноса затормаживаются.Наиболее подвижными компонентами в базальтовой системе являются 1!а20. К20. Mgo, S102. FeO. СаО и Н20. Свинец, .являясь рудным компонентом системы, ведет себя весьма характерно: его вынос из базальта монотонно возрастает с ростом температуры.

Переход гидротермального раствора на температурном уровне 350° С из базальта в габбро приводит к образованию в исходных габброидах минеральной ассоциации, близкой к наблюдаемой при тех же условиях в ме-табазальтах: Pl30+Tr+Zo+Chl+Ku+Mt. Понижение окислительно-восстановительного потенциала в системе, вызванное переходом от буфера эпи-дот-магнетит -дафнит к дафнит-магнетитовому буферу, обуславливает резкое понижение содержания свинца в растворе и образование значительного количества галенита в габбро на контакте с базальтом. Этот феномен является примечательной геохимической особенностью зоны перехода базальт-габбро при температуре 350°С. Возможно, в нормальном разрезе океанской коры границе 2-го (базальтового) и 3 -го (габбро-гннербази-тового) сейсмических слоев соответствует своеобразный геохимический барьер, определяющий вторичное концентрирование рудного вещества на этом уровне глубинности океанической коры. Минеральные ассоциации, наблюдаемые в габброидах, взаимодействующих с гидротермальным раствором в температурном интервале 350°-500"с, отвечают средней и верхней ступеням зеленосланцевой фации метаморфизма. Наиболее высокой температуре 500° С соответствует ассоциация Tr+Pl30»Chl+Zo+Ep, которая свойс-твена метабазитам, образованным в условиях, переходных от зеленосланцевой фации к эпидот-амфиболитовой субфации амфиболитовой Фапии. По сравнению с базальтом, изменение состава габброидов при их взаимодействии с гидротермальным раствором носит менее резкий характер. При этом большая часть главных элементов обнаруживает тенденцию к слабому выносу из породы.начиная с 350°С или 400°С . Предпринятое сопоставление расчетных данных с,результатами природных наблюдений заставляет предполагать, что метаморфизм проявленный вдоль нисходящих ветвей гидротермальных систем (ПВГС) и протекающий в нормальном разрезе океашгнч; кой коры, построенном сверху-вниз из базальтов и габбро достаточно

редкое явление, а габброиды. испытавшие взаимодействие с гидротермаль ным раствором морского происхождения, в большинстве случаев относятс к тектонически нарушенным разрезам. С другой стороны, габброиды, и испытавшие существенного изменения состава при среднетемпературном ме таморфизме, скорее всего, являются наиболее глубинной составной часть нормального разреза океанской коры.

Полученные данные по фазовому составу гидротермально измененнь гипербазитов были сопоставлены с аналогичными данными для изохимическ перекристаллизовашшх гипербазитов (изменения состава пород связан лишь с их гидратацией), полученными с использованием тех же параметре состава породы и ?-Т - условий. .В случае изохимического метаморфиз* хлорит устойчив в породе во всем рассматриваемом интервале температур серпентин - от 300°С и ниже, оливин - от 300°С и выше, брусит- от 25С С и ниже, тальк - от 350°С и выше. При температуре 250°-350°С единс твенная рудная Фаза в породе представлена магнетитом, присутствующем крайне незначительном количестве. В свете этих результатов можно про; полагать, что выделяемая в метаморфизме океанических гипербазитов стг дия развития зеленого петельчатого серпентина (Базылев,1989) являете более высокотемпературной и соответствует большим глубинам в разрез« чем стадия развития бесцветного серпентина в ассоциации с рудным мин« ралом. Базируясь на полученных при моделировании результатах, мои предполагать, что стадии развития в океанических гипербазитах зелено! петельчатого серпентина (Т>200'-250°С) соответствуют величины отноше ния Vi/R не менее 6:1. С другой стороны, хлорит, являясь постоянным чле ном минеральных ассоциаций океанических метагипербазитов, при Т- 450е сохраняется в породе лишь при соотношении W/R не выше 1.8:1. Это по: поляет предполагать, что метаморфизм океанических гипербазитов п{ данной температуре протекал при соотношении Vi/R не Еыше 1:1. Из рас< четных данных следует, что изменение состава гипербазитов при метамо; Физме 11ВГС определяется главкам образом температурой и величиной отж шеиип W/R.Из допущения о гораздо более низких величинах W/R на высок< температурных стадиях метаморфизма НВГС в природных системах, чем npi пятые в проведенных расчетах, следует изохимичность метаморфизма п иербазитов в океанической коре при высоких температурах (выше 40< С).Наиболее высокотемпературная серпентинизация гипербазитов (при 30< С) протекает с привносом кремнезема при постоянном содержании магни; железа и алюминия, что свойствоно стадии развития в океанических п норбазитах зеленого петельчатого серпентина. При более низких темпер:

турах (200®С) серпентинизация сопровождается изменением содержаний же деза и алюминия при инертном поведении кремния, а также привносом магния. Судя по минеральным ассоциациям, этот интервал температур отвечает стадии развития в океанических гипербазитах бесцветного серпентина. Как следует из расчетной модели, в случае аномального разреза, состоящего сверху вниз из базальтов и ультраосновных пород , переход гидротермального раствора из базальтов в гипербазиты при 350° С приводит к осаждению в последних рудной Фазы (галенита), и в этом случае, по-видимому. реализуются условия геохимического барьера, аналогичного наблюдаемому на границе базальт-габбро, но менее резко проявленного. Фазовый состав метагипербазитов в этом разрезе аналогичен таковому в породах из нормального, разреза и соо?ветствует минеральному составу природных среднетемпературных метагипербазитов СОХ.

Полученные расчетные данные позволяют предполагать, что коре сре-динно-океанических хребтов в зонах развития метаморфизма НВГС свойс-твены тектонически нарушенные типы разрезов.

2,1.Геохимические и Р-Т тренды кзтаморФидма в современных океанических бассейнах

Эмпирические данные, также как и результаты расчетного моделиро-вания, указывают на то, что весь спектр метаморфических производных пород океанского субстрата в СОХ и. частично, в трансформных разломах можно рассматривать как результат метаморфизма НВГС, протекающего на P¿3hux уровнях глубинности океанической коры. Характер изменения химического состава океанского субстрата, обусловленный метаморфизмом НВГС, иллюстрирует таб.1. В случае среднетемпературных метагабброилоз. надежным геохимическим индикатором их первичной природы является характер распределения в них РЗЭ (например, параметр (La/Sm)n), не испытывающий изменения в процессе метаморфизма. О первичной природе океанических метагипербазитов удобнее всего судить по составу реликтовой шпинели (индикаторный параметр: Сг/(Сг+А1)). однако, при этом, следует помнить, что при внутрикоровом метаморфизме в широком температурной диапазоне шпинель океанических гипербазитов существенно меняет состав, обогащаясь железом и обедняясь алюминием. Наиболее глубинные продукты метаморфизма НВГС - как метагабброиды. так и метагигшрбажш, сохраняют геохимические особенности протолита и, таким образом, испытнряюг только минеральное перерождение; наиболее рнсокотрмп«?рптуринч метагабброиды, при этом, могут характеризоваться величиной птютс-шт 11 Sr/86Sr (индикатор участия з метаморфизме Фл*тяя ^прпкиг« нрт^уокг^--

Таблица 1.

Тренды изменения химического и изотопного состава пород океанической коры при метаморфизме вдоль нисходящих ветвей гидротермальных систем срединно-океанических хребтов

порода Т°С SI Mg Fe Са На К РЬ РЗЭ i7Sr/eeSr

150 + - + + +ЛРЗЭ +

базальты 250* - + +ЛРЗЭ +

I 350 - +сл. ин +

350 - - . - - - - + ин +

* - - - - + ин н.д. ин +

• » - ин + - - - н.д. ин +(0.70723)

габбро 450 -сл. -сл. -сл. -сл. -сл. -сл. + ин +

** - ин + - - - н.д. ин +(0.70530)

11 500 -сл. -сл. -сл. -сл. -сл. -сл. - ин +

550 ин ин ин ин ин ин н.д. ин близко к

исходному

200 ин + ин ин ин ин н.д. н.д. н.д.

пшер- 300 + ин Ш! ин ин ин н.д. н.д. н.д.

ьазиты

350*» * ин ин - ин ин ■» н.д. н.д.

Ш

400 + ин ин - + ин н.д. н.д. н.д.

• - спилитоьый тренд; ♦ * - аномальный разрез (в II - отсутствую! ьазальты. в II-представлен снизу-вверх гипербазитами и ба-■гш.1ипн); мпнуо(-) соответствует выносу. шшс(^)-привнесу. ин -mil ршое поведение, н.д. - нет данных; сл.-слабый; для изотопного отопи ним eiSr/e65r плюс обозначает отклонение величины этого параметра в сторону i;w (морская вода), в скобках приведены измеренные И'-ЛИЧШШ в':>г/4ьУг).

ния), идентичной таковой в дометаморфическом субстрате.

При метаморфизме Н8ГС происходит ремобилизация рудного вещества океанической корн.Характер транспорта этого вещества сквозь океаническую кору зависит не только от Физико-химических параметров рудоперено-сящих растворов, но и от строения ее разреза, то есть от тектонических процессов, протекающих в гребневых зонах СОХ.В редких случаях, когда нисходящие ветви гидротермальных систом располагаются в колонне тектонически ненарушенного (нормального) разреза океанической коры, на границе 2-го и 3- го сейсмических слоев, по-видимому, происходит вторичное концентрирование и переотложение рудного вещества. Вероятно, эта ситуация реализуется лишь в хребтах с низкой скоростью спрединга типа Срединно-Атлантического.

Общей особенностью океанических метабазитов и метагипербазитов являются регрессивные соотношения между характерными для них разнотем-лературннми метаморфогенными минералами.Это обстоятельство определяет регрессивный характер Р-Т -трендов метаморфизма современных океанических бассейнов(рис.4а.б).что существенно отличает этот тип метаморфизма от регионального метаморфизма складчатых областей материков. Существует только один тектонический механизм, который в состоянии удовлетворительно объяснить регрессивность, присущую метаморфическому перерождению океанической коры: воздымание под гребневыми зонами срединно-океа-нических хребтов мантийного материала.испытывающего последовательное разуплотнение сначала в условиях верхней мантии при твердофазных переходах, а затем в коровых. под воздействием коровой системы флюидной циркуляции.По петрологическим данным, амплитуда подъема метаморфнзо-ванных в наиболее глубинных коровых условиях океанических пород составляет около 20км. Минеральные соответствия, наблюдаемые в метаморфических породах океанической коры, свидетельствуют не о плавном и постепенном подъеме глубинных коровых блоков, а о чередовании быстрых подъемов и остановок, достаточно продолжительных для того, чтобы в ме-табазитах или метагипербазитах возникла метаморфическая ассоциация, близкая к равновесной и отвечающая Р-Т условиям определенного горизонта коры.

3.Метаморфизм океанической корн в современных зонах перехода океан-континент активного типа>

В зонах перехода океан-континент актирного типа породы океанической корн слагают котловины многих внутридугопых ОзггрПнпр я склоны глубокородных желобов. Метаморфические проипполш)" окрмшпр'коп корм,

Рис.4а.Распределение Р-Т условий метаморфизма ь океанической коре современных океанских бассейнов.Пунктирные линии соответствуют границам между фациями метаморфизма базитон КГ кон тинентальная геотерма; ГСОХ геотерма под срединно океани ческими хребтами; 0*Ь(С0Х) - геотерма на удалении !>км от осевой ЗОНЫ рИфТиЬОЙ ДОЛИНЫ. (»»¿'(СОХ) • ТО Же на удалении ¿км. Ход изотерм показан но (1 1еер. Ro.iiai.lahl. для хреотоь

с иизкои скоростью снрединга 40. Сопоставление Р 1 тренда меТамирфи^ма и современник окещшчес КИХ бассейнах с Р-Т трендами, характерными для суодукциоиноп; метаморфизма. прогрессивного регионального метаморщ <ма коктн центов и метаморфизма ногребс-нии Обозначении п оитм те »е.чы и на рис

обнажающиеся на поверхности морского дна в активных зонах перехода, по минералогическим и геохимическим особенно.стям близки к метаморфическим породам открытых океанических бассейнов, однако, как будет показано ниже, во многих случаях были сформированы при ином термодинамическом режиме метаморфизма. Одним из определяющих факторов формирования норового субстрата в зонах перехода принято считать процесс субдукции. в котором метаморфическое перерождение субдуцируемой океанической коры возможно определяет геохимическую специфику магмогенерации в зонах перехода. Вместе с тем, в современных геологических разрезах активных зон перехода океан-континент продукты субдукционного метаморфизма океанической коры отсутствуют и появляются в верхних коровых горизонтах лишь в результате отмирания зоны субдукции и тектонического подъема (обычно при сопутствующем диафторезе) сверхвьиокобарических метаморфических пород к земной поверхности. В связи с этим, а также из-за хорошей изученности продуктов собственно субдукционного метаморфизма, подобные породы в этой главе не рассматриваются. Ниже обсуждаются проявления метаморфизма, характерные для различных геоструктурных элементов переходных зон, в строении которых участвуют породы океанической коры.К таким геоструктурным элементам относятся глубоководные желоба и внутридуговые бассейны.

3.1.Глубоководный желоб Тонга. Приостровной склон желоба Тонга, в его субширотном сегменте сложен, по (ЭвагавМп еь а1.,1983), двумя топами разрезов офиолитового типа:а)включающего плутонические и эффузивные породы толеитового ряда(15°15'ю. ш., 172°50' з.д.) и б)сложенного магматическими производными бонинитовой серии(14в50' ю. ш., 173°20' з.д.).В породах, слагающих оба типа разрезов, широко проявлены признаки метморфизма.

Метагипербазиты по минералогическим признакам подразделяются на две группы: развитые по мантийным реститогенннм породам: типичные петельчатые лизардит-хризотиловые серпентиниты с тальком и магнетитом, близкие к аподунитовим разностям - "бонинитовый" тип. разрез б) ; и мета-кумулятивные породы, состоящие из серпентина, актинолита, хлорита, талька и редкого плагиоклаза - "толеитоеый" тип, разрез а). Судя по петрохимическим данным метаморфизм мантийных гпперба^итов сопровождался слабым привносом СаО. Главные породообразующие минералы из мета-габбро в обоих типах разреза - актинолит-глштчрмигтиА амтич^лт роговая обманка (А1г03- 2.76-6.17-9.82 млс*. СI-п. о? п (^„.щ. плиилк.пл, хчорит. ялидот И кальцит. АКТИИОЛИТ ЗЯМИНППТ |«01 ;т\»« '•'(млнку По

амфибола условия метаморфизма оценены в Т=450°-500°С. Р=2кб и 530°С нрк 4кб.Изотопный состав Н и 0 в амфиболе и S,С в породах свидетельствует в пользу участия в метаморфизме габброидов как бонинитовой 52. - -29.8 % .6'"0=7.0-Э.9%), так и толеитовой серии (6D=-68.4 - -45.4% , Sis0 =6.6-8.5% . 634S=+5.3% .¿,3с—30.8% ) флюида морского происхождения. Петрохимические характеристики бонинитовых и толеитовых метагаббро позволяют предполагать, что первые были метаморфизованы в условиях, близких к изохимическим. и сохранили особенности состава производных бонинитовой магмы, а вторые испытали при метаморфизме лривнос Наг0 на фоне выноса СаО. Диабазы из изученных разрезов по минеральному и химическому составам соответствуют метадолеритам СОХ.Судя по минеральному составу, эти породы были метаморфизованы в условиях актинолитовой ступени зеленосланцевой фации при спилитовом сдвиге состава исходной породы. Диабазы, как указывалось выше, ассоциируют с породами расслоенных комплексов в обоих рассмотренных разрезах северной части желоба Тонга. Устанавливается следующая возможная картина метаморфической эволюции пород ириостровиого склона северной части желоба Тонга: а)среднетемпе-ратурный метаморфизм кумулятивных пород расслоенных комплексов бонини-тового и толеитового типа;б)метаморфизм зеленосланцевой фации, последовавший за внедрением долеритов толеитового типа и регрессивно проявившийся в габбро -амфиболитах; возможно, этот метаморфизм сопутствовал тектоническому совмещению разрезов бонинитового и толеитового типов.

3.2.Марианский глубоководный желоб, В южной части желоба, на его океаническом склоне(11°21'с. ш.. 142° 18'з. д.), обнаружены роговообманко-ьые сланцы, ассоциирующие с габбро-амфиболитами и агюгардбургитовыми серпентинитами.Роговообманковыо сланцы южной части Марианского желоба вероятно являются наиболее "глубоководными" из известных метаморфических образований Мирового океана, поскольку эти породы были подняты с глубин 10~20-1и275м (притальвеговая часть желоба). Рогоьообманкоьие сланцы Марианского желоби состоят из амфибола, плагиоклаза и цоизи-II»./.Щибол и плагиоклазC'l%A[i) в этих породах характеризуется однородными составами; амфибол ьредставлен роговой обманкой (А1203-14мас%, !. i'O utMac*). Wei аморфизму этих пород соответствуют. Р-Т условия, итье-•inuiHiH; T-i>206C при V около 7. 2кб. Таким образом амфийолиш Марианского .:;t-jm(i'i (шли соразоьани при значительно более высоком давлении но сравнишь I м'лаоамггами сох и 'IP. а выдержанноегь составов сосуществующих .Г!И'. И 1|/|'1|'И'|КЛаЧа В НИХ (.ВИЛ!;ТИЛ1 счвует О более ПГ/<»i|.OM МетаМор-

Фическом преобразовании исходных пород. Изотопный состав К и 0 в амфиболе из этой породы (6D- -50.4- -27.4% .6''0-5. 4 - -7.3Я ). также как изотопный состав S(634S—14.8- -15.03! ) и С(6|3С — 27.4% ) в породе, свидетельствуют о том. что метаморфизм протолита протекал при низких W/R с участием флюида морского происхождениям том же говорят величина '7Sr/a6Sr«0.70340. Петрохимические характеристики роговообманковых сланцев, указывают на изохимический профиль метаморфизма. По геохЗш-ческим особенностям (T102-0.54Mac%,Zr- 34Г/т.143Hd/144Hd-0.5124+5) ро-говообманковые сланцы близки к драгированным в этом же районе Марианского желоба толеитовым базальтам островодужного типа (Johnson.Fryer, 1990). Поскольку приведенная выше оценка Р-Т условий образования ро-говообманковых сланцев не согласуется с расчетными данными по Р-Т режиму в зоне субдукции Марианского желоба (по (Bird.1978). давлению порядка 7кб в зоне подлпига соответствует температура порядка 200СС). более правдоподобным механизмом образования этих пород кажется тектоническое окучивание.Следует заметить, что, как следует из приведенных данных, в предполагаемом процессе аккре:да аллохтонным компонентом должен был являться материал Тихоокеанской плиты, а автохтонным - остро-водужный комплекс. Этому предположению не противоречат данные по характеру распределения- разнообразных геохимических типов базальтоидов, приведенные в (Johnson,Fryer,1990).

3.3.Хребет Ширшова. Берингово мор». Этот подводный хребет, разделяющий западную часть Берингова моря на Командорскую и Алеутскую глубоководные котловины, трактуется или как древний внутридуговой центр спрединга (Дементьев,1977), или как фрагмент Алеутской островной луга (Scholl et al.,1975).B строении северной и центральной частей хребта Ширшова принимают участие амфиболиты, метагабброиды, долериты и глубоководные кремнистые осадки.По структурным и минералогическим особенностям амфиболиты подразделяются на две группы: а)массивные и полосчатые амфиболиты и б)типичные роговообманковые сланцы. В породах первой группы угадываются реликтовые кумулятивные и офитовые структуры и наблюдаются лейкократоЕые жильные обособления, обогащенные плагиоклазом и напоминающие плагиограниты. Эта амфиболиты сложены pororofl обматшй Ш203«8.9-10.7массЖ) . альбитом (0.01-0.06*Ап). эпипо-TOM(Fe3/Fe3+Al-0.18-0.21), хлоритон, сфеном. кварцем и реликтовкчи клино- и ортопироксеном. хромкпинелья. лзПрапор-битлшпггпрым пдпп'ок--лазом и оливином. Амфиболита второй группы характеризуется птсутогрйлм реликтовых магматогенных структур г гостчят и? .ш'тшити-

таШг03-1.27-2.24массЖ), роговой обманки(А1г03-8.42масс%), альбита. 3mmoTä(Fe3/Fti3 +А1-0.32), сфена и кварца(в значительно большем объеме, чем в амфиболитах первой группы)¡реликты магматических минералов отсутствуют. Соотншения содержаний главных элементов в амфиболитах хр.Ширшова свидетельствуют о том. что метаморфизм исходных пород осуществлялся при изохимических условиях.По характеру распределения содержаний РЗЭ в амфиболитах первой группы эти породы соответствуют кумулятивным габбриндам расслоенных комплексов СОХ. с другой стороны, геохимические особенности амфиболитов второй группы позволяют предполагать вулканогеино -осадочную природу их притилита. Условия метаморфизма метабазитов хр. Ширшова определены по составам сосуществующих амфибола и плагиоклаза и составили: для' амфиболитов первой группы -Т«450°'-500° С. Р"6-8кб, а для амфиболитов второй группы - Т»450°С.Р-7кб.Таким образом, метабазиты хр.Ширшова относятся к типичным аль-бит-эиидотиьим амфиболитам, характерным для высокобарических метаморфических комплексов.В метаморфизме пород хр,Ширшова принимал участие флюид мирского происхождения, на Что указывают изотопный состав Н ( (,D—62.6- -39. С* ) и О (Ь*80-7.7-9.5% ) в амфиболе, а также. S (

+ ) и С (Ь13С--26. 04Х ) к породах. Наиболее праьдоподобной представляется следующая история метаморфической эволюции фундамента хр,Ширшова:а(формирование габброидов расслоенного комплекса ь залоговом центре спрединга И низкотемпературное ьзаПмодсйстьИе этих пород о гидротермальными растворами морского происхождения; б)отмирание активного центра еирединга и высокобарический режим Пород субстрата.вследствие скучиьаиия коры внутридугоього сиредИнГоьоГо бассейна.

Во ьнутридугових бассейнах активных.ЗОН перехода океан континент реализуются условия, благинринтние для протекания ПроЦесеоь метаморфизма ПЫ с. и имеющие м«сто и нктишшх задуг.оьых Центрах еирединга. Зто ИолтЬерждиетси тем, что аризники метаморфизма. Характерного для современны/. океаническим ьыл еинов, фиксируются по указанным Ь ГЛ I И ¿ индикаторным параметрам тикже Ь активных ь настоящее ьремя енредингоьим Utilipe Кайман. Карибское Море метагаббрииДЫ ИЗ расслоенного комплекса 111.V, Aliilelóuli. 197«) II Ii СЛреДИШ'ОЬоМ XpeOTO huiy фа, ñaCíeOH Да у -Meiat г-альты (üicicKelPerg. vuii «ml. 1УЭ()( Изотопный и Фчищ-Ыи состаь Ие lar.n Iiilub и.1 -j'tlix Калугиных Цент ро() сиредшн а, uu.er гаК ei,..jab им •lif'UMH t- mu, yia'iubatJi на их iWHUisituiW. ир'чд/h iiM м. ¡ jmи -мj ИЬГС

в СОХ современных океанических бассейнов. Как было показано вше. те же бесспорные следы метаморфизма, свойственные СОХ. присутствуют в породах расслоенного комплекса хребта Ширшова.

В активных зонах перехода океан-континент широко распространены также продукты высокобарического метаморфизма (по сравнению с метаморфизмом СОХ), развитые как по океаническому, так и по островодужному субстратам и встречающиеся и в окраинных бассейнах, и в глубоководных желобах. Высокобарические метабазиты внутридуговых бассейнов несомненно отражают условия геодинамического режима, не свойственного современным океаническим бассейнам (рис.4а,б) и проявлявшегося в окраинных морях, по-видимому, на всем протяжении их существования (роговообманковые сланцы хребта Дайто имеют по данным (Yuasa.Watanabe, 1977) докайно-зойский возраст).По-видимому, во внутридугсзых бассейнах имеет место неоднократная смена режимов растяжения (образование центра спрединга) и сжатия (надвигообразование и скучивание коры), что и определяет совмещение в этих сегментах зон перехода проявлений метаморфизма НВГС и высокобарического метаморфизма.Отмирэчие задугового центра спрединга сопряжено с миграцией активной вулканической дуги в сторону океана (Karlg, 1972; Закариадзе и др.,1984), что, в свою очередь, может способствовать формированию продуктов высокобарического метаморфизма в районе глубоководного желоба.При деформации во фронтальной части островной дуги формируются высокобарические метаморфиты, представленные не только производными океанского субстрата, но и пород островодужного комплекса (в том числе, по данным (Hawkins,Batlza,1977; Лутц.Пополи-тов,1982)).

В некоторых краевых бассейнах обнаружены реликтовые фрагменты континентальной коры, погруженные под уровень морп (Силантьев.1978;Лели-ков. 1983).Эти древние реликтовые блоки, по-видимому, соответствуют областям деструкции континентальной коры, в которых формирование коры переходного типа происходит на фоне разрушения коры континентов.

4.Метаморфические, породы континентальной и древней океанической корн в современных океанических-бассейнах,.

В главе приведены данные по новым находкам в современных океанических бассейнах метаморфических пород, относящихся к реликтам континентальной или древней океанической коры.Петрологические и геохимические особенности этих пород обсуждаются п кг'чтексте классификации, предложенной ранее для Атлантического nueaim в (Гилангьеп. 1^4).

За последнее десятилетие метаморфич'ч-ине »¡'>г>т«. :т.:«'>гичо^кцр пля

образований океанической коры современных океанских бассейнов, были обнаружены и описаны автором в районах Азоро-Бискайского Поднятия, Азоро -Гибралтарского порога, TP Атлантис, 26°с. ш. САХ - Атлантика; в центральной части хребта 90° - Индийский океан; и в акватории центральной части Тихого океана, заключенной между западными окончаниями TP Кларион и TP Клилпертон <10"28' с.ш.. 152°21' з.д.) (Силантьев и др.1990а.б;Трухалев.Силантьев.Куренцова и др. .1990).По петрологическим и геохимическим индикаторным критериям, разработанным в гл.1 и 2, эти породы несомненно являются образованиями, чужеродными современной океанической коре.

О тектонической позиции пород континентальной и древней океанической коры в современных океанических бассейнах удобнее всего судить на примере Атлантического океана, поскольку он изучен в этом отношении в значительно большей степени, чем другие океаны.Древние породы континентальной коры принимали пассивное участие в формирование океанических бассейнов в этой части Земного шара с докембрия до кайнозоя(Emery, Ucliupl. 1984; (lower. 1985). На ранних этапах рифтогенеза океаническая кора формировалась гораздо медленнее раздвижения континентальных масс и. как указывают Эмери и Учупи(1984), в континентальной коре, слагающий оба борта зараждающегося рифта возникала система листрических сбросив, по которым реликтовые коровые блоки могли погружаться под уровень моря. Механизм образования систем протяженных листрических сбросов удовлетворительно объясняет существование многих реликтовых бликов континентальной коры в Северной Атлантике и не исключает возможности перекрытия их ь некоторых случаях маломощными рифтогенными базаиьтиьими покровами (например, в районе хребта Ян-МаПин(N11 sen,Sa-xov,1982)).

Наиболее проблематична тектоническая позиция континентальных пород и pt-JimuoB древней океанической коры, обнаруженных в центральной Ат-лшиике Находки пород этого типа в РЗ Вима и Атлантис способствовали тому. 'Ни, по крайней ь.с.ре для указанных районов, перманентность процесса (прьдпнга была поставлена под сомнение.Так возник широко исполь-зуемьи ныне тернии "ион spreading block" (bonatll,Honnorez. 1971;Ozlma el fj 1 , 1у7Ь). Учитывая данные no пространственным соотношениям пере-ччи.'п-шшл типов пород ч породами океанической коры современного бас-neiiiih планчики. можно предполагать, что в центральной части Атлантики И Ч-.Ш1Х пересечения ТрННофорМНЫХ разломов , с САХ ьо¿можно оихраня-М >1 Г'р'р.Ы»: и:;и .'ППн^КрНЫ!' б.1|о|'.И. которые lit- ВоЬ.1К-|'.;;К1оН И ИрОЦеСС

спрединга начиная с юрского времени,В этой связи следует заметить, что акватория Центральной Атлантики (37°-Ш°с.ш.) по существующим представлениям является областью, в которой в течение мезозоя (начиная с 170млн.л. т.н.) океанический бассейн Тетис трансформировался в бассейн современной Центральной Атлантики.Коровые реликты океана Тетис, учитывая существующие данные о присутствии так называемых "поп -spreading blocks" в САХ, могут быть установлены не только на периферии ложа современной Атлантики, но и в ее центральных участках.Пространственное совмещение разновозрастных фрагментов коры океанического типа, возможно. осуществлялось также при дифференциированных горизонтальных перемещениях различных коровых горизонтов.

При обсуждении тектонической позиции реликтов континентальной коры в современных океанических бассейнах нельзя ооойти молчанием проблему так называемой океанизации.Все рассмотренные в этом разделе и выше данные свидетельствуют о том, что вещество новообразованной океанической коры не ассимилирует в физико-химическом смысле вещества древней континентальной коры.

5. Метаморфизм в коллизионных зонах, связанный с переменю^ нием оФиолитовых'масс (пример Восточного Средиземноморья),..

Офиолиты Средиземноморского пояса и ассоциирующие с ними высокобарические метаморфические комплексы маркируют протяженную палеоколли-зионную зону вдоль которой в конце мезозоя произошло сближение и коллизия Евразиатской и Африканской плит, повлекшие за собой исчезновение океана Тетис. Принципиальное значение для интерпретации геодинамического режима, сопутствующего отмиранию океанического бассейна и для реконструкции истории геологического развития районов распространения офиолитов имеют: 1)возрастные соотношения метаморфитоп; 2)их положение в геологическом разрезе; 3)фациальная принадлежность всех составляющих метаморфического комплекса; 4)геохимическая специфика метаморфизма и 5)природа протолита. Так называемый "офиолитовмй метаморфизм" (проявления метаморфизма в собственно оФиолитовнх комплексах) обычно характеризуется низкобарическим режимом и низкими и умеренными трнпегатурл-ми.Причем, наблюдается температурная зональность, рнюткенная р розр*«-тинии температуры метаморфизма сверху-тшз по ненарушенному р,т>р=зу офиолитового комплекса. Этот метаморфизм с"птп<?тг.труй1 нткогИчгкоксиу типу (как правило, давление не npniffiiwr WO и тиштчтпит; гпр-р ралу от «оолитовой (обычно, в воркних 11ЧЛИОУ '.ч'НЧ1>л я» пгнцг, • 1>ЧШЧ'. п-лч»*ой (обмчно в породах рапслроишч'«» v-wiw «v ьчч". "'ир.-пч

метаморфизму свойствены аллохимические черты, а в метаморофическом перерождении исходных пород нередко принимает участие флюид морского происхождения.

Со многими офиолитовыми комплексами ассоциируют специфические метаморфиты. отличающиеся от "офиолитовых" как по Р-Т условиям их образования и типу протолита. так и в петроструктурном плане, эти породы, представленные, обычно, рассланцованными или микроплойчатыми разностями. слагают или локализованные в подошвах офиолитовых пластин ореолы, или разобщенные тектонические блоки, заключенные, чаще всего, в сер-пентииитовом меланже.Такие метаморфиты являются продуктами метаморфизма высокобарического типа и были образованы в широком температурном интервале.В этих метаморфических ореолах часто фиксируется обратная температурная зональность, проявленная в уменьшении температур метаморфизма по направлению от контакта с основанием офиолитовой пластины, обычно метаморфизм этого типа характеризуется условиями, близкими к изохимическим. а метаморфизующий флюид по составу, вероятно, существенно отличается от флюида морского происхождения, участвующего в метаморфизме пород океанических областей. В отличие от метаморфитов "офи-олитового" типа, среди метаморфических пород из базальных высокобарических комплексов широко распространены метаосадочные образования разнообразного генезиса, метаморфизованные в изофациальных с метаиз-верженными породами условиях. В качестве примеров пород.из высокобарических метаморфических комплексов, ассоциирующих с офиолитами, были изучены метаизверженные и метаосадочные образования из комплексов Маме, ш;я( ЮЗ Кипр), Бассит(СЗ Сирия) и из Севано-Акеринской офиолитовой зоны(Малый Кавказ).

Г', 1. Юго-Западный Кипр. Комплекс Мамония представляет собой ассоциацию тектонизированных изверженных и осадочных пород до-верхнемелового возраста, которые обнажаются в эррозиошшх окнах среди слабо-деформи-рорыпшых осадков (Кj> —Q) (Xermphontos, Malpas, 1987). Амфиболиты, рр-гоыя,Омннкоьпе сланцы и метаосадки, ■ Относящиеся к комплексу Мамония. обн.а:гл№;л и нескольких тектонических блоках, заключенных, главным образом. в серпентинитовых пластинах.- Полученные с помощью различных ми-Hi-phjiorivH^eKHX геотермобарометров (амфибол-илагиоклаз(Нлюсни-Н'а. VA'i)\ амфибол - гранат(Нерчук, 1973); граиат-биотит. (Перчук. 1973. рег-гу. o-'tr. 197 7); к а л ы 1 и т - д о j I о м и т (R11: ё, 1977)) оценки. р-Т режима метамор-•li:r-t'.'i для ирюамфиболитов и ме i авулкаиогинно-осадочных'пород из всех '.■^;/iiip'.i"iMi!Ux и ирг-долах'кпмилнг.сг» Мамония тектонических блоков ме-

таморфитов свидетельствуют о том, что эти породы были образованы при Т-450°-600»С и Р-8 кб.Фиксируемые различия в температурах метаморфизма изученных пород могут демонстрировать признаки температурной зональности, характерной для многих метаморфических ореолов, расположенных в подошвах офиолитовых пластин. Приведенные оценки метаморфизма указывают на сомнительность предложенной ранее модели образования метаморфитов комплекса Мамония в обстановке трансформного разлома(Spray,Roddick, 1981). В пользу внеокеанической природы метаморфизма высокобарических пород юго-западного Кипра говорят различия в составах роговых обманок из ортоамфиболитов комплекса Мамония и из океанических амфиболитов (содержание С1 в анионной группе) , в том числе, из трансформных разломов (рис.5). Геохимические особенности ортоамфиболитов комплекса Мамония свидетельствуют о том, что главными типами протолита для этих пород являлись магматические образования внутриплитного типа (трахиба-зальты, трахиты и их плутонические аналоги) и менее распространенные представители толеитовой серии M0RB. Полученные новые данные по геохимии ортоамфиболитов комплекса Мамония указывают на то, что во всех опробованных блоках метаморфитов отсутствуют метаморфические производные пород бонинитовой серии', характерной для магматических образований офиолитового комплекса Тродос, соседствующего с комплексом Мамония на востоке.Протолит метаосадочных пород был представлен, главным образом, кремнисто-карбонатными осадочными образованиями.

5. Z. Северо-западная Сирия.ОФиолитовый комплекс Бассит, также как комплекс Тродос на Кипре, пространственно совмещен с образованиями вулканогенно-осадочного комплекса., породы которого имеют тектонические контакты с офиолитовой пластиной (Parrot,1977).К вулканогенно-осадоч-ному комплексу, который, был сформирован в течение поздне-триассового - поздне-мелового времени, относятся кремнисто-карбонатные осадочные породы, переслаивающиеся с щелочными и толеитокыми эффузивами. Метаморфические породы, ассоциирующие с комплексом Бассит, характеризуются такой же тектонической позицией, как и метаморфиты комплекса Мамония на Кипре: они слагают изолированные блоки, приуроченные к оерпентики-товому меланжу из контактовых зон между офиолитами и породами вулканогенно-осадочного комплекса. Ранее, Парро (Parrot.1977) высказал предположение, что амфиболиты, •ассоциирующие с комплексом Бпссит. были образованы при обдукции блоков океанической коры п переходной зоне океан-континент, существомсшеП о рзссматриплг-мои pentrnm п »е-лпг<># рре-мя. Пплучвннме данные по составам сосущестпутенх .-»мфайолч и п/тггоклазч

Сие. 5. Содержании» С1 и РеО» в амфиболах из метаморфитов блока Айя Варвара (Ш Кипр) (1) и блоков Кепир и Туркманли (СЗ Сирия) (2); краном показано поле составов амфиболов из метабазитов современных океанических бассейнов (3).

позволили оценить Р-Т условия образования амфиболитов, ассоциирующих с офиолитами Бассит: Т=450в С и Р*8кб,На среднетемпературные условия метаморфизма указывает и присутствие пектолита - (Са.Мп. Ге)2На5130в (01Р в некоторых метаизверженных породах. Приведенная оценка условий метаморфизма свидетельствует о том, что амфиболиты, ассоциирующие с офиолитами Бассит. были- образованы при метаморфизме высокобарического типа. Характер корреляций между содержаниями ТЮг, К20, и А1го3 также как между параметрами АЬ,У- Т1 (Силантьев,1985)в роговых обманках из изученных амфиболитов свидетельствует о присутствии в некоторых образцах ортоамфиболитов реликтов первично-магматической роговой обманки. Примечательно существенное отличие по составу амфиболов из блоков ме-таморфитов северо-западной Сирии от амфиболов из океанических метаба-зитов (главным образом, по содержанию Кг0 и СНрис. 5)).Это отличие обусловлено, с одной стороны, геохимической спецификой протолита изученных амфиболитов, существенно отличающегося по составу от базитов, типичных для нормальной океанической коры, с другой стороны. - отражает существенные различия во флюидных режимах метаморфизма соответствующих современным океаническим бассейнам и палеоколлизионным зонам. Геохимические особенности' ортоамфиболитов из тектонических блоков, ассоциирующих с комплексом Бассит. позволяют предполагать родство их протолита с изверженными породами из триас-юрского вулканогенно-осадочно-го комплекса, на который, согласно Парро, в Маастрихте была надвинута офиолитовая пластина Бассита.Немногочисленные образцы ортоамфиболитов, возможно, представляют метаморфические производные плутонических аналогов триас-юрских эФФузивов.Общим геохимическим признаком ортоамфиболитов, ассоциирующих с офиолитами Бассит, является их умеренно-высокая щелочность и очевидная принадлежность к продуктам метаморфизма щелочных пород. Метаосадочные породы, судя по их минеральному и химическому составам, были образованы при метаморфизме туффитовых песчаников или кремнисто-карбонатных пород.

3. Севанд~А)<еринска,ч зона, МодДО Кавказ,. Блоки пысокобарпческих метаморфических пород(гранатовые и гранат-клиноиироксенорые амфиболиты и гранат-слюдяные сланцы) ассоциируют в этой эомо с сильно тек-тотпированными офиолитами мезозойского возраста и с юрско- ми левыми вулк.ччо-генно-осадочными толщами.По геохимическим примтк?м ррптолнт этнч пород был представлен базальтоилами М--М0[?В и Е М"РВ а то<:»•«? нпг?!'оп внми андезитами островодужного типа (й!кпг1а'17л* »ч е] . он«). Уол-^ри» метаморфизма для гранатовых 'Л гранят- дан'зпир'ч" с"-»»»'. ■ Се

вано-Акеринской зоны составили: Т=700° -800° С,Р=10-12кб(по (Пер-чук.1970;Raheim,Green, 1974).Амфиболиты также присутствуют в разрезе расслоенного комплекса, относящегося к офиолитам; по типу протолита эти породы относятся к габброидам СОХ и к кумулятам бонинитового типа ;Закариадзе.Силантьев,Кононкова. 1992).Судя по составам сосуществующих плагиоклаза и амфибола,оба типа амфиболитов были образованы при T-5Q00 -600°С и Р=2-4кб, то есть по Р-Т условиям метаморфизма соответствуют метагабброидам толеитового и бонинитового типов глубоководного желоба Тонга (активная зона перехода океан-континент).

fi.4-5.Метаморфические породы, ассоциирующие с оФиолитами Югославии. Греции. Турции. Ирана и Омана.Коллизионный метаморфизм р Восточном Средиземноморье.По Р-Т параметрам метаморфизма изученные метаморфические породи соответствуют аналогичным образованиям, ассоциирующим с офиолитами Греции. Турции. Ирана и Омана ( Spray, Roddick, 1980; Okay. 1982; Painlc, Adib. 1982; Ghent, Stout. 1982 ). Большая часть метаморфических комплексов этого типа была сформирована при давлениях 5-9кб и температурах 300°-800°С. В тех случаях, когда базальные метаморфические комплексы не подвергались тектонической дезинтеграции, в них Фиксируется температурная зональность, соответствующая интервалу от гранулитовой до зеленосланцевой фации (например, в подошве офиоли-тового комплекса Семаил).Как подчеркивалось выше, петрологические и изотопные данные о высокобарических метаморфитах. ассоциирующих с кипрскими и сирийскими офиолитами. свидетельствует об отсутствии в метаморфической системе флюида морского происхождения.С другой стороны, изотопные данные указывают на участие такого Флюида в низкотемпературном метаморфизме изверженных пород из офиолитовых комплексов, ассоциирующих с изученными ьисокобарическими метаморфитами .(Sclilífman et al..19871.Таким образом, есть основания предполагать, что обдукционный метаморфизм юго-западной части Кипра и северо-запада Сирии протекал вне океанической обстановки или. но крайней мере, без доступа в прото-лич 'Ut/.uia мирского происхождения. Возраст метаморфических пород комплекса Мамония составляет 83-90млн.лет(Бргеу.Roddick.1981); близкий возраст обнаруживают также амфиболиты, ассоциирующие с офиолитами Бас-ein:i:r/ -95млн.ло| (Plakln et al., 1983). Существуют также данные о возраст е низкотемпературного метаморфизма, затронувшего пиллоу лавы офио-лиJJ-0 массива Тродоо;'|11) Д'лшш (íitaudlgel et al.. 1У«6) Возраст oti-¡. >з л. ai.1,1 жильных. селадонитоь тродосских базальтов составляет ! •'• или Л'-i 1ак lui, i 'оологические данные евадтсльсп уют к пользу

представлений о формировании метаморфитов Мамонии в результате надвигания офиолитовых масс Тродоса на вулканогенно-осадочную толщу три ас-мелового возраста, возникает необходимость допущения одновременности или близости в возрастном отношении высокобарического метаморфизма в подошве офиолитовой пластины, протекавшего без участия Флюида морского происхождения, и низкобарического метаморфизма в офиолитовон комплексе с участием такого флюида, и соответствующего, по Р-Т параметрам метаморфизму, характерному для срединно-океанических хребтов. Возможно, что в течение надвигания офиолитовых пластин внутри офи-олитового разреза продолжались процессы низкотемпературного изменения изверженных пород вследствие присутствия в их трещинах и полостях захваченной реликтовой морской воды.Близкие возрастные соответствия наблюдаются также между высокобарическими метаморфитами Омана: 75-Э0млн. лет (Llppard.1933) и метабазитами низкой ступени метаморфизма из оманских офиолитов:95млн,лет (Chen.Palllster,1981). Геохимические особенености изученных пород позволяют относить их к метаморфическим производным г.улканогенно-осадоч):ых толщ, характерных для пассивных континентальных окраин.Тот же характер протолита устанавливается для метаморфитов из других высокобарических комплексов, ассоциирующих с офиолитами Восточного Средиземноморья (те же источники).Исключением являются два региона: о.Эвбея (Греция)- низкокалиевые островодужные базальты(Babien et al.,1980) и район Амасия (Севано-Акеринскал Зона)-низкокалиевые толеитовые андезиты.Назальные метаморфические комплексы, образованные во временном интервале 1б0-190млн.лет(Динариды.Эвбея,Малый Кавказ) по сравнению с аналогичными позднемеловыии комплексами (Крит, Кипр, Сирия, Турция. Иран, Оман). в целом, характеризуются несколько более высокими давлениями и температурами метаморфизма и более гетерогенным строением протолита;

В Средиземноморском поясе выделяются две главные зоны распределения офиолитов: 1) Западная (Альпийско-Лпеннинская) и 2)Восточная (Ли -наридо-Эллинидская) (Abbate et al.,1980). при этом выделяется переход пая зона между Западным и Восточным Средиземноморьем, приуроченная к северной части Динарид.Анализ всех имеющихся данных, позволяет полагать, что Динариды, возможно, могут рассматриваться также как пограничная область между двумя провинциями Срчдияг'ипоморгепго ппмса нлдной и восточной), каждая из которых х.чрпкк'рину-'тоя "tvum npcufin д.шпи.ч типом высокобарических могпмпрфич'.'ош гочил'Т лт,. «.миииру»--i»it;c о офиолитами. Метаморфические компл'лч и «»>чч '•vr-nvnia-wi' »••» гтпя?"

хождения фиксируются только в западном сегменте Средиземноморья По Шрейеру (1985). глубокая субдукцля (продукты которой наблюдаются, например, в комплексе Дора Найра) возникает при коллизии двух континентов и указывает на крутое погружение зоны субдукции. Некоторые мезозойские метаморфические комплексы Альп могли быть образованы в результате рет-1 оградной обдукции, то есть при диафторезе пород из сверх-высокобари-ческих субдукционных комплексов при перемещении их к земной поверхности. В противоположность этому, большая часть высокобарических метаморфических комплексов, ассоциирующих с офиолитами Восточного Средиземноморья соответствуют по условиям образования Р-Т траектории прогрессивной обдукции (рис.6): иными словами, эти метаморфические комплексы были сформированы вне зон субдукции. Наряду с минералогическими особенностями пород из высокобарических комплексов, распространенных здесь, на это указывает также их тесная пространственная связь с одновозраст-ными с ними офиолитовыми комплексами, ни в одном из которых не наблюдаются признаки высокобарического метаморфизма субдукционного типа.

В Западном Средиземноморье сверх-высокобарические комплексы мета-морфитов включают в качестве составных частей как метатерригешше. так и метаофиолитовые составляющие.Большая часть высокобарических метамор-Фитов Восточного Средиземноморья была образована во временном интерва-е 95-66млн.лет, которому соответствовало закрытие мезозойского бассейна океана Тетис.В это время массы офиолитов. представляющие собой Фрагменты разрезов коры, сформированной в результате спредингового и субдукционного магматизма, испытали перемещение в результате которого офиолитовые пластины оказались надвинуты на вулканогенно-осадочные толщи пассивной окраины: в Омане с северо-востока и востока (Lippard, 1983). в Загросе (Иран) с юго-юго -запада (Alavl-Tehranl.1980), на Кипре и в северо-западной Сирии с севера (XenopHontos.1989.Parrot, 1977), и на Крите с юго-запада (Seidel et al.,1981).

Во ьсex. ассоциирующих с высокобарическими метаморфитами, офиоли-IGBUX комплексах иаблюглются признаки метаморфизма, характерного для современных океанических областей.В областях распространения Динарид. Эялинид и офиолитов Малого Кавказа, судя по возрастным оценкам \li'1 -180млн. лет), обдукция офиолитов происходила раньше, чем в южной и юг о-посточной частях Восточного Средиземноморья. Причем, для этих районов, в Целом, также характерно соответствие возрастов пород из офио-пи'юьых массивов и из ассоциирующих с ними метаморфических комплекта иргмггЧ'пельнг). что ь офиолитовых зонах Удлинил (Уной!) и Малого

Рис. 6. Возможные Р-Т траектории метаморфизма при различных геодинамических режимах по (Зсвгеуег, 1985).На врезке - схематический разрез зоны субдукиии, поглощающей океаническую литосферу с ро трастом ЮОмлн.лет. по (РеЬапеу, Не^езоп, 1978). Метаморфичеоси» комплексы: 1-Альпы. 2-Динариды, З-Эллиниды, 4-Крит, Р-Кипр. С-•Сирия, 7-Иран, 8-Малнй Кавказ, 9-0ман;10-океаническая кера,П -литосферная плита. 12-верхняя мантия (пиролит). I."3 Р-Т условия. не реализуемые при метаморфических процессах р земних условиях.

Кавказа (Амасия) протолит высокобарических метаморфитов имеет ярко выраженную островодужную природу.То есть, в северном, широтном сегменте Восточного Средиземноморья в досреднеюрское (?) время, возможно, существовала система островных дуг. на которую несколько позднее были обдуцированы офиолиты Эвбеи и юго-западной части Севано-Акеринской зоны. Как было отмечено выше, гранат-клинипириксеноьие амфиболиты Дннарм и t Малого Кавказа, по условиям их образования близки к продуктам субдукционного метаморфизма.Однако, следует заметить, что это допущение требует реализации специфического термального режима в соответствующей зоне субдукции. который существенно отличается от режимов, предполагаемых для современных зон субдукции.

6.Основные защищаемые положения.

В работе предпринят синтез всех имеющихся в настоящее время геологических и петролого-геохимических данных о метаморфических породах 2-го и 3-го сейсмических слоев океанической коры, позволивший построить первую обобщенную Р-Т схему распределения условий метаморфизма океанского субстрата на разных этапах его эволюции и наметить главные геохимические тренды изменения его состава при метаморфизме. На примере многочисленных конкретных объектов продемонстрировано, что в течение геологической эволюции океанического бассейна, начиная от его раскрытия до замыкания и возникновения на его месте складчатого пояса, океаническая кора проходит через ряд метаморфических превращений, каждому из которых соответствует свой тектонический стиль и определяющие факторы метаморфизма. Установленные специфические признаки океанического метаморфизма позволяют идентифицировать его продукты в метаморфических комплексах, относящихся к различным геодинамическим обстановкам.

На защиту выдвигаются следующие положения;

1 Весь спектр метаморфических производных пород океанского oyoc-Tpaia в средшшо-океанических хребтах, асейсмичных поднятиях и, частично, в трансформних разломах Можно рассматривать как резулыат ме-та-mopij;i;>ma, связанного о деятельностью активных гидротерм uiuiux систем, протек 1ЮЩеГо на разных Уровнях глуоишюсти океанической Коры.

V, Митампрфиьм современных океанических (месешюв оолад.'и: I СЛеДУ»)-iiiin-ш опециПиесг.шш чертами' а) близким к ноеюнннчму и очень ui.<,kiim Гг-Jli рмичеошм Градиентом В ipeMHTiliX зонах среДИИИ.. иКеапИЧеи.ИА /рИЛоВ,' б/ (ЫТШНЛЫМ Характером ПереГ.рИсТЗЛ.'Ш.-.аШШ. 'ЬП'ЖНЫ-! г Не ( ahli Мер ш.м Пр(.ННКЛОИ'-Ш||-м plhiinn 1; Ш/р'/ДЫ, L: uli| . :i. Я ¡.. 11 | ...Л!

П.) ) ' И ВС;!!) Ь г;г)е. ii.e Г '¡Зг II J с 1Н' I i/liiilbi Л- J | ■! . • ¡...l/.ib'M.'

г) предельной температурой метаморфизма около 600°С для метабазитов 3-го слоя океанической коры;д) резко выраженной регрессивностью,связанной с подъемом глубинных высокотемпературных пород 3-го слоя з верхние, более насыщенные флюидами, коровые горизонты; е) преимущественно неизохимическим характером перекристаллизации пород субстрата, проявленным в подвижном поведении большей части породообразующих элементов (кремния, магния, железа, кальция, натрия, калия) и в отличии ж базальтов 2-го слоя океанической коры от их метаморфических производных по величине отношения №г0+К20)/ СаО (<0.32); ж) высокими содержаниями хлора в анионной группе амфибола и зеленого серпентина из океанических метабазитов и метагипербазитов.

3. Породы океанической коры, распространенные в задуговых бассейнах и в глубоководных желобах, несут в себе признаки двух различных типов метаморфизма.К первому относится метаморфизм, свойственный современным океаническим бассейнам; ко второму - умеренно высокобарический, не характерный для океанических областей и отличающийся от метаморфизма океанического типа полнс^ минеральной перекристаллизацией пород субстрата, отсутствием регрессивного тренда и преимущественно изр-химическим профилем.

4. В коллизионных зонах присутствуют метаморфические производные океанической коры, представленные продуктами океанского метаморфизма -в офиолитах. обдукционного метаморфизма — в метаморфических подошвах в основании офиолитовых пластин и в тектонических блоках из меланжа, и субдукционного метаморфизма - в чешуях структур тектонического коллажа.

Основные работы, опубликованные по теме диссертации:

1.С.А.Силантьев,В.М.Лавров. Метаморфические породы восточно!о фланга хребта Рейкьянес.ДАН СССР. 1976, т. 228. N5. с. 1182-1186.

2.С.А.Силантьев.Признаки гранитизации эпидотовнх амФиболитов в Атлантическом океане.ДАН СССР,1976.т.230.N4.с.949-953.

3.В.И. Чернышева, С. А. Силантьев. Глаукофановые сланцы желоба Пузр то-РИКО. ДАН СССР. 1971.Т. 237, М. с.929-931.

4.с.А.Силантьев.Геохимические различия между океаническими чмфн болитами офиолитового типа и амфибплитами реликтовых банков, ('ооукичз, 1978.111?. С. 1889-1892,

5. С, А. Силантьев. Метаморфизм пород океанической KupiJ.fi п;, Мин-> рчльннр преобразования пород окоаж'кпго ••:;(> ч-р-п». м "Яяч

ка\1981.с.120 -126.

6.С.А.Силантьев. В.И.Чернышева.Метаморфизм гипербазит-габбро-ба-зальтового комплекса хребта Карлсберг. Изв. АН СССР, сер.геол.,1981,N12, с. 47-55.

7.С.А.Силантьев, Л.П.Плюснина.Р-Т условия образования метабазитов разлома Хейзен и Марианского желоба(ТихиЙ океан).ДАН СССР,1982,т.265,Н 4. С. 952-955.

8.С,А.Силантьев.Петрологические и геохимические особенности метаморфических комплексов островных дуг Атлантического океана.Изв.АН СССР. сер. геол. .1983. N1. с. 17-28.

9.С.А.Силантьев.Амфиболиты океанических бассейнов.В сб.:Магматические и метаморфические породы морского дна и их происхождение. М. . "Наука". 1983. с. 106-119.

10. С. А. Силантьев. В. И. Чернышева. Два типа базальтоидов хребта Бро-KfiH. ДАН СССР. 1983. т. 272, N3. с. 687-691.

И.С.А.Силантьев.Метаморфические породы ¿ща Атлантического океана. М.. "Наука". 1984,103с.

12.S. A.Sllantyev. Metamorphlc rocks of the Atlantic Seafloor. International Geology Review (V.H.Winston and Sons, Inc.). 1985, v.27.p.881- -941.

13. С. А. Силантьев. Генезис роговообмаэдовых габбро расслоенных комплексов офиолитов и океанической коры. Геохимия. 1985. N6.с.761-773.

14. С. А. Силантьев. Б. В. Баранов. Г. М. Колесов. Геохимия и петрология амфиболитов хребта Ширшова(Берингово море). Геохимия.1985,Ц12,с.1694-

1705. л ; ' '

15.С.А. Силантьев.Породы фундамента юго-восточно^ части Индийского океана. В сб.:Геолого-геофизическое изучение асйсмичных роднятий океан->:пн'| дна.М.. "Наука", 1985. с. 93-104. '

16.С.А.Силантьев. С, К. Злобин. Метаморфизм пород внутреннего склона северной части желоба Тонга.В сб.:Океанический магматизм.Эволюция и I еологичеокая корреляция.М. ."Наука",1980,с.250-262. •

17. С. А. Силантьев. 0. П. Цамерян. Н. Н. Коненкова. Состав -амфибола в ме-uiija -.urhx океана и переходных зон как индикатор условий метаморфизма и •1 пищн'Л'о pt-жима. Геохимии. 1987. N9, с. 1260-1273. ■

16.С А Пшитдзв.С.Ф,Нариенко,А.Ь:Ляликов.Г.М.Колеиов.Гьихимия и f>/:i<i>*HUi) генеаис метабазитов разлома Хейзен-и Марианского- желоби (Ти-

ч еаньДАН С(.'ПМЧВ7,т 293.л3. О.СУ7-700.

14 ij -н- 1я<»7.я. г>. ¥■ Кягренки.0. С. Bogdanwvsk'y..» A. Si laiityev et

al. Nd and Sr Isotope and REE Geochemistry In metabaslc Rocks associated with mesozolc Ophlolltes of the Sevano-Akera Zone" Lesser Caucasus. Oflolltl. 1988. V.12(2/3),p.137-156.

20.А.Л.Девирц,С.Д.Минеев,С.А.Силантьев и др.Изотопный состав Н, О, S и С в метабазитах Тихого океана. ДАН СССР, 1988,т. 299,HI. с.214-218.

21. С. А. Силантьев, А. А. Пейве, Г. М. Колесов, Н. Н. Кононкова. Геохимическая аномалия в третьем слое океанической коры:возможный состав пород дометаморфического субстрата в разломной зоне 15°20 . Атлантика. Геохимия, 1989. N5, с. 702-713.

22.С.А.Силантьев,Р.Г.Магакян,Н.М.Сущевская и др.Новые данные о вещественном составе пород хребта Девяностого градуса(Индийский океан) и их значение для интерпретации его-тектонической эволюции.Геотектоника. 1990, N4. с. 68-84.

23. А. И.Трухалев,С.А.Силантьев,Н.А.Куренцова и др.Древние K-Ar возраста метагаббро и гранито-гнейса, драгированных в осевой части Средшшо-Атлантического хребта,26° с.ш.ДАН СССР. 1990.т.311,N6.п. 1417-1452.

24.С.А,Силантьев,Л.В.Дмитриев,Г. С. Закариадзе. Породы континентальной и древней океанической коры в Атлантическом океане: состав к возможная тектоническая позиция. В сб.: Магматизм и тектоника океанов.М.. "Наука". 1990, с. 143-168.

25. Б.А. Базылев,С.А.Силантьев, Н. Н. Кононкова. Метаморфизм гипербази-то'в океанической коры. В сб.: Магматизм и тектоника океанов. И.. "Наука". 1990,0.296-318.

26. С. А. Силантьев, D. А. Костицын. Изотопный состав Sr и концентрации Rb и Sr в породообразующих минералах амфиболитов разломчой зоны 15' 20 (Атлантика) в связи с условиями океанического метаморфизма. ДМ! C.CCF 1990, Т. 315, N3. С. 707-711.

29. С, А. Силантьев, М. В. Мироненко. Б. А. Базылев, D. В. Семенов. Метаморфизм. связанный с гидротермальными системами сррлпнно-окешшческих хребтов: опыт термодинамического моделиротния. Геохимия. 1РЯ2. ?15.

С.1015-1034.

27.С.А.Силантьев.Метаморфические комплексы восточного Средиземноморья. ассоциирующие с офиолитами:условия метяморФи?ма. прнрогл прото-литов. геодииамические режимы Формирования.Пг'трологип. г.). ¡11. С.449-472.